Auch die mit Hilfe von großskaligen Zirkulationsmodellen abgeschätzten Raten der Tie-fenwasserbildung und die Größe der therrnohalinen Zelle sind mit einigen Unsicherheiten versehen. Daf"ur gibt es mehrere Gründe. Durch die meist sehr grobe räumliche Auflösung der GCMs (Global Circulation Model) von 4° x 4° , werden die z.B. die Bedingungen, die in der Labradorsee herrschen und Konvektion begünstigen, zusa=en mit den Daten von außerhalb der Labradorsee gemittelt. Viele höher auflösende Modelle haben darüber-hinaus ihre nördliche Randzone bei 65° N, so daß die tiefen Komponenten des westlichen Randstroms nicht im Modell gebildet, sondern durch Randbedingungen vorgegeben wer-den, z.B. durch mittlere Temperatur- und Salzgehaltsverteilungen (Levitus, 1982) in der
Ranihone (Sarmiento, 1986; Böning et al., 1991; Semtner und Chervin, 1992). Durch die grobe räumliche Mittelung dieses Datensatzes ist das Signal des Overflow-Wassers aus der Dänemarkstraße nicht mehr zu erkennen, so daß ein Teil der tiefen thermohalinen Komponente im Modell gar nicht vorhanden ist. Die Modelle werden meist mit monatli-chen Mittelwerten der Windfelder angetrieben (Hellermann und Rosenstein, 1983; Isemer und Hasse, 1987) und dadurch, daß die Oberflächenwerte zu den monatlichen mittleren Salzgehalts- und Temperaturverteilungen von Levitus (1982) hingezwungen werden.
Beides, die räumliche und die zeitliche Mittelung ist viel gröber als die Skalen der tiefen Konvektion. Neuere Untersuchungen zur Dynamik der Konvektion haben gezeigt, daß die aktiven Konvektionszellen einen Durchmesser von <2 km besitzen und hohe Vertikalge-schwindigkeiten von einigen Stunden Dauer auftreten. (Schott und Leaman, 1991; Visbeck, 1993; Schott et al., 1994). Die Tiefenwasserbildung wird in den Modellen durch Convec-tive Adjustment parametrisiert. Bei vertikaler instabiler Schichtung, hervorgerufen z.B.
durch Abkühlung des Oberflächenwassers, werden die davon betroffenen vertikalen Schich-ten vermischt. Folgende Methoden werden dabei angewandt (Marotzke, 1991):
• 'Standardmethode' (Semtner, 1974; Cox, 1984): nach jedem Zeitschritt wird geprüft, ob die beiden oberflächennächsten vertikalen Schichten instabil sind. Falls ja, werden Schicht 1 und 2 vermischt. Als nächstes wird festgestellt, ob Schicht 3 und 4 insta-bil sind, wenn ja, findet Vermischung statt, usw. Beim nächsten Zeitschritt werden Schicht 2 und 3, Schicht 4 und 5, usw geprüft, und falls instabil, vermischt. Man braucht also mindestens SA·2N Zeitschritte (SA:Anzahl der vertikalen Schichten, N:
Anzahl der Iterationen) um Dichteänderungen an der Oberfläche in der Bodenschicht zu bemerken. Wenn bei zuerst homogener Dichte aller Schichten die Oberfläche ab-gekühlt wird, wird diese bei der ersten Iteration nur mit Schicht 2 vermischt. Bei der zweiten Iteration vermischt dann Schicht 2 mit Schicht 3, und die Dichteschichtung zwischen Schicht 1 und Schicht 2 wird wieder instabil. Stabile Verhältnisse können nur wiederhergestellt werden, falls die Dichte mit der Tiefe zunimmt.
• 'Complete Mixing'- Methode (Marotzke und Willebrand, 1991): Bei jeder Iteration wird überprüft, ob vertikale Instabilitäten auftreten. Ist dies der Fall, wird der in-stabile Teil der Wassersäule sofort vermischt. Alle Schichten mit gleicher potentieller Dichte werden in die Vermischung miteinbezogen. Nach maximal SA-1 Iterationen
ist eine vertikale Stabilität erreicht.
