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ENSO-Lexikon

ENSO-Lexikon

K

Kaltwasserzunge

Engl. (Pacific) cold tongue; zungenförmiger Wasserkörper, der durch ein Minimum der Meeresoberflächentemperatur charakterisiert ist, und der im Falle des Pazifiks von der Küste Südamerikas bis in den zentralen Ozeanbereich reicht. Typischerweise liegen die Temperaturen im Bereich der Kaltwasserzunge unter 26 °C, was im deutlichen Kontrast steht zu den über 27 °C betragenden Temperaturen im W-Pazifik und im V- oder U-förmigen Gebiet unmittelbar polwärts der Kaltwasserzunge.

Die Kaltwasserzunge erfährt im Rahmen der verschiedenen ENSO-Phasen gravierende Veränderungen. Die einzelnen ENSO-Phasen lassen sich mit Hilfe der vom TAO-Messnetz mit seinen verankerten Bojen gelieferten Meeresoberflächentemperaturen erkennen. In der Grafikserie unten werden die niederen Absolutwerte der Durchschnittstemperaturen in der Kaltwasserzunge während der jeweiligen Dezembermonaten deutlich. Selbst im El Niño-Dezember von 1997 sind sie erkennbar, wenn auch wenig markant.

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Recognizing El Niño:
El Niño can be seen in Sea Surface Temperature in the Equatorial Pacific Ocean

In December 1993, the sea surface temperatures and the winds were near normal, with warm water in the Western Pacfic Ocean (in red on the top panel of December 1993 plot), and cool water, called the "cold tongue" in the Eastern Pacific Ocean (in green on the top panel of the December 1993 plot). The winds in the Western Pacific are very weak (see the arrows pointing in the direction the wind is blowing towards), and the winds in the Eastern Pacific are blowing towards the west (towards Indonesia).

 
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The bottom panel of the December 1993 plot shows anomalies, the way the sea surface temperature and wind differs from a normal December. In this plot, the anomalies are very small (yellow/green), indicating a normal December. December 1997 was near the peak of a strong El Niño year. In December 1997, the warm water (red in the top panel of the December 1997 plot) has spread from the western Pacific Ocean towards the east (in the direction of South America), the "cold tongue" (green color in the top panel of the December 1997 plot) has weakened, and the winds in the western Pacific, usually weak, are blowing strongly towards the east, pushing the warm water eastward. The anomalies show clearly that the water in the center of Pacific Ocean is much warmer (red) than in a normal December.

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December 1998 was a strong La Niña (cold) event. The cold tongue (blue) is cooler than usual by about 3° Centigrade. The cold La Niña events sometimes (but not always) follow El Niño events.

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Quelle: NOAA
Karbonat-Gegenpumpe

Ozeanischer Prozess, bei dem CO2 freigesetzt und an die Atmosphäre abgegeben wird.

Die Karbonat-Gegenpumpe beginnt mit der Bildung von Kalkschalen mariner Lebewesen, vor allem der Korallen und planktischen Kalkalgen. Denn obwohl es so erscheint, dass die Kalkbildung große Mengen Kohlendioxids fest bindet, ist das Gegenteil der Fall: Bei der Kalkbildung entsteht CO2. Dies ist durch die chemische Reaktion bedingt, bei der aus zwei HCO3 je ein Molekül Kalk (CO3), Wasser und CO2 entstehen. Kalkbildung führt daher zu einer Erhöhung der CO2-Konzentration im Meer, die sich mit der Atmosphäre ausgleicht, indem Kohlendioxid freigesetzt wird.

  Ca2+ + 2 HCO3- ➛ CaCO3 + CO2 + H2O

Die Kalkbildung mariner Organismen ist immer mit einer CO2-Produktion verbunden.

Jüngste Berechnungen zeigen, dass die Kalkbildung der Korallenriffe etwa viermal so hoch ist wie die der Kalkalgen. Da die Riffe in warmen Flachmeeren liegen, kommt noch hinzu, dass die Löslichkeit von Kohlendioxid im warmen Wasser gering ist und das Gas umso rascher das Meerwasser verlässt.

Die Karbonatpumpe ist zwar gegen die beiden anderen gerichtet, aber in ihrer Stärke ungefähr nur ein Zehntel so groß wie die organische und die Löslichkeitspumpe, so dass sie nicht so stark ins Gewicht fällt.

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Die drei ozeanischen Kohlenstoffpumpen

Gelöstes CO2 wird durch Auf- und Abtrieb des Wassers durch die Löslichkeitspumpe (Physikalische Pumpe) transportiert (rechts).

Die Biologische Pumpe basiert auf der Aufnahme von Kohlenstoff durch Organismen und deren Absinken zum Meeresboden (Mitte).

Bei Kalkbildung wird CO2 frei, daher spricht man von einer Karbonat-Gegenpumpe (links).

Die Algen und Tiere des Planktons im oberen Bereich der „Biologischen Pumpe“ setzen sehr viel mehr Kohlenstoff um, als in tiefere Wasserschichten als gelöster (DOC) oder partikulärer (POC) organischer Kohlenstoff aussinkt. Im tiefen Ozean wird das absinkende Material weiter biologisch abgebaut, und dabei wird CO2 freigesetzt.

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Quelle: AWI
 
Katastrophe

Eine schwerwiegende Unterbrechung der Funktionsfähigkeit einer Gemeinschaft oder Gesellschaft, die umfangreiche Verluste an Menschenleben, Sachwerten und Umweltgütern verursacht und die Fähigkeit der betroffenen Gesellschaft, aus eigener Kraft damit fertig zu werden, übersteigt. Bei großen Katastrophen kann sich das betroffene Gebiet i.d.R. nicht mehr aus eigener Kraft helfen und benötigt Hilfe von außen.
Eine Katastrophe ist eine Funktion im Risikoprozess. Sie entsteht aus der Kombination von Gefahren, Anfälligkeiten und unzureichenden Kapazitäten oder Maßnahmen, um die möglichen negativen Folgen eines Risikos zu reduzieren.

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El Niño (1997–1998) and its Impact on the Water and Sanitation Infrastructure in Peru

Recurrent phenomena such as El Niño in certain areas of Peru give rise to discouraging figures, as in the case of the impact on the water and sanitation systems during 1997–1998. According to information gathered by the Peruvian Ministry of Health and PAHO/WHO, rural areas reported the collapse of 199 water supply systems that served a population of 156,000.
The deterioration of health conditions, aggravated by shortages or worsening of the water and sanitation services were made evident by a 3.2 % increase in cases of acute gastrointestinal illnesses in the first months of El Niño.
As a result of damage to sewage systems and latrines in the area affected by El Niño, the Ministry of Health reported the installation of 3,532 latrines to serve a population of 17,600.

 

Quelle: ISDR 2006
 

Weitere Informationen:

Katastrophenmanagement

Syn. Risikomanagement; das systematische Management von Verwaltungsentscheidungen, Organisation, operationellen Kompetenzen und Fähigkeiten, um politische Prozesse, Strategien und Bewältigungskapazitäten einer Gesellschaft oder Gemeinschaft zu implementieren, um die Auswirkungen von Naturgefahren und ähnlichen Umwelt- und technologischen Katastrophen zu verringern. Dies beinhaltet alle Arten von Aktivitäten, einschließlich technischer und nichttechnischer Maßnahmen, um negative Effekte von Gefahren zu vermeiden (Vorbeugung) oder zu begrenzen (Schadenminderung und Vorbereitung auf den Katastrophenfall). Wichtiger Bestandteil sind Frühwarnsysteme und ausgearbeitete Katastrophenpläne für Entscheidungsträger und die Bevölkerung.

Eine besondere Stellung beim Katastrophenmanagement haben Fernerkundungsverfahren und die daraus abgeleiteten Geodaten. Deren Möglichkeiten, die von der Vorhersage etwa von Niederschlägen mit Satellitenbeobachtungen oder Radar bis zur Verwendung von GPS zur Lokalisierung von Einsatzfahrzeugen bei der Katastrophenhilfe reichen, werden heute intensiv erforscht und zur Einsatzfähigkeit entwickelt. So können Satellitenbilder nicht nur zur Erkundung schwer zugänglicher Gebiete dienen, sondern sie bieten darüber hinaus zahlreiche Einsatzmöglichkeiten direkt bei Eintritt einer Katastrophe. Für die Rettungskräfte tragen sie bei zu besserer Prävention und lageangepasster Einsatzvorbereitung, zu umfassender Lage- und Gefährdungsbeurteilung und zur Verbesserung der lageangepassten Einsatzdurchführung.

Die folgende Tabelle listet Einsatzmöglichkeiten von Fernerkundungstechniken im Katastrophenmanagement auf. Manche dieser Möglichkeiten sind derzeit noch nicht bis zur Einsatzreife entwickelt. Z.B. können Satellitenbilder üblicherweise noch nicht in Echtzeit zur Verfügung gestellt werden. Andererseits bieten Technologien wie GIS und GPS, vor allem in ihrer Kombination, neue Möglichkeiten zur Verbesserung des Einsatzes von Hilfsfahrzeugen.

Einsatzmöglichkeiten von Fernerkundungstechniken im Katastrophenmanagement
Katastrophenursache ermittelbare Parameter Sensoren/Satelliten
Erdbeben Topographie
digitale Höhenmodelle
Zustandsveränderungen
(Interferometrie)
SPOT
Landsat TM
ERS-1/-2
Radarsat
Dürre Niederschlag
Vegetationsindex
Vegetationszustand
Bodenfeuchte
NOAA-AVHRR
SPOT
Landsat TM
Meteosat, MSG
Flut (u.a. Hochwasser) Niederschlag
Topographie
Wolkenbedeckung
Überflutungsflächen
Schneebedeckung
Bodenfeuchte
NOAA-AVHRR
ERS-1/-2
Meteosat, MSG
Vulkanausbrüche Deformationen
Aufwölbungen
Eruptionswolken
Oberflächentopographie
Hangneigungen
ERS-1/-2
SPOT
Landsat TM
Stürme (Wind, Sandstürme) Wolkenbedeckung
Windfelder
Luftdruck
Niederschlag
Meteosat, MSG
NOAA-AVHRR
ERS-1/-2
GOES
Wildfeuer Oberflächentemperaturen
Vegetationsindex
Topographie
NOAA-AVHRR
ERS-1/-2
SPOT
Landsat TM
Hangrutschungen digitale Geländemodelle
Bodenfeuchte
Niederschlag
Zustandsveränderungen
SPOT
Landsat TM
ERS-1/-2
Massenschädlinge digitale Geländemodelle
Vegetationszustände
Bodentemperatur
Klimafaktoren
NOAA-AVHRR
ERS-1/-2
SPOT
Landsat TM

Weitere Informationen:

Katastrophenmonitoring

Das Monitoring (Überwachung) von katastrophenträchtigen Regionen bzw. Erscheinungen, z.B. von Vulkanen mit ihren präeruptiven Äußerungen (vulkanische Erdbeben, Aufbeulung der Erdkruste, verstärkte Gasemissionen, Aufheizung u.a.). Für Vulkane, die nicht mit konventionellen Methoden überwacht werden, erlaubt die Fernerkundung durch Satelliten nicht nur komplementäre Beobachtungen, sondern bietet auch neue Methoden, z.B. die Veränderung von Krustendeformationen über das synthetische Apertur-Radar. Daneben betrifft die satellitengestützte Vulkanüberwachung vor allem den Nachweis von Eruptionen, Überwachung thermischer Veränderungen sowie Überwachung der Eruptionssäulen. Gleichfalls zum Objekt des Katastrophenmonitorings gehören technologische Gefahren und Katastrophen (Dammbrüche, Terrorattacken).

Die wichtigsten Faktoren, die den Nutzen der Fernerkundungsdaten im Bereich von natürlichen und technologischen Gefahren bestimmen sind Massstab, räumliche, spektrale und zeitliche Auflösung, ferner Flächenabdeckung, radiometrische Eigenschaften, Datenkosten und -verfügbarkeit. Gerade in diesem Aufgabenfeld steigert sich die Bedeutung und der Wert der Fernerkundungsdaten durch sachkundige Interpretation in Verbindung von herkömmlichen Karten und bodengestützten Daten. Eine Extraktion der Informationen und deren Integration in ein GIS kann für die humanitäre Hilfe von großer Bedeutung sein.

Die Bedeutung von Sensoren im sichtbaren Teil des Spektrums ist wegen der häufigen Wolkenbedeckung von Vulkanen eingeschränkt. Radarsatelliten erlauben Datengewinnung bei jedem Wetter, können aber keine thermische Strahlung aufnehmen. Multispektrale Sensoren mit hoher räumlicher Auflösung eignen sich weniger gut zu einer häufigen Überwachung von Vulkanen als Sensoren mit geringer Auflösung.

