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ENSO-Lexikon

ENSO-Lexikon

O

Ocean Gyre

Dt. etwa großer Meereswirbel, Strömungskreis; in der Ozeanographie ein großes System rotierender Meeresströmungen, insbesondere solche, die mit großräumigen Windbewegungen zusammenhängen. Einflussfaktoren bei der Entstehung der Großwirbel sind auch Corioliskraft, planetarische Vortizität (planetary vorticity), sowie horizontale und vertikale Reibung.

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Die ozeanischen Großwirbel (oceanic gyres) im Pazifik

Oberflächenströmungen verbinden sich und bilden große kreisförmige Strömungen - die Meereswirbel. Die größten davon sind die subtropischen Wirbel: Auf dem Pazifik verbinden sich der Nordpazifikstrom, der Kalifornienstrom und der Nordäquatorialstrom zusammen und bilden einen Teil des südtropischen Nordpazifikwirbels. Ein vierter Strom, der schnell fließende Kuroshiostrom nahe der japanischen Küste, schließt den Kreis.

Pazifik und Atlantik haben jeweils zwei solche subtropischen Wirbel, einen nördlich und einen südlich des Äquators. Der Indische Ozean reicht nicht soweit nach Norden, hat deshalb nur einen Wirbel südlich des Äquators, von den kleineren tropischen "Wirbeln" abgesehen.

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Quelle: NOC nach SEOS
 

Es gibt drei Haupttypen von großen ozeanischen Strömungskreisen: die tropischen, die subtropischen und die subpolaren.
Die subpolaren Strömungswirbel (subpolar gyres) bilden sich in hohen Breiten (ca. 60°). Sie liegen unter einem Gebiet mit niedrigem Luftdruck (Aleutentief, Islandtief) und haben eine entsprechende zyklonale Drehrichtung. Wind treibt die Strömungen dieser Wirbel weg von deren Zentrum. Diese oberflächennahen Strömungen werden über den sog. Ekmantransport durch kaltes, nährstoffreiches Wasser ersetzt (Upwelling).
Die subpolare Zirkulation auf der Südhalbkugel wird vom Antarktischen Zirkumpolarstrom dominiert, was auf das Fehlen von Landmassen im Südlichen Ozean zurückzuführen ist. Kleinere Strömungswirbel bestehen im Weddellmeer (Weddell Gyre), Rossmeer (Ross Gyre), sie zirkulieren im Uhrzeigersinn.

Tropische Strömungswirbel (tropical gyres) bilden sich in Äquatornähe. Sie tendieren dazu, in einer eher Ost-West gerichteten Muster zu fließen, anstatt in einem tatsächlichen Wirbel und verdienen daher ihre Bezeichnung nicht wirklich. Ihre N-S-Ausdehnung ist gering. Zu ihnen gehören:

  • Äquatorial-atlantisches Stromsystem (Atlantic Equatorial Current System), mit einer dem Uhrzeigersinn entgegengesetzten Drehrichtung
  • Äquatorial-pazifisches Stromsystem (Pacific Equatorial Current System)
  • Monsun-bedingte Strömungskreise (Indian Monsoon Gyres); zwei Strömungkreise im Nordindik

Die subtropischen Strömungswirbel (subtropical gyres) sind zahlenmäßig und nach ihrem Ausmaß die bedeutendsten. Die Drehrichtung der Wirbel ist auf der NHK im Uhrzeigersinn, auf der SHK entgegen dem Uhrzeigersinn aufgrund des Coriolis-Effekts. Sie formen sich zwischen der polaren und der äquatorialen Zone der Erde und liegen unter Regionen mit hohem Luftdruck. Dieser ist die Folge von westlichen Winden auf den polwärtigen Seiten, und östlichen Passatwinden auf den äquatorwärtigen Seiten der Strömungskreise. Diese bewirken reibungsbedingte Strömungen in Richtung der Zentren der Strömungskreise. Im Unterschied zu Küstenregionen sind die zentralen Bereiche der Strömungswirbel relativ stabil. Das Meerwasser bleibt im Allgemeinen recht ortsfest, während die Strömungen des Wirbels um diese Wassermassen zirkulieren. Drifter, die direkt im Zentrum eines Wirbels ausgebracht werden, brauchen sehr lange, um den Wirbel zu verlassen. Diejenigen, die den Mittelpunkt erreichen, bleiben dort jahrelang gefangen. Im Zentrum herrscht gewöhnlich Windstille. Die leichte Luft bedeutet ruhige Seelage, das Wasser wird kaum von Wellen gestört. Die starke Sonneneinstrahlung erwärmt die Wassersäule bis zu einer beachtlichen Tiefe. Dies führt zu einer starken Verdunstung an der Oberfläche und zu einem erhöhten Salzgehalt.
Direkt unter der warmen Meeresoberfläche liegt die Thermokline - eine Wasserschicht, in der die Temperatur mit zunehmender Tiefe rapide abnimmt. Unter dieser Schicht befindet sich das dunkle, kalte Wasser der Tiefsee - in dieser Region sind Photosynthese und pflanzliches Leben absolut unmöglich.
Aufgrund des starken Unterschieds in der Dichte des Wassers an der Meeresoberfläche und in der Tiefe (kaltes Wasser hat eine höhere Dichte als warmes Wasser) funktioniert die Thermokline wie eine natürliche Barriere, die verhindert, dass sich die beiden Schichten vermischen.

Die subtropischen Großwirbel sind:

  • Strömungskreis des Indik (Indian Ocean Gyre)
  • Nordatlantischer Strömungskreis (North Atlantic Gyre)
  • Nordpazifischer Strömungskreis (North Pacific Gyre)
  • Südatlantischer Strömungskreis (South Atlantic Gyre)
  • Südpazifischer Strömungskreis (South Pacific Gyre)

Die zonale Ausdehnung der Strömungskreise wird durch die Landmassen der Kontinente begrenzt. Die dort entstehenden Strömungen nennt man Randströme (boundary currents). Die westlichen Randströme (Golfstrom, Kuroshiostrom, Brasilstrom, Ostaustralstrom, Agulhasstrom) sind im Allgemeinen schnell, tief und schmal:

  • Der Golfstrom im Nordatlantik und der Kuroshiostrom im Nordpazifik messen etwa 50-75 km Breite und fließen mit einer Geschwindigkeit von 3-4 km/h (circa 1 m/s), maximal 7 km/h (circa 2 m/s).
  • Der Agulhasstrom entlang der afrikanischen Küste im Südindischen Ozean misst etwa 100 km Breite und erreicht eine Geschwindigkeit von 2 m/s.

Die östlichen Randströme (Kalifornienstrom, Humboldtstrom, Kanarenstrom, Benguelastrom, Westaustralstrom) sind kalt und langsam; sie bewegen sich nicht schneller als 5-15 cm/s.

Weitere Informationen:

Oceanic Niño Index (ONI)

Der relativ neue von der amerikanischen NOAA entwickelte Oceanic Niño Index (ONI) ist ein Ansatz zur operationellen Messung und Vorhersage von ENSO. Ähnlich wie der japanische JMA-Index basiert er auf Abweichungen der Meeresoberflächen-Temperatur (SST) vom Durchschnitt einer 30-jährigen Basisperiode. Mit der Nino 3.4 Region (5° N - 5° S, 120° - 170° W) legt er allerdings ein etwas anderes Gebiet des Pazifiks für die Messung zugrunde. Außerdem wird ein dreimonatiger Mittelwert gebildet (im Gegensatz zu fünf Monaten beim JMA-Index). Die Abweichungen beziehen sich auf einen Satz von sogenannten verbesserten homogenen historischen SST-Analysen (Extended Reconstructed SST – ERSST.v3b). Dies dient der Einordnung der aktuellen ENSO-Verhältnisse in eine historische Perspektive.

