Betrachtet man die Erde vom Weltraum aus, sieht man sofort, dass es sich um einen Wasserplaneten handelt. Sie zieht als blaue Perle durchs All und ist unter den Planeten unseres Sonnensystems einzigartig. Von allen bekannten Planeten weist nur die Erde Meere auf, und diese bedecken 71 % ihrer Oberfläche. Deshalb wurde auch schon vorgeschlagen, »Ozean« sei für unseren Planeten ein viel angemessenerer Name als »Erde«.

Die vorherrschende Theorie zur Herkunft all diesen Wassers besagt, dass beständig Dampf aus dem Innern der jungen, heißen Erde aufstieg. Als sich die Oberfläche unter den Siedepunkt abkühlte, fiel unablässig Regen, und das viele Wasser sammelte sich an den tiefergelegenen Stellen. Diese Wasserfülle hat viele bedeutende Auswirkungen – vor allem aber ist sie der Grund, warum es Leben auf der Erde gibt.

Vergegenwärtigen wir uns zu Anfang dieses Buches ein paar grundlegende Fakten zum Weltmeer (siehe auch Abb. I im Farbteil): Es hat eine Fläche von 361 Millionen Quadratkilometern und ist im Schnitt 3800 Meter tief. Das ergibt ein Volumen von 1370 Millionen Kubikkilometern. Über 97 % des Wassers auf unserem Planeten befinden sich im Ozean, 2 % sind in Eisschilden gebunden (hauptsächlich auf Grönland und in der Antarktis); Seen, Stauseen und Flüsse enthalten weltweit 0,02 %, und 0,001 % ist ständig in der Atmosphäre.

Etwa die Hälfte des Meeresbodens besteht aus den riesigen, relativ flachen Tiefseeebenen, die typischerweise zwischen 3000 und 5000 Metern unter der Oberfläche liegen. Sie sind mit Sedimenten bedeckt, in denen sich alles ansammelt, was aus der Wassersäule darüber herabsinkt – meist Produkte biologischer Aktivität. Der Tiefseeboden ist daher eine Art planetarischer Müllhalde, wo unter dem Einfluss der Schwerkraft schließlich die meisten beweglichen Partikel der Erde landen. Die Tiefseeebenen werden von den Kontinentalabhängen begrenzt, wo der Meeresboden zu den flachen Schelfmeeren wie der Nordsee ansteigt, die die meisten Kontinente umgeben. Diese Schelfmeere sind im Allgemeinen 100 bis 200 Meter tief.

Aus der Tiefsee ragen die riesigen Gebirgszüge der Mittelozeanischen Rücken sowie große Unterwasservulkane empor. Manche – etwa die Hawaiiinseln – erheben sich bis über den Meeresspiegel. Außerdem gibt es tief eingeschnittene Gräben, die beispielsweise im nordpazifischen Marianengraben bis zu 10 923 Metern hinabreichen.

Diese Grundzüge der Meerestopographie sind durch die Plattentektonik bedingt: die Bewegung der Ozean- und Kontinentalplatten der Erdkruste. Das Material der kontinentalen ist leichter als das der ozeanischen Platten, deshalb sinken Erstere nicht so tief in die weiche Substanz darunter und ragen höher auf. Flache Schelfmeere gibt es überall dort, wo das Meerwasser über die Ränder der Kontinentalplatten reicht. (Auf dem Höhepunkt der letzten Eiszeit gab es viele dieser Schelfmeere nicht, weil wesentlich mehr Wasser in den Eisschilden auf dem Land gebunden war und der Meeresspiegel deshalb um 120 Meter tiefer lag.) Die steilen Kontinentalabhänge bilden die Ränder der Kontinentalplatten, während die Tiefseeebenen die Oberflächen der ozeanischen Platten sind. Da alles auf dem weichen Erdmantel schwimmt, bestimmt sich die relative Höhe der Kontinental- und Ozeanplatten durch ihre unterschiedliche Dichte und das Gewicht des Wassers, das auf den Meeresboden drückt. Das hat zur Folge, dass das Meerwasser gerade das Niveau der Kontinentalplatten erreicht.

