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ENSO-Lexikon

ENSO-Lexikon

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Madden-Julian Oszillation (MJO)

Bei der MJO handelt es sich um eine makroskalige intrasaisonale Zonalstörung in den Tropen mit atmosphärisch-ozeanischer Kopplung. Sie beeinflusst die gesamten Tropen, am markantesten im Bereich zwischen Indischem Ozean und westlichem Pazifik, und äußert sich in der Variabilität von Wind, Luftdruck, Wasseroberflächentemperatur (SST – "sea surface temperature"), Bewölkung und Niederschlag. Am schwächsten ist sie über dem Atlantik.

Mit einem 30- bis 60-tägigen Zyklus von steigendem und fallendem Luftdruck stellt die MJO eine wichtige Variabilität der tropischen Atmosphäre dar. Die MJO äußert sich in einer langsamen ostwärtigen Wellenbewegung atmosphärischer Störungen mit maximalen Amplituden in der östlichen Hemisphäre. Die erdumfassenden Wellen erstrecken sich über 20 Breitengrade beidseits des Äquators. Konkret bewirkt dieser Takt, dass in vielen tropischen Regionen erst mächtige Wolkenfelder von West nach Ost ziehen, denen dann eine Reihe von klaren, trockenen Tagen folgt.

Bei der Verlagerung um den Globus ist das Gesamtsystem der MJO jedoch häufig sehr variabel in der Intensität. Perioden mit einer moderaten bis starken Aktivität folgen oft Perioden mit niedriger oder keiner. Die Ausprägung der MJO ist dabei eng mit der Oberflächenwassertemperatur verknüpft. Während die MJO im Bereich von warmen bzw. sehr warmen Oberflächenwassers, beispielsweise im westlichen Indik, an Intensität zulegt und mit kräftigen konvektiven Niederschlägen einhergeht, fällt das System über kälterem Wasser des östlichen Pazifiks zusammen, um im weiteren Verlauf über dem tropischen Atlantik wieder neu aufzuleben. Die stärkste Aktivität auf der Nordhemisphäre wird im späten Herbst, Winter sowie im zeitigen Frühling beobachtet.

MJO

Equatorial vertical cross section of the MJO as it propagates from the Indian Ocean to the western Pacific


Red arrows indicate direction of wind and red (blue) SST labels indicate positive (negative) SST anomalies respectively.

At the core of the MJO is the zonal wind. This is the wind that moves west to east in the tropical region, and brings us our weather from the ocean. The zonal wind can move, or propagate, storm systems across the Pacific Ocean where they can make an impact on the western North American coast.

Generally, these storm systems develop in the Indian Ocean, with warm sea surface temperatures (SSTs) to the east. The warm SSTs drive warmer air to move upward in the atmosphere, helping to generate convection, similar to the type of afternoon thunderstorms we experience. The warm SSTs and rising air to the east encourage convection to move toward the east, leaving behind cool SSTs on the west side with cooler, sinking air.


Quelle: NOAA
 

Am besten ersichtlich ist ihre Erscheinung an der räumlichzeitlichen Entwicklung der von Satelliten beobachtbaren emittierten langwelligen Strahlung (OLR – "outgoing longwave radiation"), denn der tropische Niederschlag ist überwiegend konvektiven Ursprungs und die kalten Wolken emittieren relativ wenig OLR. Da man der MJO vielfältige Wechselwirkungen mit anderen Phänomenen unterschiedlicher Skalen zuschreibt, erfährt sie beträchtliches wissenschaftliches Interesse. Beispielsweise nimmt man Interaktionen mit Änderungen der Meeresoberflächentemperatur an, verstärkende Einflüsse auf die Hurrikan-Tätigkeit im Golf von Mexiko und in der Karibik oder Bezüge zum Einsetzen von El Niño.

Intrasaisonale Oszillationen wie die MJO haben oft einen engen Bezug zur jeweiligen Phase des ENSO-Zyklus. Im Allgemeinen besteht während einer mäßig starken oder starken El Niño-Episode eine Neigung zu schwacher oder ausbleibender MJO-Aktivität. Demgegenüber ist die MJO-Aktivität während ENSO-Neutralphasen oder während La Niña-Episoden oftmals von beträchtlicher Stärke.
Während ihre Struktur bereits gut erfasst ist, sind Ursache und einige Aspekte ihrer Realisierung in der Natur noch weitgehend ungeklärt. Ein besseres Verständnis ist für die Wettervorhersage in den Tropen und auch der mittleren Breiten von großem Nutzen.

Die MJO trägt die Namen von Roland Madden und Paul Julian vom National Center for Atmospheric Research, die die Wellen in den frühen 70er Jahren des 20. Jahrhunderts entdeckt und beschrieben haben.

mjo_winter_namerica

Link of the passage of the MJO across the Pacific to development of intense wintertime precipitation in western North America

The MJO has also been hypothesized to have broader atmospheric impacts: a Rossby wave train emanates into the Northern Hemisphere midlatitudes from the Maritime Continent during passage of the active phase of the MJO through this region.7 This leads to MJO modulation of midlatitude weather, especially in the boreal winter. For example, plumes of moisture (the "Pineapple Express"), flowing from MJO rainfall maxima over the central Pacific, lead to heavy precipitation and floods along the west coast of the United States and Canada.
In addition to the enhanced precipitation, winter cold air outbreaks over southern California and the southwestern deserts of North America47 are frequently timed with particular phases of the MJO.

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Quelle: MetEd / UCAR
 
Makrelen

Fischfamilie mit 33 Gattungen, zahlreiche Arten sind wichtige Speisefische. Makrelen besitzen spitze Köpfe, ein weites Maul und einen festen, schlanken Körper, der sich kurz vor dem gegabelten Schwanz verjüngt. Makrelen schwimmen in großen Schwärmen nahe der Wasseroberfläche und ernähren sich von kleinen Fischen und Krebstieren. Sie laichen im offenen Wasser während des späten Frühjahrs und des Frühsommers. Makrelenfischerei ist in Europa und im Nordosten Amerikas, aber auch vor Peru und Chile ein bedeutender Industriezweig.

Weitere Informationen: FishFAQ

Mangrove

Tropisches Küstengehölz in gezeitenbeeinflussten Bereichen, das sich besonders günstig in geschützten Buchten, Lagunen, Deltas und anderen Flussmündungen auf Schlickböden entwickelt und eine Vielfalt an außergewöhnlichen Lebensformen beherbergt. Tiere und Pflanzen sind dort an die extremen Umweltbedingungen angepasst, die ein den Tiden ausgesetzter Standort mit sich bringt. Zur Mangrove gehören ca. 70 Baum- und Buscharten. Typischste Gattung ist Rhizophora (Mangrovenbaum) mit Stelzwurzeln sowie Avicennia mit Atemwurzeln. Vereinzelt kommen sie bei günstigen Umweltbedingungen auch in den subtropischen Regionen vor.

Neben ihrer Bedeutung als Nähr- und Kinderstube einer Vielzahl von Fischen, Schalentieren und als Vogelhabitat sind sie auch als Küstenschutzelement bedeutsam. Letzteres wurde durch die verheerenden Auswirkungen des Dezember-Tsunamis 2004 im indischen Ozean unterstrichen.

Mangrove

Mangrove

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Mangrovenzerstörung

Mangrovenzerstörung

Quelle: ThinkShrimp!

Mangrovenwälder besitzen eine große Anzahl äußerst wichtiger Funktionen. Aufgrund ihrer hohen Produktion an Biomasse spielen sie eine nicht unwesentliche Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf. Abgestorbenes Tier- und Pflanzenmaterial, das aus den Mangroven ins Meer gespült wird, nährt die küstennahen Ökosysteme.
Die bei Niedrigwasser deutlich aus dem Wasser ragenden Stelzwurzelgerüste bremsen die Gezeitenströme, Erosion unterbleibt, vielmehr wird Feinsediment abgesetzt. Zudem behalten die Mangrovenwälder Schadstoffe und Sedimente aus Flusseinträgen zurück, bevor diese in die Küstenmeere gelangen und dort die Lebensgemeinschaften schädigen.
Für Küstenbewohner bietet die Mangrove traditionell vielfältige Möglichkeiten zur Selbstversorgung. So liefert die Rhizophora mangle ein rotes Holz, das zur Herstellung von Holzkohle verwendet wird und zur Gewinnung von Tanninen (Gerbsäuren), die bei der Lederherstellung eingesetzt werden. Die Küstenwälder bieten Bau- und Brennholz, Früchte und pflanzliche Heilmittel. Als Brutstätte und Aufwuchsgebiete für viele Krebstiere, Muscheln, Garnelenarten und Fische sichert die Mangrove, die eines der produktivsten Ökosysteme der Erde darstellt, die Ernährung der Bevölkerung, die traditionell vom Fischfang lebt. Überall dort, wo sie dem Städtebau und der Garnelenzucht weichen mussten, gingen die Erträge der Küstenfischerei drastisch zurück.

Mapping Mangroves by Satellite

Mapping Mangroves by Satellite (global)

This map shows the location and relative density of mangroves, which cover roughly 137,760 km² of Earth’s surface. The forests can be found in 118 different countries and territories, though nearly 75 percent of their area occurs in just 15 countries.
They are most often found straddling the equator between 25º North and South latitude. About 42 % of the world’s mangroves are found in Asia, with 21 % in Africa, 15 % in North and Central America, 12 % in Australia and the islands of Oceania, and 11 % in South America.
Using digital image classification techniques, a research team from the U.S. Geological Survey compiled and analyzed more than 1,000 scenes from the Landsat series of satellites.

