Navigation zum Seitenanfang zum Fernerkundungs-Lexikon zur Startseite zum Seitenende
ENSO-Lexikon
ENSO-Lexikon

Liste der im Lexikon erklärten Begriffe

Bitte beachten Sie auch das Kleine Lexikon der Fernerkundung.

Drücken Sie Strg+F, um das Lexikon nach weiteren Stichworten zu durchsuchen.

A

Absinkinversion

Syn. Schrumpfungsinversion; Inversion, die bei großräumigem Absinken von Luft in Hochdruckgebieten entsteht. Dazu müssen Luftpakete eine große Strecke absinken und sich dabei trockenadiabatisch erwärmen. Nach der Absinkbewegung kommt es in der Temperaturkurve zu einer Temperaturumkehr.
Absinkinversionen sind als großräumige Phänomene typisch für dynamische Hochdruckgebiete (Subtropenhochs, Passatinversion) und können auch durch eine thermisch labile Grundschicht gekennzeichnet sein. Bei ausreichendem Wassergehalt bilden sich unterhalb der Inversion niedrige Wolken (z.B. Cumulus humilis).

adiabatisch

Bezeichnung für mit vertikalen Bewegungen verbundene Vorgänge in der Atmosphäre, bei denen sich in einem als isoliert angenommenen Luftpaket physikalische Eigenschaften, wie z.B. Temperatur, Druck, Dichte oder Feuchtigkeit ändern, ohne dass zwischen dem Luftpaket und der Umgebungsluft oder der Erdoberfläche ein Wärmeaustausch stattfindet.

  • Die Kompression der Luft in einer Luftpumpe ist eine adiabatische Zustandsänderung. Wenn die Kompression mit genügend hoher Geschwindigkeit durchgeführt wird, ist eine deutliche Temperaturerhöhung spürbar. Die Arbeit, die an der Pumpe verrichtet wird, erhöht direkt die innere Energie und damit die Temperatur des Luftgemisches. Dabei wird zuerst keine Wärmeenergie an die Pumpe abgegeben bzw. von ihr aufgenommen. Erst nach Vollendung des Prozesses merkt man eine Erwärmung der Fahrradpumpe und damit einen Fluss der Wärmeenergie. Auch die extrem schnelle primäre Erhitzung der Luft beim Wiedereintritt von Raumflugkörpern ist auf Grund der extrem hohen Verdichtungsgeschwindigkeiten ein näherungsweise adiabatischer Prozess. Allerdings verteilt sich die Wärme im Anschluss danach sehr schnell durch Leitungs-, Strömungs- und Strahlungsprozesse.
  • Umgekehrt zur Kompression verursacht ein adiabatischer Druckabfall eine Abkühlung der Luft. Dies geschieht zum Beispiel innerhalb eines aufsteigenden Luftstromes (bei thermischem Auftrieb oder beim Überströmen eines Gebirges) oder auch auf der Oberseite von Flugzeugtragflächen. Beim Abkühlen verringert sich die Sättigungskonzentration für Wasserdampf. Unterschreitet diese den tatsächlichen Wassergehalt, kondensiert der darüber liegende Wasseranteil zu kleinen Wassertröpfchen (Bildung von Wolken oder Nebel).
Advektion

Von lat. advectio = Heranführung; in der Meteorologie die horizontale Heranführung von Luftmassen im Unterschied zur vertikalen Konvektion. Als Advektion wird sowohl der großräumige Prozess des Herantransportes einer Luftmasse bezeichnet als auch der mikroskalige Prozess etwa des Einbruchs von lokaler Kaltluft. Bei Heranführen von Luftmassen ändert sich infolge der unterschiedlichen Temperaturen und Dichten der Bodendruck, indem er bei Kaltluftadvektion ansteigt und bei Warmluftadvektion fällt.
In der Strömungsphysik wird die gesamte Advektion von Wärme als Konvektion bezeichnet. In der Meteorologie dagegen bedeutet Konvektion nur die vertikale ‚Advektion‘ von Wärme.

Äquivalente CO2-Konzentration

Die Konzentration von Kohlendioxid, welche den gleichen Strahlungsantrieb wie eine vorgegebene Mischung von Kohlendioxid und anderen Treibhausgasen verursachen würde.

Aerosol

Eine Sammlung von festen oder flüssigen Partikeln in der Luft mit einer typischen Grösse zwischen 0,01 und 10 mm, die mindestens ein paar Stunden in der Atmosphäre bleiben. Aerosole können entweder natürlichen oder anthropogenen Ursprungs sein.

El Niño Linked to Record Air Pollution

 

Scientists using NASA satellite data have found that droughts caused by the 1997-1998 El Niño - the most intense of the century - led to record numbers of fires. These, in turn, produced a record amount of smoke.

A team of researchers from Harvard University used data observed by NASA’s Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) instruments to measure the amount of smoke pollution from biomass burning over 20 years.

The images show the amount of absorbing aerosols in the air around the world in 1997 and 1998. Blue colors indicates very little absorbing aerosols, and the orange and red colors indicate a high concentration of them. The aerosols over Indonesia were particularly thick during the wildfires that raged there during September and November 1997. Burning in Africa and Brazil also produced aerosols visible in these images. The high Aerosol Index values in Northern Africa are caused by dust blowing off the Sahara desert, and not fires.

Quelle: NASA Earth Observatory

 

Aerosole sind klimatisch die Gegenspieler der Treibhausgase, da sie auf die bodennahen Luftschichten hauptsächlich abkühlend wirken. Sie entstehen, wie Treibhausgase, sowohl durch natürliche Vorgänge als auch durch menschliche Aktivitäten. Ursache können Vulkanausbrüche, Wüstenstürme, Seesalz vom Ozean, Biosphärenteilchen sein und ähnlich wie bei den Treibhausgasen die Verbrennung von Biomasse und fossilen Brennstoffen. Aerosole besitzen jedoch eine völlig andere Wirkung auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre. Auf die langwellige Wärmestrahlung haben sie so gut wie keinen Einfluss.

Ihr Einfluss auf das Klima geschieht über einen direkten Strahlungsantrieb durch Streuung und Absorption der Strahlung, und indirekt über ihre Rolle als als Kondensationskerne für die Wolkenbildung oder durch die Veränderung der optischen Eigenschaften und der Lebensdauer von Wolken. Aerosole sind auch wesentlicher Bestandteil des Tropical Haze.

In der Diskussion um den durch den Menschen gemachten Treibhauseffekt und die künftige Klimaentwicklung spielen Aerosole eine wesentliche Rolle, da ohne sie der globale Temperaturanstieg der letzten Jahrzehnte wahrscheinlich deutlich höher ausgefallen wäre und auch die zukünftige Erwärmung merklich größer sein würde. Aerosole könnten also den anthropogenen Klimawandel bis zu einem gewissen Grad maskieren.

Weitere Informationen:

Aktualismus

Syn. Aktualitätsprinzip, wichtigste Grundlage zur Interpretation aller geologischen und damit auch atmosphärischen und ozeanischen Geschehnisse. Die Theorie des Aktualismus geht von der stetigen Gültigkeit der physikalischen, chemischen und biologischen Gesetze aus und folgert, daß die geologischen Prozesse der Vergangenheit in vergleichbarer Weise wie heute abgelaufen sind. Die aktualistische Betrachtungsweise hat sich zwar für die Deutung vieler geologischer Erscheinungen, insbesondere durch die Erkenntnisse der Aktuogeologie, bewährt, aber für spezielle Bereiche gelten Einschränkungen. Einerseits laufen manche geologischen Prozesse wie Orogenesen oder Transgressionen für menschliche Begriffe so langsam ab, daß rezente Vergleiche schwierig sind. Andererseits unterlag der physische Werdegang und die biologische Entwicklung der Erde Einflüssen, die in der Gegenwart nicht zu beobachten sind. Grundsätzlich muss jede geologische Forschung die Gültigkeit und Grenzen des aktualistischen Prinzips von neuem prüfen.

Auch in der ENSO-Forschung nutzt man den aktualistischen Ansatz, indem man heutige Erfahrungen in die Vergangenheit projiziert. Dabei kommt man zu dem Schluss, dass Umweltveränderungen ähnlicher Art wie die, die man heute auf ENSO-Ereignisse zurückführt, damals auch von ähnlichen atmosphärischen und ozeanischen Prozessen hervorgerufen werden.

Albedo

Das Verhältnis von reflektierter und gestreuter kurzwelliger Strahlung zur gesamten einfallenden Strahlungsenergie ist die Albedo eines Körpers, oft ausgedrückt im Prozentwert der einkommenden Strahlung. Ein Körper, der alle Wellenlängen der Globalstrahlung, nicht nur die sichtbaren, vollständig absorbiert, wird als "absolut schwarzer Körper" definiert.

Albedowerte

Albedo-Werte aus Modis-Messungen

Der Sensor MODIS an Bord des NASA-Satelliten Terra misst sehr präzise das von der Erdoberfläche in den Weltraum reflektierte Sonnenlicht. Die Kenntnis der quantitativen Reflektivität (Albedo) hilft Wissenschaftlern beim Verständnis und bei der Vorhersage von kurzfristigen Wettermustern und langfristigen Klimatrends mit Hilfe der verschiedenen Oberflächencharakteristika (s. Pressemitteilung).

Die Farben in der Abbildung stellen Albedowerte von 0 bis 0,4 dar. Rote Gebiete repräsentieren helle, am stärksten reflektierende Oberflächen; gelbe und grüne Farben stehen für mittlere Werte, während blaue und violette Farben relativ dunkle Oberflächen darstellen. Bei weißen Flächen waren keine Daten verfügbar, von den Wasserflächen der Ozeane liegen bei dieser Abbildung keine Albedowerte vor. Die Grafik ist ein Komposit aus Daten einer 16-tägigen Messperiode (7.-22. April 2002).
Image courtesy Crystal Schaaf, Boston University

Grafik zum Vergrößern anklicken!

 

Relativ glatte Oberflächen wie Wasser, Schnee, Sand oder auch bestimmte Laubarten haben eine relativ hohen Anteil spiegelnder Reflexion, ihre Albedo ist deshalb stark abhängig vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlung. Für die Erde mit einem Ozeananteil von 71 % zu 29 % Land, mit ihrer wechselnden Oberflächenbeschaffenheit und ihrer Bewölkung beträgt die Gesamtalbedo 32 %, d.h. 32 % der am Rande der Atmosphäre auftreffenden Sonnenstrahlung gehen ungenutzt in den Weltraum zurück.

Wichtige Albedowerte
(in Prozentwerten der auftreffenden Globalstrahlung)
Wasser, Sonnenhöhe 40-50° 7-10 Laubwald 10-20
Wasser, Sonnenhöhe um 20° 20-25 Nadelwald 5-15
Schneedecke frisch 75-95 Tundra 15-20
Schneedecke gealtert 40-70 Grasfläche 10-20
See-Eis 30-40 Haufenwolken 70-90
Sandfelder trocken/naß 35-45 / 20-30 Schichtwolken 40-60
Aleutentief

Nordpazifisches Tiefdruckgebiet mit hoher Beständigkeit, das neben dem nordatlantischen Islandtief das zweite wichtige Aktionszentrum der Westwindzone auf der Nordhalbkugel darstellt.

Algen

Von latein. algae = diverse Sippen von Seegras und Tang; artenreiche und vielgestaltige Pflanzengruppe, ein- bis vielzellig, verschieden gefärbt und hauptsächlich in lichtdurchflutetem Wasser vorkommend: Grünalgen, Goldalgen, Kieselalgen, Braunalgen und Rotalgen. Die Blaualgen haben keinen echten Zellkern. Die meisten Algen enthalten Chlorophyll, das aber von anderen Farbstoffen überdeckt sein kann (vgl. Namensgebung). Im Wasser bilden Algen das Phytoplankton, den photoautotrophen Teil des Planktons. Algen bilden eine wichtige Grundlage für die folgenden Glieder der Nahrungskette (Zooplankton).

In den Weltmeeren bildet sich Phytoplankton sehr gehäuft in der Arktis und im Küstenbereich, sehr wenig Phytoplankton gibt es im subtropischen Bereich. Der Anteil an Plankton lässt sich durch Satellitenaufnahmen mit Spezialkameras aus dem Weltraum abschätzen. Es gibt etwa 10.000 verschiedene Algenarten, etwa 500 Arten sind besonders wichtig. Die Algen des Phytoplanktons sind zwischen einem tausendstel Millimeter und einem halben Millimeter groß. Winzige Planktontierchen (Zooplankton), fressen in den Weltmeeren die Algen. Ein großer Teil der Algen stirbt ab und sinkt auf den Meeresgrund.

Meeresalgen haben vermutlich einen sehr wichtigen Einfluss für die Bindung des Kohlendioxids aus der Atmosphäre. Es wird geschätzt, dass jährlich 45 bis 50 Milliarden Tonnen Kohlenstoff des Kohlendioxids in Phytoplanktonbiomasse gebunden werden. Man nimmt an, dass nach dem Absterben dieses Phytoplankton in die Tiefe des Meeres sinkt und durch den mikrobiellen Abbau entstehendes Kohlendioxid gebunden bleibt. Etwa 15 % oder 8 Milliarden Tonnen des im Phytoplankton assimilierten Kohlenstoffs sinkt in die Tiefe. Ohne das Phytoplankton der Meere läge die Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre vermutlich statt bei 365 ppm bei 565 ppm. Das Phytoplankton wirkt also als Kohlenstoffpumpe, indem es Kohlendioxid aus der Luft und aus wässriger Lösung bindet und den Kohlenstoff in die Tiefsee verfrachtet.

Verschiedene Meeresalgen dienen zur Gewinnung von Jod, Brom, Karrageen u.a., manche Grünalgen (z.B. Chlorella) zur Erzeugung von Eiweiß. Algen sind wichtig für die Selbstreinigung der Gewässer und für die biologische Abwasserreinigung. Landalgen besiedeln Felsen, Baumrinden und Böden. Algen kommen seit dem seit dem Präkambrium vor.

Weitere Informationen:

Algenblüte

Die starke Vermehrung von Algen und anderen Einzellern in Flüssen, Seen oder im Meer, die durch eine starke Zufuhr von Nährstoffen ausgelöst wird. Algenblüten sind ein durchaus natürliches Phänomen. Aufgrund von Überdüngung aber kommt es heute in vielen Meeresgebieten häufig zu besonders starken Ausprägungen. Sterben die Algen ab, werden sie im Wasser von Bakterien abgebaut, die Sauerstoff verbrauchen. Dadurch entstehen in stark überdüngten Gewässern sauerstofffreie „Todeszonen“.

Weitere Informationen:

Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre (aZdA)

Engl. general circulation; syn. (dt.) allgemeine atmosphärische Zirkulation, planetare Zirkulation; die die Lufthülle der Erde charakterisierenden Strömungssysteme. Das Wort 'allgemein' heißt in diesem Zusammenhang, dass nicht eine spezielle Situation betrachtet wird, sondern vielmehr, dass klimatologische Mittelwerte der globalen atmosphärischen Zirkulationsphänomene gemeint sind.

Die atmosphärischen Strömungssysteme führen zu einem globalen Austausch der physikalischen und chemischen Eigenschaften der Luft. Letztendliche Ursache dieser Zirkulation ist der zwischen Äquatorregion und Polargebieten bestehende, auf Ausgleich angelegte thermische Unterschied. Dieser stellt nicht nur für die aZdA einen wichtigen Antrieb dar, sondern auch für die Ozeane.

(a) Unterscheidung von Tropen und Polargebieten mit Hilfe des Zugewinns an Strahlung im Jahresmittel, bzw. des Verlustes an Strahlung

(b) Globale jährliche Strahlungsbilanz in W/m² (Global annual radiation budget) in meridionaler Verteilung an der Erdoberfläche
Während zwischen etwa 40° N und S die Strahlungsbilanz mit bis zu 50 W/m² ein Überschussgebiet darstellt (positive Werte), nehmen die Gebiete polwärts 40° Breite negative Strahlungsbilanzwerte an. Es handelt sich hierbei somit um Defizitgebiete, die an den Polen jeweils Tiefstwerte von weniger als -100 W/m² erreichen.

Grafiken zum Vergrößern anklicken!

Quelle: UCAR, The COMET Program

 

Eine Gegenüberstellung der Strahlungsbilanzwerte von niederen und hohen Breiten entlang eines meridionalen Profils verdeutlicht das Strahlungsungleichgewicht und damit das thermische Ungleichgewicht auf der Erde (Abb. oben).

Theoretisch würden sich aufgrund der dargestellten Wärmeüberschüsse und -defizite nach den Gesetzen der Strahlungsklimatologie Temperaturdifferenzen zwischen dem Äquator und den Polargebieten von mehr als 80 K ergeben. Die tatsächlich gemessenen Werte weichen allerdings erheblich von den berechneten Werten ab.

Zum Beispiel zeigt sich, dass zwischen dem Äquator und 30° Breite die beobachteten Werte deutlich unter den für diese Klimazonen berechneten Werten liegen. Hierauf weisen die negativen Differenzen hin. Die Atmosphäre ist in diesen Gebieten also wesentlich kühler als sie es theoretisch sein müsste.

Jenseits 60° Breite hingegen ist die Luft vergleichsweise erheblich wärmer, ersichtlich an den positiven Differenzen. Offensichtlich findet ein großräumiger Wärmeaustausch statt. Der Grund hierfür ist in der Wirkungsweise der aZdA zu sehen. Die Energietransporte erfolgen sowohl über die Atmosphäre als auch durch die Ozeane.

Würde die Erde nicht oder nur sehr langsam rotieren, wäre das atmosphärische Zirkulationsmuster deutlich einfacher als es in Wirklichkeit ist (vgl. Abb. unten): Die meridional unterschiedliche Strahlungs- und Energiebilanz der Erdoberfläche und bodennahen Luftschicht lässt in den beiden Polargebieten ein thermisches Hoch und in niederen geographischen Breiten, in etwa längs des Äquators, ein thermisches Tief, die äquatoriale Tiefdruckrinne entstehen. In Bodennähe würde geradewegs eine Strömung vom Hoch zum Tief stattfinden, die zusammen mit Hebung im Tief, Absinken im Hoch und hochtroposphärischer Ausgleichsströmung in jeder Hemisphäre, ein vertikal angeordnetes Zirkulationsrad, auch Zelle genannt, ergibt. Das ist die Einzellentheorie.

Links: Schema eines Einzellenmodells für einen Wasserplaneten

 

Rechts: Schema eines Dreizellenmodells für einen Planeten mit Kontinenten

 

 

Grafiken zum Vergrößern anklicken!

Quelle: UCAR, The COMET Program

 

In einer weiteren Überlegung tritt die Erdrotation und mit ihr die Corioliskraft hinzu, die auf der NHK Rechts- auf der SHK Linksablenkungen horizontaler Bewegungen zur Folge hat. Man hat versucht, diese Auswirkungen durch den Übergang von der Einzellen- auf die Dreizellentheorie plausibel zu machen, inhaltlich aber noch nicht überzeugend (vgl. Abb. oben rechts).

Die Wärmeüberschüsse und -defizite führen in der Atmosphäre zu großräumig angelegten Luftdruckunterschieden und setzen Ausgleichsströmungen auf beiden Hemisphären in Gang. Bei der Erde als rotierendem und mit Strömungshindernissen unterschiedlicher Größe versehenen Körper müssen neben der Gradient- und Reibungskraft noch weitere für den Mechanismus der planetaren Zirkulation wichtige Größen beachtet werden. Hierzu gehören insbesondere der Drehimpuls, der in Abhängigkeit von der Mitführgeschwindigkeit am Äquator groß und in hohen Breiten klein ist, sowie die Zentrifugalkraft und die Corioliskraft. Drehimpuls und Corioliskraft sind für die Zonalzirkulation von ausschlaggebender Bedeutung. Durch die Corioliskraft wird ja vom Äquator kommende, polwärts mit hohem Drehimpuls versehene Luft auf der NHK nach rechts und auf der SHK nach links abgelenkt. Letztendlich bewirken diese Größen, dass zur Beschreibung der aZdA ein komplexeres Dreizellenmodell herangezogen wird.

Die Abbildung unten links versucht durch entsprechende Modifikationen, einschließlich der meridional unterschiedlichen Tropopausenhöhe, trotz der noch immer stark vereinfachten Modellvorstellung eine gewisse Annäherung an die Realität zu erreichen.

Insbesondere wird das weitgehend reale tropisch/subtropische Zirkulationsrad, die Hadley-Zelle, übernommen. In den mittleren Breiten liegt die Ferrel-Zelle und polwärts die im Wesentlichen die Strömungverhältnisse der Polargebiete charakterisierende Polar-Zelle.

Die graphische Darstellung der drei Strömungszellen ist allerdings problematisch, da die meridionalen Strömungskomponenten dabei überbetont werden. Es gilt daher zu beachten:

  • Die zonalen Strömungskomponenten sind deutlich größer als die meridionalen Strömungen.
  • Aufgrund der zellulären Struktur der Druckgürtel des Bodenluftdruckfeldes erfolgt die meridionale Verlagerung von Luftmassen nicht gleichmäßig sondern auf Bahnen zwischen den Druckzellen.

Links: Die wichtigsten Zirkulationszellen der Atmosphäre

Rechts: Wichtige Elemente der Allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre. - Sie repräsentieren die zeitlich gemittelten Wind- und Drucksysteme über der Erdoberfläche als auch in der Troposphäre.
Dazu gehören:

  • Intertropical Convergence Zone (ITCZ)
  • Northeast tradewinds
  • Southeast tradewinds
  • Westerlies
  • Polar front
  • Hadley cell
  • Subtropical highs
  • Subpolar lows (extratropical cyclones)

Grafiken zum Vergrößern anklicken! - Quellen: BS Wiki 'Klimawandel', Embry Riddle

 

Die zur Hadley-Zelle gehörige bodennahe Strömung ist der Nordost- bzw. Südostpassat, der im Bereich der äquatorialen Tiefdruckrinne konvergiert, daher der zugehörige Name innertropische Konvergenzzone. Im langjährigen Durchschnitt fallen im Bodenluftdruckfeld die markanten Hochdruckzellen der Randtropen auf (s. Abb.unten). Äquatorwärts liegt eine Zone tieferen Luftdrucks, die durch die Lage der innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) nachgezeichnet wird. Diese verlagert sich jahreszeitlich sehr stark und ist Ausdruck der erhöhten Temperaturen im Sommer der jeweiligen HK.

Das Westwindband der Mittelbreiten ist durch wandernde Hoch- und Tiefdruckgebiete gekennzeichnet. Aufgrund der jeweiligen Drehrichtung der Luft um die Zentren der dynamischen Druckgebilde scheren Hochdruckgebiete in Strömungsrichtung der Westwinde nach rechts, Tiefdruckgebiete nach links aus. Daraus ergibt sich im statistischen Mittel im Meeresniveau eine Luftdruckverminderung auf der polwärtigen Seite des Westwindbandes und eine Luftdruckerhöhung auf der äquatorwärtigen Seite. Das Ergebnis ist die subpolare Tiefdruckrinne und der subtropisch-randtropische Hochdruckgürtel. Die Gründe für die zelluläre Struktur der globalen Druckgürtel sind in der Land-Meer-Verteilung zu suchen. Dadurch liegen beispielsweise die im vorangehenden Kapitel behandelten Mäander der Westwindströmung bevorzugt in bestimmten Bereichen der Erde.

Es wird in den Abbildungen der Januar- und Juli-Situation auch deutlich, dass die Lage der Hochdruckzellen im Sommer gegenüber der Wintersituation verschoben ist. Die ITCZ kann als thermischer Äquator interpretiert werden. Das bedeutet, dass sie die jeweils wärmsten Bereiche der Erde nachzeichnet. Die Entstehung des tiefen Luftdrucks ist thermisch bedingt. Durch die hohen Temperaturen kommt es zu einer Aufwölbung der Isobaren und zu einem Luftmassenabfluss in der oberen Troposphäre. Damit geht eine Verminderung des Bodenluftdrucks einher.