An den Mittelozeanischen Rücken entsteht neuer Meeresboden: Dort treiben die Ozeanplatten auseinander, sodass neues Material aus dem Erdinneren aufsteigen kann. Tiefe Gräben bilden sich an Stellen, wo ein Teil einer Ozeanplatte unter eine Kontinentalplatte gedrückt wird, beispielsweise vor der japanischen Küste.

Von besonderem Interesse sind nahezu abgeschlossene Randmeere wie das Mittelmeer, die Nord- und Ostsee oder das Japanische Meer. Hier entwickelten sich schon früh Seefahrt und Handel, und an ihren Küsten lebten von jeher viele Menschen. Heute bereitet in diesen Meeren die zunehmende Verschmutzung einige besondere Probleme, weil nur ein beschränkter Wasseraustausch mit dem offenen Meer stattfindet.

Für Meeresforscher ist der Ozean nicht einfach bloß mit Wasser gefüllt, sondern mit einer Reihe ganz bestimmter Wassermassen, von denen eine jede – wie ein guter Wein – ihren spezifischen »Geschmack« und Jahrgang aufweist. Diese Wassermassen tragen Namen und Abkürzungen wie Nordatlantisches Tiefenwasser (NADW), Sargasso-See-Wasser, Antarktisches Bodenwasser (AABW) oder Nordpazifisches Zwischenwasser. Es gibt sogar Bezeichnungen für Wassermassen, von denen man annimmt, dass sie vor Zehntausenden von Jahren existierten, zum Beispiel das Glaziale Nordatlantische Zwischenwasser (GNAIW): eine Wassermasse, die während der letzten Eiszeit den größten Teil des nördlichen Nordatlantiks ausfüllte.

Die beiden wichtigsten Unterscheidungskriterien für Wassermassen sind Temperatur und Salzgehalt; auf diese gehen wir unten näher ein. Aber auch Merkmale wie Sauerstoff-, Nährstoff- und Säuregehalt sowie die Sättigung mit Calciumcarbonaten sind für das Leben im Meer von großer Bedeutung. Die Meeresforscher untersuchen zudem das Alter von Wassermassen – damit meinen sie die Zeit, die vergangen ist, seit dieses bestimmte Wasser unter die Oberfläche gesunken ist und keinen Kontakt mehr zur Atmosphäre hatte. Das ist wichtig, weil sich die Wasserzusammensetzung ändert, wenn es mit Luft in Berührung kommt: Der Sauerstoffgehalt wird höher, und der Anteil instabiler Kohlenstoffisotope gleicht sich dem in der Atmosphäre an, wo permanent das radioaktive Kohlenstoffisotop ¹⁴C aufgrund der kosmischen Strahlung entsteht. Wenn das Wasser von der Oberfläche in die Tiefe sinkt, nimmt der ¹⁴C-Anteil aufgrund des radioaktiven Zerfalls dieses Isotops langsam ab, und das wird zur Altersbestimmung genutzt. Das älteste Wasser findet man tief unten im Nordpazifik – es ist etwa 2000 Jahre alt. Man kann also eine »Umwälzzeit« des Ozeans schätzen: Im Durchschnitt sinken 0,04 Kubikkilometer Wasser pro Sekunde ab, sodass das obengenannte Gesamtvolumen rund einmal in 1000 Jahren ausgetauscht wird.

Es ist klar, dass die Meerestemperaturen in erster Linie von der ungleichen Sonnenscheinverteilung auf unserem Planeten abhängen: In tropischen Breiten ist das Oberflächenwasser warm – rund 30 ° C –, während seine Temperatur an den Polen in der Nähe des Gefrierpunkts liegt (der bei Salzwasser circa -2 ° C beträgt). Das wärmste Wasser im offenen Meer findet sich an der Oberfläche des westlichen tropischen Pazifiks, dem sogenannten warm pool. Seine Temperatur beträgt im Jahresmittel 30 ° C. Noch wärmeres Wasser gibt es im Sommer in einigen flachen Küstenbereichen.