 

Quelle: NASA Earth Observatory

Weltweit bedecken die Mangrovenwälder eine Fläche von ca.15 Millionen ha, das entspricht der Hälfte der Fläche Deutschlands. Man schätzt jedoch, dass in den letzten 30 Jahren ihr Bestand um fast vier Millionen ha abgenommen hat. Es wird geschätzt, dass der 2010 existierende weltweite Mangrovenbestand lediglich der Hälfte der ursprünglichen Ausdehnung entspricht. Lediglich 6,9 % der Mangrovewälder in per Gesetz unter Schutz gestellt.
Im Verhältnis zur Gesamtfläche schwindet der Mangrovenwald schneller als der tropische Regenwald. Der Rückgang wird auf die Ausweitung landwirtschaftlicher Flächen (vor allem Reiskulturen und Weideland), Aquakulturen, Siedlungsausdehnung, Nachfrage nach Brennholz, Baumaterial und Zellstoff sowie Tourismus zurückgeführt.

Mapping Mangroves by Satellite (SE Asia)

Mapping Mangroves by Satellite (SE Asia)

Indonesia includes as many as 17,000 islands and nearly a quarter of the world's mangroves. Yet those forests have been cut in half in the past three decades, shrinking from 4.2 million hectares in 1982 to 2 million in 2000. Of the remaining forests, nearly 70 % are "in critical condition and seriously damaged," reported Fadel Muhammad, Indonesia's minister of fisheries and marine affairs.
Nearly a fifth of the coast of Australia (the north coast is shown left) is surrounded by mangrove-lined coast. Australia has the third largest area of mangroves in the world after Indonesia and Brazil, and approximately 6.4 % of the world’s total mangrove area.

Quelle: NASA Earth Observatory

Will man die Zerstörung der Mangroven verhindern, müssen nachhaltige Bewirtschaftungsformen gefunden werden. Dazu sind grundlegende Kenntnisse ihrer Struktur, ihrer ökologischen Funktionen und ihrer Nutzung durch den Menschen notwendig.

Als Folgen der Mangrovenzerstörung werden beispielsweise höhere Schäden und Menschenverluste bei Sturmfluten in Bangla Desh angesehen. Alleine die Aquakulturen mit Garnelenaufzucht (shrimp farming) sind für 5-10 Prozent dieses Verlustes verantwortlich. In Ländern mit größerer Produktion wie Thailand sind es nahezu 20 %, auf den Philippinen sogar 75 Prozent. Teilweise versuchen Garnelenproduzenten und Regierungen in jüngerer Zeit die Verluste durch Aufforstungen wieder auszugleichen. In Bangla Desh sind die Mangrovenwälder der Sundarbans zu großen Teilen unter Naturschutz gestellt.

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Quelle: NASA Earth Observatory

Mangroves and Coral Reefs, Viti Levu, Fiji

Deep green forest on land and the delicate turquoise coral reef in the ocean mirror each other in this true-color image from December 18, 2009. Both systems provide a significant habitat for a wide range of life, and both depend on the other for their healthy existence.

The forest, a mangove forest, defines the delta of the Ba River on the north side of Viti Levu, Fiji’s main island. Such mangrove forests serve as the interface between river and sea across Fiji and in many other places in the world. The trees grow with roots submerged in the semi-salty water near the shore, but they grow best in sheltered areas, where the ocean’s battering waves are minimal. In this case, the coral reef offshore provides a break, slowing incoming waves.

The mangrove forest, in turn, protects the reef from sediment and extensive algal blooms. The tangle of roots catches sediment and nitrogen from the river, acting as a natural filter. Sediment would cloud the water, blocking the sunlight that the coral needs to grow. Nitrogen from agricultural run-off feeds algae in the ocean. Extensive ocean blooms can coat the reef or rob the water of oxygen, both of which would be harmful to the reef. Nitrogen run-off could be a problem along the Ba River, since the river flows through heavily farmed hills and valleys where most of Fiji’s sugar cane is produced.

The Advanced Land Imager on NASA’s Earth-Observer 1 satellite captured this image.

 
Marikultur

Die Haltung und Zucht von marinen Organismen, gewöhnlich in Mündungsbereichen, Buchten oder anderen küstennahen Bereichen oder in speziellen Anlagen, die von Meerwasser durchflutet werden. Gelegentlich werden Marikulturen in der Nähe von Kraftwerken eingerichtet um das warme Kühlwasser zu nutzen.

Ranching ist eine Variante der Marikultur, bei der Jungtiere in bestimmten Gebieten gehalten, dann freigelassen werden, mit der Erwartung auf ihre Rückkehr im Reifesstadium. Der "Nest"-Instinkt beispielsweise von Lachsen macht dieses Verfahren recht erfolgreich, auch wenn nur 1 von 50 Lachsen zurückkehrt.

Maritimer Kontinent

Vorwiegend von Meteorologen, Klimatologen und Ozeanographen verwendete Bezeichnung für das Gebiet zwischen dem Indischen und dem Pazifischen Ozean welches die Archipele von Indonesien mit Borneo, Neu Guinea, die Philippinen, die Malaiische Halbinsel und die umgebenden Meeresbereiche umfasst. Es ist kein wirklicher Kontinent, sondern besteht aus einer Vielzahl von Inseln unterschiedlicher Größe und vielen Flachmeerbereichen.

Die Begriffe ‘maritim’ und ‘Kontinent’ werden üblicherweise verwendet, um zwei gegensätzliche Klimatypen zu bezeichnen. Wenn sie jedoch zusammen verwendet werden, beschreiben sie hier die umfangreiche Interaktion zwischen Ozean und Land im Bereich des Maritimen Kontinents, ein Begriff der 1968 von Colin Rampage geprägt wurde.

Mit seiner Lage zwischen dem Indischen und dem Pazifischen Ozean befindet sich der Maritime Kontinent innerhalb einer warmen Meeresregion, die als Indo-Pacific Warm Pool bekannt ist. Dieser entsteht aufgrund seiner äquatornahen Lage und durch die Tatsache, dass östliche Passatwinde in Äquatornähe warmes Oberflächenwasser nach Westen verfrachten. Dieses Gebiet besitzt beständig Meeresoberflächentemperaturen von 28 °C und darüber.

Der Maritime Kontinent ist für die Meteorologie wichtig, weil er als Region mit der bedeutendsten Energiequelle im gesamten globalen Zirkulationssystem angesehen wird, was er einer Vielzahl von miteinander zusammentreffenden Faktoren verdankt. Deren wichtigste sind die geographische Lage und die Topographie, die beide zur Bildung des tropischen Warmwasserkörpers beitragen, dem flächenmäßig größten Warmwassergebiet auf der Erde. In diesem Teil Südostasiens sind Landmassen und Wasserflächen - grob gesagt - gleichmäßig verteilt. Darüber hinaus sind die Landmassen durch hohe Gebirge gekennzeichnet. Dies führt zusammen mit konvergierenden Meereswinden und mit der hohen Wärme der Wassermassen zu starker Konvektion und in der Folge zu täglichen Gewittern. Diese pumpen große Mengen Feuchtigkeit und Wärme hoch in Atmosphäre, was seinerseits die großräumigen Winde in der höheren Atmosphäre antreibt, so die Ost-/Westzirkulation (Walker-Zirkulation). Variationen in dieser zonalen Zirkulation haben Verbindungen zu anderen großskaligen Klimavariationen. Das Gebiet des Maritimen Kontinents bildet den westlichen Bereich der mit ENSO in Verbindung stehenden Anomalien der Meeresoberflächentemperaturen (SST) und den östlichen Pol von SST-Anomalien, die mit dem Indian Ocean Dipole verknüpft sind. In dem Maße wie sich die SST im Bereich des Maritimen Kontinents ändern, variieren auch die Konvektionsvorgänge in diesem Raum. Dies bewirkt Verlagerungen des aufsteigenden Asts der Ost-/West-Zirkulation und der damit verbundenen großräumigen Niederschlagsmuster. Für den australischen Monsun ist der Maritime Kontinent beispielsweise die Hauptwärmequelle.

Weitere Informationen:

Meer

Syn. Ozean; die zusammenhängende Wasserfläche der Erde. Das Meer bedeckt mit einer Fläche von 361 Mio km² ca. 71 % der Erdoberfläche. Es enthält nahezu das gesamte (ca. 98 %) auf der Erde frei verfügbare, also nicht in Gesteinen und Mineralien gebundene Wasser. Lediglich ca. 2 % des irdischen Wassers ist in Gletschereis gebunden, 0,03 % befinden sich in Seen und Flüssen und 0,001 % in der Atmosphäre.

Die Lage der Kontinente bewirkt  eine Untergliederung in drei Großmeere mit jeweils selbständigen, aber auch untereinander kommunizierenden Strömungshaushalten: Pazifik, Atlantik, Indik. Deren Grenzen sind auf der Südhalbkugel durch die Längengrade 20° E (Kap Agulhas), 147° E (Südkap Tasmanien) und durch die kürzeste Verbindung über die Drake-Straße vom Kap Hoorn über Deception Island zur antarktischen Halbinsel festgelegt. Das Nordpolarmeer wird dem Atlantik zugeordnet. In der angelsächsischen Literatur wird das Südpolarmeer ohne präzise nördliche Grenzziehung oft wie ein vierter Ozean behandelt.

Der Ozean ist ein „geschichtetes Medium“, das bedeutet das Kenngrößen wie die Temperatur, der Salzgehalt, der gelöste Sauerstoff oder das Klimagas Kohlenstoffdioxid, sich mit der Tiefe und der geographischen Lage ändern. Dazu ist es Aufgabe der physikalischen Ozeanographie, ein genaues Verständnis der physikalischen Prozesse zu erarbeiten, die zu den beobachteten „Verteilungen“ von Kenngrößen im Ozean führen. Nur basierend auf diesem Verständnis können aus der Vielzahl von wirkenden Prozessen, diejenigen isoliert werden, die beispielsweise für eine zuverlässigere Vorhersage des Klimas auf unserer Erde berücksichtigt werden müssen.