Ein weiterer thermischer Effekt ergibt sich über den Polargebieten beider Hemisphären. Aufgrund der niedrigen Temperaturen wird dort in der Höhe Luft zugeführt und der Bodenluftdruck wird erhöht (Polarhoch).

Weitere Informationen:

Analogie

Von griech. ἀναλογία, analogia, dt. Ähnlichkeit, Entsprechung. Auf die Meteorologie bezogen ist der Analogieschluss eine der Methoden, um aus dem Vergleich der aktuellen Wetterlage, insbesondere der großräumigen Luftdruckverhältnisse mit ähnlichen Großwetterlagen der Vergangenheit und deren weiteren Entwicklung, Schlüsse für die langfristige Witterungsvorhersage zu ziehen. Diese Methode erfordert umfangreiche Einsicht in vieljährige Wetterkarten-Unterlagen und Witterungs-Statistiken.

Zum Beispiel nutzt die australische Wetterbehörde (BOM) den Vergleich ähnlicher Muster des Southern Oscillation Index aus der Vergangenheit mit dem der aktuellen Situation, um mit Hilfe der dabei aufgetretenen Niederschlagsverteilung auf die erwartbaren Niederschlagsmuster zu schließen.

Anden

Einer der längsten Gebirgszüge der Erde (7.500 - 8.000 km), der sich in Südamerika in unmittelbarer Nähe zur Pazifikküste von den Ufern der Karibik bis zur Magellan-Straße erstreckt. Seine Breite schwankt zwischen 200 und 700 km und erreicht mit dem Aconcagua seine höchste Erhebung über dem Meeresspiegel (6.959 m). Die Anden verzweigen sich immer wieder in einzelne Bergketten. In den zentralen Anden errreicht die Erdkruste eine Mächtigkeit von 70 km.
Die Faltung und Hebung der Gesteinsmassen setzte während der Kreidezeit ein, als sich entlang einer 6.700 km langen Subduktionszone die ozeanische Nazca-Platte unter die  südamerikanische Festlandsplatte zu schieben begann. Noch heute beträgt der Subduktionsbetrag fast 10 cm/a. Davon zeugen häufige Vulkanausbrüche und Erdbeben. Gleichzeitig entstehen bei diesem Prozess wichtige Rohstofflagerstätten.
Die Flüsse, die zum Pazifik fließen, sind kurz und nicht sehr mächtig, da an der Westseite nur wenig Regen fällt.

Bolivianische Anden

Bolivianische Anden


Zum Vergrößern Grafik anklicken!
Zum englischen Begleittext (.doc) hier klicken!

Quelle: NASA Earth Observatory

 

Anomalie

Von griech. anómalos (uneben), allgemein: Abweichung von der Regel. Der Begriff wird in der Meteorologie und Klimatologie häufig benutzt und bedeutet dort die relativ kurzfristige Abweichung eines Klimaelements von seinem langjährigen Durchschnittswert an einem bestimmten Ort. Wenn z.B. die Maximaltemperatur eines Juni-Monats in Melbourne um 1 °C höher lag als der langfristige Durchschnitt dieses Monats, so betrüge die Anomalie eben +1 °C. Der aktuelle internationale Standardbezugszeitraum (sog. klimatologische Referenzperiode) ist die Zeit von 1961 bis 1990.

Für die Klimacharakterisierung eines Ortes ist die Abweichung von der normalen (durchschnittlichen) Niederschlagsmenge genau so wichtig wie die mittlere oder durchschnittliche Niederschlagsmenge. Im Dezember 1997 war beispielsweise die zentrale Amazonasregion (Pará) deutlich niederschlagsreicher als der Nordosten (Nordeste), vgl. Abb. 1. Die Niederschlagsanomalien belegen allerdings, dass Para ungewöhnlich trocken war, was für den ariden Nordeste nicht zutraf (Abb. 2). Trockenphasen im Amazonasgebiet kommen häufig während El Niño-Ereignissen vor, wie dies 1997 der Fall war.

Im Unterschied zum zweiten starken El Niño des 20. Jh. (1982/3) brachte das Ereignis von 1997/8 keine ausgeprägte Trockenheit für Australien. Der nordaustralische Monsun war sogar stärker als normal. (Abb. 3)
Beim Parameter SST zeigte sich das El Niño-Ereignis nur undeutlich in den absoluten Temperaturwerten (Abb. 4), wohingegen es in den Anomaliewerten klar zum Ausdruck kommt (Abb. 5).
Im englischen Sprachraum wird synonym zu 'anomaly' auch der Begriff 'residual' verwendet, ihm entspricht der deutsche Ausdruck 'Residuum'. Ein Beispiel findet sich auf der NASA/JPL-Seite zur Ozeantopographie (Ocean Surface Topography from Space)

Abb. 1 Niederschlag in Brasilien (Dezember 1997)

Niederschlag in Brasilien 12/97

Abb. 2 Niederschlagsanomalien in Brasilien (Dez. 1997)

Niederschlagsanomalien Brasilien 12/97

Grafiken zum Vergrößern anklicken!

Quelle: Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (Brasilien)

Globale Niederschlagsanomalien 97/98

Abb. 3 Globale Niederschlagsanomalien im sechsmonatigen Zeitraum von November 1997 bis April 1998

Grafiken zum Vergrößern anklicken!

Quelle: NOAA Climate Prediction Center

Abb. 4 Durchschnittliche Meeresoberflächentemperaturen (Dez. 1997)

Meeresoberflächentemperaturen 12/97

Abb. 5 Anomalien der Meeresoberflächentemperaturen im (Dez. 1997)

Anomalien SST 12/97

Grafiken zum Vergrößern anklicken!

Quelle: Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (Brasilien)

Wie bei Anomalien der Atmosphäre treten auch im Ozean Anomalien auf, auch solche, die Bezug zu ENSO haben. Insbesondere sind zu nennen Anomalien der Meeresoberflächentemperatur und der Meeresspiegelhöhe.

anthropogen

Menschengemacht oder als Ergebnis menschlicher Aktivitäten, von griech. ánthropos „Mensch“ und dem Verbalstamm gen- mit der Bedeutung „entstehen“.

Anthropozän

Anthropozän bedeutet das „Zeitalter des Menschen“ und lehnt sich namentlich an geologische Zeitalter (etwa das Paläozän oder das Holozän) an. Der Begriff wurde von Nobelpreisträger Paul Crutzen gemeinsam mit Eugene Stoermer im Jahr 2000 geprägt und bezeichnet ein Erdzeitalter, in dem die Einwirkungen menschlicher Aktivitäten auf die Umwelt eine globale Dimension erreicht haben, und dass die Menschheit zu einem geologischen Faktor geworden ist.

2008 fand die stratigraphische Kommission der Geological Society of London, der weltweit ältesten geowissenschaftlichen Vereinigung, überzeugende Argumente für die These, dass das als Holozän bezeichnete zwischeneiszeitliche Zeitalter mit stabilen Klimaverhältnissen an sein Ende gelangt und in einen stratigraphischen Abschnitt eingetreten sei, für den „in den letzten Millionen Jahren keine Entsprechung zu finden sei“. Hierbei spielen der Anstieg der Produktion von Treibhausgasen, die menschengemachten landschaftlichen Veränderungen, welche in ihrem Umfang derweil die natürliche jährliche Sedimentproduktion erheblich übertreffen, die Übersäuerung der Ozeane sowie die fortdauernde Vernichtung von Biota eine Rolle. Sie warnen davor, dass „die Kombination von Artensterben, globaler Artenwanderung und der verbreiteten Verdrängung natürlicher Vegetation durch landwirtschaftliche Monokulturen ein unmissverständliches biostratigraphisches Signal unserer Zeit darstellt. Diese Auswirkungen sind bleibend, da die zukünftige Entwicklung auf den überlebenden (und häufig anthropogen verschobenen) Beständen aufbaut.“

Nach einem Vorschlag britischer Geologen soll als Beginn des Anthropozäns das Jahr 1800 (Beginn der Industrialisierung) festgelegt werden. Untersuchungen von Eisbohrkernen ergaben zudem, dass seither die Konzentration von Methan (CH4) und Kohlendioxid (CO2) zuzunehmen beginnt. Die offizielle Implementierung des Anthropozäns in das chronostratigraphische System der Erde steht bislang aus.

Weitere Informationen:

Antizyklone

Ein Hochdrucksystem, in dem Winde auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn wehen, auf der Südhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn.

Äquatoriale Tiefdruckrinne

Gewöhnlich syn. zu innertropische Konvergenzzone (ITCZ); erdumspannende, eng begrenzte Zone niedrigen Luftdrucks in äquatorialen Breiten, die zeitverzögert den jahreszeitlichen Sonnenstandsänderungen folgt. Im Sommerhalbjahr der Nordhemisphäre verlagert sich die äquatoriale Tiefdruckrinne über Indien bis ca. 30° N polwärts, im Sommerhalbjahr der Südhemisphäre bis in 23° S über dem östlichen Afrika.

Von der äquatorialen Tiefdruckrinne aus steigt der Luftdruck bis in die Kernbereiche des subtropischen Hochdruckgürtels an. Den äquatorwärts gerichteten Druckgradienten folgend strömen die Passate beider Hemisphären in die äquatoriale Tiefdruckrinne, wo sie konvergieren und aufsteigen. Die äquatoriale Tiefdruckrinne fällt demzufolge mit der innertropischen Konvergenzzone der Passate beider Hemisphären zusammen. Im Jahresmittel treten die niedrigsten Luftdruckwerte in den Tropen in etwa 5° N auf. Diese nur im Jahresmittel in Erscheinung tretende Tiefdruckrinne wird auch als meteorologischer Äquator bezeichnet.

Die jahreszeitlichen Verlagerungen der äquatorialen Tiefdruckrinne bringen zum Ausdruck, dass die Zirkulation der jeweiligen Winterhemisphäre die winterlichen Wärmedefizite kompensiert und auf die Wärmeüberschüsse der jeweiligen Sommerhemisphäre zurückgreift, indem der Bereich der hemisphärischen Wärmeproduktion ausgeweitet wird. Der Wärmetransport erfolgt durch die Hadley-Zirkulation.

Tropisch-subtropische Druckgebilde und Windsysteme

etwa zur Zeit der Tag- und Nachtgleiche

 

Deutlich erkennbar ist die äquatoriale Tiefdruckrinne, bzw. die ITCZ und die zugehörige Konvektionsbewölkung

 

Quelle: University of California

 
Äquatorialer Gegenstrom

Ostwärts gerichteter, schmaler und träge fließender Ast der subtropisch-tropischen Strömungskreise, in dem Teile der westwärts transportierten Wassermassen des Nord- und des Südäquatorialstromes mit einer Oberflächengeschwindigkeit von 50 cm/s retourniert werden. Diese windgetriebene ca. 10 - 15 m tiefe Strömung tritt im Atlantik, Indik und Pazifik auf. Wegen seiner Lage bei 3 - 10° N im Falle des Pazifiks und des Atlantiks wird er auch häufig als Nordäquatorialer Gegenstrom (engl. North Equatorial Countercurrent) bezeichnet. Die Strömung befindet sich im Bereich eines Bandes mit schwachen Winden, dem Kalmengürtel (engl. doldrums) wo sich Nordost- und Südostpassat in der innertropischen Konvergenzzone treffen.

Im Indik kann der äquatoriale Gegenstrom monsunbedingt auch zeitweise auf die Südhalbkugel überwechseln.

Der Nordäquatoriale Gegenstrom im Pazifik ist die wichtigste ostwärtige Strömung, die über 20 Sv aus dem westpazifischen Warmwasserkörper (West Pacific warm pool) in den kühleren Ostpazifik transportiert. Die Strömung nimmt nach Osten zu ab bis auf 12 Sv. Im Westpazifik liegt der Gegenstrom bei 5° N, im Zentralpazifik bei 7° N. Die nordseitige Grenze des pazifischen Gegenstroms ergibt durch die benachbarte westwärtige Strömung des Nordäquatorialstroms. Die Südgrenze ist schwerer zu bestimmen.
Der Nordäquatoriale Gegenstrom im Pazifik ist bekannt dafür, dass er während El Niño-Ereignissen stärker als üblich ausgeprägt ist.

Äquatorialer Unterstrom

Sauerstoff- und nährstoffreiche Meeresströmung im äquatorialen Stromsystem, im Atlantik Lomonossowstrom, im Pazifik Cromwellstrom genannt. Im Indik tritt er eher als saisonales Phänomen auf. Dieser ostwärtige Unterstrom ist entlang des Äquators in Tiefen zwischen 50 und 200 m gelegen. Damit befindet er sich gerade unter der Basis der Durchmischungsschicht im oberen Bereich der äquatorialen Thermokline. Er ist etwa 200 km breit und besitzt Strömungsgeschwindigkeiten von ca. 1 m/s.

Der pazifische Cromwellstrom ist wegen seiner günstigen Ausstattung sehr fischreich und erfährt vor allem im Bereich der Galapagos-Inseln ein markantes Upwelling. Die liefert den Galapagos-Pinguinen die nötige Nahrungsgrundlage. In El Niño-Jahren kann das Upwelling aber zum Erliegen kommen.

Äquatoriales Stromsystem

Meeresströmungen in Äquatornähe, die in mehreren Bändern parallel zum Äquator (zonal) verlaufen und überwiegend vom Wind angetrieben werden (Abb. 2). Die Südostpassate überqueren den Äquator nach Norden. Durch die Richtungsumkehr der Corioliskraft und die meridionalen Windunterschiede werden Divergenzen und Konvergenzen des Ekmanstroms hervorgerufen, die durch Neigungen der Meeresoberfläche Druckgradienten bewirken, die zonale Strombänder antreiben. An der Meeresoberfläche fließen Nord- und Südäquatorialstrom nach Westen. Diese Ströme fließen mit einer Geschwindigkeit von 3-6 km/d und reichen gewöhnlich in eine Tiefe von 100 bis 200 Metern. Im Indischen Ozean ist der Nordäquatorialstrom nur im Winter ausgebildet.

Nord- und Südäquatorialstrom sind durch den ostwärts gerichteten (nord)äquatorialen Gegenstrom getrennt. Der äquatoriale Gegenstrom ist partiell eine Rückführung von Wassermassen, welche vom Süd- und Nordäquatorialstrom westwärts verfrachtet wurden. In El Niño-Jahren verstärkt sich im Pazifik der äquatoriale Gegenstrom.

 

Wichtige Ozeanströme (Ausschnitt)

 

Rote Pfeile führen warmes Wasser heran
Blaue Pfeile stehen für kalte Wassermassen.


Zum Vergrößern anklicken!

Quelle: PhysicalGeography.net

Direkt am Äquator befindet sich in 75 bis 300 m Tiefe der nach Osten strömende äquatoriale Unterstrom mit einer Geschwindigkeit von 1 bis 1,5 m/s. In größerer Tiefe wie auch nördlich und südlich davon (5° S und 5° N) liegen weitere nach Osten gerichtete Strombänder. An den Küsten erfolgen topographisch bedingte meridionale Strömungen, die den Äquator überschreiten, z.B. der Nordbrasilstrom und der Tiefe Westliche Randstrom im Atlantik. Das Äquatoriale Stromsystem tritt in allen drei Ozeanen in ähnlicher Form auf, ist aber starker zeitlicher Veränderung unterworfen. Im Atlantik und im Indischen Ozean spielt der jahreszeitliche Gang eine erhebliche Rolle, im Pazifischen Ozean treten im Zusammenhang mit El Niño deutliche Veränderungen auf.

Äquatoriales Stromsystem

Das Windfeld bewirkt Neigungen der Meeresoberfläche. Die entstehenden Druckgradienten bewirken die Strömungen

1 = Südäquatorialstrom,
2 = südäquatorialer Gegenstrom,
3 = äquatorialer Unterstrom,
4 = nordäquatorialer Gegenstrom,
5 = Nordäquatorialstrom.

Quelle:
Lexikon der Geowissenschaften

 

Weitere Informationen:

Äquatoriales Upwelling

Auch äquatorialer Auftrieb; das Aufsteigen von Wasser in äquatorialen Ozeangebieten aus tiefer liegenden Schichten bis in die oberflächennahe, lichtdurchflutete Schicht (Deckschicht). Das aufströmende Wasser ist meistens kälter und nährstoffreicher als das Wasser in der Oberflächenschicht. Auftrieb führt daher im Allgemeinen zu einer Abkühlung und Nährstoffanreicherung des Oberflächenwassers.

Äquatorialer Auftrieb ist verbunden mit der Innertropischen Konvergenzzone (ITK), die vor allem über den Meeren in Äquatornähe liegt, jahreszeitlich bedingt im S bzw. im N des Äquators. Passate wehen aus dem NO und aus dem SO, konvergieren in Äquatornähe und bilden so die ITK. Über Windeinfluss (Windstress) nehmen die Wassermassen ihrerseits eine westwärtige Bewegungsrichtung an. Obwohl direkt am Äquator keine Corioliskräfte wirksam sind, kommt es etwas weiter entfernt dennoch zu Upwelling. Die Wassermassen divergieren an der Oberfläche, da die Erdrotation die westwärtige Strömung auf der Nordhalbkugel nach rechts ablenkt und auf der Südhalbkugel nach links. Das Oberflächenwasser wird auf diese Weise polwärts vom Äquator weggetrieben. Aus Gründen der Massenerhaltung muss Wasser von unten nachströmen. Dieses dichtere und nährstoffreiche Wasser führt zu verstärkter Primärproduktion, sodass z.B. die pazifische Äquatorregion aus dem Weltraum als breites Band hoher Planktonkonzentration erkennbar ist.

Äquatoriales Upwelling

Links: Schema mit äquatorialem Upwelling, verbunden mit östlichen Winden.

Upwelling bringt kühlere und dichtere Wassermassen an die Meeresoberfläche. Eines der wichtigsten Gebiete mit Upwelling erstreckt sich entlang des Äquators. Windstress von östlichen Winden verursacht eine Strömung, die dank der Corioliskraft abgelenkt wird: nach rechts auf der NHK, nach links auf der SHK. Die resultierende Divergenz des Oberflächenwassers bringt kühles Tiefenwasser an die Oberfläche und reduziert die Temperatur der Wasseroberfläche und der darüber befindlichen Luft.

Rechts: Das Bild gibt die durchschnittliche Konzentration an ozeanischem Chlorophyll wider, basierend auf Messungen von SeaWiFS seit dessen Start 1997 bis zum Frühjahr 2004. Die Konzentration an Chlorophyll und damit an Phytoplankton ist höher vor Küsten als im offenen Ozean. Auch ist sie auf Meeren der NHK höher als auf der SHK.
Das Bild verdeutlicht ein zweites Verbreitungsmuster des Chlorophylls, nämlich in Äquatornähe, besonders auffallend im Pazifik (türkisfarbenes Band).

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

Quellen: UCAR, The COMET Program, SEOS Project

 

Einen wichtigen Effekt auf den Ozean und dessen Lebenswelt haben die Nährstoffe des Tiefenwassers. Es handelt sich dabei größtenteils um Nährsalze wie Nitrate und Phosphate, die bei der Zersetzung des aus der Deckschicht absinkenden organischen Materials, Detritus oder auch Meeresschnee genannt, wieder im Wasser der tieferen Schichten in Lösung gehen. Die mit dem Auftrieb in die euphotische Zone aufquellenden Nährstoffe bewirken dort eine starke Vermehrung des Phytoplanktons, wobei dieses nicht selten die Ausmaße einer Algenblüte annimmt, die selbst aus dem Weltraum zu erkennen ist. Diese hohe Primärproduktion ist die Basis für die ozeanische Nahrungskette. Daher ist auch die Populationsdichte höherer Arten des marinen Ökosystems in permanenten Auftriebsgebieten vergleichsweise groß.

Auch im östlichen Teil des äquatorialen Pazifik bestehen die beschriebenen Bedingungen: Die dortigen Meeresoberflächentemperaturen (SST) sind stark vom Auftrieb kalten Wassers aus dem Bereich von Pyknokline/ Thermokline beeinflusst. Wo die Thermokline oberflächennah ist, sorgt das Upwelling für kühle SST. Wo und wenn die Thermokline eine tiefe Lage einnimmt, ist die abkühlende Wirkung des Upwellling weniger effektiv.

Eine natürliche und episodische Gefährdung für die Lebensgemeinschaften in äquatorialen Upwellinggebieten ist das Auftreten von El Niño-Warmwasserereignissen, in deren Verlauf die Passate stark nachlassen oder zum Erliegen kommen und damit auch der Motor des Upwelling. In der Folge bleibt die Nährstoffnachfuhr aus der Tiefe aus. Entsprechend ist bei einem La Niña-Kaltwasserereignis mit seinem verstärkten Upwelling die biologische Produktion verstärkt.

Äquinoktialregen

Heftige Regen in den äquatornahen Gebieten zwischen 10° N bis 10° S mit doppelter Regenzeit und ohne absolute Trockenzeit. Die Niederschlagsmaxima fallen kurz nach der Zeit des höchsten Sonnenstandes am Äquator im April und November. In den Randtropen wachsen die Regenzeiten zu einer zusammen, sie treten auch hier kurz nach dem Sonnenhöchststand im Sommer der jeweiligen Halbkugel auf und werden Solstitialregen genannt.
Äquinoktialregen sind typisch für tropisches Regenwaldklima. Ihre Hauptverbreitung sind das Kongobecken, das Amazonasbecken und SO-Asien.
Die Ursache der Äquinoktialregen und Solstitialregen ist die jahreszeitliche Verlagerung der innertropischen Konvergenzzone.

Äußere (Klima-)Antriebe

'Äußere' oder auch 'externe' Antriebe beziehen sich auf eine Antriebskraft ausserhalb des Klimasystems, die eine Änderung im Klimasystem verursacht. Vulkanausbrüche, solare Schwankungen (Änderungen der Solarkonstante) sowie anthropogene Änderungen in der Zusammensetzung der Atmosphäre sowie klimawirksame Landnutzungsänderungen sind äußere Antriebe.

Aquakultur

Die Haltung und Vermehrung von aquatischen Pflanzen und Tieren zu gewerblichen, wissenschaftlichen und freizeitorientierten Zwecken unter kontrollierten Bedingungen. Unter anderem werden Wassertiere zur Erzeugung von Nahrungsmitteln, Industrieprodukten, zu Zierzwecken oder für die Sportfischerei gehalten. Weltweit werden mehr als 260 Arten (Algen, Muscheln, Krebse, Reptilien, Fische) traditionell extensiv oder industriell mit hohem Kapitalaufwand für die internationalen Märkte aufgezogen. Diese Aktivitäten können sowohl in natürlichen Gewässern, wie auch in künstlichen Wasserbecken erfolgen. Marine Aquakulturen werden im Unterschied zu den landgestützten Kulturen auch als Marikulturen bezeichnet.

Aquakultur gibt es mindestens seit 500 v.Chr., sie hat aber erst in den letzten Jahrzehnten eine enorme Zunahme erfahren und ist der am schnellsten wachsende Sektor tierischer Nahrungsmittel. Sie trägt mit gut einem Drittel zum globalen Fischangebot bei.Ein Schwerpunkt liegt auf der Produktion von zumindest vormals hochpreisigen Produkten, die häufig frisch vermarktet werden. Dazu gehören Garnelen, Langusten, Lachs, Forellen und Austern. Aquakulturen liefern etwa ein Viertel des weltweiten Angebots an Fisch und Krustentieren.

Besonders stark in der Aquakultur vertreten ist China, es folgen Indien, Japan, Philippinen, Indonesien, Thailand, Korea, Bangladesch, Vietnam und Norwegen. 90 % der weltweiten Produktionsmengen stammen aus Asien, geringe Anteile entstammen aus Europa 4 % und aus Lateinamerika 2 %.