Nino 3.4-Region

Niño 3.4 Region

The shaded rectangle shows the Niño 3.4 region, the area of the Pacific Ocean where observed sea surface temperature is compared to average sea surface temperature to calculate the Oceanic Niño Index. The region spans a swath from 5ºN to 5ºS latitude and 120ºW to 170ºW longitude.

Quelle (beide Grafiken): NOAA Climate Watch Magazine
 

El Niño-Bedingungen liegen nach diesem Index vor, wenn der ONI einen positiven Ausschlag von 0,5 °C oder mehr im dreimonatigen Mittel aufweist. Entsprechend liegen La Niña-Bedingungen bei einem negativen Ausschlag von mindestens 0,5 °C im dreimonatigen Mittel vor. Wenn der ONI-Wert zwischen +0,5 und -0.5 liegt, besteht eine Normal- oder Neutralphase des ENSO-Zyklus.

Die NOAA sieht ein voll entwickeltes El Niño- oder La Niña-Ereignis dann als gegeben an, wenn der ONI über mindestens fünf aufeinanderfolgende Drei-Monatseinheiten ("a minimum of 5 consecutive over-lapping seasons") seinen Schwellenwert erreicht oder über- bzw. unterschreitet. Eine Tabelle mit den Drei-Monatswerten des ONI ist beim Stichwort ENSO angeführt. Die Stärke eines El Niño-Ereignisses wird dadurch bestimmt, wie sehr der ONI-Wert über 0 liegt. Übersteigt er 0,5 °C wird er als 'schwach' bezeichnet, über 1,0 °C als 'mäßig', 1,5 °C als 'stark' und über 2,0 °C als 'sehr stark'. In der Beobachtungsperiode von 1950 bis heute hat der ONI erst zweimal 2,0 °C überschritten und zwar während der Warmereignisse von 1982/83 und 1997/98.

Die 30-jährige Basisperiode wird neuerdings alle 5 Jahre fortgeschrieben, auch die alten Werte beziehen sich inzwischen auf andere Bezugsperioden und wurden deshalb geändert. Konkret bedeutet dies, dass ONI-Werte der Jahre 1950-1955 sich auf die Periode 1936-1965 beziehen, ONI-Werte der Jahre 1956-1960 beziehen sich demnach auf die Basisperiode 1941-1970 und so weiter.

Die Verwendung mehrerer, im 5-Jahres-Rhythmus nachgeführter Bezugsperioden ist dem globalen Erwärmungstrend geschuldet, der bei längerer Verwendung einer 30-Jahresperiode ein falsches Bild des Auftretens der drei ENSO-Phasen ergäbe. Dabei ist zu bedenken, dass es sich beim ONI um relative Temperaturwerte handelt, darum, dass eine bestimmte Region wärmer oder kälter als 'normal' ist.

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Monthly values of the ONI (Screenshot)

This interactive graph shows monthly values of the ONI from 1950 through present.

To filter out month-to-month variability, average sea surface temperature in the Niño 3.4 region is calculated for each month, and then averaged with values from the previous month and following month. This running three-month average value is compared with average sea surface temperature for the same three months during 1971 - 2000. The departure from the 30-year average of the three-month average is known as the Oceanic Niño Index or ONI.

On periods ranging from about three to seven years, the surface waters across a large swath of the tropical Pacific Ocean warm or cool by anywhere from 1°C to 3°C, compared to normal. This oscillating warming and cooling pattern, referred to as the ENSO cycle, directly affects rainfall distribution in the tropics and can have a strong influence on weather across the United States and other parts of the world.

Zur aktualisierten interaktiven Grafik auf Abbildung klicken (externer Link)

Quelle: NOAA
 

Weitere Informationen:

Ökosystem

Räumlich abgegrenztes Wirkungsgefüge aus Lebewesen, unbelebten natürlichen und vom Menschen geschaffenen Bestandteilen, die untereinander und mit ihrer Umwelt in energetischen, stofflichen und informatorischen Wechselwirkungen stehen (offenes System). Ökosysteme sind zur Selbstregulation und zur Selbstorganisation befähigt und befinden sich in einem dynamischen Gleichgewicht.
Ökosysteme können sich verändern und somit langsam in ein anderes Ökosystem übergehen (Sukzession). Sie können auf Störungen empfindlich reagieren ("umkippen") oder aber elastisch in den Ausgangszustand zurückkommen (d.h. belastbar sein).

Ölpalme

Die Ölpalme (Elaeis guineensis) gehört zu den wirtschaftlich bedeutendsten Palmenarten. Ursprünglich in den Regenwäldern Westafrikas beheimatet, wird sie inzwischen auch im tropischen Amerika und insbesondere in Südostasien kultiviert. Zum Wachsen braucht die Ölpalme viel Licht, eine durchschnittliche Lufttemperatur von 26°C, genügend Wasser und gute, lockere Erde. Ölpalmen können etwa 120 Jahre alt werden. In den Plantagen ersetzt man sie meist nach 25 bis 30 Jahren, weil ihr Ertrag nachlässt. Die bis zu 30 Meter hohe Palme trägt erstmals nach drei Jahren Früchte und produziert dann jährlich etwa 15 Fruchtstände mit einem Gewicht von bis zu 50 kg. Die Palme trägt 3000 bis 6000 Einzelfrüchte. Die einzelne Frucht der Ölpalme ist länglich und etwa so groß wie eine Zwetschge. Das weiche, faserige Fruchtfleisch ist bis zu zehn Millimetern dick und gelb. In der Mitte der Frucht, befindet sich der Stein. Aus dem Fruchtfleisch wird das orangerote Rohpalmöl gepresst. Aus den Samen wird das festere und farblose Palmkernöl gewonnen. Der Palmkernschrot geht in die Futtermittelindustrie. Palmkernschalen werden thermisch verwertet.

Auf jedem Hektar einer Ölpalmenplantage können im Durchschnitt 10 Tonnen Früchte pro Jahr geerntet werden, die 4.000 kg Palmöl ergeben und 750 kg Palmkerne.

Die Früchte sind schnell verderblich und müssen daher sofort nach der Ernte verarbeitet werden. Dabei werden die Fruchtstände mit Wasserdampf behandelt, um ein fettspaltendes Enzym zu zerstören. Anschließend werden die Früchte gequetscht und die Steinkerne abgetrennt. Die harte Schale wird geknackt und die Samen werden getrocknet. Das durch einen hohen Carotingehalt orangefarbige Fruchtfleisch liefert das Palmöl, der Samen das Palmkernöl.

In den 1990er Jahren wurde Palmöl hauptsächlich noch von der Lebensmittel- und Kosmetikindustrie abgenommen, wo es bis heute ein wichtiger Grundstoff für Margarine, Frittierfett, Schokolade, Tiefkühlpizza, Waschmittel und Kosmetikprodukte ist.
Doch seit dem Boom der Agrartreibstoffe ist die Nachfrage nach Palmöl regelrecht explodiert. Innerhalb der letzten 10 Jahre verdoppelte sich der Palmölverbrauch weltweit auf 30 Millionen Tonnen. Palmöl fließt immer öfter in unsere Autotanks und beschleunigt dadurch die Zerstörung der tropischen Regenwälder; zusätzlich wird der Kohlenstoffdioxid-Ausstoß massiv erhöht.