Die Weltmeere in Zahlen
Gesamtvolumen des Weltmeeres 1,35 · 1018 m3
Oberfläche des Weltmeeres 3,6 · 1014 m2
Gesamtmasse des Ozeans (0,024 % der Erdmasse) 1,4 · 1021 kg
Mittlere Tiefe aller Ozeane 3730 m
Maximale Tiefe (Marianengraben) 11.022 m

Vertikal lässt sich der Ozean in Kontinentalrand und Tiefsee sowie deren weitere Differenzierungen gliedern.

tiefenstufen  

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Links: Begriffliche Gliederung des Meeresraumes


Quelle: Lexikon der Geographie (2001)

 

Rechts: Häufigkeitsverteilung der Höhen und Tiefen auf der Erde

Von den 8,4 % des Tiefenbereiches 0-1,0 km entfallen 5,3 % auf den Teilbereich 0-0,2 km und 3,1 % auf 0,2-1,0 km.

 

Quelle: Raith, Wilhelm (2001)

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Die Warmwassersphäre der Tropen und Subtropen - der Schauplatz auch von ENSO - prägt das Bild der Weltmeere. Dabei ist in allen Ozeanen eine Asymmetrie zu verzeichnen: Warmpools mit Korallenriffen finden sich auf der Westseite, Auftriebsgeschehen und Sauerstoffminimumzonen liegen auf der Ostseite. Das Wärme- und Salzreservoir in der ozeanischen Deckschicht der Tropen ist von grosser Bedeutung für das aktuelle Wettergeschehen und die Klimaentwicklung. Subtropische Stromsysteme wie Kuroshio, Golfstrom und Leuwenstrom sorgen für Austausch mit den gemässigten Breiten. Die Tropen werden in vielen Szenarien über die Auswirkungen der jüngsten Erderwärmung als ein vergleichsweise stabiler Lebensraum dargestellt. Geologische Zeitserien und biologische Klimaarchive weisen jedoch darauf hin, dass Umweltveränderungen in den Tropen viel durchgreifender und schneller als erwartet geschehen können.

Meereis

Eis, das sich auf den Ozeanen bei etwa -1,9 °C bildet; in der Ostsee liegt der Gefrierpunkt bei etwa -0,53 °C. Der unterschiedliche Gefrierpunkt ergibt sich aus dem Salzgehalt des Meerwassers, der in der Ostsee wesentlich geringer ist als in den offenen Meeren, wo der durchschnittliche Salzgehalt 35 Promille beträgt. Auf der Nordhalbkugel unterliegt die Meereisbildung auch aufgrund der Land-Meer-Verteilung enormen Schwankungen. Der Mindestwert liegt mit rund 8,2 Millionen Quadratkilometern im September, während das Maximum der Eisbedeckung mit etwa 16,4 Millionen Quadratkilometern im März oder April erreicht wird. Die Südhalbkugel ist im Jahresmittel mit circa 22,6 Millionen Quadratkilometern Meereis bedeckt.

Meereis i.e.S. entsteht aus gefrierendem Meerwasser. Alle übrigen Eisarten im Meer bestehen aus Süßwassereis. Land- und Schelfeis an der Küste werden aus Firnschnee und Gletschern gespeist. Das Seeeis wird auf festländischen Seen und das Flußeis auf Flüssen aus Süßwasser gebildet und gelangt dann ins Meer. See- und Flußeis haben im im offenen Meer keine große Bedeutung.

Die Entstehung von Meereis erfolgt in mehreren Schritten. Ist der Gefrierpunkt des Wassers erreicht, bildet sich zunächst Neueis. Die Eiskristalle schweben frei im Wasser und ergänzen sich an der Wasseroberfläche zum so genannten Eisschlamm, der sich durch zusätzlichen Schneefall zu Schneeschlamm entwickelt. Aus diesem resultiert wiederum der Eisbrei; bei nicht turbulenter Meeresoberfläche entsteht aus den genannten Komponenten die Eishaut. Unterliegt das Meer Turbulenzen, bildet sich das so genannte Pfannkucheneis, das als Treibeis zu Treibeisdecken gefriert. Bei seitlichem Druck auf eine Eisdecke bildet sich Packeis. Durch die Überschiebungen der Eismassen kann das Packeis erhebliche Mächtigkeiten erreichen.

Meereis ist ein Mehrphasensystem, das ein komplexes Verhalten zeigt. Die nach Beginn der Meereisbildung durch Diffusion und Konvektion ausfließende Salzlauge erniedrigt den Salzgehalt des Meereises beständig. Mit dem Salzverlust geht ein Auffüllen der Ausflußkanäle mit Luft einher, so daß Meereis im Temperaturbereich zwischen dem Gefrierpunkt und -8,2 °C aus reinem Eis, Salzlauge und Luft besteht. Unterhalb dieser Temperatur kommen die ersten Salzkristalle vor. Bei -55 °C ist auch die verbleibende Lauge völlig erstarrt.

Meereskunde

Teils syn. zu Ozeanographie; bei einer engen Fassung des Begriffes Ozeanographie die Gesamtheit aller (naturwissenschaftlichen) marinen Fächer von der (Geo-)Physik, Chemie, Biologie, Geologie und Geographie.

Meeresoberflächentemperatur

Zur Meereoberflächentemperatur (engl. Sea Surface Temperature; SST) gibt es viele Definitionen, insbesondere als die Mächtigkeit der "Meeresoberfläche" nicht einheitlich bestimmt ist und mit weniger als einem mm bis zu einigen m angegeben wird. Oft erfolgt die Definition in Abhängigkeit vom Messverfahren bzw. vom eingesetzten Sensor und damit auch von der Messtiefe.

Gemeinhin sieht man die Meeresoberflächentemperatur als die kalorische Mitteltemperatur in den obersten paar Metern des Ozeans, wird von Schiffen, Bojen und Fischloggern gemessen. Die Schiffsmessungen wechselten in den 1940er Jahren von Messungen von Wasserproben in Kübeln in den meisten Fällen auf Proben von Maschinenansaugwasser.

Seit den 1980er Jahren stammt der Großteil der SST-Informationen von Satelliten durch Messungen der „Hauttemperatur“ (engl. SSTskin; die oberste, einen Bruchteil eines Millimeters dicke Schicht) im Infrarotbereich oder ungefähr des obersten Zentimeters im Mikrowellenbereich, sie müssen aber abgeglichen werden, um mit der kalorischen Mitteltemperatur verglichen werden zu können.

Eine wesentliche Errungenschaft bei der Verbreitung von SST, die durch Satelliten ermittelt wurden, liegt in der Arbeit des Projekts High Resolution Sea Surface Temperature (GHRSST). Das Projekt stellt alle SST-Datensätze in einem gemeinsamen Format zur Verfügung, das einen leichten Zugang über verschiedene Computer-Plattformen und Betriebssystem hinweg ermöglicht.

Die Meereoberflächentemperatur wird global durch den Wärmeüberschuss der Tropen gegenüber den höheren Breiten bestimmt, die sich durch die höhere Sonneneinstrahlung in den Tropen ergibt. Dies führt zu einer Differenz der SST zwischen Äquator und Polen von ca. 30 °C. In den Tropen, inklusive des tropischen Pazifiks, beträgt die höchste SST um 28 °C, maximal 30 °C. Dies ist beträchtlich kühler als die üblicherweise auf Land gemessene Höchsttemperatur von ca. 50 °C. Es wird angenommen, dass der wichtigste Regulationsmechanismus hinsichtlich der maximalen Ozeantemperaturen die Wolkenbildung ist. Die Wolkenbildung nimmt bei Wassertemperaturen von über 27,5 °C deutlich zu. Die dichtere Wolkendecke verstärkt die Albedo, welche die Menge der Sonnenstrahlung, die die Erde erreicht, reduziert und so eine weitere Erhöhung der SST verhindert.
Die Minimumtemperatur des Wassers an der Meeresoberfläche beträgt - 1,8 °C, der Wert, bei dem Meerwasser gefriert.

Monthly Mean SST 2° S to 2° N Average

Monthly Mean SST in the equatorial Pacific (2° S to 2° N)

 

 
El Niños & La Niñas von 1986 bis zur Gegenwart

Die Warm- und Kaltereignisse sind in diesen Hovmöller-Diagrammen mit Hilfe von Daten zur Meeresoberflächentemperatur (SST) nachgewiesen. Die linke Version der Doppeldiagramme stammt vom 21. Januar 2017. Sie kann über den Link zur Quellenangabe aktualisiert werden. Die rechte Grafik ist wenig älter und enthält Erläuterungen.

Beachten Sie die starke La Niña von 1988-1999 und die extremen El Niños von 1996-1997 und 2015-2016.

  • Die Jahre sind jeweils links angegeben, wobei das Jahr 1986 sich oben befindet und das aktuelle Jahr unten
  • Beide Diagrammblöcke zeigen die SST entlang des Äquators im Pazifik. Indonesien befindet sich links (Westen) und Südamerika rechts (Osten). Die jeweils linke Diagrammsäule zeigt die Absolutwerte der SST, in der rechten Diagrammsäule sind die Abweichungen der SST von Normal dargestellt.
  • Beachtenswert ist das Wechselspiel von normaler saisonaler Erwärmung (rote Ausschläge) und Abkühlung (blaue Ausschläge). Bei El Niño-Ereignissen sind die roten Ausschläge deutlich markanter, bei La Niña-Ereignissen die blauen.