Auch ENSO-begleitende Katastrophen (z.B. Waldbrände, Hochwasser/Flutkatastrophen, Dürren, Stürme) sind wie das Ozean/Klima-Phänomen selbst Gegenstand intensiven FE-Monitorings. Weitere Einsatzmöglichkeiten der Fernerkundung im Katastrophenmonitoring ergeben sich aus der Tabelle beim Stichwort Katastrophenmanagement.

Bis in die jüngere Vergangenheit hinein wurde bei Katastrophen mit Satellitenfernerkundung allerdings eher experimentell in der Nachsorge reagiert. Erst vor kurzer Zeit sind Weltraumagenturen wie NASA und ESA, koordiniert durch das globale Komitee der erdbeobachtenden Weltraumagenturen CEOS, sowie kommerzielle Datenanbieter dabei, sich stärker auf die Bedürfnisse von Anwendern in Hilfsorganisationen oder Versicherungen einzustellen. Sie entwickeln Hilfen für die Risiko- und Vulnerabilitätskartierung und Strukturen für raschere Informationsdienste. Eine operationelle Informationsversorgung bleibt Zukunftsaufgabe, da ein Beobachtungssystem aus einer ausreichenden Zahl von Satelliten für zivile Zwecke nach dem Muster der Wettervorhersage bislang fehlt.

Weitere Informationen:

Katastrophenvorsorge

Im Kontext der nachhaltigen Entwicklung umfasst Katastrophenvorsorge alle Elemente, die darauf ausgerichtet sind, Katastrophenanfälligkeit und Katastrophenrisiken in einer Gesellschaft zu minimieren, die negativen Effekte eines Schadensereignisses zu vermeiden (durch Prävention) oder zu begrenzen (durch Vorsorge, Schadenminderung und Notfallplanung).
Katastrophenvorsorge besteht aus:

  • Risikobewusstsein und -bewertung einschließlich Gefahrenanalysen und Vulnerabilitäts-/Kapazitätsanalysen
  • Wissenstransfer einschließlich Bildung, praktischer Ausbildung, Forschung und Information,
  • öffentliche Verpflichtungen und Schaffung eines institutionellen Rahmens
  • einschließlich organisatorischer, politischer, gesetzgeberischer und gesellschaftlicher Aktivitäten
  • Anwendung von Maßnahmen einschließlich Umweltmanagement, Raum-/Stadtplanung, Schutz kritischer Infrastruktur, Anwendung von Wissenschaft und Technologie, Partnerschaften und Netzwerken sowie finanzieller Instrumente
  • Frühwarnsysteme mit Vorhersagemodellen, festgelegten Verbreitungswegen von Warnmeldungen, Notfallplanung und Reaktionskapazitäten

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Kelvin-Welle

Eine nach dem britischen Physiker Lord Kelvin (1824–1907) benannte Welle, die sich im Gegensatz zur Wasserwelle nicht frei über die ganze Wasseroberfläche ausbreitet, sondern sich nur in schmalen Gürteln (Wellenleitern) entlang topographischer Berandungen von rotierenden Flüssigkeiten, wie zum Beispiel im Ozean an Küsten und entlang des Äquators sowie in der Atmosphäre ausbreiten kann.

Die für das ENSO-Phänomen bedeutsame äquatoriale Kelvin-Welle ist eine lineare Welle mit entweder erhöhten oder verminderten Temperaturen. Dieser Wellentyp bewegt sich (unidirektional) ostwärts entlang des Äquators mit einer Geschwindigkeit von ca. 2,5 m/s, dies entspricht ca. 200 km/Tag. Kelvinwellen können so den Pazifik in 2-3 Monaten überqueren. Dabei umrunden sie etwa ein Drittel des Erdumfangs.

Der Beginn der Kelvinwellen-Ausbreitung liegt in einem initialen Westwindstress im zentralen Pazifik, der bei einer Abschwächung der Passatwinde entsteht.

Die Kelvin-Welle hat ihre höchste Amplitude am Äquator und erstreckt sich mit abnehmender Intensität bis ca. 1.000 km nördlich und südlich des Äquators. Die Amplitude der Kelvin-Welle beträgt mehrere Zehner von Metern entlang der Thermokline (Sprungschicht: diese ist die Grenzfläche zwischen warmen Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser), sie bewegt sich somit in ca. 100 - 200 m Tiefe, erscheint an der Wasseroberfläche aber nur 5-10 cm hoch. Die Thermokline dient der Kelvin-Welle als Leitfläche. Kelvin-Wellen sind meistens singuläre, großräumige Aufwölbungen und besitzen Wassertemperaturen, die bei einem El Niño-Ereignis ein paar Grad höher sind als umgebende Wassermassen. Generell sind bei der Kelvin-Welle wie bei der Rossby-Welle die Wellenlängen größer als die Wassertiefe.

Äquatoriale Kelvinwellen spielen eine entscheidende Rolle bei der Lageveränderung der Thermokline. Da die äquatoriale Ozeanzirkulation auf Windschub reagiert, übertragen äquatoriale Kelvinwellen entsprechende Signale rasch vom westlichen zum östlichen Ozeanrand. Interne Kelvinwellen, die sich entlang der Thermokline bewegen, benötigen ca. zwei Monate um den gesamten äquatorialen Pazifik zu durchqueren. Die äquatorialen Wellen beeinflussen aber die Meeresoberflächentemperatur nur im Ostpazifik, weil dort die Thermokline dicht unterhalb der Oberfläche liegt.

Diese sich entlang der Thermokline bewegenden äquatorialen Kelvinwellen spielen eine wesentliche Rolle im ENSO-Zyklus. Sie unterstützen eine positive Rückkopplung zwischen den Anomalien der zonalen Winde im zentralen Pazifik und der Meeresoberflächentemperaturen im Ostpazifik. Eine Westwindanomalie bewirkt Kelvinwellen mit Downwelling, die sich in den Ostpazifik fortbewegen, dabei die Thermokline nach unten drücken und zum Anstieg der Meeresoberflächentemperaturen (SST) führen. Dies verstärkt seinerseits die Westwindanomalie über dem Zentralpazifik, indem das ostwärts gerichtete Luftdruckgefälle erhöht wird. Diese positive Rückkopplung ist ein Mechanismus, der die ENSO-bedingte Erhöhung der SST bewirkt.

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Schematische Darstellung einer äquatorialen Kelvinwelle

Schematische Darstellung einer äquatorialen Kelvinwelle auf einem Schnitt entlang des Äquators (A) und senkrecht zum Äquator (B). Der sich nach Osten verlagernde Wellenberg bewirkt eine Anhebung der Meeresoberfläche und eine Absenkung der Sprungschicht, die mit Druckgradienten verbunden sind.
Unter dem Einfluss der Corioliskraft wird unter dem Wellenberg der ostwärtige Strom (+) über der Sprungschicht und der westwärtige Strom (•) unter der Sprungschicht verstärkt. (Nach Mysak, 1986)

 

Auftreffen einer äquatorialen Kelvinwelle auf die Küste

Schematische Darstellung des Auftreffens einer äquatorialen Kelvinwelle auf die Küste unter Umformung in Kelvinwellen, die an der Beradung polwärts wander, und Rossbywellen, die sich nach Westen ausbreiten. (Nach Mysak, 1986)

 

Quelle:
Arntz/Fahrbach (1991): El Niño - Klimaexperiment der Natur
 

Die Küste lenkt die äquatoriale Kelvin-Welle wie eine Leitplanke nach Norden und Süden (Küsten-Kelvinwelle). Gleichzeitig wird eine nach Westen wandernde Rossby-Welle ausgelöst. Diese werden schließlich am westlichen Ozeanrand reflektiert und kehren als Kelvinwellen mit Upwelling nach Osten zurück. Dieses Mal transportieren die Kelvinwellen ein Abkühlungssignal, das Temperaturgefälle zwischen West- und Ostpazifik verstärkt sich. Diese negative Rückkopplung stellt einen Mechanismus dar zur Wende des gekoppelten Systems in seine gegenteilige Phase, die La Niña-Phase und erhält auf diese Weise den ENSO-Zyklus.

Den Durchgang von Kelvin- oder Rossby-Wellen kann man mit Hilfe von Temperaturmessungen der oberen 400-Meter-Schicht des äquatorialen Pazifik verfolgen (s. Abb.). Die Wärmesensoren des dort ausgelegten TAO-Bojenfeldes messen die Tiefenlage der Thermokline, die dort etwa mit der 18 °C-Isotherme gleichzusetzen ist und deren Lage sich beim Durchgang einer Welle verändert. Eine weitere Möglichkeit um Kelvin-Wellen nachzuweisen ist, sich die Anomalie der Temperatur entlang eines äquatorialen Zonalabschnittes durch den Pazifik anzusehen (Anomalie relativ zum Temperatur-Jahresgang).

So konnte man bereits im Dezember 1996, ein halbes Jahr vor dem Einsetzen des vorletzten großen El Niños, in etwa 100 bis 200 Metern Tiefe im äquatorialen Westpazifik eine warme Anomalie ausmachen, die langsam ostwärts wanderte. Diese Anomalie kann man mit einem Kelvin- Wellen-Paket identifizieren. Interessant ist auch die Tatsache, dass diese Wellen ihre stärkste Ausprägung in der Tiefe haben; man spricht daher auch von „internen“ oder „baroklinen“ Wellen. Das Wellenpaket erreichte im April 1997 den Ostpazifik; vier Monate später hatte sich dort die Meeresoberfläche infolge der Wechselwirkung mit der Atmosphäre bereits stark erwärmt und El Niño war in vollem Gang.

Die durch den geringeren Temperaturgradienten zwischen West- und Ostpazifik abflauenden Passatwinde verursachten ihrerseits Störungen im Westpazifik, verbunden mit ungewöhnlich niedrigen Temperaturen in der Tiefe. Diese kalten Temperaturanomalien, die man mit einem Rossby-Wellen-Paket identifizieren kann, bewegten sich nach der Reflektion am Westrand als Kelvin- Wellen-Paket nach Osten und lösten hier im Jahr 1998 ein La Niña-Ereignis aus.

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Entwicklung der Temperatur-Anomalien in den oberen 400 m des äquatorialen Pazifiks Dezember 1996 - September 1998

Die zeitliche Entwicklung der Temperaturen in den oberen 400 m des äquatorialen Pazifiks zwischen Dezember 1996 und September. Dieser Zeitabschnitt ist durch die Entwicklung eines starken El Niño und einer starken La Niña gekennzeichnet. Die Temperatur-anomalien sind in Abständen von 3 Monaten gezeigt. Man erkennt deutlich zunächst die ostwärtige Wanderung einer warmen Anomalie, gefolgt von der Wanderung einer kalten Anomalie. Auf diesen Anomalien basiert das Vorhersagepotenzial von ENSO.

 

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Quelle: Latif 2004, Leibniz-Institut für Meereswissenschaften, Grafik von TAO
 

Die Periode von etwa 4 Jahren, mit der die Meeresoberflächentemperatur im tropischen Pazifik oszilliert, ist maßgeblich durch die Beckenbreite des Pazifiks gegeben, welche die Laufzeit der äquatorialen Wellen bestimmt. Allerdings muss man die Überlagerung vieler Wellen betrachten, um die Periode zu erklären. Der Einfluss der Beckenbreite erklärt auch die im Vergleich recht kleine Oszillationsperiode von etwa 2 Jahren des nur etwa halb so großen äquatorialen Atlantiks. Der Indische Ozean besitzt keine El Niño-artige Oszillation, da er praktisch keine Ost-West-Asymmetrien längs des Äquators aufweist und infolge der Land-Meer Verteilung durch die Monsunwinde dominiert wird.

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Kippelemente im Klimasystem

Kippelemente (tipping elements) sind Bestandteile des Erdsystems von überregionaler Größe, die schon durch kleine externe Störungen in einen neuen Zustand versetzt werden können. Diesem Verhalten liegen selbstverstärkende Prozesse zugrunde, die einmal angestoßen auch ohne weiteren externen Einfluss weiterlaufen. Der Übergang nach dem Überschreiten eines systemspezifischen Kipppunktes (tipping point) erfolgt in der Regel sprunghaft und ist häufig unumkehrbar. Seine Umweltauswirkungen sind weitreichend und könnten die Lebensgrundlagen vieler Millionen Menschen gefährden.

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Kippelemente

Geographische Einordnung der wichtigsten Kippelemente im Erdsystem mit Angabe der Bevölkerungsdichte. Die Kippelemente lassen sich in drei Klassen einteilen: schmelzende Eiskörper, sich verändernde Strömungssysteme der Ozeane und der Atmosphäre, und bedrohte Ökosysteme von überregionaler Bedeutung. Fragezeichen kennzeichnen Systeme, deren Status als Kippelement wissenschaftlich noch nicht gesichert ist.