Vorteile von Aquakulturen gegenüber traditionellem Fischfang liegen im kontinuierlichen und planbaren Aufkommen sowie in niedrigeren Preisen (der Preis für Lachs aus Aquakulturen ist seit dem Beginn der 1980er-Jahre um etwa 80 % zurückgegangen). Aquakulturen können der Überfischung der Meere entgegenwirken und eine neue Nahrungsquelle darstellen. Dies trifft allerdings nur auf einen Teil der Aquakulturen zu. Konventionelle Aquakultur bringt ökologische Probleme mit sich, wie u. a. Überdüngung durch Ausscheidungen der Tiere, Einsatz von Medikamenten und Chemikalien.

Erhebliche ökologische Probleme entstehen durch den Bedarf an Futtermitteln. Aquakultur ist verstärkt in die Kritik geraten durch umweltbelastende, häufig industrielle Haltungssysteme, ferner aufgrund nicht vollständig verwerteter Nahrung, Ausscheidung der Fische, toten Fischen und durch den hohen Input von tierischem Eiweiß, insbesondere von Fischmehl. Fischmehl und Fischöl sind für einige der in Aquakultur gehaltenen Arten (Fleischfresser wie z.B. Lachse und Forellen) als Futtermittel unersetzlich. Aquakulturen verbrauchten 2006 rund 3,06 Mio t oder 56 % der weltweiten Fischmehlproduktion und 0,78 Mio t oder 87 % der gesamten Fischölproduktion.

Konzepte zur nachhaltigen Fischereiwirtschaft und die ökologische Aquakultur beschränken daher den Einsatz von Fischmehl und -öl als Futtermittel, die verwendeten Produkte dürfen zudem ausschließlich aus verarbeitetem Beifang oder den Resten der Speisefischverarbeitung stammen.

Vor allem in Ländern mit niedrigen ökologischen Standards in Südostasien hatte die Ausbreitung von Aquakulturen negative Folgen. Beispielsweise gingen im Mekong-Delta seit 1975 etwa 70 Prozent der Mangrovenbestände verloren. Ein großer Teil dieser Verluste wird der Garnelenerzeugung angerechnet.

Im Anhang befindet sich eine Grafik zum Wirkungsgefüge der Fischmehlthematik.

Entwicklung der Produktion von Fischmehl und von in Aquakulturen erzeugten Arten im Vergleich

 

Entwicklung der weltweiten Produktion von Fischmehl und von in Aquakulturen und unter Einsatz von industriell gefertigten Futtermitteln erzeugten Arten wie Lachs, Garnelen, Aalen, Meeresfischen, diadromen Fischen und Bubtbarschen (Zahlen für 2000 geschätzt).

Quelle: Global Aquaculture Alliance (übersetzt)

 

 

 

Shrimp farming führte in Entwicklungsländern zur gezielten Vernichtung von Mangroven. Mittlerweile soll dieser Prozess gestoppt sein, Aufforstungsprogramme steuern dem Trend entgegen. Die in China verbreiteten Aquakulturen setzen hingegen überwiegend pflanzenfressende Fischarten und Invertebraten ein und sind hinsichtlich ihrer Konversionsraten günstig zu beurteilen.

Weitere Informationen:

Archipel

Bezeichnung für eine Inselgruppe im Ozean, z.B. der Malaiische Archipel mit den Großen und Kleinen Sundainseln, Molukken und Philippinen.

Argo

Seit 2000 im Aufbau befindliches, multinational getragenes System von ozeanweit ausgesetzten Treibbojen (floats) zur profilierenden Messung von Temperatur, Salinität und Wasserströmung der oberen 2 km Wassersäule.
Der Name 'Argo' wurde gewählt, um die starke Komplementärbeziehung zwischen der Treibbojenflotte mit der Altimetermission des Satelliten Jason zu betonen.
Die Treibbojen werden von Forschungsschiffen ausgesetzt. Sie sind Bestandteil der Klima- und Meeresbeobachtungssysteme (Global Climate Observing System/Global Ocean Observing System GCOS/GOOS) und liefern Daten für CLIVAR (Climate Variability and Predictability Experiment) und GODAE (Global Ocean Data Assimilation Experiment). Die frei verfügbaren Daten dienen u.a. dazu, Ozeanvorhersagemodelle und gekoppelte Ozean-Atmosphäre-Modelle zu entwickeln und zu verbessern. Da über 90 % der beobachteten Zunahme des Wärmegehalts des Systems Luft/Land/Meer innerhalb der vergangenen 50 Jahre im Ozean registriert wurden, wird Argo effektiv den Puls der globalen Wärmebilanz messen.
Im endgültigen Ausbaustadium werden über 3000 Treibbojen 100.000 T/S-Profile und Strömungsmessungen aus allen Bereichen der Weltmeere liefern.

Die Bojenroboter verbringen die meiste Zeit in der Tiefe und tauchen in regelmäßigen Abständen auf, um dabei ihre profilierenden Messungen durchzuführen und die Daten zu übermitteln, sodass sie innerhalb von Stunden der Öffentlichkeit zur Verfügung stehen.

Übersicht über die aktiven Bojen der vergangenen 30 Tage
Stand: 5.9.2014

Übersicht Argo-Treibbojen

Aufbau einer
Argo-Treibboje

Schnitt durch Argo-Boje

Zum Vergrößern anklicken!


Quelle: UCSD

Aussetzung einer dt. APEX-Boje

Aussetzung einer dt. APEX-Boje

Grafik zum Vergrößern bitte anklicken.

Quelle: UCSD

Üblicher Arbeitszyklus

Üblicher Arbeitszyklus

Grafik zum Vergrößern bitte anklicken.

Quelle: UCSD

Park- und Profilnahmezyklus

Park- und Profilnahmezyklus

Grafik zum Vergrößern bitte anklicken.

Quelle: UCSD

Atacama

Wüstenregion im Norden Chiles mit einer Fläche von etwa 363.000 km². Sie ist eines der trockensten Gebiete der Erde. Im Westen wird sie durch Berge der Küstenkordilleren entlang der pazifischen Küste begrenzt, im Osten von einer Gebirgskette der Anden. Durch die hohe Lage (etwa 800 bis 1.000 m) ist es in der Atacama relativ kühl, die Temperatur liegt bei durchschnittlich 18,3 °C. Die Vegetation ist äußerst spärlich.

Atacamagraben

Syn. Peru-Chile-Graben; Tiefseerinne (tektonisch korrekter Begriff) vor der Westküste Südamerikas. Sie besitzt eine maximale  Breite von 50 km und eine größte Tiefe von 8.065 m. Die Längenabgrenzungen sind offenbar umstritten, so reichen die Angaben von 1.500 km über 5.900 km bis zu 8.000 km (westl. Kolumbien bis Tierra del Fuego)! Die Rinne liegt ca. 160 km vor der peruanisch-chilenischen Küste. Die Mindestentfernung der 6.000-m-Tiefenlinie vom Festland beträgt 45 km. Der Atacamagraben markiert die Subduktion (ca. 9 cm/a) der Nazca-Platte unter die südamerikanische Platte und liegt vor einer Zone von aktivem Vulkanismus.

 

Nazca-South American margin bathymetry and topography


Der Atacamagraben ist sowohl in der bathymetrischen Karte links (dunkelblau) als auch in dem Profil oben deutlich erkennbar.


Zum Vergrößern anklicken!

Quelle: Clastic Detritus

In den meisten Nachschlagewerken und Medien werden diese Tiefseerinnen, die sich innerhalb oder am Rand von Tiefseebecken bzw. zwischen Tiefseeschwellen und -rücken befinden, als Gräben bzw. Tiefseegräben bezeichnet; so geschieht dies meist auch im allgemeinen Sprachgebrauch und der Ausdrucksweise der Geowissenschaften. Dies ist jedoch aus der Sicht der Tektonik falsch, weil tektonische Gräben durch Dehnung entstehen, der Subduktionsprozess jedoch durch Konvergenz gekennzeichnet ist. Da ein tektonischer „Graben“ aber immer von abschiebenden Verwerfungen begrenzt wird und insgesamt eine dehnende Struktur darstellt (vgl. Oberrheingraben), müssen die langgestreckten Einsenkungen an Subduktionszonen (aktiver Kontinentalrand) korrekt als Rinnen (Tiefseerinnen), nicht „Tiefseegräben“, bezeichnet werden. Im Unterschied zu einem Meerestief sind Tiefseerinnen meist sehr langgestreckt und können als das „untermeerische“ Gegenteil zu den auf dem Land liegenden Hochgebirgen betrachtet werden.

Atlantik-Niño

Engl. Atlantic Equatorial Mode oder Atlantic Niño, ein quasiperiodisches zwischenjährliches Klimamuster des äquatorialen Atlantiks. Es ist der dominierende Modus mit Jahr-zu-Jahr-Variabilität, der sich in wechselnden Warm- und Kaltepisoden der Meeresoberflächentemperaturen (SST) zeigt und von Änderungen der atmosphärischen Zirkulation begleitet ist. Der Begriff Atlantik-Niño kommt von seiner großen Ähnlichkeit zum ENSO-Phänomen (El Niño-Southern Oscillation), welches das tropische Pazifik-Becken dominiert.

Im Gegensatz zum Pazifik besteht im Atlantik aufgrund der geringeren Fläche (1/3) eine zweijährige ENSO-ähnliche Oszillation (Quasi-Biennial-Oscillation), die saisonbedingt und durch verzögerte Atmosphären-Ozean-Rückkopplung mit einer Zeitverschiebung von sechs Monaten im Nordsommer auftritt.

Der Atlantik-Niño ist im Bereich von 0° und 30° W durch eine Anomalie der äquatorialen Meeresoberflächentemperatur (SST) gekennzeichnet. Im Unterschied zu seinem pazifischen Gegenstück hat der Atlantik-Niño keine SST-Anomalien, die ein Signal von Ost nach West aussenden, sondern vielmehr eine einzige ozeanbeckenweite Anomalie. Ferner liegt die Amplitude des Atlantik-Niño bei etwa der Hälfte derjenigen des pazifischen El Niño. Diese SST-Anomalie ist eng verknüpft mit Veränderungen der Passatwinde. Eine Warmanomalie ist verbunden mit nachlassenden Passaten über einen breiten Streifen des äquatorialen Atlantikbeckens hinweg, wohingegen eine Kaltanomalie mit verstärkten Passaten in der gleichen Region einhergeht. Diese Passat-Fluktuationen können als Abschwächung bzw. Verstärkung der atlantischen Walkerzirkulation verstanden werden.

Ein Hauptunterschied zwischen (pazifischem) El Niño und dem Atlantik-Niño besteht darin, dass die SST-Anomalien im Falle des Atlantik streng an die Äquatorregion gebunden sind, während im Pazifik eine größere meridionale Ausdehnung beobachtet wird.

Der Atlantik-Niño variiert auf zwischenjährlichen Zeitskalen wie der El Niño, aber er zeigt auch stärkere Veränderlichkeit auf saisonalen und jährlichen Zeitskalen. Überlagernde saisonale Witterungserscheinungen verkleinern die Rolle des Atlantik-Niño für das Gebiet des äquatorialen Atlantik im Vergleich zu der des El Niño für den Pazifik. Der Atlantik-Niño erreicht seine maximale Ausprägung typischerweise im Nordsommer, während der (pazifische) El Niño sein Reifestadium im Nordwinter erreicht.

Die Erforschung von Warmwasserereignissen im südostlichen Atlantik – ob nun als Atlantik-Niño in Äquatornähe oder als Benguela-Niño vor der Küste Südangolas und Namibias – ist aufgrund von deren großem Einfluss auf die Ökologie und Fischereiwirtschaft im gesamten südwestafrikanischen Küstenraum sehr bedeutsam.

Atmosphäre

Die aus einem Gemisch aus verschiedenen Gasen bestehende, ca. 1.000 - 3.000 km mächtige  Lufthülle der Erde. Die wesentlichsten Bestandteile in Volumenprozent sind Stickstoff (78,09 %), Sauerstoff (20,95 %), Wasserdampf (stark wechselnd, Ø1,3 %) sowie Edelgase (<1 %). Dazu kommen ca. 0,03 % Kohlendioxid, variable Mengen Staub, Meersalz und Spurenstoffe einschließlich Abgasen. Die Stoffzusammensetzung ändert sich mit Ausnahme der Anteile von Wasserdampf und Sauerstoff bis in ca. 100 km Höhe nicht. Ständige Bewegungsvorgänge in der Atmosphäre verhindern eine Entmischung entsprechend der spezifischen Dichte.

Die Luftdichte nimmt mit der Höhe ab. So konzentrieren sich in den unteren 30 km der Atmosphäre nahezu 99 % ihrer gesamten Masse. Der Normaldruck in Meereshöhe auf 45° Breite beträgt 1013,25 hPa bei einer Temperatur von 15 °C. In einer Höhe von 5,6 km beträgt der Luftdruck noch 510 hPa. Die Hälfte der gesamten Atmosphärenluft liegt unter diesem Niveau. Oberhalb dieser Höhe verringert sich der Luftdruck alle weitere 5,6 km jeweils um ca. die Hälfte. So beträgt er in 80 km Höhe nur noch 0,0009 hPa. Die Temperatur nimmt bis in etwa 10 km Höhe um ca. 0,65 °C/100 m ab.

Die Atmosphäre weist eine deutliche Schichtung auf, was einen wesentlichen Einfluss auf den Ablauf der Wetter- und Klimaprozesse hat. Man kann den Aufbau der Atmosphäre verschieden darstellen, je nachdem ob man die chemischen, dynamischen, thermischen, optischen oder andere Eigenschaften betrachtet. In der Meteorologie macht es am meisten Sinn, den Temperaturverlauf mit der Höhe als entscheidendes Kriterium heranzuziehen, weil dadurch auch die Wetterphänomene bestimmt sind. Die einzelnen Schichten Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und die Exosphäre variieren in Abhängigkeit von der geographischen Lage und von saisonalen Veränderungen.

Vertikalschnitt durch die Erdatmosphäre


Bei vorwiegend thermischem Gliederungskriterium gliedert sich die Atmosphäre von unten nach oben in die "Stockwerke" Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Ionosphäre und Exosphäre.

Klimatisch bedeutsam sind allerdings nur die beiden unteren Stockwerke, da sich hier 99 % der Masse der Luft befinden. Ein wichtiger Grund ist die rasche Abnahme der Luftdichte nach oben. Sie beträgt am Boden 1,225 kg pro m³, an der Tropopause, der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, nur noch 0,36 kg pro m³. Entsprechend nimmt der Luftdruck von 1013 hPa am Boden auf etwa 200 hPa an der Tropopause und 1 hPa an der Stratopause ab.


Zum Vergrößern anklicken!

Quelle: MPI für Meteorologie

 

Von besonderer Bedeutung für das Wettergeschehen ist die untere Schicht, die Troposphäre. Sie wird von der Tropopause begrenzt, deren Höhenlage von ca. 8 km (Polargebiete) auf ca. 17 km (Äquator) ansteigt. Die Lufttemperatur erreicht dort zwischen -50 °C und -80 °C. Die anschließende Stratosphäre reicht bis in ca. 50 km Höhe und enthält wegen des geringen Wasserdampfgehaltes fast keine Wolken. Die Temperaturen bleiben mit zunehmender Höhe zunächst konstant. In der oberen Stratosphäre nehmen sie infolge der Absorption der solaren UV-Strahlung durch das hier angereicherte Ozon (Anteil des Ozons: 0,001 %) auf 10 °C zu. In der Troposphäre unterscheidet man zusätzlich noch zwischen der Grundschicht (Peplosphäre), die nach oben mit einer Inversion (Peplopause) abschließt und der darüber liegenden "freien" oder höheren Troposphäre. Die Höhe der Peplopause kann stark schwanken und liegt im Mittel bei ca. 1.500 m. In der Grundschicht vollzieht sich der Energie- und Stoffaustausch mit der Erdoberfläche, dort ist die Bodenreibung wirksam und die Hauptdunstmasse enthalten. Die Grundschicht weist die Hauptwitterungserscheinungen auf und ist durch Konvektion, die höhere Troposphäre eher durch Advektion (horizontale Zufuhr von Luft) gekennzeichnet. Die obere Troposphäre beherbergt die Starkwindbänder der Jetstreams, welche über die Steuerung der Zyklonen das Wettergeschehen stark beeinflussen.

Weitere Informationen:

atmosphärische Grenzschicht

Unterste, im Mittel 1.000 m hohe Schicht der Atmosphäre, in der aufgrund der Rauhigkeit der Erdoberfläche und der daraus resultierenden Reibung eine ungeordnete turbulente Strömung vorherrscht. In der atmosphärischen Grenzschicht läuft der gesamte vertikale Austausch von Wärme, Wasserdampf und Impuls zwischen Erdoberfläche und Atmosphäre ab.

ATOC

Engl. Akronym für Acoustic Thermography Ocean Climate, ein Programm, bei dem ein Netz von akustischen Sende- und Empfangsstationen rund um den Pazifik aufgebaut wird. Mit Hilfe der temperaturabhängigen Ausbreitungsgeschwindigkeit der Schallwellen im Meerwasser spürt man auch feine Änderungen der Wassertemperatur auf. Es werden insbesondere Belege im Zusammenhang mit der globalen Erwärmung erwartet. Meeresbiologen befürchten eine Störung von Meerestieren in der Nähe der Sender.

Atoll

Ein ringförmiges Korallenriff, eine zentrale Lagune umschließend. Atolle sind im Indischen und Pazifischen Ozean weit verbreitet.

Auftriebsgebiete

Syn. Aufquellgebiete; Regionen in den Ozeanen, in denen kalte Tiefenwässer aus ca. 100-300 m Tiefe die von Winden horizontal verfrachteten warmen Oberflächenwässer ersetzen ("upwelling"). Das aus Gründen der Massenerhaltung aufsteigende Wasser ist bis zu 8 °C kälter als das Ozeanwasser der Umgebung. Die Aufstiegsgeschwindigkeiten sind mit wenigen Zentimetern pro Stunde oder einigen Metern pro Tag sehr gering. Die Geschwindigkeit ist damit um drei Größenordnungen niedriger als die Horizontalgeschwindigkeit von Meeresströmungen, die nach Kilometern pro Tag zählt. Im Bereich des Humboldt-Stromes betragen die Geschwindigkeiten 0,75 m/Tag, im Bereich des Kalifornienstroms bis zu 20 m/Tag (Gierloff-Emden 1980). Derartige Gebiete finden sich vor allem an den Westseiten der Kontinente (Kalifornien/Oregon, Peru/Nordchile, NW- und SW-Afrika) und in allen drei Ozeanen entlang des Äquators (an der Nordflanke des Äquatorialen Gegenstroms).

Die geophysikalischen Ursachen des Auftriebs liegen im Zusammenwirken des in den jeweiligen Klimazonen vorherrschenden Windfeldes, den daraus resultierenden Meeresströmungen und der Corioliskraft. Darauf aufbauend entwickelte Ekman seine Triftstrom-Theorie, nach der die Richtung der vom Wind angetriebenen Wasserströmung um 45° nach rechts versetzt ist (Nordhalbkugel).

Eine große Rolle für den Auftrieb spielt auch die Küstenmorphologie und die Gestalt des Meeresbodens. Daher befinden sich Auftriebsgebiete bevorzugt im Lee von vorspringenden Kaps und im Bereich unterseeischer Canyons.

Auftriebsgebiete in den Meeren um Amerika

 

Prinzip des Küsten-Auftriebs (N-Halbkugel)

Coastal upwelling occurs along the shores bathed by eastern boundary currents (that is, along the eastern portions of the great central gyres). These currents, created by winds, are diverted by the Coriolis force, and this results in water being carried away from shore. Deep, cold water rises to replace these waters, resulting in coastal upwelling.

 

Prinzip des äqutorialen Auftriebs



Winds along the equator (dotted line) create currents, which are then diverted north and south by the Coriolis force. The cold, deep waters from below rise to the surface to replace these diverted waters, causing upwelling.

Quelle: NASA Goddard Space Flight Center

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken - Quelle: Scripps Earthguide

Das Aufquellen von kaltem Tiefenwasser entlang des geographischen Äquators erklärt sich nach dem gleichen Prinzip: die innertropische Konvergenzzone liegt im Jahresmittel bei ca. 5°N (meteorologischer Äquator). Folglich wehen im Mittel SO-Passate in Äquatornähe. Da der Coriolis-Parameter am geographischen Äquator sein Vorzeichen wechselt, divergiert dort, aufgrund des Ekman-Transportes das oberflächennahe Wasser. Als Folge quillt kälteres Tiefenwasser auf. Dieser Vorgang erklärt die äquatoriale Kaltwasserzunge, die während Normal- und La Niña-Phasen von der Küste Südamerikas bis weit in den Pazifik reicht.

Eine andere Erklärung besagt, dass östliche Winde in Äquatornähe aufgrund des Ekmaneffektes eine Divergenz der windgetriebenen, oberflächennahen Meeresströmung weg vom Äquator bewirken. Diese polwärtige Komponente der Wasserbewegung beiderseits des Äquators löst am Äquator einen Auftrieb aus.

Die Thermokline liegt in Auftriebsgebieten gewöhnlich oberflächennah. Entsprechend ist die Tiefenlage der Thermokline von der Stärke der Passate abhängig.

Die Lufttemperaturen sind unter diesen Bedingungen meist höher als die Wassertemperaturen. In den Auftriebsgebieten an den Westseiten der Kontinente bilden sich als Folge Küstennebel. Zu Regen kommt es dennoch nicht, da die ankommenden Passate trocken sind und die Luft absinkt und so der Konvektion entgegenwirkt. Daher sind die Regionen mit Auftriebsgebieten sehr niederschlagsarm, auf den benachbarten Festländern oder deren vorgelagerten Inseln (z.B. Galapagos-Inseln) herrschen wüstenhafte Verhältnisse. Das aufsteigende Wasser ist sehr nährstoffreich und führt zu großem Reichtum an Phytoplankton (Primärproduktion) und Fischen sowie Cephalopoden (Sekundärproduktion).

Die Primärproduktion beträgt vor Peru ca. 1.500g C unter 1m², gegenüber lediglich ca. 200g C in der Nordsee. Schätzungsweise stellen die Auftriebsgebiete ca. 50% des Gesamtfischereipotentials der Meere, obwohl ihr Flächenanteil am Weltmeer nur 0,1% beträgt.

Auftriebsgebiete sind die reichsten Fischgründe der Erde, wie die folgenden Grafiken zeigen.

Pflanzen- und Fischerzeugung

in den Ozeangebieten

Eigene Grafik nach einer Vorlage von Maricult
auf Basis von Daten von:
Ryther, J., 1969, Science, 166: 72-76

 

Flächen der Ozeangebiete

(in % der Gesamtfläche)

Eigene Grafik nach einer Vorlage von Maricult
auf Basis von Daten von:
Ryther, J., 1969, Science, 166: 72-76

Unterhalb der Auftriebsgebiete ist das Wasser der bodennahen Schichten meist sehr sauerstoffarm. Bakterielle Zersetzung von absinkendem Phytoplankton und Zooplanktonfäzes führt zu starker Sauerstoffzehrung und zeitweise zur Ausbildung von H2S im Wasser.

Die fruchtbaren Auftriebsregionen an den Westseiten der Kontinente stehen in starkem Kontrast einerseits zu den benachbarten nährstoffarmen Zentren der subtropischen Meeresströmungskreise, den "blauen Wüsten" und andererseits zu den angrenzenden Küstengebieten, die zu den trockensten Gebieten der Erde gehören (Atacama, Namib, Westsahara). Mit ihrem Anteil von 12 bis 20 Prozent der gesamten Fischanlandungen gehören die Küstengewässer des westlichen Südamerika zu den wichtigsten Auftriebsgebieten der Erde.

Die Auftriebsgebiete lassen sich wegen ihres Chlorophyll produzierenden Phytoplanktons (grüne Farbe) leicht mit Hilfe von Satellitenbildern aufspüren. Auch Infrarot-Aufnahmen, die auf Temperatur ansprechen, geben wegen der geringeren Temperatur des aufgeströmten Wassers Auskunft über die Verbreitung von Auftriebsgebieten.