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Quelle: NOAA PMEL
Meeresspiegel

Syn. Meeresoberfläche; Grenzfläche zwischen Atmosphäre und Hydrosphäre. Der aktuelle Meeresspiegel unterliegt zahlreichen, räumlich und zeitlich stark variierenden Einflüssen. Oberflächenwellen werden durch Schwankungen des Wind- und Luftdruckfeldes angeregt. Der Meeresspiegel steigt und fällt vor allem an den Küsten durch die Anziehungskräfte von Sonne und Mond im etwa halb- und ganztägigen Rhythmus. Der Meeresspiegel tendiert dazu, Luftdruckschwankungen auszugleichen (inverser Barometereffekt). Schließlich ergeben sich Wasserstandsänderungen durch Verlagerung von Meeresströmungen und Dichteunterschiede des Wassers, die durch Veränderungen von Temperatur- und Salzgehalt verursacht werden. Sekundärkräfte wie die Corioliskraft, Reibung und Reflexion beeinflussen ebenfalls den Meeresspiegel.

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Climate-sensitive processes and components that can influence global
and regional sea level

Changes in any one of the components or processes shown will result in a sea level change. The term ‘ocean properties’ refers to ocean temperature, salinity and density, which influence and are dependent on ocean circulation. Both relative and geocentric sea level vary with position. Note that the geocenter is not shown.

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Quelle: IPCC, 2013: Climate Change 2013 - The Physical Science Basis (S. 1143)
 

Der mittlere Meeresspiegel ist die über längere Zeiträume gemittelte Meeresoberfläche. Sie richtet sich in erster Näherung nach dem Erdschwerefeld, d.h. senkrecht zur Lotrichtung aus, fällt jedoch nicht völlig mit einer Äquipotentialfläche des Erdschwerefeldes, bzw. dem Geoid zusammen. Durch stationäre Strömungssysteme bildet sich zusätzlich eine permanente Meerestopographie von 1-2 m aus. Schließlich unterliegt der mittlere Meeresspiegel einer ständigen Deformation von ca. 0,1 - 0,2 m durch die permanente Tide von Sonne und Mond. Die genaue Kartierung des mittleren Meeresspiegels ist durch Satellitenaltimetrie möglich. Durch den dominanten Einfluss des Erdschwerefeldes und die unregelmäßige Verteilung der Erdmassen bilden sich im mittleren Meeresspiegel tektonisch-morphologische Strukturen wie Tiefseerinnen, Bruchzonen und unterseeische Berge ab.

Die Schwerkraft ist mit Abstand der wichtigste Einflussfaktor auf die Meereshöhe, er kann bis zu 150 m betragen. Alle anderen Faktoren tragen zusammen genommen weniger als 5 m bei.
Satellitenaltimeter machen seit dem Start von TOPEX/Poseidon im Jahre 1992 präzise Messungen des Meeresspiegels. Dieser Mission folgten 2001 Jason-1 und 2008 Jason-2. Im Januar 2016 haben die NASA und ihre internationalen Partner (CNES, NOAA und EUMETSAT) Jason-3 gestartet und gewährleisten damit die Datenkontinuität.

IPCC: Fundamental Definitions and Concepts

The height of the ocean surface at any given location, or sea level, is measured either with respect to the surface of the solid Earth (Relative Sea Level (RSL*)) or a geocentric reference such as the reference ellipsoid (geocentric sea level). RSL is the more relevant quantity when considering the coastal impacts of sea level change, and it has been measured using tide gauges during the past few centuries and estimated for longer time spans from geological records.
Geocentric sea level has been measured over the past two decades using satellite altimetry. A temporal average for a given location, known as Mean Sea Level (MSL**), is applied to remove shorter period variability. It is common to average MSL spatially to define global mean sea level (GMSL***).
In principle, integrating RSL change over the ocean area gives the change in ocean water volume, which is directly related to the processes that dominate sea level change (changes in ocean temperature and land-ice volume). In contrast, a small correction (-0.15 to -0.5 mm yr-1) needs to be subtracted from altimetry observations to estimate ocean water volume change. Local RSL change can differ significantly from GMSL because of spatial variability in changes of the sea surface and ocean floor height (see FAQ 13.1 and Section 13.6).

*RSL: Sea level measured by a tide gauge with respect to the land upon which it is situated.
**MSL: The surface level of the ocean at a particular point averaged over an extended period of time such as a month or year. Mean sea level is often used as a national datum to which heights on land are referred.
***GMSL: fehlt im Glossar
Quelle: IPCC, 2013: Climate Change 2013 - The Physical Science Basis (S. 1142)

Meeresspiegelanstieg

Seit der Mitte des 19. Jahrhunderts in globaler Betrachtung deutlicher Anstieg des Meeresspiegels, der allein im 20. Jahrhundert bei etwa 17 cm gelegen hat. Der durchschnittliche Meeresspiegelanstieg im Zeitraum von 1901 bis 2010 wird im Fünften Sachstandsbericht des IPCC mit 19 ±2 cm angegeben. Seit 1993 steigt der Meeresspiegel um durchschnittlich 3,2 mm pro Jahr.

Eine Ursache des Anstiegs ist wahrscheinlich die globale Erwärmung. Die Klimaerwärmung führt aus zwei Gründen zum Meeresspiegelanstieg: Erstens kommt es durch die Aufheizung der Ozeane zur thermischen Expansion des Wassers, das folglich mehr Volumen einnimmt. Zweitens führen gestiegene Lufttemperaturen zum Verlust von Landeis in Form von Gletschern oder Eisschilden, was zusätzliches Wasser in die Ozeane einbringt. Wieweit säkulare Effekte mitspielen (z.B. die Geodynamik oder eine Gegenbewegung zur „Kleinen Eiszeit“) ist im Detail noch ungeklärt.

Einige neue Forschungsergebnisse lassen bis zum Jahr 2100 einen Meeresspiegelanstieg von mindestens einem halben bis zu zwei Meter erwarten. Innerhalb von 300 Jahren ist ein Anstieg um 2,5 m bis zu 5,1 m möglich.

Der Meeresspiegelanstieg bedroht besonders Inselstaaten und Länder mit breiter Küstenfläche sowie einem tief liegenden Hinterland, etwa Bangladesch und die Niederlande. Dabei sind ärmere Staaten deutlich mehr gefährdet als wohlhabende Industriestaaten, die sich kostspielige Küstenschutzmaßnahmen leisten können. Effektiver Küstenschutz kostet deutlich weniger – in den meisten Fällen weniger als 0,1 Prozent des BIP – als die Beseitigung der Schäden, die aus Inaktivität resultieren.

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Meeresspiegelanstieg

Der von Satelliten gemessene Anstieg des globalen Meeresspiegels seit 1993. Gezeigt sind jeweils über 60 Tage geglättete Messdaten.

In diesem Zeitraum stieg der Meeresspiegel um 3,2 mm pro Jahr. Dies ist fast das Doppelte der mittleren Anstiegsrate über das 20. Jahrhundert und das Dreifache der Anstiegsrate zu Beginn des 20. Jahrhunderts.

 

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Quelle: Nerem et al., 2010, 2013, aus: WBGU
 

Weitere Informationen:

Meeresströmungen

Beständige, überwiegend horizontale Bewegungen von Wassermassen in den Meeren, die im Gegensatz zu Wellen und Turbulenzen längere Zeit andauern und sich über ein größeres Gebiet erstrecken. Die Strömungsgeschwindigkeiten bewegen sich im Bereich von mm/s bis m/s und erreichen zwischen 30 und 60 Kilometern am Tag. Bei den Meeresströmungen handelt es sich um mehr oder weniger geschlossene Zirkulationssysteme. Es werden Oberflächen- und Tiefenströmungen unterschieden.

Antreibende Kräfte der Oberflächenströmungen sind Druckgradientkräfte, die auf unterschiedlichen Temperaturen, Dichtewerten und Salzgehalten des Meerwassers beruhen, sowie der Impulseintrag von Winden, dessen Tiefenwirkung jedoch im Vergleich zu den Druckkräften geringer ist. Letztere können durch die Neigung der Meeresoberfläche oder die Schrägstellung der Linien gleicher Dichte bedingt sein. Auf den Verlauf der Strömungen hat darüber hinaus auch die ablenkende Kraft der Erdrotation maßgeblichen Einfluss. Sie bewirkt, dass die Meeresströmungen der Nordhalbkugel in der Regel im Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel entgegengesetzt verlaufen.

Ocean Currents

Globales Muster der oberflächennahen Meeresströmungen

 

 

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Quelle: Learner

 

 

Im Inneren der Ozeane sind die Meeresströmungen weitgehend durch das Kräftegleichgewicht der Geostrophie bestimmt, das einen direkten Zusammenhang zwischen den Strömungs- und Schichtungsverhältnissen bewirkt.

Auch Tiefenströmungen sind wesentlich am Austausch von Wassermassen beteiligt. Ausmaß und Geschwindigkeit sind bei ihnen auch vom Relief des Meeresbodens abhängig. So gibt es unter den Randströmen entgegengesetzte Unterströme. Auch im Äquatorialen Stromsystem treten Unterströme auf, die stärker sein können, als die Strömung an der Meeresoberfläche.
Starke räumliche Unterschiede bei horizontalen Meeresströmungen können als Ausgleichsbewegungen vertikale Auftriebsströmungen bewirken. Diese transportieren kaltes, nährstoffreiches Wasser vom Meeresboden an die Oberfläche. Das Auftreten kalter Auftriebswasser hat Auswirkungen auf das Klima küstennaher Bereiche. Die Luftmassen regnen sich bereits über dem kalten Wasser ab. Schon vor dem Übertritt auf das wärmere Festland sind sie trocken, was bei häufigem Auftreten dieses Prozesses zur Entwicklung markanter Küstenwüsten führt. Beispiele hierfür sind die Atacama im Norden Chiles und die Namib an der Küste Südwestafrikas.
Eine besondere Rolle spielt das Antarktische Zirkumpolarstrom, der die Strömungssysteme der einzelnen Ozeane verbindet und damit die Grundlage der globalen thermohalinen Zirkulation darstellt.