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Quelle: PIK
 

Der alle paar Jahre wiederkehrende El Niño im äquatorialen Pazifik ist zwar ein im Rahmen der natürlichen Klimavariabilität auftretendes Phänomen. Obwohl die Unsicherheiten noch groß sind, sagen einige Klimamodelle eine zunehmende Intensität von El Niño-Bedingungen durch den Einfluss des Menschen voraus. Normalerweise kommt es durch die Passatwinde zum Auftrieb von kaltem Wasser im Pazifik vor Südamerika. Warmes Oberflächenwasser strömt dann von Südamerika nach Südostasien. Unter El Niño-Bedingungen sind die Passatwinde abgeschwächt und es kann sogar eine entgegengesetzte Strömung entstehen. Als klassisches Muster erwärmt sich dann der südöstliche Pazifik vor Südamerika . Die Wirkung einer derartigen Veränderung der ozeanisch-atmosphärischen Zirkulationsmuster wäre um den ganzen Globus zu spüren, zum Beispiel in Form von Dürren in Australien und Südostasien und verstärktem Niederschlag an den westlichen Küsten Amerikas. Sogar ein Zusammenhang zwischen El Niño und ungewöhnlich kalten Wintern in Europa wird diskutiert.

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Klima

Der Begriff Klima geht zurück auf das griech. Wort klimatos = Neigung, nämlich die Neigung der Erdachse gegen die Ebene ihrer Umlaufbahn um die Sonne. Das Klima ist definiert als die Zusammenfassung der Wettererscheinungen, die den mittleren Zustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort oder in einem mehr oder weniger großen Gebiet charakterisieren.

Es wird repräsentiert durch die statistischen Gesamteigenschaften (Mittelwerte, Extremwerte, Häufigkeiten, Andauerwerte, Variabilität u. a.) über einen genügend langen Zeitraum. Im allgemeinen wird ein Zeitraum von 30 Jahren zugrunde gelegt, die sog. klimatologische Referenzperiode, es sind aber durchaus auch kürzere Zeitabschnitte gebräuchlich und unter klimahistorischen Aspekten auch Zeitspannen, die im Bereich von Tausenden oder Millionen von Jahren liegen.

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Klimaänderung

Klimaänderung bezieht sich auf jede Änderung des Klimas im Verlauf der Zeit, die aufgrund einer Änderung im Mittelwert oder im Schwankungsbereich seiner Eigenschaften identifiziert werden kann (z.B. mit Hilfe von statistischen Tests), und die über einen längeren Zeitraum von typischerweise Jahrzehnten oder noch länger andauert. Klimaänderung kann durch interne natürliche Schwankungen oder durch äußere Antriebe oder durch andauernde anthropogene Veränderungen in der Zusammensetzung der Atmosphäre oder der Landnutzung zustande kommen. Es ist zu beachten, dass das Rahmenübereinkommen der Vereinten Nationen über Klimaänderungen (UNFCCC) im Artikel 1 Klimaänderung definiert als “Änderungen des Klimas, die unmittelbar oder mittelbar auf menschliche Tätigkeiten zurückzuführen sind, welche die Zusammensetzung der Erdatmosphäre verändern, und die zu den über vergleichbare Zeiträume beobachteten natürlichen Klimaschwankungen hinzukommen.” Das UNFCCC unterscheidet also zwischen Klimaänderung verursacht durch die Veränderung der Zusammensetzung der Atmosphäre aufgrund menschlicher Aktivitäten und Klimavariabilität aufgrund natürlicher Ursachen.

Klimaantrieb

Unter einem Klimaantrieb versteht man jeden Einfluss auf das Klimasystem, der zu einer Klimaänderung beitragen kann; meistens werden darunter externe Antriebe verstanden. Mit "extern" ist dabei nicht gemeint, dass der Einfluss räumlich gesehen von außen kommen muss (wie etwa ein Meteorit), sondern dass es sich nicht um eine Auswirkung von natürlichen Klimaschwankungen handelt. Letztere werden als interne Einflüsse oder als interne Klimavariabilität bezeichnet.
Zu externen Klimaantrieben gehören z.B. die Emission von Treibhausgasen, Vulkanausbrüche oder Landnutzungsänderungen, also alles Ereignisse, die nicht durch interne Wechselwirkungen innerhalb oder zwischen den Abteilungen des Klimasystems ausgelöst werden.

Klimaelement

Im Wesentlichen die mess- und beobachtbaren Elemente des Wetters (Zustandsgrößen der Atmosphäre), die zur Beschreibung des Klimas herangezogen werden. Klimaelemente sind u.a.: Temperatur, Luftdruck, Luftfeuchte, Wind, Niederschlag, Bewölkung, Sicht, Sonnenscheindauer. Ursächlich werden auch Größen der Strahlung und in Zusammenhang mit der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre auch die Gegebenheiten von Luftdruck und Vertikalbewegung als Klimaelemente betrachtet. Weiterhin erfordert das Konzept des Klimasystems zumindest noch die Hinzunahme ozeanischer Größen (z.B. Meeresoberflächentemperatur) als Klimaelement. Oberflächen- und Bodentemperatur werden in Lehrbüchern oft nicht bei den Klimaelementen aufgeführt. In der Geländeklimatologie werden diese Variablen jedoch zur Berechnung von Energiebilanzen benötigt. Die Werte der Klimaelemente und damit die klimatischen Bedingungen schwanken global gesehen in weiten Bereichen, und zwar nicht nur zwischen den unterschiedlichen geographischen Breiten sondern auch in einer Breitenlage. Aber auch kleinräumig können sehr unterschiedliche Werte gemessen werden. Die Größen, die Einfluss auf Wetter und Klima eines Ortes nehmen, werden als Klimafaktoren bezeichnet. Teilweise wird der Begriff „Klimaparameter“ synonym verwendet.

Klimafaktor

Klimafaktoren, auch klimatologische Wirkungsfaktoren genannt, sind Faktoren, welche die Klimaelemente und damit das Klima eines Ortes beeinflussen.

Astronomische Klimafaktoren an einer bestimmten Station sind

  • die Länge von Tag und Nacht einschließlich ihrer jahreszeitlichen Variationen (solares Lichtangebot);
  • der mittlere solare Einstrahlungswinkel bzw. die integrale solare Energieflussdichte einschließlich ihrer jahreszeitlichen Variation (solares Energieangebot);
    die spektralen Charakteristika der solaren Strahlungsflussdichte, insbesondere der UV-Anteil.

Zum Teil überschneiden sich diese Gesichtspunkte mit den geographischen Klimafaktoren. Diese sind, ebenfalls bezogen auf eine bestimmte Station,

  • die geographische Breite (die mit den o.g. astronomischen Faktoren zusammenhängt);
  • die Höhe über dem mittleren Meeresspiegel (u.a. wegen der mittleren vertikalen Temperaturabnahme);
  • die Nähe bzw. Distanz zum Ozean oder anderen großen Wasserflächen (im Wesentlichen wegen der ozeanischen Dämpfungswirkung auf die tages- und jahreszeitliche Temperaturamplitude), Grad der Maritimität und Kontinentalität;
  • die Nähe bzw. Distanz zu größeren Eisgebieten (Inlandeisen, Gletschern);
  • topographische (= orographische) Besonderheiten wie Hangneigung, Exposition (d.h. Ausrichtung in eine bestimmte Himmelsrichtung), Mulden- bzw. Gipfellage, allg. Relief;
    Bodenbeschaffenheit und Bodenbedeckung (pedosphärisch und biosphärische Faktoren);
  • mögliche Stadt- bzw. Industrie- bzw. Verkehrseffekte u.ä.

Als weiterer Klimafaktor wird neben den genannten klimawirksamen Raumeigenschaften auch die Zusammensetzung der Atmosphäre angesehen, was mit ihrer aktuellen Bedeutung im Zusammenhang mit der Klimabeeinflussung durch den Menschen und der Änderung in der Entwicklung der Erdgeschichte begründet wird. In neueren Arbeiten wird auch die planetarische Zirkulation, die entscheidenden Einfluss auf die Ausgestaltung des Klimas hat, als sogenannter sekundärer Klimafaktor eingestuft. Die Bezeichnung 'sekundär' beruht darauf, dass sie ihrerseits selbst von den primären Faktoren gesteuert wird.

Klimamode

Aus dem Englischen übernommene Bezeichnung (mode of climate variability) für besonders prominente Formen interner Klimavariabilität. Ein Klimamode besitzt identifizierbare Eigenschaften, regionalspezifische Effekte und oft ein oszillatorisches Verhalten. Klimamoden beeinflussen auch das hemisphärische oder globale Mittel der Temperatur, aber schwächer als die externen Antriebe.

Viele Klimamoden werden von Klimatologen als Indices verwendet, um den klimatischen Zustand einer Region darzustellen, die von einem bestimmten Klimamuster betroffen ist.

Es gibt eine Vielzahl interner Klimamoden. Beispiele sind die Madden-Julian Oscillation (MJO) in der äquatorialen Troposphäre mit einer Periode von 30-60 Tagen, die Quasi-Biennial Oscillation (QBO) in der äquatorialen Stratosphäre mit einer Periode von 28 Monaten, El Niño / Southern Oscillation (ENSO) im äquatorialen Pazifik mit einer Periode von ca. vier Jahren und die beckenweite Atlantic Multidecadal Oscillation (AMO) mit einer Periode von 60-80 Jahren im Atlantischen Ozean.

Klimamodell

Eine numerische Darstellung des Klimasystems für einen bestimmten Zeitabschnitt, die auf den physikalischen, chemischen und biologischen Eigenschaften seiner Bestandteile, seinen Wechselwirkungen und Rückkopplungsprozessen basiert und alle oder einige seiner bekannten Eigenschaften berücksichtigt.

Das Modell basiert in der Regel auf einem Meteorologiemodell, wie es auch zur Wettervorhersage verwendet wird. Dieses Modell wird jedoch für die Klimamodellierung erweitert, um alle Erhaltungsgrößen korrekt abzubilden. In der Regel wird dabei ein Ozeanmodell, ein Schnee- und Eismodell für die Kryosphäre und ein Vegetationsmodell für die Biosphäre angekoppelt. Solche gekoppelten allgemeinen Atmosphären-Ozean-Meereis-Zirkulationsmodelle (AOGCM) bieten eine Darstellung des Klimasystems, die sich nahe am umfassendsten Ende des derzeit vorhandenen Spektrums befindet.

Mathematisch entsteht dadurch ein gekoppeltes System von nicht-linearen, partiellen und gewöhnlichen Differentialgleichungen, sowie einigen algebraischen Gleichungen. Die numerische Berechnung dieses Gleichungssystems erfordert eine sehr grosse Rechenleistung, wie sie von Supercomputern wie dem Earth Simulator (Tokio) bereit gestellt wird.

Mittel über alle IPCC-Modelle: Temperatur-Änderung im
Jahr 2070; IPCC SRES Szenarien a2 (links) und b2 (rechts)

Mittel über alle IPCC-Modelle: Temperatur-Änderung im Jahr 2070 - IPCC SRES Szenarien a2 (links) und b2 (rechts)
 

Um mögliche Folgen eines verstärkten Treibhauseffekts zu untersuchen, wird die weitere Entwicklung des Klimas in Computer-Modellen simuliert. Die Abb. zeigt die Ergebnisse von Modellberechnungen für die zu erwartende Temperaturänderung bis zum Jahr 2070 (Szenarien A2 und B2 vom IPCC).

Der Computer berechnet das Klima für Vergangenheit, Gegenwart und Zukunft. Erst wenn die Berechnungen mit den Beobachtungen übereinstimmen, weiß man, dass das Programm zuverlässig läuft und für Modelle der Zukunft angewendet werden kann.

Simulationen vergangener Klimaschwankungen sollen den Wissenschaftlern dabei helfen, natürliche von menschengemachten Einflüssen zu unterscheiden. Hochrechnungen: Heutige Klimamodelle berechnen für die Erde als Ganzes, für Kontinente oder Ozeane statistische Durchschnittswerte der Temperatur, des Niederschlags oder des Meeresspiegelanstiegs. Sie ermitteln, wie sich diese Werte über Zeiträume von Jahrzehnten bis zu Jahrhunderten ändern: zum Beispiel die mittlere bodennahe Temperatur für Januar in dem Zeitraum 2020 bis 2030. Das Modell berücksichtigt auch wichtige Faktoren wie den Anstieg der CO2-Konzentration.

Dreidimensionales Gitternetz über die Erdatmosphäre
gelegt, dient als Hilfe für die Berechnungen

Dreidimensionales Gitternetz über die Erdatmosphäre gelegt, dient als Hilfe für die Berechnungen

Quelle: Deutsches Museum (R.o.)
 

Um die Bewegung von Gasen in der Luft oder in einer Flüssigkeit wie dem Ozean berechnen zu können, überzieht man die Erdatmosphäre sowie den Ozean mit einem relativ groben dreidimensionalen Gitternetz.

Eine typische Gitterzelle hat eine Länge und Breite von 500 km und ist 1 km hoch. Aus den Daten an den Rändern der Gitterzellen berechnet man dann die Bewegung der Gase nach Grundgleichungen der Physik. Daraus lassen sich Vorgänge wie die Wolkenbildung innerhalb einer Zelle ableiten.