Während also in den äquatornahen Auftriebsgebieten zu Zeiten des "normalen" Zustandes des pazifischen Ozean-Atmosphäre-Systems (u.a. Walker-Zirkulation mit östlichen Winden) die Wassermassen nach dem Ekman-Prinzip vom Äquator wegfließen, so sind die Verhältnisse bei einem entstehenden El Niño umgekehrt.

Der jetzt nach Osten gerichtete untere Ast der Walkerzelle führt zusammen mit dem Ekman-Prinzip zu einem äquatorwärts gerichteten Wassertransport. Um diesen anomalen Wasserzufluss auszugleichen, breitet sich das zugeflossene Warmwasser in die Tiefe aus, drückt also die Thermokline nach unten. Gleichzeitig ist das Wasser auch bestrebt, sich von der Windquelle zu entfernen, d.h. es strömt in sehr langen Wellen, den Kelvin-Wellen, ostwärts. Dieser Warmwassertransport führt letztlich zu einem El Niño-Ereignis.

Vergleichbares gilt für die küstennahen Auftriebsgebiete.

Intensität der Primärproduktion in den Weltmeeren




Quelle: Ott, Jörg (1988): "Meereskunde: Einführung in die Geographie und Biologie der Ozeane". Stuttgart

 

 

Übrigens geht eine Hypothese davon aus, dass die hohe Planktonproduktion mit nachfolgendem Absinken organischen Materials und Sedimentation unter sauerstoffarmen Bedingungen zur Lagerstättenbildung von Phosphorit, sowie Erdöl und Erdgas führt.

Weitere Informationen:

Auftriebswasser

Kaltes Tiefenwasser der Ozeane, das infolge des von ablandigen oder küstenparallelen Winden verursachten Abströmens warmen Oberflächenwassers zum Massenausgleich an die Oberfläche aufsteigt. Auftriebswasser ist nährstoffreich (Phosphate und Nitrate). Es findet sich vor allem an den Westküsten der Kontinente, in Passatregionen, in den Polarregionen und an der Leeseite von Inseln. Gebiete mit Auftriebswasser (Auftriebsgebiete) zeichnen sich durch niedrige Oberflächentemperaturen und häufiges Auftreten von Nebel aus.

Die Auftriebswässer erscheinen zumeist schubartig an der Oberfläche in Form von Wolken oder Wirbeln. Bevorzugt sind Regionen mit morphologischen Besonderheiten: Kaps und Canyons vor der Küste. Das Auftriebswasser kommt aus Tiefen von 200 bis 300 m. Die vertikale Auftriebsgeschwindigkeit beträgt 0,75 m pro Tag (Humboldtstrom) bis zu 20 m pro Tag (Kalifornienstrom).
Die Auftriebswässer sind im Vergleich zu den umgebenden Wassermassen der Oberfläche kalt, in tropischen Regionen von 5 °C bis zu 10 °C kälter.
Auftriebswässer sind von großer Bedeutung für den Wärmetransport im Meer und im System Ozean-Atmosphäre.

AXBT

Engl. Akronym für Airborne Expendable Bathythermograph; Verbrauchsbathythermograph, aus der Luft abgeworfenes profilierendes Instrument zur Messung der tiefenabhängigen Temperatur in den Ozeanen. Das AXBT besteht aus einer Temperatursonde, 300-1.000 m Kupferkabel, einem Sender mit Antenne und einer vom Salzwasser aktivierten Batterie. Alle Bauelemente sind zunächst in einem Zylinder verstaut und werden nach dem Eindringen in das Wasser freigesetzt. Der Sender taucht zur Oberfläche auf, während die Messsonde absinkt und dabei Messdaten über das Kabel zum Sender schickt. Dieser übermittelt die Daten zu dem Flugzeug, das die Sonde abgesetzt hat.

AXBTs werden z.B. von der International Ice Patrol zur Identifizierung von Meeresströmungen eingesetzt, die als wichtigste Einflußgröße für die Trift von Eisbergen gilt.

Azorenhoch

Sehr beständiges Hochdruckgebiet im Bereich der namengebenden atlantischen Inselgruppe. Es stellt ein wesentliches Aktionszentrum der Atmosphäre dar.

B

Bathymetrie

Meßverfahren und Meßmethoden, die zur Bestimmung von Wassertiefen eingesetzt werden, vorwiegend auf Basis der Schallausbreitung im Wasser. An Bord von Wasserfahrzeugen befinden sich zu diesem Zweck Echolotsysteme, die vertikal oder fächerartig Schallimpulse aussenden und deren Laufzeit zwischen dem Schwingersystem und dem Gewässergrund messen. Zugleich wird die Bestimmung der Schiffsposition, z.B. mit GPS, durchgeführt.

Weitere Informationen: NOAA, National Geophysical Data Center

Baumringe

In einem Querschnitt des Stammes einer Holzpflanze sichtbare konzentrische Ringe von Sekundärholz. Der Unterschied zwischen dem dichten kleinzelligen Holz der einen Saison und dem breitzelligen frühen Holz des darauffolgenden Frühjahrs erlaubt die Altersbestimmung des Baumes. Die Breite und Dichte der Ringe kann mit Klimaparametern wie Temperatur und Niederschlag in Verbindung gebracht werden.

Weitere Informationen:

Benguela-Niño

Eine ozeanisch-klimatische Erscheinung vor der SW-Küste Afrikas, bei der anomale Meeresoberflächentemperaturen (SST) auftreten. Die Bezeichnung entstand in Analogie zum pazifischen El Niño-Phänomen, dem sie ähnlich ist. Terminologisch scheint sie bislang als Oberbegriff für sowohl Warmereignisse (Niño) wie auch für Kaltereignisse (Niña) zu gelten. Insofern besitzt der Begriff eine Doppelfunktion, einmal für die Gesamterscheinung und daneben auch für Warmereignisse. Ein Warmereignis tritt etwa 1 Mal pro Jahrzehnt auf. Die Erscheinung besitzt großen Einfluss auf den Niederschlag im südlichen Afrika.

Links: Oberflächenströmungen im Atlantik

Riesige Wirbel prägen das Bild der Meeresströmungen in den Ozeanbecken. Bedingt durch die Erdrotation drehen sich diese Wirbel auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel indes gegen den Uhrzeigersinn. Angetrieben werden diese Wasserbewegungen hauptsächlich durch die Passatwinde; sie treiben die Nord- bzw. Südäquatorialströme an, welche von Ost nach West verlaufen.

Die subtropischen Großwirbel sind mit etwa 100 bis 200 m Dicke aber nicht sehr mächtig. Die dünne, sehr warme Deckschicht ist stabil und verhindert, dass kühleres, nährstoffreiches Wasser aus der Tiefe an die Meeresoberfläche quellen kann. Große Bereiche des Ozeans weisen daher Nährstoffmangel auf. Sie sind unproduktiv und werden zu Recht als Wasserwüsten bezeichnet.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: Klimageschichte aus der Tiefsee (Expedition Erde)

 

Rechts: Upwelling im Benguelastromsystem

Vor der Westküste des südlichen Afrika drückt der kalte Benguelastrom die oberflächennahe Meerestemperatur um ca. 4 °C unter das Mittel der jeweiligen geographischen Breite. Innerhalb der Strömung treibt Oberflächenwasser von der Küste weg, wobei dessen Platz von Wassermassen aus einer Tiefe von ca. 200 m eingenommen wird. Dieses Auftriebswasser reduziert die Oberflächentemperatur zusätzlich auf ca. 5 °C unter den klimatologischen Durchschnitt im Sommer und auf 3 °C unter dem Mittel im Winter. Upwelling tritt auch im Sommer entlang der afrikanischen Südküste bei nordöstlichen Winden auf.

Quelle: MetEd/UCAR

 

Ähnlich wie beim (pazifischen) El Niño dringt ein mächtiger nährstoffarmer Warmwasserkörper in den nördlichen Teil des Benguela-Upwellingsystems vor der namibischen Küste ein. Dabei strömt warmes salziges Wasser des Angolastroms nach Süden vor in einem Bereich von 15° S bis 25° S. Der Warmwasserkörper reicht bis zu 150 km meerwärts und bis in 50 m Tiefe.

Starkniederschläge mit Überschwemmungen und negative Änderungen der Fischpopulationen wurden beobachtet. Auch können sogenannte Harmful Algal Blooms (HAB) auftreten.
Die Ursachen und Auswirkungen des Benguela-Niño sind aber noch wenig verstanden. Manche Forscher gehen von Variabilitäten des südamerikanischen Monsuns als Ursache aus, manche sprechen von ozeanischen Kelvinwellen aus dem äquatorialen Westatlantik, die als Auslöser in Frage kommen, und neuerdings wird die Bedeutung von meridionalen Windanomalien entlang der Küste von SW-Afrika angeführt, möglicherweise in verstärkender Kombination mit der vorgenannten möglichen Ursache.

Diese Windanomalien sind Teil einer großräumigen Schwächung der subtropischen Antizyklone mit einhergehendem Erlahmen der Passatwinde. Über diesen Mechanismus bewirken sie ein schwächeres Upwelling.

Die Erforschung von Warmwasserereignissen im südostlichen Atlantik – ob nun als Atlantik-Niño in Äquatornähe oder als Benguela- Niño vor der Küste Südangolas und Namibias – ist aufgrund von deren großem Einfluss auf die Ökologie und Fischereiwirtschaft im gesamten südwestafrikanischen Küstenraum sehr bedeutsam.

Benguelastrom

Breite nordwärtige Meeresströmung vor der Atlantikküste des südlichen Afrikas, die, als dynamisches Gegenstück zum Humboldtstrom, kältere Wassermassen aus Teilen des kühlen Antarktischen Zirkumpolarstroms und aus Auftriebsprozessen vor SW-Afrika äquatorwärts verfrachtet, wobei auch tropisches Wasser aus Atlantik und Indik am Transport beteiligt sind. Der Benguelastrom bildet den östlichen Teil subtropisch-tropischen Strömungskreises im Südatlantik (engl. South Atlantic Ocean gyre) und reicht etwa vom Cape Point (34° S) bis zur Lage der Angola-Benguelafront im Norden (ca. 16° S).

Die Strömung wird von den vorherrschenden Passatwinden aus SO und S angetrieben, wobei es zu ablandigem Ekman-Transport kommt. In der Folge entsteht Küstenauftrieb und damit das Benguela-Auftriebssystem (engl. Benguela Upwelling System). Das kalte nährstoffreiche Wasser, das aus ca. 200 - 300 m Tiefe in die euphotische Zone aufquillt, ermöglicht reiches Phytoplanktonwachstum und damit das produktive Benguela-Ökosystem.

Änderungen der Windstärke bedingen ein Pulsieren des Upwellings, die sich südwärts entlang der Küste mit Geschwindigkeiten von 5 bis 8 m/s fortpflanzen. Diese ca. 10 Tage andauernden Pulse regen die Produktion von Biomasse an. Im Benguelasystem verlangt das Wachstum von Phytoplankton eine Abfolge von Upwelling, gefolgt von einer Phase mit relativ ruhigem und geschichtetem Wasser. Das Wachstum von Phytoplankton folgt dem Upwelling mit einer Verzögerung von 1 - 4 Tagen und führt zu einer Blüte, die 4 bis 10 Tage dauert. Damit das Zooplankton ausreichend Nahrung erhält, dürfen die Phytoplanktonblüten nicht zu lange auseinander liegen.

Während der Auftrieb für eine reichhaltige Primär- und Sekundärproduktion in den oberen Teilen der küstennahen Wassersäule sorgt, bilden sich in tieferen Wasserbereichen mit beschränktem Sauerstoffaustausch sog. Sauerstoffminimumzonen, sie beginnen in einer Tiefe von 100 m und sind einige hundert Meter mächtig. In diesem Bereich herrschen schwefelliebende Bakterien gegenüber sauerstoffliebenden Bakterien vor.

Die wichtigsten Fischarten im Benguelasystem ist die Sardine (Sardinops ocelata) und die Sardelle (Engraulis capensis).

Hydrogen Sulfide and Dust Plumes along the Coast of Namibia

Cloudless skies allowed a clear view of dust and hydrogen sulfide plumes along the coast of Namibia. The Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) on NASA’s Terra satellite captured this natural-color image on August 10, 2010.

Multiple dust plumes blow off the coast toward the ocean, most or all of them probably arising from streambeds. Unlike the reddish-tan sands comprising the dunes directly south of the Kuiseb River, the stream-channel sediments are lighter in color. Wind frequently pushes dust plumes seaward along the Namibian Coast. Easterly trade winds blow from the Indian Ocean over the African continent, losing much of their moisture as they go. The winds are hot and dry as they pass over Namibia’s coastal plain, where they are prone to stir fine sediments.

Even with dust plumes overhead, the marked change in land cover is obvious along the Kuiseb River. South of the river, sand dunes predominate, but the vegetation along the Kuiseb River prevents the dunes from advancing northward. North of the river, the land surface consists primarily of gravel plains punctuated by rocky hills.

Hydrogen sulfide appears as a swath of irridescent green running parallel to the coast north of Walvis Bay. A 2009 study linked the emissions in this region to ocean currents, biological activity in the water column, and carbon-rich organic sediments under the water column. The meeting of hydrogen sulfide gas and oxygen-rich surface waters causes pure sulfur to precipitate into the water. The sulfur’s yellow color makes the water appear green to the satellite sensor.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Siehe auch: Plankton and Sulfur in the Benguela Current

Quelle: NASA Earth Observatory

 

 

Weitere Informationen:

Benthal

Der Lebensbereich (Biotop) am, auf und im Boden eines Gewässers.

Benthos

Die Gesamtheit aller in der Bodenzone eines Gewässers, dem Benthal, vorkommenden Lebewesen. Das Wort kommt vom griechischen benthos („Meerestiefe“, „Dickicht“). Das Benthos schließt sowohl die festsitzenden (sessilen) Organismen als auch die kriechenden, laufenden oder vorübergehend schwimmenden (vagilen) Bodentiere ein. Der Begriff wurde 1890 von Ernst Haeckel eingeführt, um damit die Boden bewohnenden Organismen im Meer von den im freien Wasser, dem Pelagial, vorkommenden (Plankton und Nekton) abzugrenzen.

Benthische Lebewesen sind von Bedeutung als Nahrung für Fische und andere größere Tiere des freien Wassers, dem Nekton, aber auch als Destruenten. Tierisches Benthos (Zoobenthos) wie beispielsweise Krustentiere, Plattfische oder Muscheln stellen auch für die menschlichen Ernährung eine wertvolle Proteinquelle dar. Pflanzliches Benthos ist wegen der Photosynthese vom Lichteinfall abhängig und daher nur in der photischen Zone des Litorals (Tiefe maximal 100–200 m) zu finden. Beim pflanzlichen Benthos (Phytobenthos) ist der Tang kommerziell von Bedeutung. Er kann an flachen Küstenabschnitten mehr als 60 m hohe Wälder bilden und findet Verwendung bei der Herstellung verschiedener Nahrungsmittel und Industrieprodukte.

biogeochemische Kreisläufe

Durchläufe von lebensnotwendigen Chemikalien wie Kohlenstoff, Stickstoff, Sauerstoff und Phosphor durch das Erdsystem.

biologische Pumpe

Natürlicher Prozess der Entnahme von organischem Kohlenstoff (und auch von Nährstoffen) aus dem oberen Ozean und deren Abgabe in der Tiefe.

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 hier beschriebene biologische Kohlenstoffpumpe, bei der Kohlenstoff als Meeresschnee (biogener Teilchenregen) in tiefere Regionen absinkt.

Pflanzliche Mikroorganismen (Phytoplankton) können nur in den oberen Wasserschichten leben, da sie auf das Licht zur Energiegewinnung über die Photosynthese angewiesen sind. Diese Organismen verwenden u.a. Nitrate, in Wasser gelöste Phosphate und Kohlendioxid, um organisches Material herzustellen. Viele Phytoplankton- und Zooplanktonarten (tierische Mikroorganismen) bilden mineralische Stütz- oder Schutzkonstruktionen aus Silikaten oder Carbonaten. Nach dem Absterben dieser Lebewesen sinkt das organische und mineralische Material in größere Tiefe, wo es allmählich durch die Aktivität von Bakterien zersetzt wird oder sich zu einem geringen Teil in Sedimenten ablagert, hauptsächlich im Küstenbereich. Der restliche organische Kohlenstoff wird im tiefen Ozean durch Zersetzung in gelösten anorganischen Kohlenstoff zurückverwandelt, der durch aufsteigendes Wasser wieder an die Oberfläche gelangt.

The biological pump

Phytoplankton in the euphotic zone fix carbon dioxide using solar energy. The particulate organic carbon (POC) produced is grazed on by herbivorous zooplankton, or consumed directly or indirectly by heterotrophic microbes feeding on solubilized remains of phytoplankton. Between 1 and 40 % of the primary production is exported out of the euphotic zone, and it exponentially attenuates towards the base of the mesopelagic zone at around 1,000 m depth.
Remineralization of organic matter in the oceanic water column converts the organic carbon back to carbon dioxide. Only about 1 % of the surface production reaches the sea floor. On geological time scales, the consequence of carbon burial is the accumulation of oxygen in the Earth's atmosphere.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: nature geoscience

 

 

Insgesamt sorgt die biologische Pumpe dafür, dass die atmosphärische CO2-Konzentration 150-200 ppm unter dem Wert liegt, der ohne das ozeanische Phytoplankton herrschen würde. Diese Prozesse von Aufnahme an der Meeresoberfläche und Remineralisierung in tiefen Wasserschichten des Ozeans führen zu einer Verringerung der Konzentration vieler chemischer Substanzen im Oberflächenwasser (bis zu 1000 m) bei gleichzeitiger Anreicherung in der Tiefe. Die große Ausnahme davon ist der Sauerstoff, welcher an der Oberfläche gebildet und freigesetzt wird und bei Oxidationsprozessen in tieferen Schichten verbraucht wird. Da letztendlich die Menge an Kohlenstoff an der Ozeanoberfläche die Konzentration an Kohlendioxid in der Atmosphäre kontrolliert, wird angenommen, dass Änderungen in der Stärke der biologischen Pumpe der Ozeane über längere Zeiträume einen der wichtigsten Kontrollmechanismen der atmosphärischen Kohlendioxid-Konzentration darstellt. Die Ozeane spielen im Kohlenstoffkreislauf der Erde als Kohlenstoffsenke eine wichtige Rolle, da 70 Prozent 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.

Biom

Lebensgemeinschaft von Pflanzen- und Tierarten in einem großen Raumausschnitt/Großklimabereich mit charakteristischem Vegetationstyp und einheitlicher Physiognomie, z.B. südamerikanischer Tieflandregenwald, nordafrikanische Wüste, sibirische Tundra usw.

Biomasse

Sämtliche Stoffe organischer Herkunft, die nicht fossilen Ursprungs sind. Biomasse beinhaltet damit die in der Natur lebende Phyto- und Zoomasse (Pflanzen und Tiere), die daraus resultierenden Rückstände (z. B. tierische Exkremente), abgestorbene (aber noch nicht fossile) Phyto- und Zoomasse (z. B. Stroh) sowie im weiteren Sinne alle Stoffe, die bspw. durch eine technische Umwandlung und/oder eine stoffliche Nutzung entstanden sind bzw. anfallen (z. B. Schlachthofabfälle, organischer Hausmüll).

Die hier angeführte Definition darf nicht darüber hinwegtäuschen, dass sich bisher kein einheitlicher Biomasse-Begriff etablieren konnte, vgl. Stichwort Biomasse in Wikipedia.

Biosphäre

Der von Leben erfüllte Raum der Erde, von der belebten Schicht der Erdkruste (inklusive der Seen und Ozeane) bis hin zur unteren Schicht der Atmosphäre. Die Biosphäre bildet ein nahezu ausschließlich von der Sonnenenergie angetriebenes globales Ökosystem, das aus Organismen und dem Teil der unbelebten Materie besteht, der mit den Organismen in Wechselwirkung steht. Sie ist gekennzeichnet durch komplexe, weltumspannende Stoffkreisläufe. Die Menschen mit ihren wirtschaftlichen Aktivitäten sind als Lebewesen ebenfalls Bestandteile der Biosphäre. Die Biosphäre ist funktional eng mit der Atmo-, Pedo- und Hydrosphäre vernetzt.

C

Caatinga

Offener, lichter und laubwerfender Trockenwald vom Typ der Dornbaumsavanne in Mittel- und Südamerika. Im Nordosten Brasiliens bedeckt er weite Ebenen, die mit schwach hügeligem und stärker bewegtem Gelände abwechseln. Das Klima im Nordosten ist gleichmäßig warm, mit Temperaturen von 24 bis 26 °C. Die Niederschläge liegen zwischen 500 und 700 mm/a. Die humiden Monate sind Februar bis Mai, die Trockenzeit währt demnach acht Monate. Passate aus NO, O und SO wehen während der Trockenzeit am stärksten. Die Niederschlagsverlässlichkeit ist verhältnismäßig gering. Insbesondere bei El Niño-Ereignissen kann es zu verheerenden Dürren kommen.
Tiefgründig verwitterte Böden wechseln mit Rohböden ab. Sandige Bodenarten überwiegen und haben einerseits steinige, andererseits auch schluffige Beimengungen.
Neben Mimosen kommen zahlreiche Palmen, Dorngewächse und Sukkulenten vor, deren Lebensform auf die ariden Verhältnisse hinweist.

 

Links: Juazeiro

Der immergrüne Juazeiro (Zizyphus juazeiro) gilt als Charakterbaum des Caatinga-Trockenwaldes (südwestlich Garanhuns/Brasilien)

 

Rechts: Großer Flaschenbaum

Großer Flaschenbaum (Cavanillesia arborea) vor dem Caatinga-Trockenwald (Coribe, Santa Maria da Vitoria/Brasilien)

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

 

Dornige Bromeliaceen

 

Dornige Bromeliaceen wie Encholirium spectabile und Kakteen sind ein wesentlicher Bestandteil der Bodenvegetation (nordöstlich Petrolina/Brasilien).

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

 

Die Landnutzung steht unter dem Einfluss der lang anhaltenden und unregelmäßig intensiv auftretenden Dürre. Katastrophale Trockenheit, Missernten, verdurstende Viehbestände, Menschen, die von der Trockenheit und vom Hunger vertrieben werden, prägen ebenso das Bild vom brasilianischen Nordosten, wie auch gelegentliche Starkniederschlagsereignisse.
Im semiariden Innern der Caatinga ist die Viehhaltung (Rinder und Ziegen) die wichtigste Landnutzung. Sie wird in freier Triftweide, aber auch auf eingezäunten Ansaatflächen betrieben. Angebaut werden Baumwolle, Sisal, Erdnuss, Opuntien und in den feuchteren Teilen auch Reis, Maniok u.a. tropische Früchte. Forstwirtschaftlich ist die Caatinga von geringer Bedeutung.

Weidelandschaft in der Caatinga

 

Allenthalben sind noch Gebüsche und Reste des Trockenwaldes erhalten (Coribe - Santa Maria da Vitoria/Brasilien)

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

 

CENSOR

Engl. Akronym für Climate variability and El Niño Southern Oscillation: Implications for natural coastal Resources and management, dt. 'Klimavariabilität und El Niño-Luftdruckoszillation der Südhalbkugel: Auswirkungen auf natürliche Küstenresourcen und Management'. Unter Leitung des Alfred-Wegener-Institut (AWI) in Bremerhaven sollen die vorhandenen Informationen über das küstennahe Ökosystem vor Südamerika zusammengetragen, in Datenbanken erfasst und der Wissenschaft, dem Fischereimanagement, politischen Entscheidungsträgern sowie der breiten Öffentlichkeit zugänglich gemacht werden. Dies wird mit Handlungsvorschlägen für Politiker und Fischereigenossenschaften verbunden sein. Gleichzeitig sollen Arbeiten auf See und im Labor an verschiedenen Orten entlang der Pazifikküste durchgeführt werden.

Eine Kombination von Daten aus der Geschichte und aktuellen Ergebnissen soll als biologisches Vorhersageinstrument für El Niño genutzt werden, um die lokalen Fischer vor Südamerika frühzeitig vor den katastrophalen Auswirkungen zu warnen und den negativen Effekt zu mildern. Zudem sollen positive Auswirkungen auf marine Ressourcen in Zukunft besser genutzt und Alternativen zur herkömmlichen Fischerei entwickelt werden.