Meeresströmungen beeinflussen das Klima der angrenzenden Festländer nachhaltig, da sie ihre thermischen Eigenschaften auch über größere Entfernungen weitgehend beibehalten. Wenn das Ursprungsgebiet einer Strömung in Gebieten niedriger geographischer Breite liegt, also nahe dem Äquator, erreicht sie die polnäheren Bereiche als warme Meeresströmung. Beispiele hierfür sind Golfstrom, Kuroshio und Brasilstrom. Diese beeinflussen auch die Eigenschaften der sie überlagernden Luftmassen und bewirken höhere Lufttemperaturen als der geographischen Breite entspricht. Umgekehrt verhält es sich bei Strömungen, die aus Polargebieten äquatorwärts fließen, wie etwa Humboldtstrom, Kalifornischer Strom und Oyashio.

Meeresströmungen verursachen durch Advektion Wärme- und Stofftransporte (Salze). Sie sind daher die Grundlage der thermohalinen Zirkulation und bewirken die Verteilung von Nährstoffen, gelösten Gasen (z.B. CO2) und Schadstoffen. Deshalb werden sie im Rahmen der Klimaforschung und zur Beschreibung der Funktion von Ökosystemen untersucht.

Im Gegensatz zu Winden werden Meeresströmungen nach der Richtung bezeichnet, in die sie fließen. Eine Westströmung fließt also von Osten nach Westen. Die großräumigen Meeresströmungen werden von den Gezeiten überlagert, die periodisch auftreten. Mit Hilfe von Computermodellen konnte nachgewiesen werden, dass die Meeresströmungen instabil werden und unter bestimmten Bedingungen „umkippen” können.

Meeresströmungen können fernerkundlich mit Hilfe von satellitenbasierten Altimetern, auch in Kombination mit Scatterometern (Windmessung) beobachtet werden, sowie mit in-situ-Methoden, wie fest verankerten Bojen, profilierenden Treibkörpern (ARGO) oder (autonomen) Gleitern mit gesteuerten Routen und Tiefen.

Weitere Informationen:

Meerestemperatur

Die durchschnittliche Meerestemperatur beträgt 3,8 °C; sogar am Äquator beträgt die Durchschnitttemperatur der gesamten Wassersäule lediglich 4,9 °C. Die Schicht, in der die Temperatur rasch mit zunehmender Tiefe abnimmt, befindet sich in einem Bereich mit Temperaturen von 8-15 °C und wird als Thermokline bezeichnet. In den Tropen befindet sich dieser Bereich in einer Wassertiefe von 150 - 400 m und von 400 - 1.000 m in den Subtropen.

In vielen Ozeanregionen nehmen sowohl die Temperatur wie auch die Salinität mit der Tiefe ab. Eine Temperaturabnahme bewirkt eine Dichtezunahme, folglich führt die gegebene Temperaturschichtung zu einer stabilen Dichteschichtung. Anderseits bewirkt eine Salinitätsabnahme eine Abnahme der Dichte, was zu einer unstabilen Dichteschichtung führen würde. Da aber im Meer die Auswirkung einer Temperaturabnahme stärker ist als der Effekt einer Salinitätsabnahme, ist der Ozean stabil geschichtet.

Die durch die Zunahme der Treibhausgase im Erdsystem vermehrt gespeicherte Wärme wird zum allergrößten Teil, nämlich zu über 90 %, vom Ozean aufgenommen. Der Ozean ist durch seine großes Volumen und seine hohe Wärmekapazität mit Abstand das größte Wärme-Reservoir im Klimasystem. Die Wärmeaufnahme durch den Ozean stellt daher einen Puffer bei Klimaänderungen dar und verlangsamt im gegenwärtigen Klimawandel deutlich die Erwärmungsrate der Atmosphäre. Nach dem IPCC-Bericht von 2013 gilt als sicher, dass die oberen Ozeanbereiche (oberhalb von 700 m) im Zeitraum von 1971 bis 2010 sich erwärmt haben, und es ist wahrscheinlich, dass es auch von 1870 bis 1971 eine Erwärmung gab. Die stärkste Erwärmung wurde nahe der Meeresoberfläche gefunden (0,11 °C pro Dekade in den oberen 75 m in den Jahren 1971 bis 2010), eine Temperaturerhöhung, die bis in 700 m Tiefe bis auf 0,015 °C pro Dekade abnahm.

Meeresoberflächentemperatur
Zur Meereoberflächentemperatur (engl. Sea Surface Temperature; SST) gibt es viele Definitionen, insbesondere als die Mächtigkeit der "Meeresoberfläche" nicht einheitlich bestimmt ist und mit weniger als einem mm bis zu einigen m angegeben wird. Oft erfolgt die Definition in Abhängigkeit vom Messverfahren bzw. vom eingesetzten Sensor und damit auch von der Messtiefe.

Gemeinhin sieht man die Meeresoberflächentemperatur als die kalorische Mitteltemperatur in den obersten paar Metern des Ozeans, wird von Schiffen, Bojen und Fischloggern gemessen. Die Schiffsmessungen wechselten in den 1940er Jahren von Messungen von Wasserproben in Kübeln in den meisten Fällen auf Proben von Maschinenansaugwasser.

Seit den 1980er Jahren stammt der Großteil der SST-Informationen von Satelliten durch Messungen der „Hauttemperatur“ (engl. SSTskin; die oberste, einen Bruchteil eines Millimeters dicke Schicht) im Infrarotbereich oder ungefähr des obersten Zentimeters im Mikrowellenbereich, sie müssen aber abgeglichen werden, um mit der kalorischen Mitteltemperatur verglichen werden zu können.

Eine wesentliche Errungenschaft bei der Verbreitung von SST, die durch Satelliten ermittelt wurden, liegt in der Arbeit des Projekts High Resolution Sea Surface Temperature (GHRSST). Das Projekt stellt alle SST-Datensätze in einem gemeinsamen Format zur Verfügung, das einen leichten Zugang über verschiedene Computer-Plattformen und Betriebssystem hinweg ermöglicht.

Die Meereoberflächentemperatur wird global durch den Wärmeüberschuss der Tropen gegenüber den höheren Breiten bestimmt, die sich durch die höhere Sonneneinstrahlung in den Tropen ergibt. Dies führt zu einer Differenz der SST zwischen Äquator und Polen von ca. 30 °C. In den Tropen, inklusive des tropischen Pazifiks, beträgt die höchste SST um 28 °C, maximal 30 °C. Dies ist beträchtlich kühler als die üblicherweise auf Land gemessene Höchsttemperatur von ca. 50 °C. Es wird angenommen, dass der wichtigste Regulationsmechanismus hinsichtlich der maximalen Ozeantemperaturen die Wolkenbildung ist. Die Wolkenbildung nimmt bei Wassertemperaturen von über 27,5 °C deutlich zu. Die dichtere Wolkendecke verstärkt die Albedo, welche die Menge der Sonnenstrahlung, die die Erde erreicht, reduziert und so eine weitere Erhöhung der SST verhindert.
Die Minimumtemperatur des Wassers an der Meeresoberfläche beträgt - 1,8 °C, der Wert, bei dem Meerwasser gefriert.

Meerestemperatur unterhalb der Oberfläche
Die globale Meerestemperatur unterhalb der Oberfläche wird vornehmlich durch fest verankerte Bojen (engl. "moorings") und Treibbojen (engl. "drifter") erhoben. Moorings eignen sich speziell zur Erstellung von Zeitserien entlang der Wassersäule an einem mit Koordinaten genau bestimmten Ort. Die Mehrzahl der Meerestemperaturdaten werden von Driftern ermittelt. Es gibt aktuell über 3000 Drifter in den Weltmeeren. Drifter werden gewöhnlich an einem bestimmten Ort ausgesetzt und sinken dann zu einer vorbestimmten Tiefe, wo sie Zeitserien der Wassertemperatur aufzeichnen während sie in dieser Tiefe mit der Strömung triben. Wenn in einem bestimmte Gebiet Unterwassertemperaturen erhoben werden sollen können autonome Gleiter oder Fahrzeuge mit Propellerantrieb eingesetzt werden. Sie sind neben den Temperatursensoren auch mit Sensoren für die Tiefen- und Salinitätsmessung ausgerüstet, sowie mit Uhren und GPS-Empfängern.

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Durchschnittliche Monatstemperaturen (°C)

  • für Dezember 1998 (La Niña-Bedingungen),
  • Dezember 1993 (Normalbedingungen) und
  • Dezember 1997 (El Niño-Bedingungen)

 

La Niña is characterized by unusually cold ocean temperatures in the equatorial Pacific.

El Niño is characterized by unusually warm ocean temperatues in the Equatorial Pacific Ocean.