Indonesien und Malaysia beherrschen mit einer Jahresproduktion von 26,9 Millionen Tonnen, bzw. 18,7 Millionen Tonnen (2012, FAOSTAT 2013) den Palmöl-Markt. Palmöl ist vor Sojaöl das mengenmäßig am meisten produzierte Pflanzenöl der Welt.

Die Schaffung neuer Ölpalmenplantagen und die Plantagenwirtschaft stehen international sowohl bei Umweltschutzorganisationen als auch politisch in der Kritik. Nur selten werden ehemalige Ackerflächen zu Ölpalmenplantagen umgenutzt, vielmehr werden dazu meist große Flächen mit artenreichen Regenwäldern abgeholzt. Kritisiert wird auch, dass die Ölpalmenplantagen gegenwärtig in ökologisch nicht-nachhaltiger Weise betrieben werden. Mit der Produktion von Palmöl verbunden seien Vernichtung von Regenwald und Torfflächen, starker Einsatz von Agrarchemikalien mit entsprechender Belastung von Grundwasser und Oberflächengewässern, Vertreibung der Bevölkerung, sowie das Ende der Menschenaffen Asiens, der Orang-Utans.

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oelpalmenplantage_rodungsflaeche   ernte_oelpalmen  

Ölbaum-Plantage in Torfgebiet mit jungem und altem Bestand

Typisch die bei Torfuntergrund wg. Bodensenkung und wg. der geringen Tragekapazität von Torf allmählich umfallenden älteren Bäume

Quelle: IMCG Bulletin: September 2014
 

Ölpalmen, die Torfmoorwald ersetzt haben; nahe Subang Jaya Peninsular, Malaysia, Feb. 2004

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Quelle: © Marcel Silvius, Wetlands International

 

 

Geerntete Früchte von Ölpalmen in der Provinz Jambi, Sumatra

Die Plantage ist in einem tiefgründigen Torfmoor (>8 m) angelegt; im Hintergrund Rauchschwaden weiterer Rodungen.

Quelle: © Marcel Silvius, Wetlands International

 

 

In Indonesien und Malaysia ist die Expansion des Palmölanbaus mittlerweile die Hauptursache für die Entwaldung, und durch die Brandrodungen insbesondere von Torfwäldern werden riesige Mengen CO2 freigesetzt. Eine 2006 veröffentlichte Studie der ENGO Wetlands International kommt zu dem Schluss, dass jede auf ehemaligen Torfwaldflächen erzeugte Tonne Palmöl für den Ausstoß von 10 bis 30 Tonnen an CO2 verantwortlich ist. Das meteorologische Zentrum der ASEAN glaubt, dass sich aufgrund der Brandrodungen das Klimaphänomen El Niño verstärke und eine bis zum Oktober verlängerte Trockenzeit für die Region zur Folge habe. Dies würde wiederum die Ausbreitung zukünftiger Waldbrände fördern. Rauchschwaden der Brandrodungen (Tropical Haze) auf Sumatra trüben alljährlich den Himmel über Kuala Lumpur und Singapur, die östlich der Insel liegen. Ankündigungen der ASEAN, eine Nulltoleranzlinie gegenüber Brandrodungen zu verfolgen, wurden bereits 1997 und 1998 gemacht, blieben jedoch ohne Folgen. Politisch einflussreiche Plantagenbesitzer und hohe Palmölpreise sowie die verbreitete Korruption dürften dafür mitverantwortlich sein.

Während für Palmöl und andere biogene Energieträger ein in der deutschen Biomassestrom-Nachhaltigkeitsverordnung seit 2007 gesetzlich vorgeschriebenes Zertifizierungssystem die ökologische und soziale Nachhaltigkeit des Anbaus in Zukunft gewährleisten und damit ungewollte Auswirkungen wie Urwaldrodung und Menschenrechtsverletzungen verhindern soll, wird die Produktion der anderen Palmölprodukte wie Kosmetika und Margarine weiterhin keinerlei Nachhaltigkeitskriterien unterworfen sein.
Der im Jahr 2003 auf Initiative des WWF gegründete Runde Tisch für nachhaltiges Palmöl (Roundtable on Sustainable Palm Oil, RSPO) versucht als zentrale Organisation nachhaltige Anbaumethoden für Palmöl zu fördern und so die Umweltschädigung zu begrenzen. Zu den rund 250 Mitgliedern des Roundtable gehören neben einigen Umweltschutzverbänden und anderen NGOs vor allem Firmen und Institutionen aus der Wertschöpfungskette des Palmöls, darunter Plantagenbetreiber, Händler und industrielle Abnehmer von Palmöl, aber auch Investoren und Banken. Im Mai 2008 kündigte der Verband der ölsaatenverarbeitenden Industrie in Deutschland (OVID) an, dass die Zertifizierung von nachhaltig produziertem Palmöl auf der Basis der Richtlinien des RSPO noch im selben Jahr realisiert werde. Auch die Vereinigung der indonesischen Palmölhersteller GAPKI (Gabungan Pengusaha Kelapa Sawit Indonesia) räumt mittlerweile Versäumnisse ein und kündigt an, dass in Zukunft darauf geachtet wird, dass ausschließlich Brachland für die Neuanlage von Ölpalmenplantagen verwendet werden soll.
Allerdings bezeichnet ein Teil der Umweltverbände auch die von der RSPO entwickelten Anbauformen als umweltzerstörend mit der Begründung, dass der Palmölanbau in großen Monokulturen grundsätzlich nicht nachhaltig sein könne und der RSPO der Industrie nur zum Greenwashing diene. Im Oktober 2008 verabschiedeten rund 250 Umwelt- und Sozialgruppen, darunter 20 aus den deutschsprachigen Ländern, eine entsprechende Erklärung. Im November 2008 nannte Greenpeace den RSPO „wenig mehr als Greenwash“.
Auch Bio-Palmöl soll in Anbau und Herstellung nicht unbedingt nachhaltiger sein, bis auf einen kleinen Teil, der in afrikanischen Kooperativen angebaut wird.

anbauflaeche_oelpalmen_indonesien_1961_bis_2011

Anbaufläche für Ölpalmen in Indonesien zwischen 1961 und 2011


Die Grafik zeigt die Anbaufläche (in Quadratkilometern) für Ölpalmen in Indonesien von 1961 bis 2011. Die Auswertung erfolgte am 22.10.2013 mit Hilfe der Datenbank der FAO (FAOSTAT).

Die Anbaufläche für Ölpalmen in Indonesien wurde in den letzten 30 Jahren kontinuierlich vergrößert und zwar von 2.300 Quadratkilometern im Jahr 1981 auf 61.000 Quadratkilometer im Jahr 2011. Tendenz steigend. Anträge auf die Umwandlung weiterer 200.000 Quadratkilometer sind gestellt: Diese Fläche entspricht in etwa der Fläche der noch unberührten Regenwälder Indonesiens oder fünfmal der Fläche der Schweiz.


Quelle: Faszination Regenwald
 

Weitere Informationen:

OLR

Engl. für Outgoing Longwave Radiation, ausgehende Langwellenstrahlung; die Energiemenge, die von der Erde in den Weltraum abgestrahlt wird, gemessen an der Obergrenze der Atmosphäre (top of the atmosphere, TOA).