Die Datenbank wird auch sog. graue Literatur umfassen, die als eine der wichtigsten Quellen naturwissenschaftlichen Wissens angesehen wird. Dazu zählen Semester- und Diplomarbeiten, Notizbücher und andere nicht veröffentliche Texte aus dem universitären Umfeld. CENSOR sammelt diese Daten, sichtet sie und bringt sie in ein einheitliches Format. Sie werden dann im Weltdatenzentrum für marine Umweltwissenschaften (WDC-MARE) archiviert und zugänglich gemacht.

Letztendlich zielt das Projekt darauf ab, neue Managementstrukturen für die marinen Ressourcen eines Küstenökosystems zu entwickeln, das unter dem Einfluss häufiger und starker Klimaschwankung steht. In die zukünftigen Modelle sollen neben der Ökologie von Organismen und Umweltfaktoren auch sozioökonomische Parameter einfliessen. Das Projekt Censor hat am 1. Oktober 2004 begonnen und wird eine Laufzeit von vier Jahren haben. Neben dem AWI sind an dem interdisziplinären Projekt das Zentrum für Marine Tropenökologie in Bremen beteiligt, das GeoForschungszentrum in Potsdam, Institute aus Frankreich und Spanien sowie Partner aus Chile, Peru und Argentinien.

Weitere Informationen:

Chaostheorie

Eine mathematische Theorie, die sich mit Systemen befasst, deren Verhalten scheinbar regellos ist, obwohl ihre Komponenten durch eindeutige Gesetze beherrscht werden. Die Natur zeigt eine Tendenz zu chaotischem Verhalten. So entwickeln großräumige Wettersysteme ungeordnete Strukturen, wenn sie mit komplexeren örtlichen Systemen in Wechselwirkung stehen.

In Bezug auf das ENSO-Phänomen hat man versucht, die Chaostheorie z.B. zur Erklärung der Telekonnektionen heranzuziehen. Eine gewisse Zurückhaltung scheint dabei geboten, da es in vielen Fällen möglicherweise doch plausiblere Erklärungen gibt, die einfach noch nicht gefunden sind. Außerdem bezieht sich die Chaostheorie mehr auf einmalige Ereignisse, wobei aber El Niño durchaus auch viele wiederkehrende Auswirkungen hat, die eben doch im Gegensatz zur obigen Definition nicht regellos zu sein scheinen.

Daneben versucht man auch das schnelle Auftreten von El Niño-Ereignissen und den abrupten Übergang zu La Niña-Bedingungen mit der Chaostheorie zu erklären.

Chlorophyll

Derjenige Farbstoff von Pflanzen, der ihnen ihre grüne Farbe verleiht und das zur Photosynthese notwendige Licht absorbiert. Die intensive grüne Farbe rührt von der starken Absorption des Chlorophylls im roten und blauen Spektralbereich. Aus diesem Grund erscheint das Licht, das vom Chlorophyll reflektiert und ausgesandt wird, grün. Chlorophyll ist in der Lage, Energie des Sonnenlichts über die Photosynthese in chemische Energie zu verwandeln. In diesem Prozess wandelt die vom Chlorophyll absorbierte Energie Kohlendioxid und Wasser in Kohlenhydrate und Sauerstoff um.

 

 

Chlorophyllkonzentration als Maß für die Phytoplanktondichte in den Ozeanen

Phytoplankton tritt besonders dicht auf in hohen Breiten und in Auftriebsgebieten entlang des Äquators und entlang von Küsten (gelb in der Grafik, hohen Chlorophyllwerten entsprechend). Es ist gering konzentriert in weiten Teilen der hohen See (kräftiges Blau), wo die Nährstoffgehalte gering sind. Die Karte zeigt die durchschnittliche Chlorophyllkonzentration der Weltmeere von Juli 2002 - Mai 2010. Die Grafik wurde von NASA-Mitarbeitern auf der Basis von Daten des Instruments MODIS erstellt, das sich an Bord der Satelliten Aqua und Terra befindet.

View animation: small (5 MB) large (18 MB). - NASA image by Jesse Allen & Robert Simmon, based on MODIS data from the GSFC Ocean Color team.

Quelle: NASA Earth Observatory

 

Climate Engineering

Oft synonym mit Geoengineering gebrauchter Begriff für vorsätzliche und großräumige Eingriffe mit technologischen Mitteln in geochemische oder biogeochemische Kreisläufe der Erde. Climate Engineering umfasst sowohl Technologien zur ursächlichen Rückführung als auch Technologien zur symptomatischen Kompensation des anthropogenen Klimawandels. Die ersten werden als Carbon Dioxide Removal (CDR) bezeichnet, da die atmosphärische CO2-Konzentration gesenkt wird; die zweiten werden als Radiation Management (RM ) bezeichnet, da die Strahlungsbilanz und damit die Temperatur direkt beeinflusst wird. CDR-Technologien zielen darauf ab durch biologische, chemische oder physikalische Prozesse atmosphärisches CO2 durch den Ozean oder die terrestrische Biosphäre aufnehmen zu lassen bzw. direkt geologisch zu speichern. Bei RM -Technologien wird entweder die kurzwellige Sonneneinstrahlung auf die Erde reduziert bzw. deren Reflektion erhöht oder die langwellige thermische Abstrahlung ins Weltall erhöht.

Die Bewältigung des Klimawandels ist eine Kernaufgabe des 21. Jahrhunderts. „Climate Engineering“ scheint hier auf den ersten Blick einen neuen Ausweg zu eröffnen. Entsprechende technologische Verfahren erzielen in jüngster Zeit eine erhöhte Aufmerksamkeit – insbesondere auf internationaler Ebene. Von einer großflächigen Erprobung oder gar Umsetzung ist Climate Engineering allerdings noch weit entfernt. Eine zuverlässige Bewertung der diskutierten Verfahren ist überaus schwierig – nicht zuletzt aufgrund der Neuartigkeit, der ökologischen Eingriffstiefe und der weit reichenden politischen und wirtschaftlichen Konsequenzen. Ob Climate Engineering eine Ergänzung zum Klimaschutz und zur Anpassung an nicht mehr vermeidbare Klimaveränderungen bilden könnte und sollte, ist noch völlig offen.
Climate Engineering wirft zahlreiche Fragen von grundsätzlicher Bedeutung auf: Welche Vorschläge sind wissenschaftlich realistisch? Lassen sie sich technisch umsetzen und wie wirksam werden sie voraussichtlich sein? Mit welchen Wechsel- und Nebenwirkungen (z. B. im Klimasystem) müssen wir rechnen? Wie weit lösen sich Effizienzvorteile einzelner Verfahren bei einer umfassenden gesamtwirtschaftlichen Betrachtung auf? Wird Climate Engineering zur Belastungsprobe für die Gesellschaft und die internationalen Beziehungen? Ist ein gezielter Eingriff in das Erdsystem ethisch überhaupt zulässig bzw. verantwortbar?

Hinsichtlich ENSO ist völlig ungeklärt, ob z.B. das Einbringen reflektierender Materialien nicht nur zu einer Absenkung der globalen Temperatur führte, sondern unbeabsichtigte weitere Folgen nach sich zöge, etwa verstärkte El Niño- Ereignisse, die besonders einzelne Länder träfen.

 

Ausgewählte Verfahren des Climate Engineering

Sind direkte, großtechnische Eingriffe in den Strahlungshaushalt oder den Kohlenstoffkreislauf der Erde potentielle Mittel gegen die globale Erwärmung? Oder ist dieses "Climate Engineering" wegen möglicher und kaum kalkulierbarer Nebenwirkungen abzulehnen? Ein interdisziplinär zusammengesetztes Expertenteam hat im Auftrag des Bundesministeriums für Bildung und Forschung (BMBF) den aktuellen Kenntnisstand erstmals wissenschaftlich umfassend zusammengetragen.

Die Wissenschaftler haben insgesamt sechs Sondierungsstudien aus verschiedenen Perspektiven erstellt (Naturwissenschaften, internationales Recht, Ethik sowie Wirtschafts-, Gesellschafts- und Politikwissenschaften). Der Gesamtbericht liefert zusätzlich eine übergreifende Bestandsaufnahme und Bewertung.

Die Sondierungsstudien kommen zwar zu dem Ergebnis, dass einige der Konzepte für Climate Engineering zumindest auf dem Papier den Treibhauseffekt abschwächen beziehungsweise die Erderwärmung mindern können. "Allerdings", so Studienkoordinator Prof. Gernot Klepper vom Kiel Earth Institute, "sind vermutlich alle Vorschläge mit erheblichen ökologischen Risiken und Nebenwirkungen, ökonomischen Kosten und gesellschaftlichen Konfliktpotentialen verbunden."

Quelle: BMBF

 

Weitere Informationen:

CLIVAR

Engl. Akronym für Climate Variability & Predictability; ein internationales Programm zur Erforschung von Klimavariabilität und -vorhersage in Zeitskalen von Monaten bis Dekaden sowie der anthropogenen Klimabeeinflussung. CLIVAR wurde als eine der wichtigsten Komponenten des World Climate Research Programme 1995 begonnen und hat eine Laufzeit von 15 Jahren.

Beachten Sie die CLIVAR-Poster und Transparencies im Anhang.

Nähere Informationen finden Sie im Internet unter: http://www.clivar.org.

Coccolithophoriden

Marine, einzellige Algen, die winzige kalzitische Schuppen, die Coccolithen, ausbilden. Die Coccolithophoriden gehören zum Kalknannoplankton (nano: griechisch für Zwerg), das die heterogene Gruppe aller planktischen kalkigen Fossilien kleiner als 30 µm umfasst. Dabei bilden den mit Abstand dominierenden Anteil an den Nannofossilien. So sind Coccolithophoriden trotz ihrer winzigen Größe von nur 3 bis 30 µm (1 µm = 0,001 mm) eine der bedeutenden Gruppen des marinen Phytoplanktons insgesamt. Sie kommen in der lichtdurchfluteten Zone aller Weltmeere vor und erreichen ihre größte Artenvielfalt in den nährstoffarmen "ozeanischen Wüsten" der Tropen und Subtropen. Da sie im Ozean in großen Mengen auftreten, gehören Coccolithophoriden zu den wichtigsten Primärproduzenten der marinen Ernährungskette.

Zur Altersbestimmung von Sedimenten sowie als Indikatoren von Paläoumweltbedingungen sind Coccolithophoriden ein wichtiges Instrument in der Forschung und den angewandten Geowissenschaften.

Coccolithophoriden stehen an der Basis der marinen Ökosysteme und stellen eine der bedeutenden Phytoplanktongruppen der Weltozeane dar. Sie spiegeln die ozeanographischen Verhältnisse wider, da sie in Häufigkeiten und Artenzusammensetzung neben biotischen Faktoren von den physikalischen und chemischen Eigenschaften des Meerwassers abhängig sind. Über das Stoffwechselprodukt Dimethylsulfid, welches nach der Oxidation in der Atmosphäre als Kristallisationskeim dienen kann, tragen sie zur Wolkenbildung bei. Es besteht daher über den globalen biogeochemischen Kreislauf ein Zusammenhang zwischen Häufigkeiten von Coccolithophoriden und dem Wetter- und Klimasystem.

Darüber hinaus beeinflussen diese kleinen Karbonatproduzenten den globalen Kohlenstoffkreislauf. Sie brauchen Kohlenstoffdioxid (CO2) um Photosynthese durchführen zu können, aber sie geben dieses Treibhausgas ebenso bei der Produktion der Kalkblättchen (Coccolithen) ab, dieser Vorgang ist Teil der sogenannten Karbonatpumpe. Wenn die Algen absterben, sinken ihre Coccolithen, und damit der eingeschlossene Kohlenstoff,  auf den Meeresboden (organische Pumpe). Daher sind Coccolithophoriden wichtige "Akteure" in der Gestaltung des globalen Klimas.

Links: Massive Algae Bloom off Patagonia captured by the Modis Spectroradiometer on NASA’s Aqua satellite on Dec. 21, 2010. Off the coast of Argentina, two strong ocean currents recently stirred up a colorful brew of floating nutrients and microscopic plant life just in time for the Southern Hemisphere's summer solstice. Scientists used seven separate spectral bands to highlight the differences in the plankton communities across this swath of ocean.

Rechts: Like all coccolithophores, Emiliania huxleyi is covered with uniquely ornamented calcite disks. Emiliania huxleyi lives near the surface of the world's oceans. Being photosynthetic, coccolithophores live in the photic zone. Individual plates of this organism are common in marine sediments although complete specimens are more unusual.
In the case of Emiliania huxleyi, not only the shell, but the soft part of the organism may be recorded in sediments. Emiliania huxleyi produces a group of chemical compounds that are very resistant to decomposition. These chemical compounds, known as alkenones, can be found in marine sediments long after other soft parts of the organisms have decomposed. Alkenones are used by earth scientists as a clue to past sea surface temperatures.

Zu größerer Darstellung auf linke Grafik klicken - Quellen: NASA; Earthguide

 

In höheren Breiten können spezielle Arten saisonal gewaltige Blüten erzeugen. Auf Hunderten von Quadratkilometern leben dann temporär Millionen von Individuen in jedem Liter (!) Meerwasser. Wenn Coccolithophoriden optimale Wachstumsbedingungen vorfinden, treten sie so gehäuft auf, dass es zu sogenannten Blüten kommen kann. Besonders die Art Emiliania huxleyi erreicht enorm hohe Zellkonzentrationen, Blüten breiten sich dann über große Gebiete aus. Während dieser Blüte kommt es oft zu einer Überproduktion an Coccolithen welche abgeworfen werden und frei im Wasser schwimmen. Diese Coccolithen sind verantwortlich für eine starke Rückstreuung des Lichts, dadurch sind diese Blüten auf Satellitenbildern sichtbar.

Weitere Informationen: What is a Coccolithophore? (NASA Earth Observatory)

Corioliskraft

Wenn sich ein Teilchen auf der drehenden Erde von einem Punkt zum anderen bewegt, wird es abgelenkt. Die Kraft, die dies bewirkt, wird Corioliskraft genannt (nach Gaspard Gustave de Coriolis, 1835). Auf der Nordhalbkugel lenkt sie ein bewegtes Teilchen nach rechts ab, auf der Südhalbkugel nach links. Für einen Beobachter, der sich nicht auf der drehenden Erde befindet, bewegt sich das Teilchen aber geradlinig durch den Raum. Es wird also nur bezüglich der Erdoberfläche nach rechts bzw. nach links abgelenkt, nicht aber gegenüber dem nicht mitdrehenden Beobachter.

Beispiel: Die Erde dreht sich in 24 Stunden einmal um ihre eigene Achse. Ein Punkt, der sich fix auf der Erdoberfläche am Äquator befindet, hat deshalb eine Drehgeschwindigkeit von 1669 km/h. Ein fixer Punkt am Nordpol hat die Drehgeschwindigkeit 0 km/h. Schauen Sie nun auf den Nordpol und die drehende Erde hinunter. In der Nähe des Nordpols läge ein Luftpaket, das sich bezüglich der Erdoberfläche nicht bewegt, also mit der Erde dreht. Diesem Paket geben Sie nun einen Stoss (siehe animierte Grafik), so dass es sich nach Süden bewegt. Während es dies tut, dreht die Erdoberfläche unter ihm immer schneller, je näher es dem Äquator kommt. Das Luftpaket selber hat aber immer noch die gleiche kleine Drehgeschwindigkeit, die es am Nordpol hatte. Es wird, bezogen auf die Erdoberfläche, nach rechts abgelenkt und beschreibt auf der Erdoberfläche einen Bogen. Bezüglich des Randes der Grafik (der nicht mitdreht) und Ihnen als ortsfestem Beobachter beschreibt das Paket eine Gerade. Daraus wird deutlich, dass die Corioliskraft eine Scheinkraft ist (also keine Arbeit verrichtet), die nur im rotierenden System auftritt.

Es ist eine Übertreibung, zu sagen, die Corioliskraft sei in Äquatornähe generell vernachlässigbar klein. Das Upwelling von kälterem Ozeanwasser in Äquatornähe ist ein Beispiel für die trotz ihres dort geringen Zahlenwertes entscheidende Bedeutung der Corioliskraft. (vgl. Auswirkungen auf die Fischwelt)

Die Corioliskraft ist einer der Gründe, warum Luftteilchen nicht geradlinig vom Hoch in das Tief hinein strömen, sondern Hoch und Tief umströmen und sich in einer Spiralbewegung aus dem Hoch hinaus winden (im Uhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel) und sich ebenso in einer Spiralbewegung ins Tief hinein bewegen (gegen den Uhrzeigersinn auf der Südhalbkugel).

Am deutlichsten wird die unterschiedliche Umströmungsrichtung in den Wolkengebilden von Hurrikanen. Betrachten Sie dazu die MPEG Animation der Hurrikane Mitch (N-Hk) und Eline (S-Hk) im Anhang.

Quelle der MPEG-Animation: Dipl.-Met. Thomas Dümmel, FU Berlin, Institut für Meteorologie,
Meteorologische Informations- und Kommunikationssysteme; erstellt mit dem Programm "terra3D".

CTD
CTD-Instrument CTD-Instrument

Bitte anklicken.

Quelle: NOAA

Engl. Akronym für Conductivity (Leitfähigkeit), Temperature (Temperatur), Depth (Tiefe). Es steht für das ozeanographische Standardinstrument zur Messung der o.g. Parameter. Aus der Leitfähigkeit wird unter Berücksichtigung von Temperatur und Druck der Salzgehalt ausgerechnet. Ein CTD-System besteht meist aus einem Unterwassergerät mit Sonde, Kranzwasserschöpfer und Bodenabstandsmessgerät, aus einem Sensor zur Messung der Sauerstoffkonzentrationaus einem Einleitertragekabel mit Winde und aus einer Bordeinheit zur Stromversorgung, Schöpferauslösung und Datenerfassung.

Cumulonimbus

Eine Wolkenart, die sehr dicht und vertikal ausgerichtet und meistens mit Niederschlag und häufig mit Gewittern verbunden ist. Der Begriff ist abgeleitet von lat. cumulus = Anhäufung und nimbus = Regenwolke; die fachliche Abkürzung ist Cb.

Die Cumulonimbus ist die wohl eindrucksvollste Wolkenformation. Der Niederschlag bildet sich als Folge von intensiver Konvektion warm-feuchter und instabiler Luftmassen. Dazu wird bodennahe Luft von der sonnenbeschienenen Erdoberfläche erwärmt, steigt auf und kühlt in höheren Luftschichten ab infolge von Ausdehnung und geringeren Drucks (adiabatische Abkühlung). Dieser Konvektionstyp tritt in den Tropen ganzjährig auf, in höheren Breiten im jeweiligen Sommer.

Wenn gleichzeitig ausreichend Feuchtigkeit in der Atmosphäre vorhanden ist, wird der gasförmige Wasserdampf kondensieren, es bilden sich Wassertröpfchen und Eiskristalle. Bei der Kondensation wird fühlbare Wärme frei, die ihrerseits die Konvektion verstärkt. Dies führt zu den charakteristischen vertikalen Wolkentürmen. Wenn genügend Feuchtigkeit vorhanden ist, die kondensieren und Energie freisetzen kann, vermag die Wolkenmasse mehrere Kondensationszyklen zu durchlaufen und in den Tropen Höhen von bis zu 20 km erreichen. Spätestens dann erreichen die Wolken den Grenzbereich von Troposphäre und Stratosphäre, die Tropopause.

Die Tropopause ist durch eine markante Temperaturinversion gekennzeichnet, d.h. die Temperatur nimmt oberhalb der Tropopause nicht weiter ab sondern zu. Daher kann die Wolkenmasse nicht weiter aufsteigen, und ihre Oberseite verbreitet sich seitlich und flacht ab. So kommt die typische Ambossform der Wolken zustande.

Das Foto unten wurde von Astronauten an Bord der ISS aufgenommen. Die ISS befand sich zum Aufnahmezeitpunkt über dem westlichen Afrika in der Nähe der Grenze von Senegal zu Mali. Die Aufnahme zeigt eine voll entwickelte Ambosswolke von schräg oben und zahlreiche kleinere Cumulonimbus-Türme in ihrer Umgebung. Die großen Energiemengen solcher Erscheinungen bringen unwetterartige Niederschläge, Gewitter und hohe Windgeschwindigkeiten mit sich.

 

Links: Ambossgestalt einer idealen Cumulonimbus

Astronaut photograph ISS016-E-27426 was acquired on February 5, 2008, with a Kodak 760C digital camera fitted with an 400 mm lens, and is provided by the ISS Crew Earth Observations experiment.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NASA Earth Observatory

 

Rechts: Aufriss einer Cumulonimbuswolke

Quelle: unbekannt, um Hinweis wird gebeten

 
Cyanobakterien

Morphologisch heterogene Gruppe der phototrophen Bakterien, die früher aufgrund morphologischer und physiologischer Merkmale den Algen zugeordnet wurden. Molekularbiologische Untersuchungen ergaben jedoch eine eindeutige Zuordnung zu den Bakterien. Von anderen phototrophen Bakterien unterscheiden sie sich dadurch, dass sie oxygene Phototrophe sind, d.h. dass bei der Photosynthese Sauerstoff freigesetzt wird. Etwa 2000 Arten von Cyanobakterien sind benannt, die in fünf bis sieben Ordnungen eingeteilt werden.

Einige Cyanobakterien enthalten neben anderen Photosynthese-Farbstoffen blaues Phycocyanin, ihre Farbe ist deshalb blaugrün. Darum wurden sie „Blaualgen“ genannt und diese Bezeichnung wurde für alle Cyanobakterien verwendet – auch für diejenigen, die kein Phycocyanin enthalten und nicht blaugrün gefärbt sind. Cyanobakterien besitzen im Gegensatz zu Algen keinen echten Zellkern und sind somit als Prokaryoten nicht mit den als „Algen“ bezeichneten eukaryotischen Lebewesen verwandt.

Cyanobakterien besiedeln vermutlich seit mehr als 3,5 Mrd. Jahren (Archaikum) die Erde und zählen damit zu den ältesten Lebensformen überhaupt. Es ist wahrscheinlich, dass Vorläufer der heutigen Cyanobakterien die ersten Sauerstoff erzeugenden phototrophen Organismen auf der Erde waren und für die Umwandlung der ursprünglich sauerstofflosen (anoxischen) in eine sauerstoffhaltige (oxische) Erdatmosphäre verantwortlich sind. Das heißt, sie nutzten das Sonnenlicht zur Photosynthese und setzten als Abfallprodukt Sauerstoff (O2) frei.

Lebensraum der Cyanobakterien sind überwiegend das Süßwasser und feuchter Boden, aber auch Meereswasser, Baumrinde und Gesteinsoberflächen. Durch Massenentwicklung in Gewässern kommt es zur Wasserblüte. Auch in Wüsten kommen Cyanobakterien vor; dort bilden sie Krusten auf der Oberfläche, die jedoch nur in der feuchten Jahreszeit wachsen.

D

Deckschicht

Engl. ocean mixed layer (OML), der an der Schnittstelle von Atmosphäre und Ozean befindliche und hinsichtlich Temperatur und Salzgehalt gewöhnlich gut durchmischte Bereich des Ozeans. Entsprechend ist auch die Dichte in dieser je nach Region zwischen 50-100 m und mehr dicken Wassersäule sehr gleichmäßig. Winde, Wärmeflüsse an der Oberfläche oder salinitätserhöhende Prozesse wie Verdunstung oder Meereisbildung sorgen für die zur Homogenisierung nötigen Turbulenzen.