Die Sonne beherrscht aber nur die Oberflächen der Weltmeere, nicht ihre unendlichen dunklen Tiefen. Der größte Teil des Meerwassers ist sogar sehr kalt – mehr als 80 % sind kälter als 5 ° C. Der Grund dafür ist einfach: In den polaren Breiten sinkt Oberflächenwasser ab, und dieses kalte Wasser füllt weltweit die Tiefsee (Näheres dazu folgt im Abschnitt über die Meeresströmungen). Das warme Wasser der Tropen und Subtropen ist hingegen leicht und bildet nur eine relativ dünne Oberflächenschicht von wenigen hundert Metern, die auf dem kalten Tiefseewasser schwimmt. Dies hat Henry Ellis, der Kapitän eines englischen Sklavenhandelsschiffs, 1751 als Erster beobachtet: Er holte im subtropischen Atlantik Tiefenwasser mit Hilfe einer langen Leine und einer »Meeressonde« in Form eines Eimers herauf, den ihm ein britischer Geistlicher, Reverend Stephen Hales, zur Verfügung gestellt hatte. Ellis stellte fest, dass das Wasser, das er aus etwa einer Meile Tiefe herauszog, kalt war: Die Temperatur, die man an Deck maß, betrug nur 12 ° C. Der Brief, den Ellis an Hales schrieb, legt den Schluss nahe, dass er keine Ahnung von den weitreichenden Konsequenzen seiner Entdeckung hatte: »Dieses Experiment, das anfangs zu nichts weiter als der Befriedigung der Neugier zu dienen schien, hat sich mittlerweile als sehr nützlich für uns herausgestellt. Mit seiner Hilfe können wir unser kaltes Bad haben und unseren Wein und das Trinkwasser nach Belieben kühlen, und das ist uns in diesem brennend heißen Klima höchst willkommen.«

Der Wasserkreislauf schwemmt ständig Partikel vom Land ins Meer. Der Regen fällt auf Felsen und andere Oberflächen und löst Mineralien. Die Flüsse der Erde transportieren daher schätzungsweise vier Milliarden Tonnen Salze pro Jahr ins Meer. Wenn das Wasser an der Oberfläche wieder verdunstet, bleiben die Salze zurück. Im Meer sammeln sie sich, deshalb ist die Salzkonzentration hier wesentlich höher als im Flusswasser – sie steigt bis auf ein Niveau, wo genauso viel Salz ausfällt wie ständig nachkommt, sodass sich ein Gleichgewicht einstellen kann. Die meisten Substanzen, die aus dem Wasser ausfallen, landen in den Sedimenten des Meeresbodens und wandern schließlich in die Erdkruste, wenn jener Teil des Meeresbodens unter Kontinentalplatten gedrückt wird. Genau wie das Weltmeer fungieren auch alle anderen Gewässer ohne Abfluss als Sammelbecken für gelöste Partikel und sind daher salzig, so beispielsweise der Great Salt Lake in Utah oder das Kaspische Meer.

Die verschiedenen gelösten Partikel werden auch unterschiedlich wieder aus dem Wasser entfernt. Bei manchen wird einfach der Sättigungsgrad erreicht, sodass keine weiteren mehr gelöst werden können und der Überschuss ausgefällt wird. Andere unterlaufen eine chemische Reaktion. Und einige, wie Silizium und Kalzium, werden eifrig von Organismen zum Aufbau kleiner und großer Schalen genutzt. Das Absinken dieser Schalen in die Sedimente bildet für diese Substanzen den Hauptausscheidungsprozess, und an vielen Stellen besteht das Sediment überwiegend aus diesen Schalen.

