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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 Stabilität
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