Nicht ganz erfasst: Heutige Klimamodelle sind noch weit davon entfernt, die physikalische Komplexität des Klimasystems auch nur annähernd abzubilden. Noch beschränken sie sich auf Strömungsprozesse in Atmosphäre und Ozeanen. Für ein umfassenderes Modell des "Systems Erde" müssen sie erweitert werden. Solche Modelle erfordern immer größere Rechnerkapazitäten.

Gigantisch sind die Rechenleistungen des Earth Simulators: Das Parallelrechner-System enthält 640 Rechenknoten mit insgesamt 5120 CPUs und erreicht eine Rechengeschwindigkeit von maximal 40 Teraflops (40 Billionen Gleitkommaoperationen pro Sekunde). Der Gesamtspeicher umfasst 10 Terabytes.

Es werden globale Klimamodelle (sogenannte GCMs, global circulation models) und regionale Klimamodelle unterschieden. Der Hauptunterschied liegt zum einen darin, dass ein globales Klimamodell die gesamte Troposphäre beinhaltet, während ein regionales Modell in der Regel die gleiche Modellphysik abbildet, dies allerdings nur auf einen bestimmten geographischen Ausschnitt der Erde anwendet.

Ein globales Klimamodell beschreibt die wichtigsten klimarelevanten physikalischen Vorgänge in der Erdatmosphäre, den Ozeanen und auf der Erdoberfläche. Die Prozesse sind dabei aber sehr vereinfacht abgebildet. Vor allem die Prozesse in der Biosphäre werden im Augenblick noch als Größen und Parameter vorgegeben. Dieses Größen sind aber Systemgrößen und sollten sich während der Simulation dem globalen Wandel anpassen können, um realistische Projektionen auf die Zukunft abgeben zu können. Solche Rückkopplungsprozesse von gekoppelten Systemen sind im Augenblick die große Herausforderung in der Modellierung. Die Modelle sind so umfangreich, dass sie nur in sehr grober Auflösung (horizontal: mehrere hundert Kilometer Gitterweite, vertikal: 9-20 Schichten) betrieben werden können.

Regionale Klimamodelle betrachten lediglich einen Ausschnitt auf der Erde und benötigen deshalb zur Simulation geeignete Randbedingungen an den Rändern des Modellgebietes. Diese Randbedingungen stammen aus Szenarien der globalen Klimamodelle. Man sagt deshalb, ein regionales Klimamodell wird durch ein globales Klimamodell angetrieben. Man bezeichnet dies aus als "dynamic down scaling", also das Herunterskalieren der globalen Antriebsdaten auf eine sehr feine regionale Auflösung (bis zu einem Kilometer Gitterweite).

Das Ziel der Klimasystemmodellierung besteht darin, die Ursachen natürlicher Klimaschwankungen zu verstehen. Sie möchte außerdem Rückkopplungsmechanismen im Klimasystem identifizieren und herausfinden, wie stabil das Klima zu unterschiedlichen geologischen Zeiten war. Anhand von Klimaschwankungen in der geologischen Vergangenheit lassen sich zudem Klimasystemmodelle testen. Die so gewonnenen Erkenntnisse helfen dabei, den menschlichen Einfluss auf das Klima besser abzuschätzen und von natürlichen Klimaschwankungen zu unterscheiden.

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Zusammenhang von globalen, regionalen und lokalen Modellen

Regional und global. Um die Folgen eines Klimawandels für die Menschen vorherzusagen, muss man die Veränderungen vor Ort untersuchen. Globale Modelle besitzen für kleinräumige Wetterphänomene wie Tornados und Gewitter eine zu große Maschenweite. Um abschätzen zu können, wie sich Wetterextreme und -katastrophen an einem bestimmten Ort entwickeln, braucht man Regionalmodelle.

Fein und grob. Für die Berechung von regionalen und lokalen Klimamodellen bettet man deren feinmaschige Gitterlinien in ein gröberes, globales Modell. Die Ergebnisse des globalen Modells bilden die Randbedingungen für das regionale Modell.

 

Quelle: Deutsches Museum (R.o.)
 

Ein Klimamodell ist, wie jedes mathematische Modell von Naturvorgängen, eine Vereinfachung. Der Grad der Vereinfachung bestimmt die Komplexität des Modells und ist massgebend, ob dieses Modell für die vorliegende Fragestellung überhaupt verwendet werden kann. Die Komplexität eines gewählten Modells legt somit die Grenzen des Einsatzes fest. Diese Grenzen zu bestimmen, erfordert gewisse Erfahrung, da es keine objektiven Regeln oder Gesetze gibt.

Heutige Klimamodelle sind noch immer weit davon entfernt, die physikalische Komplexität des gesamten Erdsystems nur annähernd abzubilden. Vielmehr geben sie überwiegend die Strömungsprozesse in der Atmosphäre und den Ozeanen wieder. Wichtige Teilmodelle für die Chemie der Atmosphäre, die Umsetzungen in der Biosphäre (Kohlenstoffkreislauf) oder die Spurenstoffkreisläufe in der Stratosphäre müssen in Zukunft noch ergänzt und an die bestehenden Modelle angekoppelt werden.

In Deutschland beschäftigt sich hauptsächlich das Max-Planck-Institut für Meteorologie in Hamburg mit der Klimamodellierung. Dort wurden die globalen Klimamodelle ECHAM-4 und ECHAM-5 entwickelt und auf großen parallelen Vektorrechnern betrieben. Die regionale Klimamodellierung wird hauptsächlich in den großen Forschungsinstituten mit verschiedenen regionalen Modellen durchgeführt. Zu diesen Forschungszentren gehört das Forschungszentrum Karlsruhe, das Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK) und einige Universitäten.

Klimamodelle werden als Forschungsinstrument verwendet, um das Klima zu untersuchen und zu simulieren, aber auch für operationelle Zwecke, einschließlich monatlicher, saisonaler und jahresübergreifender Klimaprognosen.

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Zusammenfassung von Klimamodellaussagen zu ENSO (Stand April 2014)

Models suggest El Niño likely by mid-winter 2014

All climate models used in this survey suggest that an El Niño will develop by the southern hemisphere spring, with six of the seven models indicating El Niño thresholds are likely to be exceeded as early as July. Currently, the El Niño-Southern Oscillation (ENSO) is neutral, however, patterns in the tropical Pacific Ocean and atmosphere are consistent with the early stages of a developing El Niño.

The arrow on the dial left indicates the combined average of monthly NINO3.4 outlooks from a survey of international global climate models. Note that the individual model runs vary around the average.

Quelle und aktuelle Daten: BOM
 

Weitere Informationen:

Klimaparameter

Aus Klimafaktoren bzw. Klimaelementen abgeleitete Größen, die insbesondere in Klimamodellen als variable Kenngrößen verwendet werden.

Teilweise wird der Begriff auch mit 'Klimaelementen' gleichgesetzt.

Klimaprognose

Eine Klimaprognose oder Klimavorhersage ist das Resultat eines Versuchs, eine Schätzung der effektiven Entwicklung des Klimas in der Zukunft vorzunehmen, z.B. auf saisonaler, jahresübergreifender oder längerfristiger Zeitskala. Weil die zukünftige Entwicklung des Klimasystems stark von den Ausgangsbedingungen abhängen kann, bestehen solche Prognosen in der Regel aus Wahrscheinlichkeitsangaben.

Die Vorhersagbarkeit des Klimas basiert vor allem auf den Wechselwirkungen der Atmosphäre mit den trägeren Subsystemen, wie z.B. dem Ozean. Die Komponenten des Klimasystems bewegen sich mit völlig unterschiedlichen Geschwindigkeiten und haben sehr unterschiedliche Wärmeleitfähigkeiten und Wärmekapazitäten. Die Dynamik des Klimasystems und die daraus folgenden Änderungen des Klimas werden gerade durch diese stark unterschiedlichen Eigenschaften der individuellen System-Komponenten geprägt.

Siehe auch Klimaprojektion.

Klimaprojektion

Eine Projektion der Reaktion des Klimasystems auf Emissions- oder Konzentrationsszenarien von Treibhausgasen, Aerosolen oder Strahlungsantriebs-Szenarien, häufig auf Klimamodellsimulationen basierend. Klimaprojektionen werden von Klimaprognosen unterschieden, um zu betonen, dass Klimaprojektionen von den verwendeten Emissions-/Konzentrations- bzw. Strahlungsantriebs-Szenarien abhängen, die auf Annahmen z.B. über zukünftige gesellschaftliche und technologische Entwicklungen beruhen, die nur eventuell verwirklicht werden und deshalb mit erheblichen Unsicherheiten verbunden sind.

Klimarückkopplung

Ein Wechselwirkungs-Mechanismus zwischen Prozessen im Klimasystem wird Klimarückkopplung genannt, wenn die Wirkung eines ersten Prozesses Veränderungen in einem zweiten Prozess auslöst, welcher wiederum den ersten Prozess beeinflusst. Eine positive Rückkopplung verstärkt den ursprünglichen Prozess, eine negative Rückkopplung verkleinert ihn.

Klimasensitivität

In den Berichten des IPCC bezieht sich die (Gleichgewichts-) Klimasensitivität auf die (Gleichgewichts-) Änderung der globalen mittleren Erdoberflächentemperatur als Folge einer Verdoppelung der atmosphärischen CO2-Äquivalent-Konzentration.

Aufgrund von rechenbedingten Einschränkungen wird die Gleichgewichts-Klimasensitivität in einem Klimamodell gewöhnlich abgeschätzt, indem ein atmosphärisches allgemeines Zirkulationsmodell mit einem Mischungsschicht-Ozeanmodell gekoppelt wird, da die Gleichgewichts-Klimasensitivität hauptsächlich durch atmosphärische Prozesse bestimmt wird. Effiziente Modelle können mit einem dynamischen Ozean bis zum Gleichgewicht betrieben werden.

Die effektive Klimasensitivität ist eine damit verbundene Größe, welche die Bedingung des Gleichgewichts umgeht. Sie wird mit Modellberechnungen evaluiert, die nicht-Gleichgewichts-Bedingungen entwickeln. Sie ist ein Maß für die Stärke der Rückkopplungen zu einer bestimmten Zeit und kann aufgrund der Veränderungen der Einflussfaktoren und des Klimazustandes variieren. Der Klimasensitivitätsparameter (Einheit: °C/Wm-2) bezieht sich auf die Gleichgewichtsänderung des Jahresmittels der Erdoberflächentemperatur aufgrund einer Änderung des Strahlungsantriebs um eine Einheit.

Die Übergangs-Klimareaktion ist die Änderung der globalen Erdoberflächentemperatur, gemittelt über eine 20-Jahr-Periode, zentriert auf den Zeitpunkt der Verdopplung des atmosphärischen Kohlendioxids. Sie ist ein Maß für die Stärke und Geschwindigkeit der Reaktion der Erdoberflächentemperatur auf den Antrieb durch Treibhausgase.

Klimasystem

Das Klimasystem ist ein höchst komplexes System, das aus fünf Hauptbestandteilen besteht: der Atmosphäre, der Hydrosphäre, der Kryosphäre, der Landoberfläche und der Biosphäre sowie den Wechselbeziehungen zwischen diesen. Das Klimasystem verändert sich über die Zeit unter dem Einfluss seiner eigenen inneren Dynamik und durch externe Kräfte wie Vulkanausbrüche, solare Schwankungen und menschlich induzierte Einflüsse wie die Änderung der Zusammensetzung der Atmosphäre und Landnutzung. Klimaforschung entwickelt sich daher immer mehr zu einer Erdsystemforschung.

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Quelle: IPCC, 2013: Climate Change 2013 - The Physical Science Basis (S. 126)

Climate System

Main drivers of climate change. The radiative balance between incoming solar shortwave radiation (SWR) and outgoing longwave radiation (OLR) is influenced by global climate ‘drivers’. Natural fluctuations in solar output (solar cycles) can cause changes in the energy balance (through fluctuations in the amount of incoming SWR). Human activity changes the emissions of gases and aerosols, which are involved in atmospheric chemical reactions, resulting in modified O3 and aerosol amounts.
O3 and aerosol particles absorb, scatter and reflect SWR, changing the energy balance. Some aerosols act as cloud condensation nuclei modifying the properties of cloud droplets and possibly affecting precipitation. Because cloud interactions with SWR and LWR are large, small changes in the properties of clouds have important implications for the radiative budget. Anthropogenic changes in GHGs (e.g., CO2, CH4, N2O, O3, CFCs) and large aerosols (>2.5 μm in size) modify the amount of outgoing LWR by absorbing outgoing LWR and re-emitting less energy at a lower temperature. Surface albedo is changed by changes in vegetation or land surface properties, snow or ice cover and ocean colour. These changes are driven by natural seasonal and diurnal changes (e.g., snow cover), as well as human influence (e.g., changes in vegetation types).

