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betragen 0,1 und 0,02. 
Um jahreszeitliche Schwankungen zu eliminieren, wurden die Hori 
zontalverteilungen für Temperatur und Salzgehalt im oberflächennahen 
Bereich getrennt für Sommer- und Winterhalbjahr angefertigt. Bei der 
Festlegung von Sommer- und Winterhalbjahr wurden die sechs Monate 
mit den höchsten Temperaturwerten als Sommerhalbjahr und die ver 
bleibenden Monate als Winterhalbjahr definiert. Der Sommer reicht 
von Juni bis November und der Winter von Dezember bis Mai. 
Ursprünglich sollte eine derartige Festlegung denen entsprechen, die 
andere Autoren benutzen, um eine gute Vergleichsbasis zu bieten. 
Dies war nicht möglich, da bisher keine einheitlichen Zeitspannen 
für die Festlegung von Sommer- und Winterhalbjahr vorliegen. 
DIETRICH (1969) definiert in seinem Atlas als Sommer die Monate 
August bis Oktober und als Winter die Monate Februar bis April. Die 
hier benutzte Einteilung kann sich auch nicht an die meteorologische 
Definition halten, da das Meer aufgrund der hohen spezifischen Wärme 
von Wasser verzögert auf atmosphärische Veränderungen der Temperatur 
reagiert. Die Eisgrenze in der Sommerhalbjahresdarstellung der 
Temperaturverteilung entspricht dem Zentralwert der Eisbedeckung des 
Monats September, der über die Jahre 1963 bis 1978 gemittelt ist 
(STRÖBING, 1985, pers. Mitteilung). Bei der Winterdarstellung wurde 
der Zentralwert der Eisbedeckung des Monats März gewählt. Der 
Zentralwert gibt die beobachtete mittlere Position der Eisgrenze an. 
Zusätzlich wurden Temperatur- und Salzgehaltsverteilungen auf 
Dichteflächen erstellt, um unter der Annahme, daß sich Wassermassen 
aus energetischen Gründen bevorzugt auf Isopyknenflächen ausbreiten, 
charakteristische Wassermassen wie z. B. AW besser als in den 
Verteilungen von Temperatur und Salzgehalt der Tiefenbereiche ver 
folgen lassen. 
Um Aussagen Uber den Verlauf der Zirkulation im Europäischen 
Nordmeer machen zu können, wurden Karten der Verteilung der poten 
tiellen Vorticity in unterschiedlichen Dichtebereichen angefertigt. 
Die zugrundeliegende Theorie wird im Anhang erläutert. 
Die potentielle Vorticity wurde nach dem Verfahren von McDOWELL, 
RHINES und KEFFER (1982) berechnet. Zuerst wurden Karten von der 
Tiefenlage der Dichteflächen erstellt, dann die Tiefendifferenz pro 
l°xl° Feld ermittelt. Die weitere Berechnung geschah nach folgender 
Formel: 
V P 
q = potentielle Vorticity 
f = Coriolis-Frequenz