Die langwellige Strahlung variiert in Abhängigkeit vom Bewölkungsgrad. In wolkenarmen Gebieten wird verhältnismäßig viel langwellige Strahlung ausgesendet (240-280 W/m²). In stark bewölkten Regionen, besonders in den tropischen, konvektiven Niederschlagsgebieten, wird nur die langwellige Strahlung emittiert, die von der TOA beziehungsweise der Wolkendecke reflektiert wird, welche wiederum niedrig ist. Die Temperatur über der Wolkendecke ist sehr gering. Zudem wird langwellige Energie zwischen der Erdoberfläche und der Wolkendecke festgehalten.
OLR ist somit ein Indikator dafür, wie warm die Erdoberfläche und wie klar die Atmosphäre darüber ist. Insbesondere dient sie als Proxy für tiefreichende tropische Gewitteraktivität innerhalb von 20 Breitengraden beidseits des Äquators.

OLR

Outgoing Longwave Radiation

Absorbed sunlight is balanced by heat radiated from Earth’s surface and atmosphere.

This satellite map of the outgoing longwave radiation emitted by Earth in September 2008 demonstrates not only geographical variations but also those caused by cloud presence. More heat escapes from areas just north and south of the equator, where the surface is warmer and there are fewer clouds.

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Quelle: NASA - (Image from CERES data)
 

OLR-Daten werden z.B. mit AVHRR-Sensoren in polarumlaufenden NOAA-Satelliten aufgezeichnet.

Niedrige OLR-Werte sind typisch für bewölkte Gebiete, denn die Ausstrahlung der Erdoberfläche wird von den Wolken abgefangen, und die Temperatur der Wolkenoberfläche bestimmt letztlich die Menge an langwelliger Strahlung, die in der äußeren Atmosphäre gemessen wird. So ist die OLR ein Maß für die Temperatur an der Wolkenoberfläche. Wenn vom Satelliten aus über einem Gebiet eine niedrige Temperatur gemessen wird, so ist die Wolkenoberfläche hoch, was auf Konvektion und damit auch auf Niederschlag in der betreffenden Region hinweist.

Entsprechend sind negative OLR-Werte typisch für El Niño mit seiner verstärkten Konvektion und Wolkenbildung, positive OLR-Werte stehen hingegen für La Niña-Episoden mit ihrer unterdrückten Konvektion. Verstärkte Konvektion im zentralen und östlichen Pazifik bedeutet höhere und kältere Wolkenobergrenzen, welche wenig Infrarot-Strahlung in das Weltall emittieren, umgekehrt bedeutet geringe konvektive Aktivität niedrigere und wärmere Wolkenoberflächen, die mehr Infrarotstrahlung emittieren. Folgender Link führt zu Zeit-/Längen-Diagrammen des tropischen Pazifiks von früheren El Niño- und La Niña-Ereignissen auf der Grundlage von OLR-Daten, aufbereitet von der NOAA.

Die folgenden Karten enthalten für eine 6-jährige Beobachtungsreihe die saisonalen Durchschnittswerte von OLR. Gebiete mit Werten unter 220 W/m² sind kreuzschraffiert, um die möglicherweise vorhandene hohe Konvektion und Konvektionsniederschläge hervorzuheben. Saisonale Änderungen in den Konvektionsmustern kommen deutlich zum Ausdruck, wobei die Achse mit niederen Werten sich in den Monaten DJF südlich des Äquators befindet und in den Monaten JJA nördlich davon. Im DJF erstreckt sich ein breites Konvektionsband bis in subtropische Breiten der Südhemisphäre über dem zentralen Pazifik. Dieses markiert die Lage der Südpazifischen Konvergenzzone (SPCZ). Die südostwärtige Erstreckung der SPCZ ist im DJF am ausgeprägtesten. Man erkennt auch eine Achse mit maximaler Konvektion quer über den Pazifik um 5° - 10°N, die zu allen Jahreszeiten besteht. Hierbei handelt es sich um die ITK. Dieses schmale Konvektionsband ist im späten Sommer und frühen Herbst am deutlichsten.

Durchschnittliche OLR (W/m²) für DJF

OLR für DJF

Durchschnittliche OLR (W/m²) für MAM

OLR für MAM

Vierteljährliche Durchschnittswerte der OLR

 

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Quelle: Purdue University - Department of Earth and Atmospheric Sciences

 

 

Durchschnittliche OLR (W/m²) für JJA

OLR für JJA

Durchschnittliche OLR (W/m²) für SON

OLR für SON

Weitere Informationen:

Oszillation

Syn. Schwingung; im engeren Sinne die zeitlich periodische Änderung einer oder mehrerer physikalischer Größen um einen Mittelwert, im weiteren Sinne auch Vorgänge, deren Zeitabhängigkeit mehr oder weniger stark von einer genauen Periodizität abweicht.

Trotz der Fortschritte der letzten Jahrzehnte konnte die grundsätzliche Frage nach der Natur der (irregulären) Oszillation des ENSO-Phänomens bis heute nicht eindeutig beantwortet werden und ist Gegenstand aktueller Forschung. Vor allem zwei Szenarien werden diskutiert und spalten die Wissenschaftsgemeinde in zwei Lager: In der ersten Sichtweise ist ENSO ein sich selbst-erhaltender, unstabiler Schwingungszustand des gekoppelten Atmosphären-Ozean-Systems. In der zweiten Sichtweise handelt es sich um eine stabile (das heißt gedämpfte) Mode, die von zufälligem atmosphärischen Rauschen angeregt wird. Es lassen sich Argumente für beide Konzepte finden und die ENSOs dieser beiden Konzepte können sich recht ähnlich verhalten, was es letztlich so schwierig macht, die Frage zu entscheiden. Dennoch ergeben sich daraus wichtige Konsequenzen, etwa im Hinblick auf die prinzipielle Vorhersagbarkeit oder die Möglichkeit von El Niño-Dauerzuständen, die etwa im Zuge der Veränderungen durch die globalen Erwärmung auftreten könnten. Ob das ENSO-System stabil oder instabil ist, lässt sich auf die Frage nach der Stärke der Kopplung zwischen Ozean und Atmosphäre, der Reflektivität an den Grenzen des pazifischen Beckens (insbesondere im Westen) und der Stärke der Dissipation zurück führen. Die heutigen Kenntnisse über diese Prozesse, insbesondere über die Dissipation enthalten aber noch zum Teil erhebliche Unsicherheiten (Selz 2010).

Otolith

Gehörsteinchen aus Calciumcarbonat (CaCO3), die sich im Labyrinthorgan von Fischen finden. Das Besondere an diesen Gehörsteinchen ist, dass sie ein zonares Wachstum aufweisen. Ganz ähnlich wie die Ringe eines Baumes, zeugen auch die einzelnen Zonen der Otolithen vom Alter des Fisches. Und je nachdem, wie kalt es ist, ändert sich in dem neugebildeten Carbonat das Verhältnis des schweren Sauerstoff-18- zum leichteren Sauerstoff-16-Isotop, sodass in den einzelnen Schichten der Otolithen die jahreszeitlichen Temperaturen zu Lebzeiten des Fisches erhalten bleiben.

Damit können sie als Klimaproxy dienen. Beispielsweise hat eine Arbeitsgruppe unter der Leitung von Fred Andrus von der University of Georgia Otolithen in den peruanischen archäologischen Ausgrabungsstätten Ostra und Siches untersucht, um Informationen über das Alter des ENSO-Phänomens zu finden. Die Forscher haben sich auf die Otolithen des peruanischen Kreuzwelses (Galeichthys peruvianus) konzentriert, weil diese Fische kaum herumziehen und ihr ganzes Leben in kleinen, küstennahen Regionen verbringen. Und da sie die Flussmündungen mit ihren Süßwasserzuflüssen meiden, waren keine Verfälschungen der 18O/16O-Verhältnisse zu erwarten.