 

Weitere Informationen:

Klimaszenario

Eine plausible und häufig vereinfachte Beschreibung des zukünftigen Klimas, die auf einer in sich konsistenten Reihe klimatologischer Beziehungen beruht und ausdrücklich für die Verwendung bei der Untersuchung der potenziellen Auswirkungen anthropogenen Klimawandels erstellt wurde. Es dient häufig als Input in Wirkungsmodelle. Klimaprojektionen dienen oft als Rohmaterial für die Erstellung von Klimaszenarien, aber Klimaszenarien benötigen normalerweise zusätzliche Informationen z.B. über das beobachtete derzeitige Klima. Ein Klimaänderungsszenario ist die Differenz zwischen einem Klimaszenario und dem derzeitigen Klima.

Klimatologie

Syn. Klimakunde; die Klimatologie und damit die Klimaforschung ist eine interdisziplinäre Wissenschaft vor allem der Fachgebiete Meteorologie, Physik, Geographie, Geologie, Ozeanographie und auch von Sozial- und Wirtschaftswissenschaften. Sie erforscht auf der Basis täglicher Beobachtungen die Gesetzmäßigkeiten des Klimas, also des durchschnittlichen Zustandes der Atmosphäre (Mittelwertsklimatologie) an einem Ort sowie der in der Atmosphäre wirksamen Prozesse. Daneben erklärt die Klimatologie den typischen jährlichen Witterungsablauf und dessen langfristige Schwankungen mit regionalem Bezug (Witterungsklimatologie). Die Aussagen beider Ansätze lassen sich in den Begriffen Klima und Klimaklassifikation zusammenführen.

Klimatologische Erkenntnisse ergeben sich aus der langfristigen Beobachtung und Modellierung der Klimaelemente und Klimafaktoren. Als weiterführende Aufgabe hat die Klimatologie die Jahrzehnte bis Jahrhunderte langen Messreihen, z.B. von Temperatur und Niederschlag auf Schwankungen und Klimaänderungen zu untersuchen sowie die statistischen Eigenarten der planetarischen Zirkulation (synoptische Klimatologie) darzustellen. Um vergleichbare Elemente zu erhalten, wählt man gewöhnlich Mittelwerte 30-jähriger Referenzperioden aus. Für die Klimabeschreibung weiter zurückliegender Epochen (Paläoklimatologie) setzt man beispielsweise auch biologische oder chemische Methoden ein (Pollenanalyse, bzw. Sauerstoffisotope in Eisbohrkernen) .

Die dynamische Klimatologie setzt die dynamischen Prozesse in der Atmosphäre in Bezug zu den meteorologischen Erscheinungen und Wetterlagen. Für die belebte Umwelt ist die bodennahe Luftschicht und damit das Aufgabengebiet der Mikroklimatologie von besonderer Bedeutung. Die theoretische Klimatologie geht bei ihrer Behandlung klimatologischer Vorgänge von den Ursachen der Klimabildung und den dabei auftretenden Einflussfaktoren (z.B. Erdbahnelemente, solare Aktivität, Plattentektonik, Meeres- und Luftströmungen, Lage von Aktionszentren und Frontalzonen) aus. Die angewandte Klimatologie berührt vielfältigste Bereiche menschlicher Aktivitäten.

Als sehr komplexes und sich entwickelndes Fachgebiet gilt die Klimatologie nicht als scharf abgegrenzte, geschlossene Wissenschaft.

Folgt man der Entwicklung dieses Forschungszweiges beispielsweise aus dem sektoralen Blickwinkel der Physik, so kann man die Klimaforschung seit den 1970er Jahren zunächst als Wissenschaftszweig der angewandten Physik sehen. Forschungsschwerpunkte waren zu Anfang die quantitative Beschreibung der dynamischen und thermodynamischen Vorgänge in Atmosphäre und Ozean, die Wechselwirkungen zwischen den beiden Systemen, die Identifizierung von Schlüsselprozessen sowie die Antwort des Klimas auf externe Antriebe wie etwa Schwankungen der Sonnenstrahlung oder Änderungen der Zusammensetzung der Atmosphäre, beispielsweise durch den anthropogenen Ausstoß von Treibhausgasen wie Kohlendioxid.

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Das Klimasystem als Gegenstand der Klimatologie


Die Klimatologie befasst sich als interdisziplinäres Fach mit den längerfristigen Zuständen der Atmosphäre und den dort stattfindenen Abläufen sowie der Interaktion der Atmosphäre mit den Gegebenheiten der Erdoberfläche in Raum und Zeit.

Die atmosphärischen Phänomene als Gegenstand klimatologischer Forschung besitzen unterschiedlicher räumliche und zeitliche Größenordnungen.

In der Klimatologie können Gebiete mit ähnlichen klimatischen Bedingungen nach verschiedenen Systemen (Klassifikationen) Klimazonen zugeordnet werden.

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Quelle: Bundeszentrale für Politische Bildung nach Wuppertal Institut
 

Über die letzten Jahre hat sich die Klimaforschung zunehmend zu einem interdisziplinären Fach entwickelt. Man untersucht heute nicht nur die physikalischen Vorgänge im System Ozean-Atmosphäre-Kryosphäre, sondern auch deren Wechselwirkung mit den biochemischen Kreisläufen, wie etwa dem Kohlenstoffkreislauf. Insofern spielen heute neben der Physik auch die Biologie, die Chemie, die Geologie und Geographie, aber in zunehmendem Maße die Sozial- und Wirtschaftswissenschaften eine bedeutende Rolle bei der Untersuchung und Bewertung des Klimaproblems. Hier hat sich als interdisziplinärer Forschungszweig die sogenannte Klimafolgenforschung etabliert, die klimabedingte Anfälligkeiten, implizite Risiken und Chancen auf unterschiedlichen Ebenen analysiert und mögliche Maßnahmen zur Anpassung an den Klimawandel identifiziert und plant.

Weitere Informationen: Klimaänderungen: Mögliche Ursachen in Vergangenheit und Zukunft (Martin Claussen)

klimatologische Referenzperiode

Zeitraum, dessen Messwerte als Referenz zum Vergleich mit Messungen aus einem anderen Zeitraum gelten sollen. Klimatologische Referenzperioden umfassen in der Regel 30 Jahre, damit die statistischen Kenngrößen der verschiedenen klimatologischen Parameter mit befriedigender Genauigkeit bestimmt werden können. Längere Zeiträume werden nicht verwendet, da dann Klimaänderungen die Reihen beeinflussen und auch in vielen Fällen die Datenbasis zu knapp wird.

Die Weltorganisation für Meteorologie (WMO) hat als zur Zeit gültige internationale klimatologische Referenzperiode den Zeitraum 1961-1990 festgelegt. Davor galt die Periode 1931-1960 als Bezugszeitraum. Wenn die WMO an ihrer bisherigen Praxis, keine überlappenden Referenzperioden zu definieren, festhält, wird diese Periode noch über 2020 hinaus gültig bleiben und dann durch die Periode 1991-2020 ersetzt werden.

Aus praktischen Gründen und für Anwendungen, die eine besonders zeitnahe Referenzperiode erfordern, kann natürlich auch auf einen anderen Bezugszeitraum übergegangen werden. So wurde in Mitteleuropa statt der Periode 1931-60 häufig der Zeitraum 1951-80 benutzt, um die Lücken in den Zeitreihen während des 2. Weltkriegs zu umgehen, und gegenwärtig wird oft schon die Periode 1971-2000 verwendet. Für internationale Vergleiche sollte jedoch die von der WMO festgelegte Periode benutzt werden.

Gelegentlich wird auch der Begriff „Normalperiode“ verwendet. Da der Begriff aber gleichzeitig suggeriert, dass die Werte der Normalperiode auch eine gewisse Normalität darstellen, dies im Klima aber, insbesondere im Hinblick auf Klimaänderungen, nicht gegeben ist, sollte der Begriff nicht weiter verwendet werden.

Klimavariabilität

Schwankungen des mittleren Zustandes und anderer statistischer Größen (wie Standardabweichungen, Vorkommen von Extremerscheinungen, etc.) des Klimas auf allen zeitlichen (Monate bis Jahrmillionen) und räumlichen Skalen, die über einzelne Wetterereignisse hinausgehen. Die Variabilität kann durch natürliche interne Prozesse innerhalb des Klimasystems (interne Variabilität) oder als externe Variabilität durch natürliche (z.B. Sonnenaktivität, Vulkanismus) oder anthropogene (z.B. Treibhausgasemissionen) äußere Einflüsse begründet sein.

Eine Anzahl von Maxima ragt typischerweise aus dem kontinuierlichen Spektrum der Hintergrundvariabilität von Klimaparametern wie der Oberflächentemperatur heraus. Manche Spitzen können als direkte Antwort des Klimasystems auf externe Antriebe verstanden werden.
Der Tages- oder Jahresgang der Temperatur sind zwei der wichtigsten Beispiele. Auf Zeitskalen von vielen Jahrtausenden sind es die Milankovic-Zyklen und das mit ihnen verbundene Entstehen und Vergehen von Eiszeiten infolge der Änderungen der Erdbahnparameter.

Beispiele für längerskalige Variabilität sind Serien von anomal milden oder von außergewöhnlich strengen Wintern und auch ein milder Winter, der einem strengen Winter nachfolgt. Solche Jahr-zuJahr-Änderungen der Wettermuster sind oft begleitet von veränderten Winden, Sturmbahnen und Jet Streams, welche Gebiete betreffen, die weit größer sind als unser engeres Lebensumfeld. Gelegentlich sind Jahr-zu-Jahr-Änderungen der Wettermuster mit speziellen Wetter-, Temperatur- und Niederschlagsmustern in verschieden Teilen der Erde verbunden, die als Folge der natürlich auftretenden Phänomene El Niño und La Niña auftreten.

In der Regel wird mit dem Begriff der Klimavariabilität der natürliche Prozess der Klimaschwankungen bezeichnet, wohingegen unter dem Begriff Klimawandel der vom Menschen verursachte Anteil der Klimaänderungen verstanden wird (IPCC 2007d).

Weitere Informationen:

Klimawandel

Klimawandel ist nach dem Verständnis des Weltklimarats (IPCC) eine Veränderung des Zustands des Klimas, die identifiziert werden kann (z.B. mit Hilfe statistischer Methoden) als Veränderungen der Mittelwerte und/oder der Variabilität seiner Eigenschaften. Diese Veränderungen bestehen für eine längere Zeit, typischerweise Dekaden oder länger. Diese Auffassung bezieht sich auf jegliche Art von Klimaänderung und kann somit natürlich oder anthropogen bedingt sein. Andere Institutionen (z.B. UNFCCC) oder auch einzelne Wissenschaftler benutzen den Begriff, um klimatische Folgen menschlicher Aktivitäten zu beschreiben.

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Quelle: WMO

Annual global average temperature anomalies

Annual global average temperature anomalies (relative to 1961–1990) from 1850 to 2013 from
- the Hadley Centre/CRU (HadCRUT4) (black line and grey area, representing average and 95 per cent uncertainty range),
- the NOAA National Climatic Data Center (red), and
- the NASA Goddard Institute for Space Studies (blue).

The year 2013 tied with 2007 as the sixth warmest since global records began in 1850.

Warming El Niño and cooling La Niña events are major drivers of natural variability in the climate system. Neither condition was present during 2013, which was among the four warmest ENSO-neutral years on record. Thirteen of the fourteen warmest years on record, including 2013, have all occurred in the twenty-first century. The warmest on record are 2010 and 2005, followed by 1998. El Niño conditions dominated the early months of 2010 and 1998, and weak El Niño-type conditions extended from 2004 to the first half of 2005.

 

Der aktuelle Klimawandel besteht eindeutig in einer Erwärmung, was durch die Zunahme der globalen Luft- und Meerestemperaturen belegbar ist, sowie durch das verbreitete Abschmelzen von Schnee- und Eisflächen und dem Anstieg des durchschnittlichen globalen Meeresspiegels.

ENSO und Klimawandel:

Trotz großer Fortschritte beim Verstehen der Auswirkungen des Klimawandels auf viele Prozesse, die zur ENSO-Variabilität beitragen, gibt es noch keine einmütige Einschätzung darüber, ob die ENSO-Aktivität verstärkt oder gedämpft wird oder ob die Häufigkeit oder der Charakter der Ereignisse in den kommenden Dekaden sich ändern wird.

Da Veränderungen des ENSO-Phänomens das Potential zu einer der stärksten Manifestationen des anthropogenen Klimawandels besitzt, hat dieser Status große Bedeutung für die Verlässlichkeit der regionalen Zuordnung von Klimavariabilität und -wandel. Es gibt zwei Hauptgründe für die bestehenden Unsicherheiten: Zunächst ist der Mangel an ausreichend langen und umfassenden Beobachtungen der ENSO-Prozesse zu nennen, um Änderungen in der Vergangenheit aufspüren zu können. Es kann sein, dass wir ENSO noch einige weitere Dekaden beobachten müssen, um signifikante Änderungen erkennen und zuordnen zu können. Zum Zweiten stellt die Modellierung von ENSO mit gekoppelten globalen Klimamodellen (CGCMs) noch immer eine große Herausforderung dar, denn ENSO beinhaltet ein komplexes Zusammenspiel unterschiedlicher Prozesse in Ozean und Atmosphäre (Guilyardi, E.. et al., 2013).