Die Untergrenze der ozeanischen Deckschicht (OD) wird durch einen deutlichen Gradienten markiert, an dem sich die Wassereigenschaften ändern. Oft ist es eine abrupte Temperaturänderung im Bereich der Thermokline. Manchmal ist es eine markante Änderung des Salzgehalts, Halokline genannt. Die Kombination von Temperatur- und Salzgehalt oder auch deren alleiniges Auftreten hat eine deutliche Dichteänderung zur Folge, deren Bereich als Pyknokline bezeichnet wird. Zusätzlich treten in diesen Bereichen auch scharfe Gradienten bezüglich des Vorkommens von Nährstoffen (Nutrikline) und von Sauerstoff auf.

Die OD vermittelt den Austausch von Masse, Impuls, Energie und Wärme zwischen Atmosphäre und Ozean und spielt aus diesem Grund eine zentrale Rolle für Klima und Wetter.

Wegen der großen Wärmespeicherkapazität von Wasser (2,5 m des oberen Ozeans hat die gleiche Wärmekapazität wie die gesamte Troposphäre) und weil die Ozeane über zwei Drittel der Erdoberfläche ausmachen, durchläuft der größte Teil der eingestrahlten Sonnenenergie die ozeanische Deckschicht. Ozeane sind Wärmespeicher, die im Sommerhalbjahr Wärme aufnehmen und sie im Winterhalbjahr wieder langsam abgeben. Damit erklären sich die dämpfende Wirkung des milden Meeresklimas sowie die zeitliche Verzögerung der Extremtemperaturen. Außerdem stellt die in der OD gespeicherte Wärme eine Wärmequelle dar, die weltweit zu Klimavariabilität, wie z.B. El Niño beiträgt.

Die OD spielt auch eine wichtige Rolle für die Nahrungskette im Meer. Die Primärproduktion von Phytoplankton ist das erste Glied in dieser Kette. Die Notwendigkeit einer Energiequelle zur Erzeugung von Biomasse beschränkt die Primärproduktion auf die oberen Zehner von Metern, wo die Sonneneinstrahlung stark genug ist, um über die Photosynthese bei der Kohlenstoffbindung zu helfen. Letztere ist ein biologischer Pfad, über den ein Teil des anthropogenen CO2 aus der Atmosphäre entfernt wird.

Über die OD findet der klimarelevante CO2-Austausch des Ozeans mit der Atmosphäre statt. Er wird hauptsächlich durch die Differenz im CO2-Partialdruck zwischen Ozean und Atmosphäre angetrieben. D.h. bei niedrigerem CO2-Druck der Atmosphäre gast der Ozean Kohlenstoff in die Atmosphäre aus, bei höherem CO2-Druck in der Atmosphäre wird Kohlendioxid im Oberflächenwasser des Ozeans gelöst. Der Austausch umfasst gegenwärtig über 90 Gt C pro Jahr, wobei durch die anthropogene Störung des atmosphärischen Kohlendioxidgehalts 2,2 Gt C mehr vom Ozean aufgenommen als abgegeben werden (bezogen auf die 1990er Jahre). Der Austausch ist regional sehr unterschiedlich. Es gibt Gebiete mit warmem oder aufsteigendem Wasser (vor allem in den Tropen), in denen von Natur aus der Ozean eine Quelle, und andere wie die Ozeane in höheren Breiten, in denen kaltes und salzreiches Wasser absinkt und der Ozean eine Senke ist.

Die für den Austausch zwischen Atmosphäre und Ozean entscheidenden Eigenschaften von Kohlendioxid sind seine leichte Löslichkeit und seine chemische Reaktivität im Wasser. Die Löslichkeit ist bestimmt durch Temperatur, Salzgehalt, Luftdruck, windabhängige Durchmischung u.a. Faktoren, wobei die Temperatur den größten Einfluss besitzt. Wasser mit höherer Temperatur kann weniger Kohlenstoff aufnehmen als Wasser mit geringerer Temperatur. Bei einer Temperaturerhöhung von 1 oC steigt der Partialdruck von CO2 in der ozeanischen Deckschicht über einen längeren Zeitraum (Jahrhunderte) um 7-10 ppm. Je nach Szenario kann bis zum Ende des Jahrhunderts durch diesen Effekt die Gesamtaufnahme von CO2 um 9 - 14 % geringer ausfallen.

Schematische Darstellung der Prozesse an der Schnittstelle von Ozean-Atmosphäre

Depiction of processes operating at the air-sea interface and in the upper ocean mixed layer. Many of these processes vary on time scales ranging from seconds to decades and remain poorly understood.

The capacity of the oceans to absorb and release heat and greenhouse gases modulates short- and long-term climatic variations. The oceans contain greater than 50 times more CO2 than the atmosphere. Thus, even small perturbations in the ocean carbon cycle can result in substantial changes in atmospheric concentrations of CO2, affecting global climate. Oceanic photosynthetic biomass amounts to <0.5% of the terrestrial biomass, but the uptake of organic carbon in marine ecosystems approaches 50% of the global total. The coastal ocean exerts a major influence on weather systems affecting the more than 50% of the human population that reside within coastal regions.
More than 90% of the world’s fish catch is harvested each year from coastal waters that support approximately 30% of marine primary production.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WHOI / OOI

 

Dendrochronologie

Von griech. dendron = Baum, chronos = Zeit, logos = Lehre; eine Datierungsmethode der Geowissenschaften, der Archäologie, der Kunstwissenschaft und der Dendroökologie, bei der die Jahresringe von Bäumen anhand ihrer unterschiedlichen Breite einer bestimmten, bekannten Wachstumszeit zugeordnet werden. Sie erlaubt die absolute stratigraphische Altersbestimmung von Ablagerungen, Bauwerken und Artefakten innerhalb der jüngsten Erdgeschichte. Die von dem Amerikaner A.E. Douglass (1867-1962) entwickelte und 1929 publizierte Methode fußt auf Auszählung und Vergleich der Jahresringe von fossilen und rezenten Bäumen. Sie nutzt verschiedene voraussetzende Prinzipien wie den Aktualismusansatz, um verläßliche Ergebnisse zu erhalten. Darunter versteht man, daß heute dieselben biologischen, chemischen und physikalischen Gestzmäßigkeiten gelten wie in der Vergangenheit.

Klimatische Schwankungen während der Lebenszeit des Baumes (Regenmenge, Temperatur etc.) spiegeln sich in Breite und Dichte der jeweiligen Jahres-Zuwachsringe wider. Jahresringe aus Jahren mit guten Wachstumsbedingungen sind breiter als solche aus Jahren mit schlechten Lebensbedingungen. Da für alle Bäume einer Art in einem bestimmten Gebiet die Lebensbedingungen annähernd gleich sind, weisen alle Bäume einer Art dieser Region etwa die gleiche charakteristische Abfolge von schmalen und breiten Jahresringen auf. Als Proxies sind sie daher - vorbehaltlich des Ausschlusses rein regionaler Störfaktoren - ein charakteristischer und vergleichbarer Parameter (Dendroklimatologie).

Die Anwendungsmöglichkeit der Dendrochronologie ist sehr stark abhängig von regionalen klimatischen Gegebenheiten. So lassen die ausgeprägten Jahreszeiten der gemäßigten und kühleren Klimate vielfach ausgezeichnete Ergebnisse zu. Für Mitteleuropa gelang über die Analyse von Mooreichen die Erstellung einer Dendrochronologie der letzten 10.000 Jahre. Das homogenere Klima der tropisch-subtropischen Regionen verhindert dagegen weitgehend die Ausbildung charakteristischer Schwankungen im Bau der Jahresringe, zumindest in unteren Höhenlagen, wohingegen größere Höhen brauchbare Proben liefern.

Für die Probenahme werden zunächst aus lebenden Bäumen Bohrkerne gewonnen, weitergehend aus verbautem (Gebäude, Brücken, Brunnen usw.) und fossilem (z.B. aus Mooren geborgenem) Holz. Aus der Mittelung vieler Proben (Standorteinflüsse!) und mit Korrektur des Alterstrends entstehen durch „Cross Dating“ die Dendro-Zeitreihen, die Rekonstruktion eines 'endlosen Baumes' aus der Gegenwart zurück in die Vergangenheit.

Probenahme mit einem Handbohrer

Bohrkern, fixiert auf einem Holzträger

"Markus Kochbeck, Leiter des Baumringlabors am Geographischen Institut der Universität Mainz, führt vor, wie eine Holzprobe aus einem Baum entnommen wird. Dazu setzt er einen Kernbohrer auf einen Baumstamm auf. Der sieht aus wie ein Rohr und wird per Hand gedreht. Eine Lanze dient dazu, den Bohrkern hinterher aus dem Rohr zu holen. Der Bohrkern sieht aus wie ein geringelter Bleistift und ist etwa einen halben Zentimeter dick. Jeder Ring markiert ein Lebensjahr des Baumes. Als nächstes leimt Kochbeck den Bohrkern auf einen Holzträger und glättet ihn dann mit einem Spezialhobel: Alle Jahrringe werden deutlich sichtbar.
Als nächstes kommt der Bohrkern unter ein Stereomikroskop, das an einen sogenannten X-Tisch gekoppelt ist. Der Tisch ist mit einer Elektronik versehen, und über die Bewegung des Tisches wird der Jahresring vermessen. Auf diese Weise erzeugt der Wissenschaftler eine Kurve: Auf der X-Achse sind die Jahre aufgelistet und auf der Y-Achse die Baumringweiten in Millimetern."

Quelle: DW

 

Im Bereich der Geowissenschaften findet die Dendrochronologie Anwendung bei der Datierung holozäner Sedimente von Seen, Flüssen, Mooren oder Bergrutschen. Wesentlich bedeutender ist allerdings der Nutzen für die Archäologie im Rahmen der Altersbestimmung historischer und prähistorischer Gebäude und Geländefunde.

Die Dendrochronologie geht in der Naturwissenschaft weit über die Funktion eines reinen Instruments zur Altersbestimmung von Holz hinaus. So können für die Neuzeit auch anhand der Verknüpfung von Klimadaten mit den Jahrringchronologien Klima-Wachstums-Korrelationen hergeleitet werden, welche die Reaktion der Bäume auf Umwelteinflüsse in Einjahres-Auflösung dokumentieren. Ein Aufgabenfeld dieser Ausrichtung der Dendrochronologie besteht darin, Prognosen für das Wachstum von Bäumen und somit für das Ökosystem Wald bei sich verändernden Klimabedingungen zu liefern. Da das individuelle Wachstum von Bäumen aber neben den Klimaeinflüssen von vielen anderen Faktoren wie zum Beispiel Alterstrend, anthropogenen Einflüssen, Konkurrenz, Autokorrelation, Rauschen oder anderem abhängt, müssen diese so erst heraus gerechnet werden. Dafür bedient sich die Dendrochronologie eines umfangreichen Instrumentariums an mathematischen Methoden.

Die Dendrochronologie liefert auch Eichkurven für die Radiokarbonmethode, indem dendrochronologisch bestimmtes Holz radiokarbondatiert wird. Für die Zeit vor Beginn der wissenschaftlichen Wettermessungen (ab 1850), aus der kaum zuverlässige Daten zur Verfügung stehen, wird die Dendrochronologie selbst als indirektes Klimaarchiv herangezogen.

Eine Ergänzung zur Dendrochronologie ist die Dendroanalytik, welche die Identifizierung und Quantifizierung von Stoffen wie zum Beispiel Schwermetallen in den Jahrringen ermöglicht.

Wissenschaftler des GFZ Potsdam ermittelten Sauerstoffisotope in Jahrringen als hervorragendes Archiv der Niederschlagsdynamik im tropischen Amazonasgebiet. Die präzise Bestimmung der Verhältnisse der stabilen Sauerstoff-Isotope (18O/16O) erweist sich als neuer Parameter für die Erfassung der Dynamik des Wasserkreislaufs in tropischen Regenwaldgebieten und kann damit die in tropischen Gebieten für hochwertige Rekonstruktionen der Klimaverhältnisse ungeeigneten klassischen Messgrößen, wie Jahrringbreite oder Holzdichte ersetzen.

Study looks at El Niño
and Tree-rings

Quelle: RMetS

Eine in Nature Climate Change (July 2013) veröffentlichte Studie untersucht die ENSO-Muster der zurückliegenden Dekaden und die einer jahrhundertelangen Zeitreihe und ihre Auswirkungen auf Jahresringe von Bäumen.

Die Vorhersagemöglichkeit ob ENSO sich im Zusammenhang mit der globalen Erwärmung ändert, ist von großer Bedeutung für die menschliche Gesellschaft. ENSO besitzt eine beträchtliche natürliche Variabilität in Zeitskalen, die Jahrzehnte bis Jahrhunderte umfassen. Instrumentelle Wetteraufzeichnungen sind zu kurz, um beurteilen zu können, ob ENSO sich geändert hat, und bestehende Rekonstruktionen sind häufig ohne geeignete Aufzeichnungen aus den Tropen zusammengestellt.
Die Einbeziehung von Proxy-Daten aus den Tropen erlaubt es Wissenschaftlern, eine beispiellose Genauigkeit zu erzielen. Diese wird gestützt durch hohe Korrelationen mit Daten von Korallen aus dem äquatorialen Pazifik und passenden globalen Telekonnektionen, die im Einklang stehen mit einer separat durchgeführten Temperaturrekonstruktion für die nördliche Hemisphäre.
Der Leitautor Jinbao Li untersuchte eine sieben Jahrhunderte lange ENSO-Rekonstruktion, die auf der Untersuchung von 2.222 Baumringchronologien basiert. Die entsprechenden Proben stammen aus den Mittelbreiten und aus den Tropen beider Hemisphären. Die Proben tropischer Herkunft wurden überwiegend in größeren Höhen gewonnen, da dort die Jahrringgrenzen deutlicher ausgeprägt sind als im Tiefland mit homogenerem Temperaturgang.
In El Niño-Jahren wachsen in bestimmten Gebieten breitere Baumringe als in El Niño-freien Jahren, in denen dann die Ringbreite schmaler ist.
Die Proxydaten dieser Untersuchung zeigen, dass ENSO im späten 20. Jh. ungewöhnlich aktiv war, wenn man die Daten der 700 Jahre betrachtet. Dies legt die Annahme nahe, dass das ENSO-Phänomen auf die ablaufende Klimaerwärmung reagiert.

 

Weitere Informationen:

Dendroklimatologie

Aus der Dendrochronologie entwickelte Methodik, wonach sich aus dem jahreszeitlich gebundenen Wachstumsverhalten bestimmter Bäume der dabei wirksame Klimaeinfluss rekonstruieren lässt. Das jährliche Baumwachstum ist besonders in der Kampfzone, nahe der polaren Baumgrenze oder der vertikalen Baumgrenze im Gebirge, von der Temperatur der Sommermonate mitbeeinflusst. Niederschlagssensitiv werden Baumringe in Trockengebieten, wo das Baumwachstum durch den Niederschlag und die Bodenfeuchte begrenzt wird.

Ursprünglich wurden dazu die für jedes Jahr typischen und optisch bestimmbaren Ringbreiten (ring width, RW) verwendet. In neuerer Zeit wird darüber hinaus zwischen der Früh- und Spätholzbreite des jeweiligen Jahres sowie den radiodensitometrisch (mittels Röntgenstrahlung) ermittelten Holzdichten unterschieden, wobei in der frühen Phase der Vegetationsperiode (Frühjahr bis Frühsommer) das weniger dichte Frühholz und in der späteren Phase (Spätsommer bis Herbst) das dichtere Spätholz gebildet wird (maximum latewood density, MXD, als vergleichbare Eigenschaft).

 

Temperatursensitiver Baumringkalender für die Alpen, bis ins 8. Jh. zurückreichend

Durch die Sammlung und wechselseitige zeitliche Einreihung vieler einzelner, auch längst abgestorbener Holzstücke lässt sich ein immer länger zurückreichender Klimakalender einer bestimmten Region erstellen. Aus einigen Gegenden sind Dendroklimatologien von mehreren tausend Jahren erarbeitet worden.

Abbildung links: Aus Jahrringen rekonstruierte Sommer-Frühherbst-Temperatur (Juni bis September) in den Alpen 755–1850 (schwarz) und entsprechende hochalpine HISTALP-Messdaten 1851–2006 (rot). Dargestellt sind jährliche Abweichungen vom Mittel der Jahre 1901–2000 (dünne Linien) und deren geglättete Trends (dicke Linien)

Quelle: ZAMG

 

Die größte Schwierigkeit in der Dendroklimatologie besteht in der Filterung des gewünschten Klimasignals. Andere Einflüsse wie die Bodenbeschaffenheit, Nährstoffversorgung, Abschattung durch schneller wachsende Bäume, lang andauernde Schneedecke oder Windbruch überlagern das rein temperatur- oder niederschlagsabhängige Wachstum. Außerdem wachsen Bäume in den ersten Jahren schneller als später. Daher wird versucht, sich auf Zonen zu konzentrieren, in denen entweder die Temperatur oder der Niederschlag das begrenzende Klimaelement und somit der dominante Klimafaktor ist.

Erst nach der Durchführung statistischer Methoden, wie der Herstellung einer soliden Beziehung zwischen Wachstum und Temperatur oder Niederschlag für jenen Zeitraum, in dem sich die Baumringdaten mit Klimamessdaten überschneiden (Kalibration), oder der Anpassung an das Alter der Wachstumsschicht (cambial age) liefern Baumringe verwertbare Hinweise auf vergangene Klimazustände. Besonders Merkmale der mittelfristigen Klimaentwicklung von Jahrzehnten und Jahrhunderten werden gut erfasst. Allerdings macht das Klimasignal selbst im Idealfall nur rund 60 % der in den Bäumen gemessenen Variationen aus. Außerdem sind die Ergebnisse jahreszeitlich hauptsächlich auf die Wachstumsperiode bezogen. Die Vorteile der jährlichen Auflösung und der absoluten Datierbarkeit machen die Dendroklimatologie jedoch zu einer der wichtigen Informationsquellen für das Klima der vorinstrumentellen Zeit.

Die Jahrringe der Bäume sind darüber hinaus auch Träger bestimmter Isotope bzw. radioaktiver Elemente, woraus sich ebenfalls Klimainformationen (auch Informationen z.B. über die solare Aktivität) herleiten lassen. Die maximale Reichweite dendroklimatologischer Rekonstruktionen liegt derzeit bei rund 10.000 Jahren und umfasst somit das gesamte Holozän.

Denguefieber

Syn. Dandyfieber, Siebentagefieber; durch Stechmücken der Gattung Aëdes aegypti von Mensch zu Mensch übertragene Infektionskrankheit der Tropen und Subtropen. Erreger ist das Denguevirus; Kennzeichen sind, nach einer Inkubationszeit von 5 bis 8 Tagen, v.a. Fieber, Gelenk- und Muskelschmerzen, Schwellung der Lymphdrüsen sowie Hautausschlag. Jährlich werden etwa 10 Mio Menschen infiziert. Ein Impfstoff ist in der Entwicklung. Das Denguefieber kann durch lang anhaltende Regenfälle, welche die Entwicklung der Stechmücken fördern, begünstigt werden. Insofern begünstigen El Niño-Episoden mit ihren regional verstärkten Niederschlägen seine Verbreitung.

Diatomeen

Syn. Kieselalgen; seit dem Lias bekannte, ca. 30.000 Arten umfassende Gruppe von einzelligen, photosynthetischen Organismen, deren Zellwand aus amorphem oder opalartigem, fast glasähnlichem Quarz (SiO2) und geringen Mengen Cellulose besteht. Das stabilitätgebende SiO2 bildet komplexe Muster aus Vorsprüngen und Vertiefungen, die vielfach als Erkennungsmerkmal der einzelnen Diatomeenarten dienen. Im Cytoplasma befindet sich der grüne Farbstoff Chlorophyll, aber da auch das gelbe Xanthophyll und andere Pigmente vorhanden sind, sehen Kieselalgen gelblichbraun aus. Jede Diatomeenzelle besteht aus zwei Hälften, von denen eine Hälfte etwas größer als die andere ist, so dass sie wie Deckel und Boden einer Käseschachtel ineinander passen.

Diatomeen bilden häufig längliche oder verzweigte Kolonien. Sie leben sowohl in Süß- wie auch in Salzwasser. Wenn sie frei treibend in den oberen Schichten der Wassersäule vorkommen, sind sie Bestandteil des Planktons.
Im Meer kommen die staubkorngroßen Diatomeen massenhaft in den küstennahen Gewässern der Kontinentalschelfe vor sowie in den äquatorialen und polaren Auftriebsgebieten. Zusammen mit anderen Planktonarten bilden sie das erste Glied der Nahrungskette im Meer.

In Auftriebsgebieten hat man Leistungen der C14-Primärproduktion von mehr als 500 g Kohlenstoff pro Quadratmeter und Jahr gemessen. Als Mittelwert werden 225 g angegeben. In den Auftriebsgebieten beginnt die Entwicklung des Phytoplanktons in etwa 50 m Tiefe, wo die Lichtintensität gerade ausreicht für die Photosynthese. Die Menge der Diatomeen steigert sich im Laufe von etwa einem Monat in dem Maße, wie das nährstoffeiche Wasser mit den Algen in immer lichtreichere Zonen aufsteigt. An der Meeresoberfläche breiten sich die Flecken des Auftriebswassers in ablandiger Richtung weiter aus und lassen sich im Verlauf weitere Monate mehrere hundert Kilometer weit verfolgen, bis schließlich die Nährstoffe im Wasser erschöpft sind. Ist nicht ausreichend Zooplankton als nächste Stufe der Nahrungskette vorhanden, sinken große Mengen von Diatomeen ungefressen nach dem Absterben zum Meeresboden.

Über geologische Zeiträume hinweg hat die Photosynthese der Diatomeen zum Sauerstoffgehalt der Atmosphäre beigetragen, und ihre Schalen bilden Quarzsedimente am Ozeanboden. Dieser Diatomeenschlamm tritt meist in kühlerem Wasser bei 1.000 bis 4.000 m Meerestiefe auf und bedeckt ca. 8 % des Meeresbodens. Die Zusammensetzung verschiedener Diatomeen-Spezies in Ozeanbohrkernen korreliert oft mit den Meeresoberflächentemperaturen der geologischen Vergangenheit.
Auf dem Festland durch Diatomeen im Süßwasser gebildete Ablagerungen heißen Kieselgur oder Diatomeenerde.

 

Links: Chaetoceros debilis Cleve, subgenus Hyalochaete

 

 

Rechts: Planktoniella sol

 

Quelle: http://thalassa.gso.uri.edu/flora/

 

Weitere Informationen:

Dichte

Dichte ist einer der wichtigsten Parameter bei der Untersuchung der Meeresdynamik. Schon kleine horizontale Dichteunterschiede, beispielsweise durch unterschiedliche Oberflächenerwärmung hervorgerufen, können starke Strömungen verursachen.
Ozeanographen benutzen gewöhnlich das Symbol σt (der griechische Buchstabe Sigma mit einem tiefgestellten t) zur Bezeichnung von Dichte und sprechen es "Sigma-t" aus. Eine typische Meerwasserdichte ist σt = 25.

Weitere Informationen:

Dinoflagellaten

Griech.-lat., einzellige, planktisch lebende Flagellaten. Ihre  Zellhülle besteht häufig aus panzerartigen Celluloseplatten, in deren Längs- und Querfurchen zwei ungleiche Geißeln zur Fortbewegung schlagen. Die meisten Dinoflagellaten enthalten Chlorophyll und betreiben Photosynthese. Zusammen mit den Kieselalgen (Diatomeen) sind Dinoflagellaten als Primärproduzenten organischer Stoffe in ozeanischen Nahrungsketten von besonderer Bedeutung und bilden den Hauptteil des pflanzlichen Planktons. Da Dinoflagellaten wie andere komplex gebaute einzellige Organismen sowohl Merkmale von Pflanzen- als auch von Tierzellen besitzen, werden sie von Zoologen zu den Protozoen (Einzeller) und von Botanikern zu den Algen gezählt. 
Dinoflagellaten leben vorwiegend marin, und einige Arten können durch starke Massenvermehrungen zu einer roten Vegetationsfärbung (Wasserblüte) führen, die man auch als Red Tide bezeichnet. Manche Arten verursachen durch Biolumineszenz Meeresleuchten. Einige Arten der Gattung Gymnodinium und Gonyaulax scheiden giftige Substanzen aus, die als Nervengift wirken und dadurch vielfach ein umfangreiches Fisch- und Muschelsterben verursachen. Beim Verzehr von infizierten Fischen oder Muscheln sind diese Gifte unter Umständen auch für den Menschen tödlich.