Die Ergebnisse scheinen eindeutig: Die regelmäßige Erwärmung des tropischen Pazifiks um die Weihnachtszeit ist erst seit etwa 5.000 Jahren zu beobachten. Angesichts der enormen globalen Auswirkungen El Niño folgt daraus die Erkenntnis, wie variabel das natürliche Klima ist, und dass sich das Klima innerhalb kurzer Zeit deutlich verändern kann. Möglicherweise können derlei historische Daten von El Niño eines Tages zu einer zuverlässigen Vorhersage des Phänomens führen.


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Quelle: NOAA
map_otolith
huanchaco_otolith

Photomicrograph of a modern otolith in thin section. The field of view is ~1 cm. d18O values follow ontogeny.

Map of the research area showing archaeological sites, modern collection sites, and JISOA SST data stations mentioned in the text. The inset shows an outline of the study area.

The beach near where the fisherman who collected specimens for this study lived. The boats drying on the stand in the background are similar to the type seen on the earliest depictions on artifacts.

Ozeanbeobachtung

Ozeanbeobachtungen kommen aus verschiedenen Quellen, z.B. von satellitenbasierten Instrumenten, von in-situ-Plattformen, wie an der Oberfläche oder im Wasserkörper befindlichen Bojen oder Treibkörpern, sowie von auf freiwilliger Basis mitwirkenden Beobachtungsschiffen.
Satelliten werden seit den siebziger Jahren des vergangenen Jahrhunderts zur Ozeanbeobachtung benutzt. Die folgende Tabelle gibt beispielhaft einen Überblick über operationell von dem europäischen Projekt MyOcean (Vorläuferprojekt des Copernicus Marine Environment Monitoring Service) genutzte Instrumente und Satellitenmissionen. Daneben werden auch Daten genutzt, die von vergangenen Missionen geliefert wurden oder solchen, die keine Echtzeitdaten liefern.

Instrument type

Ocean parameter measured

Instrument name

Satellite

Spectroradiometer

  • Chlorophyll content
  • Organic and mineral content
  • Sea surface temperature
  • Sea Ice Cover

MODIS
MERIS

 

Aqua (NASA, USA)
Envisat (ESA, Europe)
 

Infrared radiometer

  • Sea surface temperature (SST)

AVHRR
AATSR
MODIS
SEVIRI
GOES

(NOAA, USA) + METOP (Eumetsat, Europe)
Envisat (ESA, Europe)
Aqua, Terra (NASA, USA)
MeteoSat ( Eumetsat, Europe)
(NOAA, USA)
DMSP (NASA, USA)

Microwave radiometer

  • Atmospheric water vapor content
  • Atmoshperic water liquid content (cloud)
  • Rain rates
  • Sea-ice concentration, type, extent
  • SST
  • Salinity

SSM/I
TMI
AMSR-E
MWR
JMR, AMR 

DMSP (NASA, USA)
TRMM (NASA, USA)
Aqua (NASA, USA) + (developed by JAXA, Japan)
Envisat (ESA, Europe)
Jason-1, Jason-2 (Cnes, France + NASA, USA)  

Altimeter

  • Sea-surface height
  • Ocean surface wind speed
  • Wave height
  • Sea ice

Poseidon-2
RA-2
Poseidon-3 

Jason-1 (CNES, France + NASA, USA)
Envisat (ESA, Europe)
Jason-2 (CNES, France + NASA, NOAA, USA + Eumetsat, Europe)  

Scatterometer

  • Wind speed and heading (10 m above ocean surface)
  • Rain
  • Sea ice concentration

ASCAT 

Metop (Eumetsat, Europe)

Synthetic Aperture Radar (SAR)

  • Wind
  • Surface wave field
  • Sea ice monitoring 

 

Radarsat-1, Radarsat-2 (Canada)
Envisat (Europe)

Ozeanographen verwenden in-situ-Plattformen für Instrumente und Sensoren schon seit langer Zeit. Heute sind in-situ-Beobachtungen sehr wichtig als Ergänzung für satellitenbasierte Beobachtungen. Wenn sie in numerische Modelle eingebunden werden, dienen in-situ-Beobachtungen als Referenz, und sie werden genutzt um das jeweilige Modell zu kalibrieren.
Viele in-situ-Beobachtungssysteme nutzen Satelliten, um Daten aus abgelegenen Regionen (Meere, Polargebiete) an Wissenschaftler zu Forschungszwecken oder zur operationellen Nutzung zu übertragen.
Das Projekt MyOcean und sein Nachfolger, der seit Mai 2015 operationelle Dienst Copernicus Marine Environment Monitoring Service beipielsweise benötigt in-situ-Daten aus verschiedenen Gründen:

Ozeanographie

Syn. Meereskunde, Ozeanologie;  die Wissenschaft vom Meer und seinen Erscheinungen. Sie beschäftigt sich mit den Eigenschaften des Meerwassers, dem Wasser-, Stoff- und Wärmehaushalt und den Bewegungsvorgängen des Meeres (Gezeiten, Meeresströmungen, Wellen) sowie mit den im Meer lebenden pflanzlichen und tierischen Organismen. Ferner untersucht die Ozeanographie die Wechselwirkungen zwischen dem Meer und seiner Umgebung, das heißt der Atmosphäre, dem Meeresboden und den angrenzenden Küsten. Mitunter wird der Begriff "Ozeanographie" auf den physikalisch-chemischen Teil der Meereskunde, teils sogar auf den rein physikalischen Teil beschränkt und der biologische Bereich "Meeresbiologie" genannt.

Forschungsschwerpunkte befassen sich z.B. mit Rückkoppelungsmechanismen zwischen den Ozeanen und dem globalen Klima, der Erschließung von Rohstoffvorkommen im Bereich des Meeresbodens, der Sicherung und Ertragssteigerung der Seefischerei, der Bekämpfung der Meeresverschmutzung oder der Erkundung geologischer Strukturen wie den Mittelozeanischen Rücken oder den Subduktionszonen.

ozean_messverfahren

Ozeanographische Messverfahren und ihre Instrumente

Die Messende Ozeanographie untersucht den Zustand und die Veränderlichkeit der Zirkulation und der Wassermassenmodifikation im Ozean. Das Verständnis der beobachteten Variabilität ist die Voraussetzung, um die Rolle des Ozeans im globalen Klimageschehen zu erklären. Physikalische Bedingungen haben einen ausschlaggebenden Einfluss auf das Leben im Ozean und folglich auf den CO2-Kreislauf.

Messungen werden vom Schiff aus, z. B. von der Polarstern, mit Sonden durchgeführt, die mit Winden in die Tiefe abgesenkt werden. Messplattformen werden vom Schiff ausgebracht und wieder aufgenommen. Die Plattformen driften (Treibkörper) oder bleiben an einer festen Position (Verankerungen). Treibkörper driften an der Meeresoberfläche oder auf dem Meereis (Meereisbojen). Vertikal profilierende Treibkörper (Floats) sinken in eine vorgegebene Tiefe ab und treiben dort. In bestimmten Zeitabständen kehren sie an die Oberfläche zurück, erfassen beim Aufstieg Vertikalprofile der Wassermasseneigenschaften, bestimmen ihre Position und übermitteln die Daten mit Hilfe von Satelliten.