• 'Implicite Diffusion' - Methode (Cox, 1984): Falls vertikale Instabilitäten auftreten, wird der vertikale Diffusionskoeffizient erhöht und stärkere Vermischung in allen Tie-fen setzt ein, bis die Stabilität wiederhergestellt ist. Dies kann mehrere Zeitschritte dauern oder sofort geschehen.
Ob diese Parametrisierungen der Konvektion geeignet sind, den integralen Effekt auf die Eigenschaften des neu gebildeten Tiefenwassers zu simulieren, kann besonders gut mit Tracern wie den Freonen untersucht werden. Bis jetzt mangelte es aber an geeigneten Be-obachtungen. Da die beiden Gebiete im Nordatlantik mit tiefer Konvektion (Labradorsee und Grönlandsee) im Spätwinter schwer zugänglich sind und dort Konvektion nicht jedes Jahr stattfindet, bietet sich der Golf du Lion im westlichen Mittelmeer, wo ebenfalls im Spätwinter tiefe Konvektion bis zum Boden stattfinden kann als Untersuchungsgebiet für Prozeßstudien an. Das 1991-1992 dort durchgeführte Tomographie - Experiment (Thetis3 Group, 1994) bot die Möglichkeit, an einigen dafür vorgesehenen Reisen teilzunehmen und Traceranalysen durchzuführen. Tracerrnessungen zur Untersuchung der Tiefenwasser-bildung durch Konvektion wurden auch im Rahmen des GSP (Greenland Sea Project) in der Grönlandsee durchgeführt (Rhein, 1991; Schlosser et al., 1991). Allerdings konnte dort nur ein Freonprofil in einem Konvektionsereignis gemessen werden. Die Ergebnisse werden in Kap. 2 vorgestellt.
Neben den bereits genannten Problemen zeigen die Modelle, z.B. das Hamburger Mo-dell (Maier-Reimer et al., 1993) und das GFDL MoMo-dell (Manabe et al., 1990), ein Auf-quellen von Tiefenwasser im Atlantik in mittleren Breiten (Böning et al., 1994). Beide Modelle werden auch zur Untersuchung des Treibhauseffekts benutzt (siehe Kap. 1.5) und das GFDL Modell, um die Verteilung von 14C im Weltozean zu simulieren (Toggweiler et al.,1989a, 1989b ). Der künstliche Auftrieb zwischen Küste und westlichem Randstrom, der etwa 1/3 des vom Modell erzeugten Tiefenwassers entfernt, ergibt ein signifikantes De-fizit im Bomben-14C Inventar im Vergleich zu Beobachtungen (Toggweiler et al., 1989b ).
Durch den dadurch geschwächten Tiefenwassertransport ist die meridionale Zelle auch nicht ausreichend, um den im subtropischen Atlantik bei 24° N beobachteten nordwärtigen
'THETIS: THeoretical and Experimental Tomography In the Sea
Wärmetransport von 1.2± 0.3 PW zu reproduzieren (Hall und Bryden, 1982; Roemmich und Wunsch, 1985). Da die Tiefenwasserproduktion im Nordatlantik sehr sensitiv auf Va·
riationen der nicht genau bekannten Frischwasser· und Wärmeflüsse reagiert (Döscher et al., 1994; Maier-Reimer et al., 1993; Washington et al., 1993), läßt sich die Tiefenwas·
serbildungsrate zwar auf unrealistische Werte erhöhen, aber trotz der damit verbundenen höheren meridionalen Wärmetransporte verhindert das Aufsteigen des Tiefenwassers am westlichen Rand eine Übereinstimmung mit den Beobachtungen. Böning et al. (1994) konnten im CME Modell des Nordatlantiks den künstlichen Auftrieb durch eine andere Parametrisierung der isopyknischen Vermischung beseitigen (Gent und McWilliams, 1990):
ohne die Tiefenwasserbildung (16 Sv) zu erhöhen, nahm die thermohaline Zelle von 8 Sv auf 13 Sv zu, mit einer erheblich besseren Übereinstimmung der modellierten meridiona·
Jen Wärmetransporte mit den Resultaten anderer Arbeiten (Isemer et al., 1989; Trenberth und Solomon, 1993).