Doldrums

Äquatorialer Kalmengürtel, der durch niedrigen Luftdruck, leichte umlaufende Winde, aufsteigende Luftbewegung und starke Niederschläge gekennzeichnet ist.

Doppler-Radar

Das so genannte Doppler-Radar wird häufig für Geschwindigkeitsmessungen von Objekten wie Fahrzeugen verwendet. Bei diesem System strahlt der Sender elektromagnetische Wellen auf einer festen Frequenz aus. Signale, die von sich relativ zur Antenne bewegenden Objekten reflektiert werden, besitzen aufgrund des Doppler-Effekts eine andere Frequenz. Das Verhältnis von Frequenzunterschied zu Sendefrequenz ist gleich dem Verhältnis von Zielobjektgeschwindigkeit zu Lichtgeschwindigkeit.

Stellt man einen Radarempfänger so ein, dass er Echos derselben Frequenz des Empfängers ignoriert und nur die Echos einer anderen Frequenz verstärkt, so zeigt er nur Objekte in Bewegung an. Mit Hilfe dieses Empfängers lassen sich z.B. die Geschwindigkeiten von Fahrzeugen registrieren. Anlagen und Radargeräte, die auf diesem Funktionsprinzip beruhen, setzt beispielsweise die Verkehrspolizei im Straßenverkehr ein.

Eine sehr hoch entwickelte Anwendung sind die sog. Windprofiler, mit denen ein vertikales Profil der Windbewegungen durch die Atmosphäre gelegt werden kann. Windprofiler sind sehr hoch gezüchtete Dopplerradare. Da die Atmosphäre immer turbulent ist, gibt es überall kleinste Variationen der Temperatur, der Feuchte, des Druckes, damit der Dichte und so auch des Brechungsindex.  Diese turbulenten Elemente bewegen sich mit der Luftmasse, also mit dem Wind. Wegen der Variation des Brechungsindex entstehen an den Turbulenzzellen Echos der vom Radar ausgesendeten elektromagnetischen Strahlung, sog. "clear air echos". Diese sind extrem schwach, Windprofiler haben aber eine extrem hoch gezüchtete Datenverarbeitung, die es erlaubt, diese Echos auch dann noch auszuwerten, wenn sie 20 bB schwächer sind als das Rauschen! Wenn man dann die Doppler-Verschiebung in diesen Signalen bestimmt hat, kann die Radialgeschwindigkeit der Luft entlang des Radarstrahls bestimmt werden. Mit einer einfachen Geometrie - ein Strahl vertikal, je ein Strahl nach Westen und Süden leicht geneigt - kann so aus den gemessenen Radialgeschwindigkeiten der dreidimensionale Windvektor als Funktion der Höhe berechnet werden.

Downwelling

Englischer Begriff für ein Zirkulationsmuster, bei dem Oberflächenwasser vertikal in tiefere Schichten des Meerwassers verlagert wird. Es tritt dort auf, wo Winde Oberflächenwasser gegen eine Küste treiben oder gegen eine andere, gegenläufige Wassermasse.

Im Unterschied zu Auftriebsgebieten sind Regionen mit Abtrieb durch geringe biologische Produktivität gekennzeichnet.

 

Profil des äquatorialen Pazifiks mit Skizzierung
des Auf- und Abtriebs

 

Zum Auftreten von Downwelling muss nach Ekman ein südwärts gerichteter Wind vorhanden sein - dies ist an der Ostküste Australiens der Fall, wohingegen ein nordwärts gerichteter Wind für das Entstehen von Upwelling Voraussetzung ist, wie z.B. an der Westküste Südamerikas.

 

 

Drifter

s. Treibboje

Dürre

Klimatisch bedingte Trockenperiode mit sehr geringen Niederschlägen und hohen Temperaturen. Je größer das Wasserangebot vom Mindestbedarf der Vegetation abweicht, desto gravierender ist eine Dürre.

Landwirtschaftliche Dürren bezieht sich auf Feuchtigkeitsdefizite ungefähr im obersten Meter des Bodens (die Wurzelzone), der die Nutzpflanzen beeinflusst; meteorologische Dürren sind hauptsächlich anhaltende Niederschlagsdefizite; hydrologische Dürren beziehen sich auf unterdurchschnittlichen Abfluss, See- oder Grundwasserspiegel.

Eine Dürre wird zur Dürrekatastrophe, wenn durch die Degradation der Vegetation und den Wassermangel die Lebensgrundlagen der Menschen zerstört sind. Totale Ernteausfälle, Viehsterben, Hungertod und Massenmigration können die Folgen sein. Dürrekatastrophen sind auf eine Kombination klimatischer und anthropogener Faktoren zurückzuführen: Ökologisch nicht angepasste Landnutzung wie Überweidung, ackerbauliche Übernutzung und übermäßiger Holzeinschlag können im Falle einer Dürre zur Dürrekatastrophe führen. Eine Megadürre ist eine sich lange hinziehende und verbreitete Dürre, die viel länger als normal dauert, üblicherweise ein Jahrzehnt oder mehr.

Weitere Informationen: Extreme Dürrezeiten in der Sahelzone: Ursachenforschung und Modellrechnung (DKRZ-Poster)

Durchmischungsschicht, ozeanische

Als Eindeutschung des engl. Begriffs ocean mixed layer selten verwendeter Begriff für ozeanische Deckschicht, die je nach Region zwischen 50-100 m und mehr dick ist.

E

Eisbohrkern

Wichtige Methode in der Paläoklimatologie zur Gewinnung von Proxydaten und damit zur Ausweisung bzw. Rekonstruktion von Klimaveränderungen. Eisbohrkerne werden in den Zentralbereichen von polaren Eisschilden und Eiskappen gewonnen (Gletschertypen). Man geht von einer geringen, kalkulierbaren Eisbewegung, einer jährlichen Akkumulation mit ausweisbarer Jahresschichtung und der Abwesenheit von Schmelzwasser im Prozess der Schneemetamorphose und Eisgenese aus. Man analysiert an Eiskernen die Zusammensetzung der in den kleinen Luftporen des Eises eingeschlossenen Luft, die Aufschluss über die Zusammensetzung der Atmosphäre zum Zeitpunkt der Schneeakkumulation bzw. Eisentstehung geben soll. Das Verhältnis der Sauerstoffisotopen (18O/16O) gibt Aufschluss über die Paläotemperatur, der Aciditätsindex (gemessen über die elektrische Leitfähigkeit) über die im Eis enthaltenen Gase aus Vulkanausbrüchen. Der "dust veil index" (DVI) liefert Aussagen über die ebenfalls im Eis enthaltenen Staubpartikel, auch sie stammen von Vulkanausbrüchen.

Üblicher Arbeitszyklus

Quelle: Deutsches Museum

Park- und Profilnahmezyklus

Links: Eisbohrkerne werden tiefgefroren, um sie zu erhalten und in Ruhe in den Forschungslabors in der ganzen Welt untersuchen zu können.

Helle Schichten im Eis entstanden in Wintern, dunklere in Sommern. Sie werden wie Jahresringe bei Bäumen abgezählt. Durch Einlagerungen wie z.B. Vulkanasche und Staub lassen sich die Schichten genau datieren. Luftblasen sind im Eis eingeschlossen. Durch sie kann man die Zusammensetzung der Luft in früheren Zeiten analysieren.

Rechts: Von den vielen Stoffen, die in den Eisbohrkernen enthalten sind, zeigt die Grafik zwei: Den Gehalt an Sulfat (gelb) und den Anteil des Sauerstoffisotops 18O.

Die gelbe Kurve zeigt sehr genau, dass sich im Eis auch die Auswirkungen von Ereignissen an anderen Ecken der Welt ablesen lassen. Die hohen Ausschläge markieren große Vulkanausbrüche, die viel Sulfat in die Atmosphäre geschleudert haben. Sie lassen sich relativ genau datieren. Bei einigen kann man das Ausbruchsjahr nur ungefähr angeben, daher ist die Abweichung +/- x hinter der Jahreszahl vermerkt.

Die blaue Kurve zeigt, bei welcher Temperatur das Eis einmal gefroren ist. Im Mittel waren das -45°C. Wärmere, rot markierte und kältere gekennzeichnete Phasen werden hier ganz deutlich.

Eisbohrkerne liefern, insbesondere bei Kombination mit anderen paläoklimatischen Methoden, wertvolle Erkenntnisse über die Atmosphäre und die Klimaverhältnisse der letzten rund 100.000 Jahre. Sie sind jedoch nicht unproblematisch, weil die Analyse sehr sorgfältig erfolgen muss, um Kontaminationen und dadurch Verfälschung der Ergebnisse zu vermeiden. Durch die geringe winterliche Schneeakkumulation und den Einfluss der Winddrift ist mit regionaler Differenzierung zu rechnen und eine Korrelation verschiedener Eisbohrkerne notwendig.

Weitere Informationen: http://www.awi-bremerhaven.de

Ekman-Spirale

Nach dem schwedischen Ozeanographen V. Walfrid Ekman (1874-1954) geprägter Ausdruck für die Tiefenabhängigkeit von Wasserbewegungen im Meer, die sich idealerweise in einer vertikalen Spirale äußert.

Wind, der über eine Wasseroberfläche weht, übt eine Schubkraft auf diese in Windrichtung aus. Die Corioliskraft lenkt die Bewegung ab, auf der Nordhalbkugel nach rechts, auf der Südhalbkugel nach links. An der Oberfläche liegt die Strömungsrichtung 45° zum Wind. Über Reibungkräfte teilen die an der Oberfläche bewegten Wasserteilchen die Schubkraft des Windes auch tieferliegenden Schichten mit. Durch die Reibung verringert sich die Geschwindigkeit, und die Richtung ändert sich stetig mit der Coriolis-Beschleunigung, so dass die Endpunkte der Vektoren eine Spirale beschreiben. Mit fortschreitender Tiefe werden Geschwindigkeit und Reibung vernachlässigbar klein.

Die gesamte unter dem Einfluß von Windschubkraft und Reibung stehende Schicht, deren Dicke je nach Windstärke und geographischer Breite zwischen 40 und 100 m beträgt, wird Ekman-Schicht genannt. An ihrer Unterseite, der Ekman-Tiefe, hat sich die Strömungsrichtung um 180° gedreht, und der Betrag der Strömung hat auf 1/23 des Oberflächenwerts abgenommen. Die durchschnittliche Richtung (auch "Nettotransport" oder "resultierende Gesamtströmung") des Wassertransportes in der Ekman-Schicht wird gemeinhin als Ekman-Transport bezeichnet und ist 90° zur Windrichtung. Wenn also der Wind an der peruanischen Küste nach N weht, dann treibt er das oberflächennahe Wasser nach W in den offenen Pazifik. Entsprechend verursacht ein Ostwind am Äquator in der windgetriebenen oberflächennahen Meeresströmung eine Divergenz weg vom Äquator, hin zu beiden Hemisphären und bewirkt so einen Auftrieb entlang des Äquators.

Die Ekman-Theorie trägt wesentlich zur Erklärung von Auftriebsprozessen bei. Diese sind die hauptsächlichen Ursachen für Kaltwassergebiete im eigentlich subtropischen Bereich an den westlichen Küsten der Kontinente und entlang dem Äquator.

Ekmanstrom

Unter der Voraussetzung eines Gleichgewichtes von Corioliskraft und interner vertikaler Reibung entwickelt sich unter Einwirkung des Windes der erstmals 1905 vom schwedischen Ozeanographen V.W. Ekman beschriebene Ekmanstrom.
Die zugrundeliegenden Gleichungen haben für die West-Ost- bzw. Süd-Nord-Komponente der Bewegungsgleichung die Form:

 

 

 

z = vertikale Koordinate, f = Coriolisparameter, u, v = Strömungsgeschwindigkeit in West-Ost- und Süd-Nord-Richtung, Av = vertikaler Austauschkoeffizient.

Quelle: Lexikon der Geowissenschaften

Die Lösung dieses Gleichungssystems lautet wie folgt:

 

 

 

Quelle:
Lexikon der Geowissenschaften

Dabei ist V0 die durch den Wind erzeugte Strömungsgeschwindigkeit direkt an der Meeresoberfläche und D die Ekmantiefe, die Tiefe, ab der der Ekmanstrom zu vernachlässigen ist. Aus dieser Lösung folgt, daß die Strömungsgeschwindigkeit exponentiell mit der Tiefe abnimmt. Die Strömungsrichtung ist auf der Nord- bzw. Süd-Hemisphäre um 45° nach rechts bzw. links von der Windrichtung abgelenkt. Mit zunehmender Tiefe dreht die Strömung weiter nach rechts (links). Man spricht hier auch von der Ekman-Spirale. Drehwinkel und Tiefenzunahme hängen linear zusammen. Sowohl die Geschwindigkeitsabnahme als auch die Änderung des Drehwinkels sind von der geographischen Breite und dem Austauschkoeffizienten abhängig. Der Ekmanstrom erstreckt sich per Definition über die Ekman-Schicht. Wird er über diese Schicht integriert, ergibt sich der sogenannte Ekman-Transport, der 90° nach rechts bzw. links zur Windrichtung gerichtet ist. Der Ekmantransport ist Ursache für diverse ozeanische Auf- und Abtriebsphänomene, z.B. im Bereich von Küsten.

Ekman-Transport

Der Ekman-Transport ist die in eine turbulente Grenzschicht von Atmosphäre und Ozean vertikal integrierte und von der Erdrotation beeinflusste Strömung. Der Transportmechanismus ist benannt nach dem schwedischen Ozeanographen Vagn Walfrid Ekman, der die erste realistische Theorie der windgetriebenen Strömung aufgestellt hat. Der Ekman-Transport wird bestimmt durch das Gleichgewicht zwischen der durch die bewegte Wassersäule induzierten Corioliskraft und der Differenz der turbulenten Schubspannung zwischen der oberen und unteren Berandung dieser Wassersäule in der turbulenten Grenzschicht.

Das zuerst von F. Nansen Ende des 19. Jh. bei Fahrten ins Nordpolarmeer beobachtete Phänomen, daß die Richtung der Eisdrift um 20-40° von der Windrichtung abweicht. Der schwedische Physiker V. Walfried Ekman (1905) versuchte das Problem mathematisch zu lösen und legte damit den Grundstein für die wichtigsten theoretischen Entwicklungen in der dynamischen Ozeanographie. Aus der hydrodynamischen Bewegungsgleichung für die Wassermassen in einem homogenen, unendlich tiefen und ausgedehnten Ozean folgen bei Berücksichtigung der vom Wind erzeugten Oberflächenschubspannung, der Reibungs- und Corioliskraft die Ekman-Gleichungen. Folgende grundlegende Aussagen beschreiben die Ekman-Theorie: Betrachtet wird eine Wassersäule, welche aus infinitesimal Schichten aufgebaut ist, wobei in jeder einzelnen Schicht eine konstante Geschwindigkeit herrscht. Mit zunehmender Tiefe wird die Geschwindigkeit der wind-angeregten Strömung geringer. Auf der Nordhemisphäre verursacht die Corioliskraft eine Ablenkung der Oberflächenströmung nach rechts in bezug auf die Windrichtung, nach links auf der Südhalbkugel. Jede Wasserschicht wird dabei leicht nach rechts bezüglich der über ihr liegenden Wasserschicht abgelenkt, wodurch ein spiralförmiger Strom entsteht (Ekman-Spirale).
Die Tiefe der durch den Windstress beeinflussten Schicht hängt - ausser vom Windstress selbst - von der geographischen Breite ab. So beträgt die Tiefe der Ekman-Schicht bei einer Windgeschwindigkeit von 10m/sec bei 10° 200 m, während sie bei 80° nur mehr 45 m beträgt.

Elektrische Leitfähigkeit

Die elektrische Leitfähigkeit von Meerwasser hängt von der Anzahl gelöster Ionen pro Volumeneinheit (Salinität) sowie der temperatur- und dichtebeeinflussten Beweglichkeit der Ionen ab. Die entsprechende physikalische Einheit ist mS/cm (milli-Siemens pro Zentimeter). Die Leitfähigkeit erfolgt in gleichem Maße wie eine Salinitätszunahme von 0,01, eine Temperaturzunahme von 0,01 °C, und eine Tiefenzunahme (d.h. Druckerhöhung) von 20 m.

El Niño

1. Das Christkind oder auch nur die spanische Bezeichnung für 'der Knabe'.

2. Ursprünglich die Bezeichnung für die relativ regelhafte und mäßige weihnachtliche Erwärmung der Küstengewässer vor Ecuador und Nordperu durch eine südwärtige Wasserströmung (la corriente del niño) sowie die begleitende Witterung. Es handelt sich um Warmwassermassen des äquatorialen Gegenstroms (engl. equatorial countercurrent), die im Zuge des Jahreszeitenwechsels um die Weihnachtszeit für wenige Wochen an die südamerikanische Westküste bis ca 4 °S vordringen können.
Die Sonnenstrahlen besitzen um diese Zeit einen steilen Einfallswinkel (südhemisphärischer Sommer) und damit eine starke Strahlungsintensität. Die große Regelmäßigkeit der Erscheinung ließ die peruanischen Fischer auf den Namen El Niño (Christkind) kommen. Sie markiert das Ende der normalen Fangsaison. Bei dieser saisonalen Erscheinung bleiben zwar einerseits die für die Fischindustrie wichtigen Anchovis aus, andererseits kommen mit dem warmen Wasser Haie, Schwert- und Thunfische als geschätzte weihnachtliche Abwechslung in die Reichweite der Fischer.
Von Caviedes (2005) befragte peruanische Historiker konnten als erste Erwähnung des Begriffs 'El Niño' in halbwegs wissenschaftlichen Arbeiten die Jahreszahlen 1891, 1892 und 1894 benennen. Es ging dabei um Berichte über die katastrophalen Auswirkungen des besonders starken El Niño-Ereignisses von 1891. Zebiak et al. (2014) vermerken, dass es den peruanischen Fischern mindestens seit dem 16. Jh. bewusst war, dass periodisch auftretende warme Wassermassen ihre Anchovis-Fänge beeinträchtigten. Etwa zur gleichen Zeit bemerkten peruanische Bauern, dass das wärmere Meerwasser gleichzeitig mit erhöhten Niederschlägen auftrat. Zur Begriffsgeschichte sind auch Auszüge aus Philanders Buch El Niño, La Niña, and the Southern Oscillation lesenswert.

3. Name für den gelegentlichen Zustrom von ungewöhnlich warmem Wasser in die normalerweise kühle Wasserregion (Auftriebsgebiet) vor der peruanischen Küste, mit begleitender Störung der lokalen Fisch- und Vogelpopulationen.

4. Austauschbar mit dem Begriff ENSO verwendete Bezeichnung, die Veränderungen der Wechselwirkungen zwischen Meer und Atmosphäre entlang des äquatorialen Pazifik in seiner ganzen Breite beschreiben.

5. Heute korrekterweise die Bezeichnung für ein ENSO-Warmereignis, das eine "anomale" ozeanographische Erscheinung mit wesentlichen meteorologischen Auswirkungen und Abhängigkeiten beschreibt, die in mehr oder weniger regelmäßigen Abständen (etwa alle 3-8 Jahre, also quasi-periodisch) im südpazifischen Raum zwischen der Westküste Südamerikas und Indonesien bzw. Australien auftritt. El Niño ist dynamisch verknüpft mit der Southern Oscillation, einer Luftdruckschaukel über dem tropischen Pazifik.

Zur Unterscheidung von dem seit wenigen Jahren beschriebenen und gehäuft auftretenden El Niño Modoki, wird der traditionelle El Niño auch als Eastern Pacific (EP) El Niño bezeichnet.

Zu den weiteren Merkmalen eines El Niño gehören folgende Erscheinungen:

  • Regionale Erwärmung im östlichen Pazifik als Folge einer südgerichteten warmen Oberflächenströmung, die ursprünglich einer W-O gerichteten Erwärmung des tropischen Pazifik-Beckens entstammt.
  • Absenkung der Thermokline im östlichen tropischen Pazifik; Verlagerung des Niederschlags vom westlichen in den östlichen Pazifik
  • Veränderungen des Meeresspiegels (Erhöhung im Bereich der Warmwassermassen wegen der geringeren Dichte und des niederschlagsbedingt geringeren Salzgehaltes).
  • Schwächung der Passate
  • nachhaltige Störung der Walker-Zirkulation

Die Liste spiegelt die Vielfalt der Begriffsinhalte wider, gleichzeitig wird deutlich, dass sie alle keinen quantitativen Charakter haben. Solche Abgrenzungen nach quantitativen Kriterien liegen seit einigen Jahren von verschiedenen Organisationen vor: Multivariater ENSO Index (MEI), Southern Oscillation Index (SOI), JMA-Index, TOPEX/Poseidon-El Niño-Index und Oceanic Niño Index (ONI).

Die unterschiedlichen Indizes gehen im Detail von unterschiedlichen Definitionen aus, wann konkret ein El Niño-Ereignis vorliegt. Im Herbst 2003 haben sich amerikanische Wissenschaftler und Regierungs-Experten auf den Oceanic Niño Index (ONI) als einheitlichen Messindex und operationelle Definitionsgrundlage für El Niño geeinigt. Dieser basiert auf der Meeresoberflächen-Temperatur in einem bestimmten Gebiet des Pazifiks. Ein El Niño ist dann gegeben, wenn der Index über mindestens fünf Monate eine positive Abweichung von über 0,5 °C aufweist.

Generell muss jede El Niño-Definition dynamisch gesehen werden und dem aktuellen Wissensstand angepasst sein (vgl. die jüngste Beschreibung eines El Niño Modoki).

Monatliche Anomalie

des Meeresspiegels (mm)

in Santa Cruz, Ecuador (blaue Linie)

und Pohnpei, Föderierte Staaten von Mikronesien (rote Linie)

während des El Niño 1991-92

 

Quelle: University of Hawaii Sea Level Center in
"The 1997-1998 El Niño Event: A Scientific and Technical Retrospective" (WMO)

Ein El Niño-Ereignis dauert etwa zwölf bis achtzehn Monate und hat seinen Höhepunkt zwischen Dezember und Juni. Allerdings gab es - definitionsabhängig - vor einigen Jahren eine Ausnahme: Ein Ereignis dauerte von Mitte 1990 bis Mitte 1995. Der Niño von 1997/98 war von deutlich kürzerer Dauer, wird aber von Experten der NOAA wegen seiner hohen Energieumsätze, seines frühen Beginns und seines schnellen Auf- und Abbaus als das Wetterereignis des Jahrhunderts bezeichnet.

Die Intensität eines El Niño-Ereignisses kann zwischen schwach über mäßig bis stark oder außergewöhnlich variieren. Eine starke Ausprägung macht es wahrscheinlicher, dass die Klimaverhältnisse in weit vom Pazifikbecken entfernten Räumen beeinflusst werden, wohingegen schwache El Niño-Ereignisse sich vorwiegend in den Staaten des Pazifikrandes auswirken. Empirisch haben sich weltweit folgende El Niño-Brennpunkte mit typischen Erscheinungen herausgeschält:

Verläufe von extremen und mittelstarken El Niños im jeweiligen Vergleich

Sehr starke (links) und mittlere El Niño-Ereignisse (rechts) im Vergleich zur aktuellen Entwicklung (rote Linie).