 

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Quelle: NOAA - TAO Project Office
 

Temperaturverhältnisse im tropischen Pazifik
Im tropischen Pazifik besitzt die SST keine einheitlichen Werte. Ein großer Warmwasserkörper ("warm pool") befindet sich im zentralen und westlichen Pazifik mit einem Ausläufer in den östlichen Indik. Das Oberflächenwasser im äquatorialen Ostpazifik ist einige Grad kühler als im Westen. Die thermische Vertikalstruktur des oberen Ozeans ist für diese Unterschiede verantwortlich. Im Westpazifik ist die Oberflächenschicht gut gemischt, ca. 100 m mächtig und über 28 °C warm. Direkt unter dieser Oberflächenschicht, im Bereich der Thermokline, nimmt die Temperatur rasch ab. Im zentralen und östlichen Pazifik ist die Oberflächenschicht flacher, weshalb kühleres Wasser und auch die Thermokline dichter an der Oberfläche zu finden sind. Auftriebsvorgänge im östlichen Pazifik bringt dieses kühlere Wasser an die Oberfläche und schaffen so die äquatoriale Kaltwasserzunge. Auftriebsvorgänge sind im Westpazifik schwächer als im Osten und bringen überdies nur warmes Wasser an die Oberfläche.

Auftriebsgebiete befinden sich entlang der Westküste Südamerikas vor Ecuador und Peru vor der Westküste von Mittel- und Nordamerika. Als Folge der Auftriebsvorgänge und der äquatorwärts fließenden Meeresströmungen sind die SST vor diesen Küsten relativ niedrig.

Unter der Meeresoberfläche nimmt die Temperatur bis zum Ozeanboden ab. Die deutlichste Abnahme vollzieht sich in den oberen 500 Metern, speziell in der Thermokline. Darunter ist die Veränderung nur noch graduell. In den größten Tiefen des tropischen Pazifik beträgt die Temperatur ca. 1,2 °C. Die Ausgangstemperatur und auch die Salinität allen Ozeanwassers wird an der Oberfläche festgelegt. Die Verteilung der SST zeigt, dass Wasser, das kälter als etwa 18 °C ist, aus Breiten über ca. 30° kommt. Wasser mit Temperaturen von etwa 4-6 °C kommt aus Breiten von ca. 40-45° N/S. Die kältesten Wasser entstammen der Antarktisregion. Diese südhemisphärischen Wassermassen, die den Pazifik unterhalb von 1.000 bis 1.500 m ausfüllen, sind Teil einer Zirkulation, die alle Ozeane durchströmt. Die tiefsten Wassermassen entstammen dem Weddell- und dem Rossmeer (Antarktis) und der Grönlandsee direkt nördlich des Nordatlantiks. Der Nordpazifik produziert solches Tiefenwasser nicht selbst, daher hat sein Tiefenwasser ungefähr 500 Jahre gebraucht um in den Nordpazifik zu gelangen und auch nur gering weniger zu den Tiefen des äquatorialen Pazifiks. Wassermassen, die lange Zeit weit von den Einflüssen an der Oberfläche entfernt sind (Erwärmen/Abkühlen, Verdunstung/Niederschlag) sind ziemlich homogen, da sie sich untereinander vermischen. Aus diesem Grunde enthält der tiefe Pazifik große Wassermengen mit relativ einheitlichen Temperaturen und Salzgehalten.

Meeresoberflächentemperaturen werden mit Hilfe satellitenbasierter Infrarot- und Mikrowellen-Altimeter gemessen, sowie mit in-situ-Methoden wie Treibbojen, profilierenden Treibkörpern (ARGO), verankerte Bojen, Instrumenten auf sog. "ships of opportunity" der Kriegs- und Handelsmarinen, die sich auf freiwilliger Basis an Klimabeobachtungsprogrammen beteiligen.

Meerwasser

Meerwasser ist eine Mischung aus 96,5 % reinem Wasser und 3,5 % anderer Bestandteile, wie Salzen, gelösten Gasen, organischen Substanzen und ungelösten Partikeln. Die Zusammensetzung dieser Salzlösung ist nahezu konstant, besitzt aber unterschiedliche Konzentrationen.  Die mittlere Dichte des Meerwassers beträgt 1037 kgm-3, der pH-Wert bewegt sich zwischen 7,8 und 8,4.
Trotz der hohen Zahl von chemischen Elementen, die im Meerwasser gelöst sind (über 70), machen nur sechs von ihnen 99 % von allen Meerwassersalzen aus: Chlor, Natrium, Magnesium, Kalzium, und Schwefel. Speisesalz (Natriumchlorid) alleine macht 86 % aus. Alle Salze kommen als Ionen vor (elektrisch geladene Atome) oder als Moleküle (Gruppen von Atomen). Der Salzgehalt des Meerwassers, also der relative Gewichtsanteil der gelösten Substanzen wird durch die Salinität angegeben.
Geochemiker gehen davon aus, dass sich die Zufuhr der meisten anorganischen chemischen Komponenten über Flüsse, Atmosphäre und hydrothermale Quellen seit Jahrmillionen im Gleichgewicht mit ihrer Entfernung aus der Wassersäule befindet. Dieses Gleichgewicht kann durch massive anthropogene Störungen außer Kraft gesetzt werden (z.B. Bleizufuhr aus Autoabgasen). Der Ozean stellt das bei weitem größte natürliche Kohlenstoffreservoir dar, das ein gewaltiges Aufnahmepotetial für anthropogen erzeugtes CO2 besitzt.

fig5a6

Meridionalschnitt der Sauerstoffkonzentration
im Pazifik entlang der Datumslinie

Der untere Teil der Abbildung ist eine Vergrößerung der oberen 1.500 m des gleichen Schnitts.

Note the decrease of oxygen concentration with depth. At the surface, oxygen concentration is above 7 ml/l in the polar regions and closer to 4.5 ml/l in the tropics. Below about 1000 m the concentration falls off to levels near 4 ml/l. The North Pacific Ocean is particularly low in oxygen at depth, with oxygen concentrations below 2 ml/l. Such extreme values are not typical for all deep ocean basins. The low oxygen concentrations at depth are mostly due to oxygen uptake as nutrients are brought back into solution (remineralised); oxygen uptake by marine life is only of very minor importance.

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Quelle: M.Tomczak (2002)
 

Deutlich ist die Abnahme der Sauerstoffkonzentration mit der Tiefe. An der Oberfläche liegt die Sauerstoffkonzentration über 7 ml/l in den Polarregionen und bei etwa 4,5 ml/l in den Tropen. Unter etwa 1.000 m fällt die Konzentration auf ca. 4 ml/l. Insbesondere die Tiefen des Nordpazifik sind sauerstoffarm (<2 ml/l). Solch extremen Werte sind nicht typisch für alle tiefen Ozeanbecken. Die niederen Sauerstoffkonzentrationen in der Tiefe haben meist ihre Ursache in der Sauerstoffaufnahme bei der Remineralisierung von Nährstoffen. Die Sauerstoffaufnahme durch Meeresorganismen besitzt nur eine sehr geringe Bedeutung.

Zur weiteren Beschreibung des Zustandes von reinem Meerwasser werden neben dem Salzgehalt die Größen Temperatur (in °C) und Druck (in dbar, Dezibar) herangezogen. Es ist möglich, je eine dieser drei Zustandsgrößen durch andere, z.B. durch die elektrische Leitfähigkeit, die Schallgeschwindigkeit oder die optische Brechzahl zu ersetzen.

Das Ozeanwasser besitzt eine zentrale Rolle im Klimasystem. Sie beruht auf dem asymmetrischen Aufbau des Wassermoleküls, der es zu einem elektrischen Dipol macht und die temperaturabhängige Aggregatbildung von Wassermolekülen fördert. Daraus ergeben sich die für das Klima wichtigen Strahlungseigenschaften des Wassers und seine Eigenschaft, die größte Dichte bei 4 °C zu besitzen. Da infolgedessen seine feste Phase, das Eis, schwimmt, sind große Meeresgebiete in den polaren Breiten eisbedeckt. Wegen des Zusammenhaltes der Moleküle reagiert Wasser träge auf Erwärmung bzw. Abkühlung. Es besitzt die höchste Wärmekapazität unter den flüssigen und festen Stoffen (außer Ammoniak), und Siede- bzw. Gefrierpunkt liegen bei 100 °C und 0 °C anstatt bei -80 °C bzw. -110 °C, wie es beim symmetrischen Aufbau des Wassermoleküls der Fall wäre. Die Trägheit des Klimas ist vor allem eine Folge dieser hohen Wärmekapazität.

Der Salzgehalt im Meer verändert die beschriebenen Eigenschaften des Wassers erheblich. So verschiebt sich die Temperatur des Dichtemaximums auf -3,8 °C bei einem Salzgehalt von 34,7 ‰ und gerät damit unter den Gefrierpunkt von -1,9 °C. Dadurch kann im Meer bei Abkühlung bis zum Einsetzen der Eisbildung das Phänomen der Konvektion ablaufen. Dabei sinkt abgekühltes und gleichzeitig dichtes wasser ab, wärmeres und weniger dichtes Wasser aus der Tiefe steigt auf, gibt seinen Wärmeinhalt an die Atmosphäre ab und sinkt erneut in die Tiefe. Dabei nimmt das Wasser atmosphärische Gase auf, z.B. Kohlendioxid und sorgt für ihren raschen Transport in die Tiefsee. In den polaren und subpolaren Breiten wird die Konvektion des Meerwassers, welche durch das Wärmedefizit der hohen Breiten und die damit verbundene Dichteerhöhung entsteht, regional zusätzlich unterstützt durch das beim Gefrieren von Meerwassers freigesetzte Salz. Es trägt seinerseits zur Erhöhung der Dichte bei.