Bis zu 85 % der gelösten Substanzen im Meerwasser sind Chlorid und Natrium (die Bestandteile des gewöhnlichen Kochsalzes). Der Grund für diesen hohen Anteil ist ihre gute Löslichkeit in Wasser sowie der Umstand, dass sie nicht durch biologische Mechanismen entnommen werden. Der durchschnittliche Salzgehalt des Meerwassers beträgt 35 Gramm pro Kilo Wasser. Das sind 3,5 %, aber traditionellerweise geben Meeresforscher ihn in Promille an – sie sagen also 35 ‰. Angesichts des oben genannten Gesamtvolumens der Ozeane können wir folgern, dass sich rund 5 × 10¹⁶ Tonnen Salz darin befinden. Bei einem Eintrag von 4 × 10 ⁹ Tonnen pro Jahr erhalten wir eine durchschnittliche Verweildauer von etwa 10 ⁷ oder zehn Millionen Jahren. Diese Dauer ist um Größenordnungen länger als die der Vermischung des Meerwassers durch Strömungen und Turbulenzen. Daher können wir erwarten, dass die wichtigsten Salze im Weltmeer außerordentlich gut vermischt sind. In der Tat ist die Zusammensetzung des Meersalzes nahezu überall gleich – das war eine der vielen Entdeckungen der berühmten Challenger-Expedition Ende des 19. Jahrhunderts, der ersten globalen ozeanographischen Forschungsreise.

Dieser Umstand erleichtert den Meeresforschern einiges: Statt eine Unzahl verschiedener Salze messen zu müssen, brauchen sie nur die Salzkonzentration insgesamt festzuhalten – die sie als Salinität bezeichnen –, und die können sie über die elektrische Leitfähigkeit des Wassers bestimmen. Die Salinität ist von großer dynamischer Bedeutung, weil sie zusammen mit der Temperatur und dem Druck (der mit der Tiefe zunimmt) die Dichte des Wassers bestimmt und daher die Druckverteilung im Meer und die Strömungen beeinflusst.

Unterschiede in der Salinität im Meer resultieren aus den Quellen und Senken von Süßwasser, nicht aus den Quellen und Senken von Salzen, weil Erstere um Größenordnungen größer sind. Jedes Jahr verdunsten mehr als 4 × 10¹⁴ Kubikmeter Meerwasser, das entspricht über einem Meter in der Vertikalen. Somit wird das gesamte Meerwasser etwa alle 3000 Jahre ausgetauscht – das ist nichts gegen die 10 Millionen Jahre, die das Salz dafür braucht. Hohe Salinität finden wir daher dort, wo die Verdunstung die Niederschläge übersteigt – vor allem in den warmen und trockenen Subtropen –, und niedrige in den höheren Breiten oder in kleineren Maßstäben bei Flussmündungen. In der Nähe des Äquators führen die großen Wolken- und Regenmengen der intertropischen Konvergenzzone (dem berühmten tropischen Regengürtel) zu relativ niedrigen Salinitäten.

Abseits von den Küsten liegt der Salzgehalt der Ozeane meist zwischen 33 und 38 ‰. Teilweise abgeschlossene Meere können jedoch ganz andere Werte aufweisen. Die Ostsee, in die Regenfälle und Flüsse weit mehr Süßwasser einbringen als verdunstet, hat Salinitäten zwischen 5 ‰ bei Finnland und 15 ‰ im Skagerrak, ihrer flachen Verbindung mit der Nordsee und dem Weltmeer. Das andere Extrem bilden das Rote Meer und der Persische Golf mit Salinitäten von fast 40 ‰, weil hier die Verdunstung so hoch ist. Das Mittelmeer ist gleichfalls ein Meeresbecken, das mehr Süßwasser verliert als hinzukommt (etwa einen Meter pro Jahr). Zwei kräftige Strömungen in entgegengesetzten Richtungen durch die Straße von Gibraltar sind erforderlich, um den Ausgleich der Wasser- und Salzbilanz zu schaffen: Eine Oberflächenströmung, die relativ frisches Wasser ins Mittelmeer bringt, und ein salzhaltiger Ausfluss darunter.

Die Ozeane sind unablässig in Bewegung. Verursacht wird dies durch drei verschiedene Antriebskräfte.