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Schematic depicting the mechanism for increased occurrences of extreme El Niño under greenhouse warming.

In both present-day climate (a) and future climate (b), convection zones in the western Pacific and the ITCZ latitudes shift from their normal positions (indicated by blue clouds) to the eastern equatorial Pacific during an extreme El Niño event (indicated by red clouds). Colour shading indicates mean SSTs and black contours indicate SST anomalies.

Under greenhouse-gas-induced warming conditions, warming occurs everywhere but at a faster rate in the eastern equatorial Pacific, diminishing the zonal and meridional SST gradients. Strong SST gradients are a barrier to a shift in convection zones. Therefore,in the future climate, shifts in convection zones can be facilitated by weaker changes in SST and thus SST gradients (indicated by one black contour and by green arrows), as compared with the present-day climate in which stronger changes are required (indicated by two black contours and red arrows).

Quelle: nature climate change

 

Neuere Studien einer Gruppe von Wissenschaftlern um W. Cai (2014, 2015a, 2015b) liefern nun neue Erkenntnisse zu den schwer zu fassenden Verbindungen zwischen Änderungen von ENSO und dem mittleren Zustand des pazifischen Klimas. 20 Klimamodelle dienten ihnen zur Beurteilung möglicher Änderungen des ENSO-Verhaltens als Reaktion auf die Treibhausgaswirkung innerhalb der nächsten 100 Jahre.

Danach erwartet man, dass die in Klimamodellen hochgerechnete Verlangsamung der Walker-Zirkulation zu einer Abschwächung von Meeresströmungen im äquatorialen Pazifik führt. Dies verstärkt das Auftreten von Warmwasseranomalien an der Oberfläche, die sich nach Osten ausbreiten, was bislang schon bei extremen El Niño-Ereignissen beobachtet wird. Eine intensivere Erwärmung vor allem des östlichen äquatorialen Pazifik führt wahrscheinlich zu verstärkter Konvektion mit extremen Niederschlägen über dem äquatorialen Ostpazifik und zu markanten äquatorwärtigen Verlagerungen der pazifischen Konvergenzzonen. Beides sind Merkmale extremer El Niños. Extreme El Niños werden nach Einschätzung der Gruppe wahrscheinlich alle 10 Jahre auftreten, statt wie bisher alle 20 Jahre.

Auch wird ein häufigeres Auftreten extremer La Niñas erwartet. Dies wird als Reaktion gesehen auf die häufigeren Extrem-El Niños, auf die verstärkte Erwärmung des Maritimen Kontinents und die erhöhte Erwärmung des Ozeans an der Oberfläche. Folglich werden ENSO-bezogene Wetterereignisse mit Katastrophencharakter und gravierenden sozio-ökonomischen Folgen bei unverminderten Treibhausgas-Emissionen wahrscheinlich häufiger auftreten. Aber die noch bestehenden Fehler bei den eingesetzten Klimamodellen und Änderungen der meteorologischen Bedingungen - z.B. wurde kürzlich eine Verstärkung der Walker-Zirkulation beobachtet - machen weitere Forschungsarbeit dringend erforderlich.

Auf seiner Webseite hat nature climate change im August 2015 eine Auswahl von neueren Arbeiten zusammengestellt, die das unterschiedliche Verständnis vom Einfluss des Klimawandels auf ENSO beleuchten (Focus: ENSO under change).

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Main drivers of climate change

The radiative balance between incoming solar shortwave radiation (SWR) and outgoing longwave radiation (OLR) is influenced by global climate ‘drivers’. Natural fluctuations in solar output (solar cycles) can cause changes in the energy balance (through fluctuations in the amount of incoming SWR). Human activity changes the emissions of gases and aerosols, which are involved in atmospheric chemical reactions, resulting in modified O3 and aerosol amounts. O3 and aerosol particles absorb, scatter and reflect SWR, changing the energy balance. Some aerosols act as cloud condensation nuclei modifying the properties of cloud droplets and possibly affecting precipitation.
Because cloud interactions with SWR and LWR are large, small changes in the properties of clouds have important implications for the radiative budget. Anthropogenic changes in GHGs (e.g., CO2, CH4, N2O, O3, CFCs) and large aerosols (>2.5 μm in size) modify the amount of outgoing LWR by absorbing outgoing LWR and re-emitting less energy at a lower temperature. Surface albedo is changed by changes in vegetation or land surface properties, snow or ice cover and ocean colour. These changes are driven by natural seasonal and diurnal changes (e.g., snow cover), as well as human influence (e.g., changes in vegetation types).

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Quelle: IPCC
 

Weitere Informationen:

Kohlendioxid

Auch Kohlenstoffdioxid, eine chemische Verbindung aus Kohlenstoff und Sauerstoff mit der Summenformel CO2. Kohlenstoffdioxid ist ein unbrennbares, saures, farb- und geruchloses Gas, das sich gut in Wasser löst.

Als natürlicher, aber auch anthropogen eingetragener Bestandteil der Luft besitzt CO2 dort eine im Jahr 2013 bestimmte mittlere Konzentration von 0,040 Volumenprozent (400 ppm). CO2 entsteht sowohl bei der Verbrennung von kohlenstoffhaltigen Substanzen unter ausreichender Sauerstoffzufuhr als auch im Organismus von Lebewesen als Produkt der Zellatmung. Pflanzen, Algen sowie manche Bakterien und Archaeen wandeln Kohlenstoffdioxid durch Fixierung in Biomasse um. Bei der Photosynthese entsteht aus anorganischem Kohlenstoffdioxid und Wasser Glucose. Kohlenstoffdioxid ist ein wichtiger Bestandteil des globalen Kohlenstoffzyklus. Kohlenstoffdioxid kann toxisch wirken, jedoch reichen die Konzentrationen und Mengen in der Luft oder durch Limonadengenuss hierfür bei weitem nicht aus.

Kohlendioxid gehört wie Methan (CH4) und Distickstoffoxid (N2O) zu den langlebigen Treibhausgasen, deren Verweilzeit in der Atmosphäre mindestens ein Jahr beträgt, so dass sie rund um den Globus in der Atmosphäre gut durchmischt vorkommen. Durch seinen Einfluss auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre ist es mit diesen Gasen sowohl am natürlichen und zusammen mit Fluorchlorkohlenwasserstoff (FCKW) auch am anthropogenen, d.h. vom Menschen verursachten, Treibhauseffekt beteiligt. Anthropogenes Kohlendioxid ist daher auch entscheidend für den aktuellen Klimawandel verantwortlich.

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Quelle: NOAA ESRL

Monthly mean atmospheric carbon dioxide at Mauna Loa Observatory, Hawaii

The last four complete years of the Mauna Loa CO2 record plus the current year are shown. Data are reported as a dry air mole fraction defined as the number of molecules of carbon dioxide divided by the number of all molecules in air, including CO2 itself, after water vapor has been removed. The mole fraction is expressed as parts per million (ppm). Example: 0.000400 is expressed as 400 ppm.

In the figure, the dashed red line with diamond symbols represents the monthly mean values, centered on the middle of each month. The black line with the square symbols represents the same, after correction for the average seasonal cycle. The latter is determined as a moving average of SEVEN adjacent seasonal cycles centered on the month to be corrected, except for the first and last THREE and one-half years of the record, where the seasonal cycle has been averaged over the first and last SEVEN years, respectively.

The last year of data are still preliminary, pending recalibrations of reference gases and other quality control checks. The Mauna Loa data are being obtained at an altitude of 3400 m in the northern subtropics, and may not be the same as the globally averaged CO2 concentration at the surface.

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In der Atmosphäre verhält sich CO2 im Wesentlichen chemisch neutral, d. h. es reagiert nicht mit anderen Gasen, trägt aber durch seine starke Wechselwirkung mit Infrarotstrahlung zum Klimawandel bei. Im Ozean dagegen ist CO2 chemisch aktiv. Gelöstes CO2trägt zu einer Absenkung des pH-Werts bei, d. h. zu einer Versauerung des Meerwassers. Dieser Effekt ist bereits messbar: Seit Beginn der Industrialisierung ist der pH-Wert des Oberflächenwassers der Meere im Mittel um etwa 0,11 Einheiten gesunken. Dies entspricht einer Zunahme der Konzentration von Wasserstoffionen (H+-Ionen) um etwa 30%.

Weitere Informationen:

Kohlenstoffkreislauf

Gesamtheit aller Prozesse, durch die Kohlenstoff und seine chemischen Verbindungen in der Geosphäre umgesetzt werden. Die Bedeutung des Kohlenstoffs gründet sich darauf, daß er Bestandteil aller organischen Verbindungen ist. Somit stellt der Kohlenstoffkreislauf einen der wichtigsten Kreisläufe des Lebens dar. In der Atmosphäre befinden sich die Kohlenstoffvorräte in gasförmigem Zustand. In der Hydrosphäre kommt Kohlenstoff in gelöstem Zustand vor, in anorganischen und organischen Verbindungen. Fest gebunden ist der Kohlenstoff in der Pedosphäre (Humus, Biomasse) und in der Lithosphäre (Kohle, Erdgas, Erdöl, Karbonatgesteine).

Das natürliche Gleichgewicht des atmosphärischen Kohlenstoffkreislaufs wird insbesondere durch die ansteigenden CO2-Emissionen als Folge des zunehmenden Verbrauchs fossiler Brennstoffe gestört. Es sind jährlich über 8 Milliarden Tonnen Kohlenstoff (Gt C) die in Form vonCO2 in die Atmosphäre emittiert werden.

Die Rodung der Tropenwälder sowie die Verbrennung von Biomasse führt zu einem zusätzlichen indirekten Anstieg des atmosphärischen CO2, da diese Pflanzen nicht mehr an der Photosynthese teilnehmen. Obwohl ein Großteil dieser CO2-Menge wieder in den Ozeanen aufgenommen wird, steigt der Kohlenstoffgehalt (in Form von CO2) in der Atmosphäre an.

Die kumulativen Emissionen seit Beginn der industriellen Revolution haben zu einem Anstieg der atmosphärischen CO2-Konzentration geführt, die einen zusätzlichen anthropogenen Treibhauseffekt zur Folge hat. Von den drei auf der Zeitskala von Jahrhunderten austauschenden Kohlenstoffreservoiren Atmosphäre, terrestrische Biosphäre und Ozean ist der Ozean bei weitem das größte. Das CO2-System des Meerwassers umfasst die chemischen Spezies HCO3-, CO32-, und CO2(aq). Daraus resultiert die pH-puffernde Eigenschaft des Meerwassers sowie seine hohe Aufnahmekapazität für anthropogenes CO2. Mit Hilfe von vier chemischen Messgrößen kann das marine CO2-System analytisch sehr präzise beschrieben werden. Diese Messgrößen dienen als sensitive “Sensoren” für physikalische, chemische und biologische Vorgänge im Meer.

Im marinen Kohlenstoffkreislauf sind größere natürliche Prozesse aktiv, die Kohlenstoff mit der Atmosphäre austauschen und im Innern der Ozeans umverteilen. Diese Prozesse werden auch als “Pumpen” bezeichnet und sowohl durch physikalische als auch biologische Faktoren angetrieben. Während die “physikalische Pumpe” unmittelbar durch die Aufnahme von anthropogenem CO2 aus der Atmosphäre verstärkt wird, ist dieses für die beiden “biologischen Pumpen” bisher ungeklärt. Eine Vielzahl von potenziellen Konsequenzen des globalen Wandels (Temperaturanstieg, marine CO2-Aufnahme, Ozeanversauerung) auf marine Ökosysteme sind identifiziert worden. Diese werden gegenwärtig intensiv hinsichtlich ihrer Klimasensitivität sowie ihres Rückkopplungspotenzials auf das Klima untersucht. Es ist jedoch kaum vorstellbar, dass die “biologischen Pumpen” sich unter dem Einfluss des globalen Wandels nicht verändern werden.