Mega Rice Project (MRP)

Indonesisches Landnutzungsprojekt im südlichen Teil Kalimantans, in dessen Rahmen 1 Mio. ha unproduktive und dünn besiedelte, aber ökologisch wertvolle Flächen mit Torfwald (10.000 km²) in Reisfelder umgewandelt werden sollten. Das Suharto-Regime wollte damit der wachsenden Nahrungsknappheit Indonesiens entgegenwirken. Das Projekt war nicht erfolgreich und wurde schließlich im Gefolge dramatische Umweltschäden 1998 aufgegeben. Seither wurde das Akronym 'Ex-MRP' gebräuchlich.

Die Torfmoorwälder auf Kalimantan wurden schon vor 1996 in vergleichsweise geringem Umfang für Kleinbauernstellen und für Plantagen zurückgedrängt, aber der Großteil der ursprünglichen Landbedeckung blieb dabei erhalten. Zwischen Januar 1996 und Juli 1998 wurden 4.000 km Be- bzw. Entwässerungsgräben angelegt, was große Bereiche erstmals überhaupt zugänglich machte und schnell zur Plünderung der wertvollen Holzressourcen führte. Im August 1997 begann die Regierung mit der Brandrodung dessen, was noch übrig war. Doch die durch die El Niño-Southern Oscillation von 1997 verursachte übermäßig lange Trockenzeit ließ die Brände völlig außer Kontrolle geraten, und viele bis dato unberührte Regenwaldbereiche wurden Opfer der Flammen. Der durch die Drainage ausgetrocknete Torf brannte wochenlang und sandte dichten gelben Rauch (tropical haze) in solchen Mengen in die Atmosphäre über ganz Südost-Asien, dass er aus dem Weltall zu sehen und noch in Singapur, Malaysia und Thailand zu reduzierter Sicht, gesundheitlichen Beeinträchtigungen, großen Verlusten für die Tourismusindustrie sowie zu Problemen für den Luft- und Seeverkehr führte. Zentralkalimantan verlor in diesen Wochen ein Fünftel seiner Torfmoorwälder und sehr große Mengen an CO2 wurden in die Atmosphäre abgegeben mit einem entsprechenden Beitrag zur globalen Erwärmung.

Im Gebiet des MRP sank die Waldbedeckung von 64 % (1991) auf 45,7 % (2000), und die Abholzung geht noch immer weiter. Man geht davon aus, dass inzwischen alle vermarktbaren Bäume aus diesem Gebiet entnommen sind.

ex-mrp

 

Ex-Mega Rice project area in Block-C (close to Kalampangan village near Palangkaraya) in 2004.

Two major fire events had swept the area already. Most of the dead “skeleton” trees visible in this picture disappeared in next fire event.

The MRP-project was run 1995 – 1999, and it was stopped because continuous rice cultivation proved to be impossible in 90% of the planned work area. At present the ex-MRP affected area covering about 1.5 Mha is almost a treeless and non-productive wound in vast peat-covered landscape; a legacy of over 4600 km long network of malfunctioning drainage- and irrigation canals, peat subsiding and releasing carbon from oxidising peat as greenhouse gases and in particular and dissolved form to drainage systems, and leaving an endangered terrain susceptible to outbreaks of large-scale fires.

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Quelle: Jyrki Jauhiainen (University of Helsinki)
 

Die Zerstörung des Torfwaldes verursacht eine Belastung der Flüsse mit Schwefelsäure. In der Regenzeit tragen die Kanäle saures Wasser mit einem hohen Anteil von pyritischem Sulfat in die Flüsse bis in eine Entfernung von 150 km von der Flussmündung. Diese Säurebelastung kann zu geringeren Fangerträgen der Fischerei beitragen.

Die Warnungen, dass sich auf den dicken Torfdecken mit den darunter liegenden, ebenso nährstoffarmen Quarzsanden Reis gar nicht anbauen lässt, ließ man ebenso unbeachtet, wie die Hinweise darauf, dass die Kanäle das MRP-Gebiet wohl nicht be- sondern entwässern würden. Genau das trat dann auch ein: Der ausgetrocknete Torfkörper schrumpft um 1 bis 2 cm pro Jahr, Kanäle fallen trocken, Bäume sterben ab und werden von Farnkraut verdrängt, Brände brechen jährlich wieder aus und verbreiten sich unterirdisch im Torf, Feldfrüchte vertrocknen und die dort angesiedelten Menschen verharren in Armut.
Die Regierung Indonesiens hat inzwischen die angerichteten Schäden erkannt und hat mit internationaler Projektunterstützung begonnen, das Gebiet ökologisch und wirtschaftlich wiederherzustellen. Allerdings sind die Fortschritte, die über Demonstrations- und Studienflächen hinausgehen noch recht bescheiden.

... The largest of these land conversion schemes was the Mega Rice Project in Central Kalimantan. The brainchild in 1996 of former President Suharto, it was the most glaring misuse of tropical peatland in recent times. Suharto felt obliged to restore Indonesia's rice self-sufficiency. In 1985 the Food and Agriculture Organisation gave him a medal for such sufficiency. But since then about one million hectares of rice paddy in Java had been sold for commercial and urban development. To compensate, he decreed that an equivalent area be created out of lowland peat swamps in Borneo. In theory this proposal had much to commend it. However, the peatland soil characteristics in Central Kalimantan are completely different from those of volcanic Java. The project was doomed to fail before it started.

Knowing that international aid organisations and funding agencies would not agree to the Mega Rice Project, President Suharto authorised expenditure from internal Indonesian sources, especially the reforestation fund in the forestry ministry. The money was spent largely on excavating drainage and irrigation channels, done by companies owned by his cronies. The forest resource within the project area was allocated for clear felling, again by companies owned by Suharto's family and friends. No independent environmental impact assessment was done beforehand. Only afterwards did a team of so-called experts, of whom hardly any had experience of peatland ecology, carry out a minor one.

The Mega Project was an unmitigated disaster. Not one blade of productive rice was ever grown there, in spite of the removal of at least half a million hectares of primary peat swamp forest, the extermination of around 5,000 orangutan and myriads of other wildlife, and the creation of more than 4,600 kilometres of channels. This environmental folly, many believe, contributed to Suharto's downfall. His successor and protPresident Habibie stopped the project and handed over the land to be managed by the forestry ministry and the Central Kalimantan provincial government.

By the time the project was abandoned, major damage had been done to the regional and global environment. Forestry resources had been ransacked, government money had been misappropriated, and the economy and quality of life of indigenous people had been irreparably disrupted. Five years after the Mega Rice Project commenced, one million hectares of wetland landscape lie in ruins, a wasteland testimony to human greed and stupidity. The peat swamp forest is either gone or in terminal decay. The 60,000 settlers who were transferred to part of the area can grow neither rice nor enough substitute crops to exist. Disease and poverty are rife. Many have reverted to despoiling the nearest remaining forest for firewood. Others have joined the legion of illegal loggers, who are financed by a new generation of crooks replacing the Suharto cronies in raping this sensitive landscape. [...]

Quelle: Jack Rieley (2001): Kalimantan's peatland disaster (Inside Indonesia)

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Meteorologie

Syn. Wetterkunde; eine überwiegend der Geophysik zugeordnete Disziplin, die sich mit der wissenschaftlichen Erforschung der gasförmigen Erdhülle befasst. Dabei untersucht die Meteorologie die physikalischen und z.T. auch chemischen Erscheinungen und Prozesse der Atmosphäre und ihre Wechselwirkungen mit der festen und flüssigen Erdoberfläche und mit dem Weltraum sowie die Eigenschaften, Ursachen und Wirkungen des täglichen Wettergeschehens. Die Grenzen zur Klimatologie sind unscharf.
Die theoretische oder dynamische Meteorologie befasst sich mit der physikalisch-mathematischen Beschreibung und Vorausberechnung der Bewegungsvorgänge in der Atmosphäre einschließlich der energetischen Prozesse.
Die synoptische (griech. 'zusammenschauende') Meteorologie beschäftigt sich mit der Diagnose der großräumigen Verteilung der atmosphärischen Zustandsgrößen Luftdruck, Wind, Temperatur, Feuchte und deren Auswirkung auf die lokalen und regionalen Wettererscheinungen. Diese zu festen Zeitpunkten durchgeführte, zusammenschauende Betrachtung geschieht i.d.R. zum Zwecke der Wettervorhersage.
Die angewandte Meteorologie widmet sich biologischen, agrarwissenschaftlichen, verkehrstechnischen, stadt- und raumplanerischen u.a. Aufgaben. Die Untersuchung der Atmosphäre bis in eine Höhe von 80 km ist das Gebiet der Aerologie, während die Aeronomie sich der Höhen über 80 km widmet.

Beachten Sie das Wetterlexikon von DWD.

Mittelbreiten

Zone der mittleren Breiten. Sie umfassen die Trockenen und Feuchten Mittelbreiten. Die Trockenen Mittelbreiten erstrecken sich zwischen 35° und 55°N (in einigen Gebieten grenzen sie direkt an die tropisch/subtropischen Trockengebiete an) mit Hauptverbreitung im kontinental geprägten Eurasien und Nordamerika. Auf der Südhemisphäre sind sie beschränkt auf Ostpatagonien und Neuseeland. Die Feuchten Mittelbreiten dominieren ebenfalls auf der Nordhalbkugel. An den Westseiten der Kontinente liegen sie zwischen 40 und 60°N, an den Ostseiten zwischen 35 und 50°N.

Mittlerer Meeresspiegel

Der mittlere Meeresspiegel ist normalerweise definiert als der durchschnittliche relative Meeresspiegel über einen bestimmten Zeitraum wie einen Monat oder ein Jahr – lang genug, um vorübergehende Schwankungen wie Wellen oder Tidenhub heraus zu mitteln. Der relative Meeresspiegel ist der Meeresspiegel, der von einem Pegel gegenüber dem Land, an das das Meer angrenzt, gemessen wird.