Profilierende Floats werden global im Rahmen des Argo-Projekts eingesetzt.

In eisbedeckten Meeresgebieten müssen die Floats das Eis erkennen können und das Auftauchen solange unterbrechen, bis sie wieder in eisfreien Gebieten sind. Daher muss die Ortung in der Tiefe mit akustischen Methoden (RAFOS, SOFAR) erfolgen und die Daten müssen bis zum nächsten Auftauchen gespeichert werden.

Autonome Messplattformen, die sich gezielt im Ozean bewegen sind die so genannten Glider. Sie sind gesteuert und ermöglichen es, Messungen auf vorgeschriebenen Schnitten auszuführen.

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Quelle: AWI
 
Ozeantopographie

Syn. Ozeanoberflächentopographie engl. sea surface topography, franz.topographie océanique; Differenz zwischen dem aktuellen Meeresspiegel und dem Geoid. Ihre Kenntnis liefert Informationen zu Gezeiten, Zirkulationsvorgängen und der Verteilung von Wärme und Masse in den Weltmeeren.

So wie es auf den Kontinenten eine Topographie mit Bergen und Tälern gibt, existiert auf den Ozeanen eine Meerestopographie. Im Vergleich zum Geoid, welches wir uns als Meeresfläche im Ruhezustand vorstellen können, sind diese „Berge und Täler" der Ozeane aber höchstens ein bis zwei Meter hoch oder tief.
Sie bildet sich durch nichtgravitative Kräfte wie hydrostatische und hydrodynamische Vorgänge aus. So entsteht eine dynamische Ozeantopographie, die mit Strömungen wie dem atlantischen Golfstrom oder dem Antarktischen Zirkumpolarstrom ein Gleichgewicht darstellt. Die Meerestopographie lässt deshalb grundsätzlich Rückschlüsse auf Meeresströmungen zu, ist aber mit ausreichender Genauigkeit schwierig zu bestimmen. Eine geometrische Bestimmung durch Differenzbildung von Meeresspiegel und Geoid ist nur für langwellige Strukturen sinnvoll, solange das Geoid für kurze Wellenlängen keine cm-Genauigkeit aufweist.

Mit Hilfe der Bahnverfolgung von Satelliten und den Messungen der Altimetrie werden Meerestopographie und Schwerefeld gemeinsam geschätzt. Das Fehlerbudget erzwingt dabei jedoch auch eine Beschränkung der Meerestopographie auf großskalige Strukturen. Die dynamische Topographie liefert nur relative Höhen und beruht nur auf hydrostatischen Annahmen. Sie kann deshalb nur einen Teil der Meerestopographie und diesen nur relativ approximieren.

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Quelle: CLS/CNES/AVISO

Anomalien der Meerestopographie

Die Webseite von AVISO bietet die neuesten Karten mit den monatlichen Anomalien der Meerestopographie über dem tropischen Pazifik.

Eine Karte mit den Anomalien der Meeresoberflächentemperaturen ist ebenfalls verfügbar.

Das sog. Ssalto/Duacs System verarbeitet Daten von allen Altimeter-Missionen (Saral, Cryosat-2, Jason-1&2, T/P, Envisat, GFO, ERS-1 & 2 und Geosat).

Das product sheet gibt Hintergrundinformationen.

See also previous maps.

 

Weitere Informationen:

Ozeanversauerung

Engl. „ocean acidification“; im dt. auch als „Versauerung der Meere“ geläufiger Begriff für die Abnahme des pH-Wertes des Meerwassers. Verursacht wird die Ozeanversauerung durch die Aufnahme von Kohlenstoffdioxid (CO2) aus der Erdatmosphäre. Der Vorgang zählt neben der globalen Erwärmung zu den Hauptfolgen der menschlichen Emissionen des Treibhausgases Kohlenstoffdioxid. Während Kohlenstoffdioxid in der Erdatmosphäre physikalisch zu steigenden Temperaturen auf der Erde führt, wirkt es im Meerwasser chemisch. Die Versauerung durch Gase lässt sich ausschließlich auf CO2 zurückführen, die Emissionen anderer Treibhausgase wie Methan oder Lachgas tragen nicht dazu bei. Darüber hinaus spielen Säureeinträge wie Dünnsäure und andere Umweltverschmutzungen eine gewisse Rolle.

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Ozeanversauerung

Dadurch dass immer ein Konzentrationsausgleich zwischen Atmosphäre und Ozean stattfindet, führen Steigerungen des CO2-Gehalts der Luft zu Steigerungen im Kohlendioxid-Gehalt des Oberflächenwassers. Das gelöste Kohlendioxid reagiert mit dem Wasser und verwandelt sich in Kohlensäure. Diese Kohlensäure kann Wasserstoffionen, sogenannte Protonen, hier rot, abgeben. Diese machen das Seewasser saurer.

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Quelle: AWI
 

Die Folgen dieser Versauerung betreffen zunächst kalkskelettbildende Lebewesen, deren Fähigkeit, sich Schutzhüllen bzw. Innenskelette zu bilden, bei sinkendem pH-Wert nachlässt. Weil diese Arten oft die Basis der Nahrungsketten in den Ozeanen bilden, können sich daraus weitere schwerwiegende Konsequenzen für die zahlreichen von ihnen abhängigen Meeresbewohner und in der Folge auch für die auf diese angewiesenen Menschen ergeben.

Das Meerwasser ist mit einem pH-Wert um 8 leicht basisch. Nach einer Zusammenfassung der britischen Royal Society weist das Oberflächenwasser der Meere heute bis in eine Tiefe von 50 m typischerweise pH-Werte zwischen 7,9 und 8,25 auf, mit einem Durchschnittswert von 8,08. Die wichtigsten Ursachen für diese Differenz um 0,25 Einheiten sind die Temperatur des Wassers, der lokale Auftrieb von kohlenstoffdioxidreichem Tiefenwasser, sowie die biologische Produktivität, die dort, wo sie hoch ist, in Form von Meereslebewesen viel Kohlenstoffdioxid bindet und in tiefere Wasserschichten transportiert.

Eine Möglichkeit, frühere pH-Werte zu rekonstruieren, bietet die Analyse von Sedimenten. Aus der isotopischen Zusammensetzung von Borhydroxiden lässt sich bestimmen, dass der pH-Wert an der Meeresoberfläche vor etwa 21 Millionen Jahren etwa 7,4 ±0,2 betrug, bis er vor ungefähr 7,5 Millionen Jahren auf den Wert von 8,2 ±0,2 stieg. Da der pH-Wert der Meere über den Henry-Koeffizienten direkt mit der Kohlenstoffdioxidkonzentration der Atmosphäre gekoppelt ist, lassen sich so auch Paläo-CO2-Konzentrationen bestimmen. Bis zum Beginn der ozeanischen Versauerung infolge der einsetzenden Industrialisierung im 18. Jahrhundert und des steigenden Kohlenstoffdioxidausstoßes blieb dieser Wert in etwa konstant.

Entwicklung des pH-Wertes der Ozeane

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Compared with preindustrial levels shown here, the projected increase in ocean acidity is about 170 % by 2100 if high CO2 emissions continue.
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Quelle: UNESCO IOC

Die Ozeane spielen im Kohlenstoffkreislauf der Erde als Kohlenstoffsenke eine wichtige Rolle, da 70 % der Erdoberfläche von Wasser bedeckt sind. In der gesamten Hydrosphäre sind schätzungsweise 38.000 Gigatonnen (Gt) Kohlenstoff gespeichert. Das Kohlenstoffdioxid gelangt aufgrund der Differenz im CO2-Partialdruck in den Ozean. Ein Gas strömt immer vom Bereich des höheren Partialdruckes (Atmosphäre) in den Bereich des niedrigeren Drucks (Ozean).