Die erste sind die Gezeiten, also die Anziehungskräfte von Mond und Sonne. Sie bewirken Ebbe und Flut. Im Wesentlichen zieht der Mond eine große Menge Wasser an, sodass der Wasserspiegel an der Stelle steigt, über der der Mond am Himmel steht. Die Erde dreht sich unter diesem Flutberg. Weniger offensichtlich ist, warum die Flut an den meisten Stellen zweimal täglich kommt und nicht nur einmal. Der Grund ist eine zweite »Wasserbeule« auf der entgegengesetzten Seite der Erde, die von den Zentrifugalkräften bewirkt wird. Da sich die Erde »im freien Fall« durch das Gravitationsfeld des Mondes bewegt, sind Fliehkraft und Anziehung genau in der Erdmitte ausbalanciert. An der Oberfläche ist auf der dem Mond zugewandten Seite dessen Anziehungskraft stärker und hebt den Wasserstand an. Auf der gegenüberliegenden Seite ist die Mondanziehung schwächer, und das Wasser strebt vom Mond weg – was aus irdischer Sicht wiederum zu einer Anhebung des Wasserstands führt. Diese beiden »Beulen« bewirken, dass es zweimal täglich Flut gibt.

Die Überlagerung mit der ähnlichen, aber schwächeren Auswirkung der Sonnenanziehungskraft bewirkt den sogenannten Spring- und Nipptiden-Zyklus. Springtiden (die nicht mit Sturmfluten zu verwechseln sind) treten alle zwei Wochen auf, wenn Sonne und Mond in einer Linie stehen, sodass sich der durch sie bewirkte Tidenhub verstärkt, denn der Mond benötigt 29 Tage für eine Erdumrundung.

Dieses einfache Bild würde die Gleichgewichtstiden korrekt beschreiben, wenn unser Planet vollständig mit Wasser bedeckt wäre. Aber die Dinge liegen komplizierter, was zum einen an den Küstenlinien liegt und zum anderen an dem Umstand, dass so viel Wasser sich nicht schnell genug bewegen kann, um mit dem Mond darüber Schritt zu halten (wie aus der Luftfahrt bekannt ist, muss man mit Überschallgeschwindigkeit fliegen, um mit der Erdrotation Schritt zu halten). Die Ablenkung der Wasserbewegungen durch die Erdumdrehung (siehe unten) spielt auch noch eine Rolle. In Wahrheit kreisen die »Tidenbeulen« daher durch die großen Meeresbecken und interagieren mit den Küsten. An manchen Stellen führt die Form der Küste zu einer Resonanz, und das bewirkt einen besonders starken Tidenhub. Diese Orte sind besonders gut für Gezeitenkraftwerke geeignet. Die westkanadische Bay of Fundy ist berühmt für den höchsten Tidenhub der Welt, nämlich über 15 Meter am Kopf der Bucht.

Die zweite Kraft, die das Wasser in Bewegung versetzt, ist der Wind. Aufgrund ihrer Reibungskraft auf dem Wasser verursachen Winde Oberflächenwellen und -strömungen. Während die Gezeitenströme viermal täglich ihre Richtung um 180 ° ändern und das Wasser daher nur »hin und her schwappen« lassen, können andere Strömungen das Wasser über weite Distanzen transportieren. Wie sich diese großen Strömungen bewegen, widerspricht der Vorstellungskraft der meisten Menschen. Das liegt daran, dass die Erde eine rotierende Kugel ist und Strömungen durch die Corioliskraft abgelenkt werden (Letztere ist genau genommen gar keine Kraft, sondern eine Illusion, die sich bei einem Betrachter auf einem rotierenden System einstellt). Ein stetiger Wind aus Ost beispielsweise bewegt Wasser auf der nördlichen Halbkugel insgesamt nach Norden (allgemein gesagt, in einem Winkel von 90 ° nach rechts von der Windrichtung) und auf der südlichen Hemisphäre nach Süden (um 90 ° nach links). Deshalb drücken die östlichen Passatwinde in den tropischen Breiten auf beiden Hemisphären Wasser vom Äquator weg. Dieses Wasser muss durch Wasser ersetzt werden, das in Äquatornähe aus der Tiefe aufsteigt – ein bedeutendes Meeresphänomen, das als »äquatoriales Aufsteigen« (upwelling) bekannt ist und das Oberflächenwasser im Äquatorbereich mit Nährstoffen versorgt.