Moche-Kultur

Nach dem Fluss Moche benannte Prä-Inka-Hochkultur an der Nordküste Perus, die sich vom 1. Jh. bis zum 8. Jh. n. Chr. entwickelte. Sie hatte wie ihre Nachfolgerin, die Chimú-Kultur, ihr Zentrum in der Gegend der heutigen Stadt Trujillo. Die Kultur hat ihren Namen von dem Fluss Moche und entwickelte sich im ersten Jahrtausend nach Christus zu einer der großen Prä-Inka-Kulturen in Südamerika.
Die Herrscher der Moche ließen die größten Bauten des alten Südamerika errichten, die Adobepyramiden Huaca del Sol und Huaca de la Luna, die Sonnen- und Mondpyramiden. Die Moche verfügten über umfangreiche Techniken zur Bewässerung und Terrassierung von Feldern. Über ausgeklügelte Verteilungssysteme wurde das Wasser aus dem Andenhochland auf die Wirtschaftsflächen verteilt. Entlang bewässerter Täler bildeten sich unabhängige Städte mit eigenen Königen und Priesterschaften. Im 7. Jahrhundert setzen die Funde bei Ausgrabungen plötzlich aus. Vermutlich kam es über einen Zeitraum von mehr als 30 Jahren zu mehreren besonders starken El Niño-Katastrophen mit starken Regenfällen und einer Zerstörung der Bewässerungsinfrastruktur. Danach hat eine ebenfalls rund dreißigjährige Dürre die Moche wohl veranlasst, ihre großen Städte aufzugeben und kleinere Siedlungen im Hinterland anzulegen. In dieser Zeit muss es zu einem Bürgerkrieg um die verbliebenen Nahrungs- und Wasserressourcen gekommen sein, in dessen Folge soziale Unruhen und eine andauernde Hungersnot die Moche-Kultur untergehen ließen. Auch beim Untergang der späteren Lambayeque-Kultur (700 bis 1375 n. Chr.) haben möglicherweise starke El Niño-Ereignisse eine wesentliche Rolle gespielt.

Monsun

Monsune sind tropische Winde, die ihre Richtung jahreszeitlich um wenigstens 120° ändern. Sie überlagern die meridionale tropische Zirkulation der Hadley-Zelle und sind abhängig von der Wanderung der Innertropischen Konvergenzzone (ITK). Der Wintermonsun über Indien ist gleichzusetzen mit dem tropischen Nordostpassat, der trockene, kühle Kontinentalluft über den indischen Subkontinent zur ITK führt. Zum Sommer hin wandert die ITKüber Indien nach Norden bis zum Himalaya, wodurch der südhemisphärische Südostpassat die Nordhalbkugel erreicht und aufgrund der Rechtsablenkung durch die Corioliskraft auf der N-Halbkugel seine Richtung auf SW ändert. Die ozeanische Herkunft der Luftmassen führt über Indien und auch über SO-Asien zu den lebenswichtigen Monsunniederschlägen. Störungen im System Atmosphäre - Ozean können zu einer Verzögerung oder zu einem Ausbleiben der Niederschläge führen. Zusammenhänge von ENSO-Erscheinungen mit der Ausprägung der Monsune sind wahrscheinlich.

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Oben: The monsoon regions as defined by Ramage (1971)

Unten: Global tropical monsoon systems near their peak periods


The classical criteria for a monsoon as specified by Ramage (1971) are:

  • Prevailing wind shifts 120° between January and July
  • Average frequency of prevailing wind > 40%
  • Speed of mean wind exceeds 3 m s-1
  • Pressure patterns satisfy a steadiness criterion

The monsoon regions for which these criteria apply are shown in the left figure. The Indian monsoon matches these criteria. In the decades since, the monsoon regions have been expanded (right). The global monsoon systems now include regions of the Americas whose summer time precipitation and wind characteristics are similar to the Indian monsoons. However, as the left panels in the right figure show, those regions do not have a winter equivalent so do not match the classical criteria for a monsoon.

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Quelle: Introduction to Tropical Meteorology (MetEd / UCAR, kostenfreie Anmeldung erforderlich)
 
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1877 erlebte der indische Subkontinent die schlimmste Hungerkatastrophe seiner Geschichte als Folge ausgebliebener Monsunregen. Um die Niederschlags-Schwankungen besser verstehen und deren Folge abmildern zu können, richtete die britische Kolonialverwaltung ein Observatorium ein. 1904 wurde Sir Gilbert Walker zu dessen Generaldirektor ernannt. Bei der Untersuchung globaler Wetterdaten erkannte er die Southern Oscillation und deren Korrelation mit weltweiten Klimavariationen.

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Korrelation des indischen Monsuns (Balkenlänge, Balkenrichtung)
mit ENSO (Balkenfarbe)

Das Diagramm korreliert die Intensität der Niederschläge über Indien mit Warm- und Kaltphasen des ENSO-Zyklus. Die Länge der Balken gibt die relative Stärke der indischen Monsun-Niederschläge wider: Positive Werte bedeuten mehr Niederschlag als normal, die negativen Werte stehen für Dürren.
Die Farben stehen für die Intensität von ENSO-Erscheinungen für die Zeit von Oktober bis Januar des betreffenden Jahrs: Rot ist ein El Niño-Ereignis, blau ein La Niña-Ereignis, der weißliche Farbton repräsentiert normale Meeresoberflächentemperaturen im östlichen bis zentralen äquatorialen Pazifik (NINO3-Region).
Es wird deutlich, dass die meisten Dürren während Warmphasen auftreten und selten während La Niña-Ereignissen. Umgekehrt kommt es während La Niña-Ereignissen zu überdurchschnittlichen Niederschlagsmengen.

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Quelle: IRI (übersetzt)

Weitere Informationen:

multivariat

Syn. mehrdimensional; statistischer Begriff für die Verwendung von mehr als einer Variablen, Dimension usw.; Bspl.: 'Multivariater ENSO Index'

Multivariater ENSO Index (MEI)

Der Multivariate ENSO Index (MEI) ist ein Ansatz zur Messung von ENSO, der im Gegensatz zum Southern Oscillation Index (SOI), zum JMA-Index, zum Oceanic Niño Index (ONI) und zum TOPEX/Poseidon-El Niño-Index sowohl atmosphärische als auch ozeanische Variablen direkt berücksichtigt.

Der MEI ist ein ausgewogener Mittelwert der wichtigsten ENSO Merkmale, die durch die folgenden sechs Variablen repräsentiert werden:

  • Luftdruck an der Meeresoberfläche
  • zonaler oberflächennaher Wind (Ost-West-Richtung)
  • meridionaler oberflächennaher Wind (Nord-Süd-Richtung)
  • Wassertemperatur an der Meeresoberfläche
  • Lufttemperatur in 2 m Höhe
  • Wolkenbedeckung

Gemessen werden diese Werte von Bojen und Schiffen. Berechnet wird der MEI auch unter Berücksichtigung jahreszeitlicher Veränderungen. Positive Werte stehen für El Niño-, negative Werte für La Niña-Phasen. Da beim MEI jeweils ein zwei-monatiger Mittelwert gebildet wird (Jan/Feb, Feb/Mrz, etc.), verläuft die Kurve allgemein ausgeglichener als beim Southern Oscillation Index.

Multivariater ENSO-Index (MEI) von Januar 1990 bis August 2016 Multivariater ENSO-Index (MEI) von Januar 1990 bis August 2016

rot = El Niño-Phasen; blau = La Niña-Phasen

Grafik von N. Marschall nach Rohdaten der NOAA
Multivariater ENSO-Index (MEI) von 1950 bis 2016 Multivariater ENSO-Index (MEI) von 1950 bis 2016

Aus technischen Gründen (die Software konnte die vielen Monatswerte für einen so langen Zeitraum nicht zu einer Kurve verarbeiten) basiert diese Grafik jeweils auf dem Jahresdurchschnitt des MEI. Da El Niño jedoch gerade über den Jahreswechsel auftritt, zählen wir ein Jahr immer von Juli des Vorjahres bis Juni des eigentlichen Jahres (eine Art "ENSO-Jahr"). Ein Vergleich hat ergeben, dass diese Verfahrensweise wichtige El Niños deutlich besser abbildet als ein Durchschnitt für das jeweilige Kalenderjahr.

Deutlich erkennbar sind z.B. die starken El Niños 1982/83 und 1997/98 als stark positiver Ausschlag der Kurve.

stark negative Ausschläge = La Niña-Phasen / stark positive Ausschläge = El Niño-Phasen

Grafik von N. Marschall nach Rohdaten der NOAA

Weitere Informationen: NOAA Earth System Research Laboratory - Physical Sciences Division

Muster der Klimavariabilität

Natürliche Variabilität des Klimasystems, insbesondere in saisonalen oder längeren Zeitrahmen, tritt meistens in bevorzugten räumlichen Mustern und Zeiträumen auf, durch die dynamischen Charakteristika der Atmosphärenzirkulation und durch Interaktion mit der Land- und der Meeresoberfläche. Solche Muster werden oft Regimes, Modi oder Fernverbindungen genannt. Beispiele sind die Nordatlantik-Oszillation (NAO), das Pazifik-Nordamerikanische Muster (PNA), die El Niño-Southern Oscillation (ENSO), der Northern Annular Mode (NAM; früher Arktische Oszillation, AO, genannt) und der Southern Annular Mode (SAM; früher Antarktische Oszillation, AAO, genannt). Viele der bekannten Modi der Klimavariabilität werden im Vierten IPCC-Sachstandsbericht in Abschnitt 3.6 des Berichts der Arbeitsgruppe I behandelt.