Kohlenstoffdioxid wird so lange im Meer gelöst, bis der Partialdruck in der Atmosphäre und im Meer gleich ist. Umgekehrt entweicht es auch wieder, wenn der Druck in der Atmosphäre geringer als im Meer ist. Die Temperatur eines Meeres beeinflusst ebenfalls die Aufnahme von Kohlenstoffdioxid, da Wasser bei steigender Temperatur weniger Kohlenstoffdioxid aufnehmen kann.

Der aus der Atmosphäre aufgenommene Kohlenstoff verteilt sich im Ozean innerhalb einiger weniger Jahre in der von der Sonne durchleuchteten Schicht des Meeres. Um in noch größere Tiefen zu gelangen, gibt es zwei Mechanismen. Am wichtigsten ist die so genannte physikalische Kohlenstoffpumpe, wobei sich das kohlenstoffreiche Oberflächenwasser in der Arktis abkühlt und schwerer wird, absinkt und über die kalte Tiefenströmung des Globalen Förderbandes weiträumig in den Tiefen der Ozeane verteilt wird. Weniger wichtig, aber dennoch nicht unbedeutend, ist die sogenannte biologische Kohlenstoffpumpe, bei der Kohlenstoff als Meeresschnee (biogener Teilchenregen) in tiefere Regionen absinkt. Es dauert hunderte bis tausende von Jahren, bis das aus der Atmosphäre aufgenommene anthropogene CO2 von den Ozeanen in die tiefsten Wasserschichten vorgedrungen und verteilt ist, heute ist es bis in eine Wassertiefe von durchschnittlich 1.000 m nachweisbar.

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Ausschnitt aus der Infografik
'Ocean pH in 2010'

Die Infografik befindet sich in dem Bericht:

Ocean Acidification Summary for Policymakers – Third Symposium on the Ocean in a High-CO2 World

 

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Quelle: UNESCO IOC
 

Bei marinen Lebewesen, die dem Meerwasser mit erhöhtem CO2-Gehalt ausgesetzt sind, spielt sich ein Prozess ab, der der Lösung von CO2 im Ozean sehr ähnlich ist. CO2 kann als Gas ungehindert durch Zellmembranen wandern und verändert so den pH-Wert der Körperzellen und des Blutes. Die Veränderung des natürlichen Säure-Base-Haushalts muss vom Organismus kompensiert werden, was manchen Tierarten besser und anderen schlechter gelingt. Eine dauerhafte Verschiebung der Säure-Base-Parameter innerhalb eines Organismus kann das Wachstum oder die Fortpflanzungsfähigkeit beeinträchtigen und so im schlimmsten Fall das Überleben einer Art gefährden.

Die Lösung von Kohlenstoffdioxid bremst zwar die Erderwärmung, die daraus folgende langsame Versauerung der Ozeane kann aber schwerwiegende Folgen unter anderem für Tiere mit einem Schutzmantel aus Calciumcarbonat (Kalk) nach sich ziehen. Wie oben beschrieben, verschiebt sich das chemische Gleichgewicht der Ozeane zu Lasten der Carbonat-Ionen. Deren Verbindung mit Calcium im Meerwasser zu Calciumcarbonat ist jedoch von vitaler Bedeutung für Kalkschalen bildende Meereslebewesen. Ein saurer werdender Ozean behindert die Biomineralisation von Korallen sowie von Kleinstlebewesen wie winzigen Meeresschnecken und Zooplankton, obwohl einige dieser Lebewesen den pH-Wert des Wassers gezielt erhöhen, indem sie die gelöste Menge an Kohlenstoffdioxid bei der Erzeugung der Kalkkristalle in den eigenen Zellen verringern.

Korallen produzieren mit Aragonit die neben Calcit am häufigsten vorkommende Kalkform im Meer. Aragonit ist eine besonders leicht durch Kohlensäure lösbare Form von Kalk, was das Risiko für die Korallen durch saurer werdende Ozeane erhöht.

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Ausschnitt aus der Infografik
'Aragonite Saturation in 2010'

Die Infografik befindet sich in dem Bericht:

Ocean Acidification Summary for Policymakers – Third Symposium on the Ocean in a High-CO2 World

 

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Quelle: UNESCO IOC
 
Ozeanwind

Ozeanwind ist definiert als die Bewegung der Atmosphäre in Bezug auf die Oberfläche des Meeres. Üblicherweise werden Ozeanwinde sehr nahe an der Meeresoberfläche durch Instrumente auf Bojen, Plattformen und Schiffen gemessen. Die gängigste Referenzhöhe für oberflächennahe Ozeanwindmessungen beträgt 10 m über dem Meeresspiegel.

In den letzten Jahren haben Fortschritte in der Satellitenfernerkundung hochaufgelöste Messungen der oberflächennahen Ozeanwinde ermöglicht, wobei sowohl passive als auch aktive Instrumente eingesetzt werden. Heute kann die Kombination aller verfügbaren Satellitenmessungen eine mehrmalige globale Beobachtung der Windverhältnisse über eisfreien Ozeanflächen ermöglichen.

Messung des Ozeanwinds
Der Ozeanwind wird entweder in situ gemessen oder aus der Distanz mit Fernerkundungstechnologien. Das gebräuchlichste Instrument bei den in situ-Messungen ist das mechanische Anemometer, welches den Luftwiderstand benutzt, um zur Messung der Windgeschwindigkeit ein kleines Turbinenrädchen anzutreiben. Derartige Anemometer haben gewöhnlich auch eine Windfahne, das dem Anemometer hilft, immer in die Windrichtung zu zeigen.

Wind kann auch aus der Distanz gemessen werden, wobei sowohl bodenbasierte, als auch luftgetragene Instrumente zum Einsatz kommen. Zum erstgenannten Typ gehören bodenbasierte Dopplerradare, deren Reichweite auf einige hundert Kilometer beschränkt ist.
Luftgetragene Messungen des Ozeanwinds können mit aktiven und passiven Mikrowelleninstrumenten erfolgen. Die Mikrowellen-Frequenz wird eingesetzt, da sie in der Lage ist, durch Wolken und Niederschlag hindurch zu dringen, und da Mikrowellen empfindlich sind gegenüber der Rauigkeit der Meeresoberfläche. Die Meeresoberfläche reagiert rasch auf die Luftbewegungen darüber, was zu einem klaren Rauigkeitsmuster führt, das abhängt von der relativen Windgeschwindigkeit und -richtung in Bezug auf die Meeresoberfläche. Die Rauigkeit der Meeresoberfläche sorgt für eine spezifische „Helligkeit“ (brightness), die nur mit Hilfe von passiven Mikrowellenradiometern beobachtet werden kann. Mit der richtigen Kombination von bestimmten Abschnitten im Mikrowellenbereich und Algorithmen zu ihrer Verarbeitung kann die Helligkeit des Ozeans recht genau übersetzt werden in Angaben zur oberflächennahen Windgeschwindigkeit.

