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abgekühlt und sinkt bis zur Salzgehaltssprungschicht. Dort wird es 
durch das darunterliegende AW erwärmt, verändert aber aufgrund der 
unterschiedlichen Diffusionsgeschwindigkeiten seinen Salzgehalt 
nicht wesentlich. Es wird leichter und steigt wieder an die 
Meeresoberfläche, wo es seine Wärme an die Atmosphäre abgibt und 
erneut absinkt. Das AW, das seine Wärme an das PW abgegeben hat, 
aber dessen Salzgehalt nahezu unverändert bleibt, ist schwerer 
geworden, sinkt nach unten und wird durch neues, warmes AW ersetzt. 
Die Salzgehaltssprungschicht bleibt erhalten, und es bilden sich 
zwei Konvektionsregime aus. Teile des AW werden abgekiihlt und sinken 
langsam in die Tiefe, bis sie eine Dichte erreicht haben, die der 
des Tiefenwassers entspricht (Abb. Nr. 11). 
Abb. 11 Der Doppeldiffusionsprozeß in einem Theta/S- 
Diagramm nach CARMACK und AAGAARD (1973) 
A = Atlantisches, S = Polares Wasser, 
BW = Tiefenwasser 
McDOUGALL (1983) ergänzte diese Theorie, in dem er mit seiner 
Modellrechnung herausfand, daß die Mengen des advektierten AW und 
des Tiefenwassers, das durch Doppeldiffusion gebildet wird, gleich 
groß sind. Somit reicht Doppeldiffusion alleine aus, um die von 
CARMACK und AAGAARD (1973) geschätzte Menge von 30 +/- io x 10 3 km 3 
Tiefenwasser, die das Europäische Nordmeer verläßt, zu produzieren. 
KILLWORTH (1979) entwickelte eine Tiefenwasserbildungstheori^ 
die auf grundsätzlich anderen physikalischen Prozessen als die 
Theorie von CARMACK und AAGAARD (1973) beruht. Er zeigt, daß 
Tiefenwasser in flächenmäßig kleinen Gebieten produziert Jerden 
kann. Als Voraussetzung muß durch physikalische Prozesse die Sta 
bilität einer eng begrenzten Region reduziert werden. Barokline 
Instabilität der mittleren Strömung ist in der Lage zyklonale und 
antizyklonale Wirbel zu bilden, deren Durchmesser dem Rossby-Radius