Hauptkennzeichen der vom Wind getriebenen Meereszirkulation sind die großen Subtropenwirbel, die in jedem Meeresbecken etwa zwischen dem 15. und dem 50. Breitengrad auftreten. Sie sind so etwas wie gigantische Wasserräder, die sich horizontal in den obersten paar hundert Metern des Meeres drehen. Jeweils an ihren Westseiten transportieren diese Wirbel Wasser als schmale, schnelle Randströmung polwärts: der Golfstrom im Nordatlantik, der Kuroshio im Nordpazifik, der Brasilstrom im Südatlantik oder der Ostaustralstrom im Südpazifik. Der Rückstrom Richtung Äquator ist dagegen breit und träge, er verteilt sich über nahezu die gesamte Breite des jeweiligen Meeresbeckens. Für die Meereskunde war es ein entscheidender Durchbruch, als Henry Stommel in den vierziger Jahren des 20. Jahrhunderts die theoretische Erklärung für diese »westliche Intensivierung« fand: Der Grund ist das Erhaltungsgesetz des Drehimpulses auf der rotierenden Erde.

Im Innern jedes Subtropenwirbels befindet sich eine riesige, nahezu gleichförmige Wassermasse, wo Oberflächenwasser zusammenströmt und langsam mehrere hundert Meter absinkt. Im Nordatlantik ist diese Wassermasse die Sargassosee mit ihren berühmten Anhäufungen dicker Tangwiesen, die Alexander von Humboldt in Ansichten der Natur (1807) so plastisch beschrieben hat. Nach Auswertung von Logbüchern seit Kolumbus’ Sichtungen der Tangwiesen war Humboldt vor allem fasziniert, dass das Seegras über Jahrhunderte am gleichen Ort zu finden war: »Solche Beweise der Beständigkeit großer Naturphänomene fesseln zwiefach die Aufmerksamkeit des Physikers, wenn wir dieselbe in dem allbewegten oceanischen Elemente wiederfinden« (Über die Steppen und Wüsten, Anmerkung 7).

Kommen wir nach den Gezeiten und dem Wind nun zur dritten Hauptkraftquelle der Meeresströmungen: dem »thermohalinen Antrieb«. Darunter versteht man den Wärme- und Süßwasseraustausch an der Meeresoberfläche, wodurch das Wasser wärmer oder kälter und salziger oder süßer wird. »Thermo« steht für die Temperaturänderung, »halin«, das vom griechischen Wort für Salz abgeleitet ist, für die Änderung der Salinität. Wie bereits erwähnt, beeinflussen Temperatur- und Salinitätsänderungen die Dichte des Wassers. Dichteunterschiede aber bewirken in Flüssigkeiten Druckunterschiede, und diese lösen natürlich Strömungen aus.

Die wichtigste Eigenschaft des thermohalinen Antriebs ist, dass er bestimmt, wo Wasser von der Oberfläche in die Tiefsee absinken kann: nämlich nur dort, wo die Dichte am höchsten ist. Nur in drei Bereichen des Weltmeers wird eine Oberflächendichte von fast 1028 kg / m ³ erreicht: im Nordatlantik (vor allem in der Labradorsee und im Europäischen Nordmeer), um die Antarktis herum (im Ross- und Weddellmeer) und im Mittelmeer. In den beiden ersteren Bereichen sind die niedrigen Temperaturen für die hohe Dichte verantwortlich, im Mittelmeer ist es, bei relativ hohen Temperaturen, die hohe Salinität. Da es nur durch die flache Straße von Gibraltar mit dem Atlantik verbunden ist, hat das Mittelmeer wenig Einfluss auf das Weltmeer. Die beiden genannten Polarregionen wirken sich hingegen tiefgreifend auf das gesamte Ozeansystem aus.