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Carousel of Carbon

Round and round goes carbon around our planet. At the same time, figuratively, carbon makes the world go 'round. The element is the building block of life on Earth and, in the form of carbon dioxide gas in the atmosphere, it has a powerful impact on the planet's climate. In the process, carbon also goes through rivers, oceans, and the ocean's twilight zone (see interactive). Humans have intervened and interfered with the carbon cycle and quickly transferred carbon from slow to active pools by extracting large amounts of hydrocarbons from the Earth and burning them for fuel, putting an excess of heat-trapping carbon dioxide in the atmosphere. (Illustration by Jack Cook, Woods Hole Oceanographic Institution)

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Quelle: WHOI
 

Zur Quantifizierung der terrestrischen Kohlenstoffquellen und -senken (z. B. CO2, CH4) ist der Aufbau eines Expertensystems zur Erstellung der jährlichen Bilanz der Kohlenstoffflüsse notwendig (Kyoto-Protokoll). Ein solches Expertensystem wird im Augenblick am Potsdam Institut für Klimafolgenforschung (PIK) in Zusammenarbeit mit dem Max-Planck-Institut für Meteorologie (MPI-M, HH) entwickelt und wird im Rahmen einer Kooperation mit dem DFD in den nächsten Jahren getestet. Ziel dieser Kooperation ist die Bilanzierung des terrestrischen Kohlenstoff-Haushalts unter Verwendung von satellitengestützen Fernerkundungsinformationen und deren Assimilation in gekoppelte dynamische Vegetations- und Atmosphärenmodelle.

Die aus dem Expertensystem abgeleiteten Daten sind unter anderem die Nettoprimärproduktion (NPP) der terrestrischen Vegetation oder die Nettoökosystemproduktion (NEP), aber auch die Abgabe von Methan in die Atmosphäre. Die Integration von Daten aus Emissionskatastern über kohlenstoffhaltige Substanzen (z.B. Methan) von landwirtschaftlichen Flächen oder aus der Viehhaltung in die Atmosphäre stellt eine weitere Herausforderung für die Zukunft dar, um eine realistische Kohlenstoffbilanz zu erzeugen.

Aufgrund der hohen räumlichen und zeitlichen Variabilität der terrestrischen Photosynthese, der mikrobiellen Aktivität von Bodenorganismen und der meteorologischen Parameter ist es notwendig, die in das Expertensystem eingehenden Daten flächenhaft mit ausreichend hoher räumlicher und zeitlicher Auflösung zu erfassen. Hierfür geeignet sind Fernerkundungsdaten von polar umlaufenden Satelliten mit einer Wiederholrate von einigen Tagen (Landsat, IRS, SPOT). Daneben sollen auch die Daten geostationärer Satelliten wie z.B. "Meteosat Second Generation (MSG)" genutzt werden.

Die jährliche Variabilität der weltweiten Kohlenstoffkonzentration in der Atmosphäre wird vom ENSO-Zyklus gesteuert. Der äquatoriale Pazifik ist die größte natürliche Quelle für ozeanischen Kohlenstoff, der in die Atmosphäre gelangt, wobei er ca. 1 Mrd. Tonnen Kohlenstoff als CO2 pro Jahr ausgast. Dieser Kohlenstoff entstammt dem äquatorialen Auftrieb (upwelling), ein Vorgang bei dem Wasser, das reich an anorganischem Kohlenstoff ist, aus den Tiefen an die Oberfläche gelangt. Während El Niño-Ereignissen wird das äquatoriale Upwelling im östlichen und zentralen Pazifik unterdrückt, wobei die Zufuhr von CO2 an die Oberfläche deutlich reduziert wird. Als Ergebnis wird in der Anfangsphase eines El Niño die weltweite Zunahme an atmosphärischem CO2, die vor allem anthropogen zu erklären ist, in ihrem Ausmaß verringert. Allerdings steigen während der späteren Phase eines El Niño die globalen CO2-Konzentrationen stark an, was der verspäteten Reaktion der terrestrischen Biosphäre auf die El Niño-bedingten Änderungen der Witterungsmuster geschuldet ist. Verbreitete Trockenheit und erhöhte Temperaturen in den Tropen tragen zu häufigeren und intensiveren Waldbränden bei und damit zu einer Veränderung des Gleichgewichts zwischen Atmung und photosynthetischer CO2-Aufnahme von Landpflanzen. Diese Prozesse, die besonders ausgeprägt waren während der starken El Niño-Ereignisse von 1982–1983 und 1997–1998, führen zu einer anomalen CO2-Zufuhr in die Atmosphäre, und dies in einer Menge, die die reduzierte Ausgasung des äquatorialen Upwelling übertrifft.

Weitere Informationen:

Kohlen(stoff)monoxid

Chemische Verbindung aus Kohlenstoff und Sauerstoff mit der Summenformel CO. Kohlenstoffmonoxid ist ein farb-, geruch-, geschmackloses und giftiges Gas. Es entsteht unter anderem bei der unvollständigen Verbrennung von kohlenstoffhaltigen Stoffen. Kohlenstoffmonoxid ist brennbar und verbrennt mit Sauerstoff bei blauer durchsichtiger Flamme zu Kohlenstoffdioxid. In der Atmosphäre findet man auf Meereshöhe (in reiner trockener Luft) 0,05–0,2 ppm CO. In die Atmosphäre kommt Kohlenstoffmonoxid hauptsächlich aus vulkanischen Aktivitäten sowie als Verbrennungsprodukt von Wald- und Buschbränden. Eine weitere wichtige natürliche Quelle ist der Stoffwechsel von Algen in den Weltmeeren. Toxikologisch wichtigste anthropogene Quelle sind Rauchgase, die z.B. bei der Verbrennung von Kohlenstoff oder von kohlenstoffhaltigen Brennstoffen (fossile Brennstoffe) unter Sauerstoffmangel und in den Abgasen von Verbrennungsmotoren entstehen. Beseitigt wird CO aus der Umwelt durch Reaktion mit Hydroxylradikalen (freie Radikale) in der Atmosphäre sowie durch Oxidation zu Kohlendioxid durch Bodenbakterien (Carboxidobakterien).

Kondensation

Der Übergang des Wassers vom gasförmigen (Wasserdampf) in den flüssigen Zustand. Dabei wird die Energie, die für die Verdunstung benötigt und als latente Wärme im Wasserdampf gespeichert war, wieder frei gesetzt (Kondensationswärme). Es handelt sich um ca. 585 Kalorien pro Gramm Wasser bei einer Temperatur von 20 °C.

Konvektion

In Klimatologie und Meteorologie Begriff zur Beschreibung für Bewegungsvorgänge, die durch den Auftrieb in einer Atmosphäre mit labiler Temperaturschichtung hervorgerufen werden (thermische Konvektion). Da in den höheren Luftschichten geringerer Luftdruck herrscht, dehnt sich das aufsteigende Luftpaket aus und kühlt sich dabei ab. Die entstehenden Bewegungsformen reichen von einzelnen Aufwinden bis hin zu geordneten Konvektionszellen, in denen die aufgestiegene Luft seitlich wieder abströmt.
Spielt die Kondensation von Wasserdampf keine Rolle, so spricht man von trockener Konvektion. Kondensiert in den aufsteigenden Luftpaketen der Wasserdampf (feuchte Konvektion), so führt dies bei Erreichen des Kondensationsniveaus zur Bildung von Konvektionswolken. Diese können sich wie im Fall der Cumulonimbus-Wolke bis zur Tropopause erstrecken. Die Konvektion sorgt besonders in der atmosphärischen Grenzschicht für einen effektiven vertikalen Wärmetransport zwischen dem durch solare Einstrahlung erwärmten Untergrund und der kühleren freien Atmosphäre.
Die Aufwärtsbewegung der Konvektionszelle, die in Form von einzelnen, in Bezug auf die Umgebungsluft wärmeren bzw. weniger dichten Luftkörpern erfolgt, wird als Thermik bezeichnet. Konvektion tritt hauptsächlich während der Tagstunden über durch Sonneneinstrahlung erwärmten Oberflächen auf, während sie nachts nur in geringem Maße und über Flächen mit großer Wärmekapazität, z.B. Gewässern oder Städten, vorkommt.

In der Physik wird als Konvektion grundsätzlich eine Wärmeströmung, also die räumliche Umverteilung von Teilchen, die eine bestimmte Wärme mitführen, bezeichnet. Daraus ergibt sich für die Ozeanographie, dass die Konvektion einen zentralen Prozess darstellt bei der Umverteilung der ozeanischen Kenngrößen wie Temperatur, Salzgehalt, gelöstem Sauerstoff oder dem Klimagas Kohlenstoffdioxid. Im Ozean wird Konvektion häufig durch die Abkühlung von Oberflächenwasser, durch Wärmeverluste an die Atmosphäre, verursacht. Das oberflächennahe Wasser wird dabei am stärksten abgekühlt und wird so, aus thermodynamischen Gründen, schwerer als das darunterliegende, wärmere Wasser. Es kommt zum vertikalen Absinken des abgekühlten Wassers – die Konvektion setzt ein.
Zentren tiefreichender Konvektion durch Abkühlung sind das Weddellmeer sowie die Grönlandsee und die Labradorsee. Salzanreicherung aufgrund erhöhter Verdunstung führt zu tiefreichender Konvektion im Europäischen Mittelmeer und im Roten Meer. Salzanreicherung tritt auch bei Eisbildung im Meer auf und führt zu intensiver Konvektion über den Arktischen und Antarktischen Schelfen. Der Konvektionsprozess gilt als Antrieb der thermohalinen Zirkulation und damit der Tiefenzirkulation im Weltmeer.

Korallen

Über 6.000 Arten umfassende Klasse mariner Wirbelloser, von denen viele Vertreter durch ein schützendes Kalk- und Hornskelett gekennzeichnet sind. Dieses Skelett wird ebenfalls als Koralle bezeichnet. Zum Aufbau ihres Kalkskeletts nutzen die Korallen Kalzium und Bikarbonat aus dem Meerwasser und das als Endprodukt der Atmung anfallende Kohlenstoffdioxid.
Die Mehrzahl der Korallen lebt in Kolonien, Riffe bildende Korallen sind aber nur in flachen Meeren anzutreffen. Sie kommen nicht tiefer vor, als das Licht vordringt, denn die symbiotischen, als Zooxanthellen bezeichneten Algen, die in ihren Geweben leben, benötigen das Licht zur Photosynthese, und die Korallen können ohne die Algen nicht existieren. Die Alge liefert der Koralle Kohlenstoff und damit Energie. Die von der Koralle gefangene Nahrung (tierisches Plankton) kann beide Organismen mit Stickstoff und Phosphor versorgen. Auch hinsichtlich der Wassertemperaturen gedeihen Korallen nur in einem eng begrenzten Bereich, nämlich von ca. 18°C bis 28°C.

Tiefseekorallen vor Florida

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Quelle: Reefpix

Korallenbleichen (Fiji 2001)

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Quelle: Reefpix

Renilla Polypen

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Quelle: SERTC

Aufbau eines Polypen

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Quelle: NOS

Korallenriffe erhalten ihre Farbigkeit durch die erwähnten Algen. Längerfristig außergewöhnlich hohe Wassertemperaturen (>29°C) führen zu einem Ausbleichen der Korallen, d.h. die Korallen werden weiß. Man vermutet folgende Zusammenhänge als Ursachen für das Korallenbleichen bzw. -sterben:

  • Bei den, z.B. durch ein El Niño-Ereignis erhöhten Wassertemperaturen beschleunigen die symbiontischen Zooxanthellen die photosynthetischen Vorgänge, wodurch im Korallengewebe hohe Konzentrationen von freien Radikalen entstehen, die als Toxine wirken.
  • Die gestressten Korallenpolypen stoßen möglicherweise die Zooxanthellen ab, mit der Folge, dass die Koralle ihre Farbe verliert (Ausbleichen).
  • Gestresste Korallen geben den Algen weniger Nährstoffe weiter und veranlassen damit die Algen, die Korallen zu verlassen.
  • Globale Erwärmung und überhöhte UV-Strahlung durch die Schwächung der Ozonschicht werden als weitere Ursachen für das Ausbleichen der Korallen angeführt.
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Verbreitung von Korallenbänken
und Schwerpunkte der Korallenbleichen

Korallenriffe sind in warmen, flachen und klaren Gewässern der tropischen Ozeane anzutreffen. Unter dem Einfluss von übermäßiger Erwärmung, UV-Strahlung und anderen Stress-Faktoren sind zweigbildende Korallen, wie die Acroporidae (Inlet-Foto), die ersten, die mit Ausbleichen reagieren. Das Ausbleichen geht mit dem Abstoßen von Dinoflagellaten (Zooxanthellen) vom Korallengewebe einher. Zweigbildende Korallen vermögen sich innerhalb von wenigen Jahren zu regenerieren, wohingegen andere Arten (boulder corals) bis zu mehreren 100 Jahren benötigen, um die ursprüngliche Größe wiederzuerlangen.

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Quelle: Universität Salzburg
 

Ausgeblichene Korallen regenerieren sich nur sehr schwer (s. NOAA OSPO Coral Bleaching Products).

Die Gefahr für die Korallenriffe besteht nicht nur im Ausbleichen, sondern auch in einem Nährstoffmangel, der unter El Niño-Bedingungen ja auch die Fischwelt befällt. Zudem nehmen die Hauptfeinde der jungen Korallen überhand - Meeresschnecken und Seeigel-, da das warme Wasser auch die Krustentiere dezimiert, die sich von ihnen ernähren. Unter El Niño-Bedingungen gilt als gravierendste Ursache für das Korallensterben die Wassertrübung durch die erdreichen Ausschwemmungen bei den Platzregen entlang der Küsten- und Inselränder, denn sie reduziert die Sonneneinstrahlung im Wasser ganz erheblich. Die Zerstörung von Korallenkolonien durch den El Niño von 1982/83 auf den Galápagos-Inseln wurde auf fast 95 % und an der Pazifikküste von Costa Rica, Panama, Kolumbien und Ecuador auf 70 % bis 95 % geschätzt.