Spezielle Mikrowellenbereiche sind empfindlich für eine als Bragg-Streuung (Bragg scattering) bezeichnete Erscheinung. Es handelt sich um eine Eigenschaft von ozeanischen Oberflächenwellen im Zentimeterbereich, welche als Kapillarwellen bezeichnet werden. Kapillarwellen werden direkt von Änderungen der oberflächennahen Winde beeinflusst, was es speziell eingestellten luftgetragenen Radargeräten ermöglicht, diese Änderungen zu beobachten. Diese luftgetragenen Radarsysteme senden Mikrowellenpulse zur Meeresoberfläche, welche sogleich einen Teil der dort gestreuten Energie zum Radargerät zurückwirft.

Die Geschwindigkeit der oberflächennahen Winde kann dann als Funktion der zurückgestreuten Energie berechnet werden. Im Gegensatz zu passiven Mikrowellenradiometern kann das aktive Radar Messungen von verschiedenen Azimutwinkeln kombinieren, um die ungefähre Windrichtung abzuleiten. Da diese Radartypen auf der Bragg-Streuung aufbauen, werden sie als Scatterometer bezeichnet.

Messung des Ozeanwindes durch Satelliten
Die satellitenbasierte Fernerkundung von Windgeschwindigkeit und -richtung über den Meeren begann mit dem ersten Mikrowellen-Scatterometer an Bord des SKYLAB (25. Mai 1973 – 22. Juni 1973). Diese noch nie da gewesenen Messungen aus dem Weltraum lieferte Wissenschaftlern die Grundlage zur Entwicklung eines praktischen Verständnisses der Beziehung zwischen der Rückstreuung von der Meeresoberfläche, der Helligkeitstemperatur (brightness temperature) und der oberflächennahen Windgeschwindigkeit. Der Erfolg von SKYLAB führte zu der Entwicklung von vielen weiteren Missionen wie Seasat, Nimbus-7, SSM/I, ERS-1/2 (ESA), NSCAT, SeaWinds auf QuikSCAT, SeaWinds auf ADEOS-2, ISS-RapidScat und ASCAT (ESA/EUMETSAT).

Während des dreimonatigen Betriebs von Seasat (7. Juli 1978 - 10. Oktober 1978), wurden ozeanbasierte Messungen von Schiffen, Bojen und Plattformen verwendet, um die erste sogenannte Geophysical Model Function (GMF) zu schaffen und damit Messungen von aktiven und passiven Instrumenten letztlich in Beobachtungen von oberflächennahen Winden zu konvertieren. Über die folgenden Jahrzehnte wurden durch Rekalibrierungen und Feineinstellungen auf der Basis von immer mehr in situ- und Fernerkundungsdaten von Windbeobachtungen die GMFs weiter verbessert.

Nutzen von Ozeanwind-Messungen
Satelliten bieten seit einigen Jahren die Möglichkeit zur Messung der oberflächennahen Ozeanwinde in nahezu globalem Maßstab (d.h. mit Ausnahme von Eis- und Landflächen). Diese Möglichkeit spielt eine entscheidende Rolle bei der Verbesserung von Klima- und Wettervorhersagen, wie auch beim besseren Verständnis der Physik und der Dynamik unserer Ozeane, was letztlich unsere Fähigkeit verbessert hat die sozioökonomischen Auswirkungen zu beurteilen, die durch den Klimawandel und schwere Unwetter hervorgerufen werden.
Darüber hinaus ergaben sich eine Reihe von unvorhergesehener Nutzeffekte, wie z.B. für die Meeresbiologie, Fischereimanagement, für Search and Rescue-Einsätze, Schiffsroutenplanung und -vorbereitung, die Vorhersage von tropischen und außertropischen Wirbelstürmen und die Abschätzung des Windenergiepotentials, das von Meereswindfarmen genutzt werden kann. Ferner sind die Anwendungen der Mikrowellenradiometrie und der Scatterometrie in viele faszinierende Gebiete eingedrungen. Dazu gehören das Monitoring von Ölflecken auf den Meeren, die Messung der oberflächennahen Salzkonzentration, die Meereisüberwachung, das Bodenfeuchtemonitoring und das Monitoring des Frost-/Tauzyklus.

Ozon

Ozon (von griech. ozein „riechen“) ist ein aus drei Sauerstoffatomen bestehendes, instabiles Molekül (O3). Ozonspuren in der Luft zerfallen unter Normalbedingungen innerhalb einiger Tage zu biatomarem Sauerstoff. Ozon ist eines der wichtigsten Spurengase in der Atmosphäre.

Einerseits ist Ozon ein starkes Oxidationsmittel, das bei Menschen und Tieren zu Reizungen der Atemwege führen kann. Andererseits schützt es in der Ozonschicht der Stratosphäre die Lebewesen vor einer Schädigung durch energiereiche ultraviolette Strahlung der Sonne.

In Bodennähe, in der Troposphäre, ist es jedoch als Umweltgift unerwünscht, insbesondere bewirkt die lokal sehr unterschiedliche Ozonbelastung Reizungen der Atemwege, erhöhte Korrosion und Baumsterben (Sommersmog), da Ozon von Pflanzen durch die Spaltöffnungen der Blattorgane aufgenommen wird. In Bodennähe auftretendes Ozon wird nicht direkt freigesetzt, sondern bei intensiver Sonneneinstrahlung durch komplexe photochemische Prozesse aus Vorläuferschadstoffen - überwiegend Stickstoffoxiden und flüchtigen organischen Verbindungen - gebildet. Ozon wird deshalb als sekundärer Schadstoff bezeichnet. Die höchsten Bodenozonwerte werden dann am späten Nachmittag in ländlichen Regionen erreicht.

In der stratosphärischen Ozonschicht wird das erwünschte Ozon fortwährend gebildet, mit Luftströmungen transportiert und wieder abgebaut. Das wichtigste Quellgebiet ist die tropische Stratosphäre. Die sogenannte Brewer-Dobson Zirkulation sorgt insbesondere in der jeweiligen Winterhemisphäre für einen polwärts und letztendlich abwärts gerichteten Transport, wodurch das Ozon in der gesamten Erdatmosphäre verteilt wird. Dabei bilden sich je nach geografischer Region und Jahreszeit typische Verteilungsmuster aus. Herausragend ist dabei eine Akkumulation von Ozon rund um den Globus in etwa 15 (Pol) bis 25 km Höhe (Äquator), die eigentliche stratosphärische Ozonschicht. Sie wirkt wie eine Sonnenbrille der Erde und schützt das Leben vor zu intensiver UV-Strahlung.

Obwohl sich 90 Prozent des atmosphärischen Ozons in der Stratosphäre befinden, kommen selbst dort auf eine Million Luftmoleküle nur einzelne Ozonmoleküle. Durch menschliche Aktivitäten, d.h. insbesondere durch die massiven Emissionen von sogenannten FCKW, wurde der natürliche und lebensnotwendige Ozonkreislauf in der Stratosphäre empfindlich gestört. In einem katalytischen Prozess zerstören dabei schon wenige Chlorradikale sehr viele Ozonmoleküle, bevor sie selbst inaktiv werden. Zu stärkstem Ozonabbau kommt es über den Polen unserer Erde. Die dramatischste Entwicklung ist dabei die alljährliche Ausbildung des antarktischen Ozonloches.

El Niño und Ozon
Die erhöhten Meeresoberflächentemperaturen während El Niño beeinflussen die Temperaturen der darüber liegenden Atmosphäre, was wiederum die Zirkulation der Luftmassen rund um die Erde verändert. Die Veränderungen der Winde beeinflusst auch die Verteilung des troposphärischen Ozons.