Hier sinkt Wasser ab – ein Prozess, der als »Tiefenwasserbildung« bezeichnet wird –, um sich dann in der Tiefe rund um die Welt zu verbreiten. Die Tiefen- und Bodenwasser der Weltmeere stammen von hier. Rückflüsse nahe der Oberfläche bringen Wasser zu diesen »Abflusslöchern«, wo sie das abgesunkene Wasser ersetzen. Das Ergebnis ist eine gewaltige Umwälzbewegung der Meere (Abb. III im Farbteil), die eine Stärke von rund 30 Sv hat. (Sv ist die Abkürzung für Sverdrup, eine alte Maßeinheit für die Strömung, benannt nach dem schwedischen Meeresforscher Harald Ulrik Sverdrup. 1 Sv = 1 Million Kubikmeter pro Sekunde.)

Wenn die Tiefsee mit diesem Wasser von hoher Dichte angefüllt ist, kann natürlich kein Wasser mit geringerer Dichte aus anderen Bereichen mehr absinken – solche Wassermassen müssen oben auf dem dichteren Wasser schwimmen. Aufmerksame Leser dürften hier ein Paradoxon entdecken: Wieso kann überhaupt weiterhin Wasser absinken, wenn der Ozean einmal mit Wasser höchster Dichte gefüllt ist? Warum kommt die große Umwälzung des Meeres nicht einfach zum Erliegen? Der Hauptgrund ist, dass die Turbulenzen im Ozean langsam Wärme von den warmen Oberflächenschichten in die Tiefe hinuntermischen und so im Lauf der Zeit dort die Dichte verringern. Dieser beständige Verlust an Dichte ermöglicht den fortgesetzten Austausch von Tiefenwasser durch »junges« Wasser aus den Polargebieten.

Im 19. Jahrhundert debattierten Wissenschaftler ausgiebig darüber, was die wesentlichen Meeresströmungen wie den Golfstrom bewirkt: Wind oder thermohaline Kräfte? Wurden diese Meeresbewegungen vom Wind angetrieben, oder handelte es sich um »Konvektionströme«, wie man damals sagte?

In gewisser Hinsicht ist diese Frage auch heute noch nicht völlig beantwortet. Wir wissen jetzt, dass viele Strömungen, darunter der Golfstrom, auf eine Mischung aus beiden Antriebskräften zurückzuführen sind: Sowohl die Wind- als auch die thermohalinen Kräfte spielen eine entscheidende Rolle, aber es ist schwierig, den jeweiligen Anteil zu bestimmen.

Der Golfstrom ist die westliche Randströmung des Subtropenwirbels im Nordatlantik, und weiter oben wurde sie als vom Wind verursacht dargestellt. Aber hinzu kommt eine nach Norden gerichtete Oberflächenströmung, die Teil der gerade beschriebenen thermohalinen Umwälzung ist – und die ebenfalls zum Golfstrom beiträgt. In den mittleren Breiten des Atlantiks wird das Ausmaß dieser Umwälzung auf 15 bis 20 Sv geschätzt. Der Golfstrom hat insgesamt etwa 70 Sv (wenn man lokale Gegenströmungen mit berücksichtigt). Also könnte man für den Golfstrom sagen, dass etwa ein Viertel davon thermohalin bedingt ist und drei Viertel windgetrieben sind. Aber das ist nur eine grobe Schätzung, denn bei windgetriebenen und thermohalinen Meeresströmungen kommt es zu nichtlinearen Wechselwirkungen, und es gibt keine Möglichkeit, sie eindeutig voneinander zu trennen.

Die stärkste Meeresströmung der Erde kreist um den antarktischen Kontinent: der Antarktische Zirkumpolarstrom. Er hat 120 bis 1405663