Korallenriff

Festes Kalksteingebilde von vielen Kilometern Länge und Breite und Mächtigkeiten bis zu mehreren 100 m, vor allem in Senkungsgebieten in den oberen durchlichteten und sauerstoffreichen sowie warmen (mind. 18° C) Wasserschichten der Tropen und Subtropen, die von winzigen Polypen (Blumentieren) in großen Kolonien unter Mitwirkung der mit ihnen in Symbiose lebenden, lichtabhängigen blaugrünen Algen (Zooxanthellen) und mithilfe ihres carbonatischen Außenskelettes aufgebaut werden. Wegen der Bindung an warme und lichtreiche Oberflächengewässer und nährstoffliefernde Wasserbewegungen durch Wellen und Meeresströmungen finden sich Korallenriffe entlang von Küsten und um Inseln, d.h. in Flachwasserregionen.

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Quelle: NASA
 

Matangi Island (Fiji), umgeben von Korallenriffen


Meerestemperaturen, die nie 20 °C unterschreiten und auch an heißen Sommertagen nur bis 30 °C reichen, machen den Südpazifik über dem Fiji-Plateau zu einem idealen Ort für Korallenriffe. Riffe umgeben fast alle der etwa 840 Inseln des Staates, und Matangi Island ist keine Ausnahme. In diesem Ikonos-Bild bilden die Unterwasserriffe einen trüben blaugrünen Halo um die Insel.

Mit seiner Fähigkeit, in klares Wasser bis in eine Tiefe von 30 m hineinzusehen, kann der Ikonos-Satellit den Wissenschaftlern eine Darstellung von Flachwasserriffen liefern. In diesem Bild vom 21. November 2004 erscheinen die Riffe als gelbbraune Klumpen in einem Feld von Blassgrün, das die Insel umgibt. Es kann eine Herausforderung werden, ein klares Bild von Küstenriffen zu bekommen, wenn Sedimente und Algen über dem Riff treiben. Dies kann in der oberen rechten Ecke der Fall sein, wo gelbbraunes Sedimentmaterial von der Insel ausbeult. Algen bilden typischerweise grüne und blaue Wirbel im Ozeanwasser, was man in der sichelförmigen Bucht erkennen kann.

 

Die lebenden Strukturen werden am Rande (bei Absenkung des Untergrundes oder steigendem Meeresspiegel auch oben) stetig überwachsen, sterben ab und verdichten sich infolge Eintrag von Partikeln und Brandungstrümmern, sodass das Korallenriff allmählich seine ursprüngliche hohlraumreiche Struktur verliert. Die Brandung bewirkt an einem Korallenriff zweierlei: zum Einen garantiert sie ständigen Wasseraustausch zur Nährstoffversorgung der sessilen Organismen, weshalb die Korallenriffe gegen die Hauptbrandungsrichtung gewöhnlich deutlich besser und rascher wachsen, zum anderen kann bei besonders heftiger Brandung, wie sie in den Tropen und Subtropen durch Wirbelstürme gegeben ist, das Riff mechanisch beschädigt werden. Es vernarbt aber normalerweise an den so zerstörten Partien wieder.

Man unterscheidet drei Formen:

  • Saumriffe sind die häufigste Form der Korallenriffe. Sie sind meist an der Küste (aus Festgestein, sedimentarm) angewachsen und begleiten diese auf längere Strecken. Zwischen der Riffkrone nahe der aktiven Brandungszone und dem Festland liegt gewöhnlich die sog. Rifflagune, eingetieft durch Prozesse der Bioerosion. Dadurch entsteht insgesamt eine wallartige Struktur, daher auch die Bezeichnung Wallriff.
  • Barriereriffe sind deutlich vom Festland abgesetzte (mehrere Kilometer bis über 100 km), aber noch küstenparallel liegende Riffe, die Erhebungen des mittleren oder äußeren Schelfes aufsitzen können. Sie bestehen gewöhnlich aus lang gestreckten, seltener auch flächenhaften Riffkörpern (Plattformriffe) mit schmalen Durchlässen zum Festland, die eine beträchtliche Tiefe aufweisen. Das größte Barriereriff der Erde liegt vor der Nordostküste Australiens (Queensland) mit über 2000 km Länge. Es ist zugleich die größte, von Organismen jemals geschaffene Struktur unserer Erde.
  • Atolle gelten als Sonderform des Korallenriffes. Sie liegen meist weit vor der Küste isoliert auf Tiefseeerhebungen aufsitzend und sind mehr oder weniger ringförmige Gebilde von einigen Kilometern bis über 100 km Durchmesser mit einer deutlichen zentralen Vertiefung (Rifflagune) und einem oder mehreren schmalen Durchlässen geringerer Tiefe. Atolle entstehen gewöhnlich aus Saumriffen um ehemalige (meist vulkanische) Inseln, die bei steigendem Meeresspiegel oder absinkendem Untergrund ertrunken sind, während das Riffwachstum Anschluss an die Meeresoberfläche halten konnte. Daher können auch Riffmächtigkeiten von über 500 m vorkommen. Besondes zahlreich sind Atolle in der Südsee, weniger im Indischen Ozean, selten in der Karibik.

Nahezu alle Korallenriffe der Erde sind in den letzten Jahren stark gefährdet durch Ausbleichung und Absterben, was einerseits auf zunehmende Wasserverschmutzung, Störung und Zerstörung durch Tourismus, Taucher, Bootsbetrieb, Ankern etc. zurückgeht, andererseits jedoch auch auf eine allmähliche Erwärmung, die regional (z.B. durch El Niño-Effekte) stark ausfallen kann.

Küstenwüste

Durch extreme Trockenheit geprägtes Gebiet an den subtropischen Westseiten mancher Kontinente. Zu den markantesten Beispielen dieses Wüstentyps gehören etwa die Atacama nahe der pazifischen Küste von Südamerika oder die an der südwestlichen Küste Afrikas gelegene Namib. In Südamerika erstreckt sich dieser hyperaride Trockengürtel über fast 3.500 km (nach Blümel 3.700 km) und ist nur gelegentlich durch Flusstäler aus den Anden unterbrochen.

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Bromeliaceen der Gattung Tillandsia

Sie gedeihen in der Nebelstufe von peruanischen Vorbergen ohne Wurzeln girlandenartig am Boden. Sie wachsen nach Westen gegen die anströmenden Nebel, die sie über die Blätter mit Wasser versorgen (>300 m NN, Cerros Matabuey bei Lima/Peru). Die unteren Lagen der Vorberge sind vegetationslos.

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Küstenregion von Pachcamac bei Lima/Peru

An der pazifischen Küste ist die Wüste fast pflanzenfrei, nur im Kontakt mit kleinen Flüssen sind Bewässerungskulturen möglich.Quelle: Seibert, Paul (1996): Farbatlas Südamerika, Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart

Die trockenen Bedingungen der küstennahen Bereiche sind eine Folge der subtropischen Hochdruckgebiete und des Auftretens von kaltem Wasser vor dem Festland. Hierbei kann es sich um Meeresströmungen handeln, die aus Gebieten hoher geographischer Breite in Richtung Äquator fließen. Eine andere Erscheinung mit ähnlichen klimatischen Konsequenzen ist kaltes Auftriebswasser, das aufgrund der Verlagerung des Oberflächenwassers durch küstenparallele oder ablandige Winde nach oben gelangt.
Durch Abkühlung der unteren Luftschichten wird eine thermisch stabile Schichtung innerhalb der Luftmassen erreicht, wodurch der vertikale Austausch unterbunden wird. Durch fehlende Konvektion unterbleibt auch die Bildung von Konvektionswolken, die den küstennahen Gebieten Niederschlag bringen könnten. Vorhandene Feuchtigkeit kondensiert überwiegend zu Nebel; solche Nebeldecken bleiben tagsüber als Hochnebel meist über dem Meer, nachts können sie in Bodennähe einige Zehner Kilometer weit ins Landesinnere ziehen. Mit der Morgensonne löst sich der Nebel rasch auf. Die Aufheizung über dem Festland führt zu rascher Verdunstung der Nebelnässe an der Bodenoberfläche. Bei über mehrere Monate bestehenden optimalen Bedingungen für die Nebelbildung entstehen Nebelwüsten.

An der Westabdachung der Anden verläuft am Westrand Südamerikas eine Wüstenzone von Süd-Ecuador (ca. 5° S), weiter entlang der peruanischen Küste bis etwa 25° S. Im Norden Perus heißt der Wüstenbereich Sechura und umfasst einen 100 - 150 km breiten Streifen der Küstenebene. Ab Chiclayo südwärts (ca. 7° S) gilt die Bezeichnung Atacama, wie auch im anschließenden Chile.

Südlich vom 8. Breitenkreis kennzeichnen die Garua-Nebel die Wüste mit ihrer Obergrenze bei 500-700 m. Bis zu 30/40 km dringt der Nebel in Taleinschnitten ins Hinterland ein. An den Berghängen des Nebelstockwerks findet sich die zugehörige Loma-Vegetation, bedingt durch den Garua-Nebel. Er benetzt den Boden und durchfeuchtet ihn 1-2 cm tief, was regional für die Bildung einer nahezu geschlossenen Pflanzendecke ausreicht. Vor allem die Winter sind neblig und kühl-feucht, wohingegen die nördlichen Kordilleren ein ausgeprägtes Tageszeitenklima mit trockenem, wolkenlosem Himmel aufweisen. Im Sommer (November bis April) verdrängt die Erwärmung der Küstenebene die Garuas durch das temperaturbedingte Ausbleiben der Kondensation.

In Peru beschränkt sich die extreme Wüste auf einen schmalen Küstenstreifen (Einfluss des Garua-Nebels) und die Fußzone der Anden-Westabdachung (niederschlagslose Binnenwüste). Mit zunehmender Höhe steigen die monsunalen Niederschläge, die über die Kordilleren hinweg auch die Westhänge erreichen.

Der Garua-Nebel (in Chile: Camanchaca) ist die Grundlage für die untere Vegetationsstufe, in der hauptsächlich Tillandsien wachsen. Tillandsien versorgen sich über die durch Nebel oder Tau benetzten Blätter, die sogenannte Saugschuppen besitzen. Der Garua-Nebel reicht in der Küstenkordillere bis ca. 1.000 m ü. NN. Mit der Höhe nimmt zunächst die Übersättigung mit verstärkter Tröpfchenbildung zu, ab 700 m NN schwächt sie sich wieder ab. Vor allem in den Südwintermonaten Juli und August mildert die Nebelwirkung den Wüstencharakter. Weiter hangaufwärts schließt sich die eigentliche Loma-Vegetation an, da mit der Höhe die Kondensation stärker wird und die Nebelfeuchtigkeit regelrecht von den Pflanzen ausgekämmt wird.

In Chile greift die Wüste weit ins Landesinnere bis in den andinen Gebirgskomplex hinein. Der längste Abschnitt dieser Küstenzone, die Atacama, wird zwar unter genetischen Gesichtspunkten als Küstenwüste eingeordnet, ist in ihrem Wesen und internen Gliederung aber deutlich komplexer (vgl. Blümel 2013).

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Flussoase im küstennahen Nordchile mit starkem Kontrast zwischen landwirtschaftlicher Nutzung und Wüste (Putre - Arica)

Quelle: Seibert, Paul (1996): Farbatlas Südamerika, Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart

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Aride Küstenwüste in Peru

Details des Fotos zeigen tief eingeschnittene Canyons an der Südküste Perus zwischen 15,5° und 17° S. Die Flüsse Yauca und Acarí nähren kleine bräunliche Sedimentfahnen im Meer. Kleine dunkelgrüne Felder drängen sich an ihren Unterläufen. Starke Südwinde ließen Sanddünen entstehen. Küstenparallele gelbliche Linien markieren tektonisch gehobene Küstenverläufe.

Die Aufnahme wurde mit dem 180 mm-Objektiv einer Digitalkamera am 14.3.2003 von der ISS-Besatzung gemacht. Zu ausführlicheren Erläuterungen (engl.) hier klicken.

Quelle: NASA Earth Observatory

Der pazifische Küstenstreifen Südamerikas von 5°S bis 24°S zählt zum Klimatyp BWhn der köppenschen Klassifikation (B=Trockenklima, W=Wüstenklima, h=heiß, Jahresmittel über 18°C, n=häufig Nebel).

Siehe im Didaktik-Teil der DVD: "Die Entstehung von Küstenwüsten und ihre Anfälligkeit auf Störungen. - Eine Lernaufgabe zum Thema 'El Niño'"