Der MEI-Index (Multivariater El Niño Index) berechnet sich aus dem Bodendruck, den ost-west- und nord-süd-Komponenten des Bodenwindes, der Meeresoberflächentemperatur, der Lufttemperatur auf Meereshöhe und dem Bewölkungsgrad im äquatorialen Pazifik.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quellen:

Daten: ESRL, NOAA - Grafik: MeteoSchweiz

 

El Niño im aktuellen Sinne ist - mit Einschränkungen - vorhersagbar (s. Kap. Beobachtung und Vorhersage), da eine Verzögerung zwischen dem Phänomen selbst und seinen klimatischen Konsequenzen existiert. Die Vorhersagen für den El Niño von 1997/98 z.B. hatten eine hohe Treffergenauigkeit, auch hinsichtlich seiner Telekonnektionen (NOVAonline). Allerdings ergaben sich in der Rückschau einige Mängel und auch bei Vorhersagen in Folgejahren. Wegen der relativ guten Datenlage der jüngeren ENSO-Episoden wird El Niño für das Austesten von Modellen zur Klimavorhersage verwendet.

Bis heute treten Wissenschaftler mit immer neuen Vorhersagemethoden auf, deren Qualität und Überlegenheit gegenüber etablierten Methoden sie mit guten Ergebnissen bei Rückberechnungsverfahren (hindcasting) zu belegen suchen. Ein viel versprechender Ansatz, bei dem mit Hilfe moderner Methoden aus der Statistischen Physik Zusammenhänge im Messnetz untersucht und dabei verborgene Fernwirkungen aufgespürt werden, wurde 2013 von einer interdisziplinären, überwiegend deutschen Gruppe vorgestellt. Allerdings ist nicht sicher, ob diese Methode, die im Übrigen nur für Warmereignisse verwendbar ist, operationell eingesetzt wird.

Das Phänomen El Niño ist in vielen seiner Mechanismen gut verstanden. Unklar sind aber nach wie vor seine wirklichen Ursachen. Es besteht eine ausgesprochene Henne-Ei-Beziehung zwischen den Änderungen von Ozeantemperaturen einerseits und Änderungen der atmosphärischen Druckgradienten und Windsysteme andererseits. Beide treiben sich gegenseitig an, aber keine Seite ist eindeutig oder generell "der" Auslöser des El Niño. Sie interagieren und bilden den komplexen Vorgang ENSO.

Immerhin kann die Frage nach dem 'Warum' von El Niño damit beantwortet werden, dass es sich dabei um einen Standardmechanismus unseres Systems Erde handelt, mit dem es Wärmeüberschuss aus den Tropen in die Außertropen transportiert. Dies geschieht während eines Niños über die stärkeren Winterstürme, beispielsweise in Kalifornien und Chile.

Das Alter des El Niño-Phänomens rechnet sich mindestens nach einigen Tausend Jahren. Ob El Niño während der Kaltzeiten existierte, ist wahrscheinlich, aber noch umstritten, auch seine damalige Frequenz und Stärke. Es scheint angebracht, für die weit zurückliegenden und noch unzureichend erforschten Zeiten eher von El Niño-ähnlichen Phänomenen zu sprechen. Solche haben Forscher u.a. vom Bremer Max-Planck-Instituts für Marine Mikrobiologie durch die Analyse von molekularen Fossilien für das Eem-Interglazial vor 125.000 Jahren bestimmen können. Als Folge ungewöhnlich starker Regenfälle wurden damals Süßwasser-Kieselalgen (Diatomeen) aus Flüssen, sowie Blätter terrestrischer Herkunft und Reste von Blütenpflanzen aus der Atacama- Wüste in das Meer gespült. Die Forscher fanden die fossilen Moleküle (Biomarker) dieser Organismen in Bohrkernen des Ocean Drilling Program (ODP) vom Meeresboden vor der peruanischen Küste und konnten auch den Zeitpunkt der Ablagerung bestimmen.

Ein größerer Schritt in die Vergangenheit hinsichtlich des Alters von El Niño reicht bis ins Pliozän mit der Schließung des Isthmus von Panama, die eine Differenzierung der Wärme- und Zirkulationsverhältnisse in Atlantik und Pazifik mit sich brachte.

Nach Angaben von Wissenschaftlern um Michael Wara von Universität von Kalifornien in Santa Cruz wurde während langer Phasen des Pliozäns der tropische Pazifik sogar dauerhaft von Klimaverhältnissen geprägt, wie sie gegenwärtig nur während so genannter El-Niño-Ereignisse in der Region auftreten. Danach herrschten vor 4,5 bis 3 Mill. Jahren weitgehend ausgeglichene, warme Temperaturverhältnisse im tropischen Pazifik mit einem nur geringen Gradienten von etwa 1,5 °C zwischen dem westlichen und dem östlichen Teilbereich. Auch lag die thermale Sprungschicht (Thermokline) vor der Küste Südamerikas wesentlich tiefer als während der meisten Jahre heutzutage. Dagegen zeigt sich in der gegenwärtigen Erdperiode außerhalb von so genannten El-Niño-Jahren ein viel stärkerer Temperaturkontrast von etwa 5 °C zwischen dem eher kalten Ost- und dem warmen Westpazifik, der vor allem durch kaltes Auftriebswasser vor Südamerika verursacht wird. Die Belege für diese Angaben finden sich in den Untersuchungen von ungefähr 400 Sedimentproben von den Küsten Indonesiens und der Galapagos-Inseln. Diese Bohrkerne beinhalten die Schalen von Foraminiferen - marine Einzeller -, die im Oberflächenwasser der Meere leben. In Abhängigkeit von der jeweiligen Wassertemperatur bilden sich in ihren Schalen unterschiedliche Verhältnisse von Magnesium zu Kalzium aus, sodass sich daraus die Temperaturkurve vergangener Zeiten ablesen lässt. Die Rekonstruktion der Tiefenlage der thermalen Sprungschicht im Ostpazifik basiert zudem auf Messungen unterschiedlicher Sauerstoffisotopengehalte in den ebenfalls sedimentierten Schalen einer oberflächennah und einer in tieferen Gewässern schwimmenden Foraminifera.

Noch weiter zurück geht eine Gruppe internationaler Wissenschaftler, die 50 Millionen Jahre alte Muschelschalen und Holz aus der damals eisfreien Antarktis untersucht hat. In den Wachstumsringen dieser Fossilien finden sich Hinweise darauf, dass es auch in der letzten großen Warmphase der Erdgeschichte, dem Eozän, einen Klimarhythmus über dem Südpazifik gab, der dem heutigen El Niño-La Niña-Wechselspiel ähnelte. Die Befunde legen den Schluss nahe, dass auch beim aktuellen Klimawandel die höheren Temperaturen nicht notwendigerweise zu einem dauerhaften El Niño führen müssen, wie manche Wissenschaftler annehmen.

Untersuchungen britischer Wissenschaftler an gebändertem Schiefer (kalifornischer Marca Shale) aus dem Maastrichtium der Oberkreide mit Wechsellagerungen von terrigenen und Diatomeen enthaltenden Schichtpaaren belegen auch für diese Zeit mit ihren insgesamt milden Temperaturen (keine polare Vereisung) eine zwischenjährliche Klimavariabilität, die der heutigen ENSO-Variabilität ähnelt. Insofern sprechen auch diese Befunde gegen die Hypothese von einem Dauer-El Niño in einem künftigen Warmklima.

Links: Cucullaea raea-Schale aus dem Eozän

Größenvergleich: Eine Cucullaea raea-Schale aus dem Eozän neben einer Münze. Muscheln bilden wie Bäume Wachstumsringe. Deren Breite können Aufschluss über Wachstumsrhythmen geben.

Rechts: Schnitt durch die Schale einer Cucullaea raea

Schnitt durch die Schale einer Cucullaea raea, der die Wachstumsringe zeigt. Im Bildausschnitt markiert der schwarze Pfeil die Wachstumsspanne eines Jahres. Die weißen Pfeile zeigen auf dunkle Bänder, die Phasen sehr langsamen Wachstums darstellen - in diesem Fall aus der Sommerzeit.

Ob Muscheln wachsen, hängt vom Futteraufkommen und der Wärme ab. Das bedeutet, der damalige Wechsel von “guten” und “schlechten” Umweltbedingungen spiegelt sich noch heute in der Breite der Wachstumsringe wieder. Dieser Wechsel erfolgte nach den Untersuchungen im gleichen 3-bis-6-Jahres-Rhythmus, wie man ihn vom heutigen ENSO kennt.

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken - Quelle: AWI

 
El Niño Modoki

Bezeichnung für einen neuen El Niño-Typ im tropischen Pazifik, der sich vom traditionell-klassischen El Niño in Bezug auf seine räumlichen und zeitlichen Charakteristika, wie auch hinsichtlich seiner Telekonnektionsmuster unterscheidet.
Der traditionelle oder kanonische (mustergültige) El Niño ist auf einen zungenförmigen Bereich entlang des Äquators beschränkt, mit einem Zentrum warmer Anomalien von Meeresoberflächentemperaturen (SSTA) im zentralen und östlichen Pazifik, wohingegen El Niño Modoki ein meridional breiteres Hufeisenmuster mit einem Zentrum warmer SSTA im zentralen tropischen Pazifik aufweist, das von kühlen SSTA im westlichen und östlichen Pazifik flankiert wird. Zur besseren Unterscheidung wird auch die Einführung neuer oder modifizierter Indizes vorgeschlagen.

2 Nino-Typen

Traditional El Niño and El Niño Modoki

 

Composite SSTA (units: °C) for (a) traditional El Niño and (b)
El Niño Modoki. The contour interval is 0.3°C in (a) and 0.2°C in (b).
Negative contours are dashed. Positive (negative) values are shaded dark (light) when they pass the 95% Student's t-test.

Quelle: Li, G., B.-H. Ren, C.-Y. Yang, et al., 2010: Traditional El Niño and El Niño Modoki revisited: Is El Niño Modoki linearly independent of traditional El Niño? Atmos. Oceanic Sci. Lett., 3, 70−74.

 

Der traditionelle El Niño besitzt als wesentliches Merkmal Temperaturanomalien im Ostpazifik. In den vergangenen zwei Jahrzehnten wurden jedoch nicht-traditionelle El Niños beobachtet, bei denen der übliche von Temperaturanomalien betroffene Raum nicht höheren Temperaturen ausgesetzt ist, sondern bei dem die Anomalie den zentralen Pazifik betrifft. Diese Erscheinung wird "Central Pacific (CP) El Niño" (dt. Datumsgrenzen-El Niño, da die Anomalie nahe der Datumsgrenze einsetzt) genannt, oder "El Niño Modoki" (Modoki ist das japanische Wort für 'ähnlich, aber verschieden'). Weitere Bezeichnungen sind “CP El Niño” (Central Pacific El Niño) und “Warm Pool (WP) El Niño". Gleichzeitig wurden für den bisherigen, 'klassischen' El Niño zur besseren Unterscheidung Begriffe eingeführt wie "Canonical El Niño" (etwa: Standard-El Niño), "Eastern Pacific El Niño" (EP-El Niño) oder Cold Tongue El Niño (CT) .

Der erste El Niño, der im zentralen Pazifik entstand und von dort ostwärts wanderte, wurde im Jahr 1986 dokumentiert. El Niño Modoki-Ereignisse traten in folgenden Jahren auf: 1991-92, 1994-95, 2002-03, 2004-05, 2009-10. Der letztgenannte war gleichzeitig der bislang stärkste.

Die angenommene Verbindung zwischen globaler Erwärmung und einer zunehmenden Zahl von El Niño Modoki, sowie einer stärkeren Intensität muss durch längere Zeitreihen und die Untersuchung vergangener El Niño-Episoden belegt werden. Die bereits beobachteten Veränderungen des El-Niño-Musters könnten auch auf einer natürlichen Schwankung mit einem Zehn- bis Hundertjahresturnus beruhen. „El Niño Modoki“ könnte demnach in vielleicht 30 Jahren wieder verschwunden sein.

El-Niño-Modoki unterscheidet sich vom Ostpazifik-El-Niño sowohl hinsichtlich des Gebiets mit den stärksten SST-Anomalien, als auch bei den Telekonnektionen zwischen Tropen und Mittelbreiten. Auch scheint sich der anthropogene Klimawandel stärker auf die größere Häufigkeit des CP-El Niño als auf die des EP-El Niño auszuwirken. Ferner führt der El-Niño-Modoki zu häufigerem Landübertritt (landfall) der atlantischen Hurrikane und zu deren häufigerem Auftreten. Generell ist die Erwärmung des zentralen Pazifik mit diesen beiden Effekten entlang der Golfküste der USA und Mittelamerikas verknüpft.

Als positiver Aspekt ist anzumerken, dass das Eintreffen eines El-Niño-Modoki-Ereignisses ist offenbar leichter vorherzusagen ist als das des klassische El Niño, davon könnte möglichweise auch die langfristige Wirbelsturmvorhersage profitieren.

Modoki

(a) Ein El Niño-Ereignis liegt vor, wenn die östlichen Winde schach sind; manchmal herrschen im W West-winde vor. Gleichzeitig bestehen anomal warme SST im Ostpazifik, verbunden mit Veränderungen der Thermokline und der atmosphärischen Zirkulation, die dem W Trockenheit und dem O Feuchtigkeit bringen.


(b) Ein El Niño Modoki-Ereignis ist eine von (a) unterschiedliche anomale Erscheinung. Die wärmsten SST treten im zentralen Pazifik auf, flankiert von kälteren Wassertemperaturen im O und W und begleitet von entsprechender atmosphärischer Konvektion.


(c), (d) stellen die entgegengesetzten (La Niña) Phasen von El Niño bzw. El Niño Modoki dar.


Es wird angenommen, dass die Zunahme von Modoki-Bedingungen auf die anthropogen bedingte Klimaerwärmung zurückzuführen ist, und dass diese Ereignisse im zentralen Pazifik unter diesen Bedingungen vermehrt auftritt.

Quelle: nature

 

Noch bestehen Zweifel über die Sinnhaftigkeit der Typisierung zweier unterschiedlicher El-Niño-Varianten: "... central and eastern Pacific sea surface temperature (SST) anomalies appear mechanistically separable in terms of local and remote forcing, their frequent overlap precludes robust classifications." (Kristopher B. Karnauskas, 2013)

El Niño-Regionen

Zur Beobachtung und Vorhersage von ENSO-Ereignissen ist der tropische Pazifik in vier bzw. fünf El Niño-Regionen (Quadranten) gegliedert, in denen die Meeresoberflächentemperaturen erfasst werden. Die Messergebnisse liefern in jeweils unterschiedlichen ENSO-Stadien jeweils unterschiedlich aussagekräftige Informationen. Früher wurden nur die Meerwassererwärmungen in den Regionen 1 und 2 als El Niño-Ereignisse bezeichnet, wohingegen heute bereits die Erwärmung in den Quadranten 3 und 4 als solches gilt, d.h., wenn die Wassertemperaturen nur westlich der Galapagos-Inseln ansteigen. Die Erstellung von Listen mit El Niño-Ereignissen wird wegen dieser unterschiedlichen Abgrenzungen deutlich erschwert.

Man unterscheidet:

  • Niño 1 (80º-90ºW and 5º-10ºS), die Küstengewässer vor Peru; die Region, die sich zusammen mit der Region 2 typischerweise zuerst erwärmt, wenn sich ein El Niño-Ereignis entwickelt
  • Niño 2 (80º-90ºW and 0º-5ºS), die Gewässer zwischen den Galapagos-Inseln und der Küste von Ecuador
  • Niño 3 (5°N-5°S, 90°W-150°W), die Region des tropischen Pazifik, die die größte Variabilität der SST in El Niño-Zeitskalen aufweist
  • Niño 3.4 (5°N-5°S, 170°W-120W°), die Region, die eine große Variabilität auf El Niño-Zeitskalen aufweist, und die näher als die Region 3 an der Region liegt, wo Veränderungen in der lokalen Meeresoberflächentemperatur wichtig sind, um das große Niederschlagsgebiet, das typischerweise im Westpazifik liegt, zu verlagern
  • Niño 4 (5°N-5°S, 150°W-160°W), die Region wo Änderungen der SST zu Werten um 27,5 °C führen, Werte, die man als wichtige Schwelle zur Auslösung von Niederschlag ansieht.

Niño-Regionen im tropischen Pazifik

In diesen Regionen werden die SST, bzw. deren Abweichung vom langjährigen Mittel erhoben um Index-basiert El Niño und La Niña zu identifizieren und zu beobachten.

Quelle: NOAA JetStream

 

Diese Regionen wurden in den frühen 1980er Jahren definiert. Seither hat man aufgrund von fortgesetzter Forschung diese Regionen modifiziert. Die ursprünglichen Gebiete Niño 1 und Niño 2 sind inzwischen zur Region Niño 1+2 zusammengefasst. Eine neue Region wurde mit der Bezeichnung Niño 3.4 (120°-150°W und 5°N-5°S) eingeführt, da sie besser mit dem Southern Oscillation Index korreliert.

Um Aussagen über weiträumige globale Klimavariabilität zu gewinnen, wird im Allgemeinen Niño 3.4 herangezogen. Sie stellt das bevorzugte Gebiet für das Monitoring der Meeresoberflächentemperatur (SST) dar, denn die Variabilität der SST in dieser Region hat den stärksten Effekt auf die Verlagerung der Niederschlagsgebiete im westlichen Pazifik. Und ihrerseits verändert die Verlagerung der Niederschlagsgebiete vom westlichen in den zentralen Pazifik entscheidend die Position der erwärmten Gebiete, die einen großen Teil der atmosphärischen Zirkulation beeinflussen.
Die monatlichen Daten sind von der Webseite des Climate Prediction Centers abrufbar. Zur Methodik der Datenerhebung vgl. im Anhang "Data and Methods".

Korrelation zwischen SST in Niño 3.4 und SOI

Die zwei Grafiken verdeutlichen die Korrelation zwischen Meeresoberflächentemperatur (SST) und Southern Oscillation Index (SOI):
Die obere Grafik gibt die Abweichung der SST vom Normalwert wider. Die untere Grafik zeigt den SOI für den gleichen Zeitraum. Wenn der Druck in Tahiti niedriger ist als im australischen Darwin, dann ist die SST in Niño 3.4 höher als normal und es besteht ein El Niño, ein Warmereignis des ENSO-Zyklus.
Wenn umgekehrt der Druck in Tahiti höher ist als in Darwin, dann ist die SST in Niño 3.4 niedriger als normal und es besteht ein La Niña-Ereignis, die Kaltphase von ENSO.
Erstaunlicherweise sind diese Änderungen der SST nicht besonders groß, höchstens plus bzw. minus 3 °C, im Allgemeinen viel weniger. Dennoch können diese geringen Änderungen große Auswirkungen auf die globalen Wettermuster haben.

Quelle: NOAA JetStream

 
El Padre

In Analogie zu El Niño und La Niña ist El Padre die Bezeichnung für einen Dauer-El Niño, wie er erdgeschichtlich zuletzt im frühen Pliozän, d.h. 5 - 3 Mio Jahre v.h. bestand.

How the Isthmus of Panama Put Ice in the Arctic

Today’s climate system is influenced by the ocean’s conveyor-like global circulation. Cold, salty waters sink to drive the conveyor, and warm surface currents complete the loop.

Surface waters flowed from the Pacific into the Atlantic 10 million years ago via an ocean gateway called the Central American Seaway, and both oceans had the same salinity.

About 5 million years ago, the North American, South American, and Caribbean Plates converged. The rise of the Isthmus of Panama restricted water exchange between the Atlantic and Pacific, and their salinities diverged. The isthmus diverted waters that once flowed through the Seaway. The Gulf Stream began to intensify.

Today, evaporation in the tropical Atlantic and Caribbean leaves behind saltier ocean waters and puts fresh water vapor into the atmosphere. Trade Winds carry the water vapor westward across the low-lying isthmus, depositing fresh water into the Pacific through rainfall. As a result, the Atlantic is saltier than the Pacific.

Quelle: WHOI

Zu dieser Zeit lagen die globalen Durchschnittstemperaturen deutlich höher als heute, obwohl die externen Faktoren, die das Klima bestimmen, im Wesentlichen mit den heutigen identisch waren. Im Pazifik war der Temperaturunterschied entlang des Äquators deutlich geringer als heute, d.h. die mittleren Meeresoberflächentemperaturen waren im Osten substantiell wärmer als heute, im Westen aber ähnlich hoch wie heute. Die Folge waren Auswirkungen, die denen des starken El Niño-Ereignisses von 1997/98 glichen.

Heute sieht man als entscheidende geologische Veränderung, die El Padre beendete, die Schließung der Meerenge von Panama. Zu Beginn des Pliozäns strömte zwischen Nord- und Südamerika noch Wasser aus dem Pazifik in den Atlantik und glich Salzunterschiede zwischen den Ozeanen aus, doch vor 4,2 Millionen Jahren hatte sich diese Passage (Central American Seaway) dann so weit verflacht, dass kaum noch Wasser durchkam (siehe auch: Panama: Isthmus that Changed the World, NASA).

Oberflächennahe Strömungen und Wassertemperaturen des äquatorialen Pazifik im Dezember 1995

"Normale" Bedingungen: Die Kaltwasserzunge ist gut ausgebildet und der äquatorial-pazifische Warmpool ist auf den Westen beschränkt (Pfeile). Die Oberflächenströmungen am Äquator sind nach W gerichtet.

Unter La Niña-Bedingungen wäre die Kaltwasserzunge noch stärker ausgebildet, unter El Niño-Bedingungen wäre sie stark abgeschwächt und der Warmpool weit nach Osten vorgedrungen.

Quelle: NASA Ocean Motion

 

Dadurch wurde das Wasser in der Karibik salziger. Als Folge verstärkte sich der Golfstrom im Atlantik und damit auch die thermohaline Zirkulation. Diese durch Salz- und Temperaturunterschiede angetriebene weltweite Umwälzung der Ozeane transportiert warmes, salzreiches Wasser aus den Tropen in hohe Breiten, wo es sich abkühlt und absinkt. Das Tiefenwasser quillt vor den Küsten der Kontinente wieder auf und kühlt die niedrigen Breiten. Bevor sich der Seeweg schloss, war die thermohaline Zirkulation so schwach, dass das kalte Tiefenwasser nirgendwo in die Nähe der Oberfläche kam. Die Kaltwasserzunge, die heute normalerweise vor Südamerika liegt, existierte damals noch nicht. Auch vor Kalifornien und Westafrika quoll kein kaltes Wasser auf.

Man nimmt an, dass sich vor 4,2 Millionen Jahren die Grenzschicht (Thermokline) zwischen dem kalten Tiefenwasser und dem warmen Oberflächenwasser vor Südamerika in flachere Bereiche verlagerte, weil die thermohaline Zirkulation in Schwung kam. Zudem verstärkte das vor ca. 3,3 Mio. Jahren einsetzende Auftreten erster Gletscher auf der Nordhalbkugel vermutlich die Passatzirkulation. Vor dem westlichen Südamerika bewirkten die SO-Passate ein Aufquellen von kaltem Tiefenwasser, was den heutigen Bedingungen entspricht. Der Temperaturunterschied von Luft und Oberflächenwasser zwischen Ost- und Westpazifik wurde größer, was die Passate weiter verstärkte und die Kaltwasserzunge vor Südamerika beständig werden ließ.

endemisch

Pflanzen- und Tierarten, die weltweit nur in einem bestimmten, eng begrenzten Gebiet auftreten, bezeichnet man als endemisch. Endemische Arten können leicht durch Zerstörung ihres Lebensraums ausgelöscht werden.

Ensemblevorhersagen

Ein meteorologisches Ensemble besteht aus mehreren Wettervorhersagen und dient der Bestimmung der Vorhersageunsicherheit. Aufgrund der chaotischen Natur der Atmosphäre können kleine Unterschiede im Anfangszustand einer Simulation zu großen Unterschieden in der Vorhersage führen. Bei der Entwicklung von Ensemblesystemen geht es darum, durch gezielte Veränderungen des mathematischen Wettermodells und des Anfangszustandes, mit dem ein Vorhersagelauf auf einem Supercomputer gestartet wird, ein realistisches Spektrum an Vorhersagen zu erzeugen. Diese verschiedenen Optionen der Wetterentwicklung bekommen durch das Ensemble eine Wahrscheinlichkeit zugeordnet. Im Gegensatz zur klassischen Wettervorhersage mit nur einer einzigen möglichen Vorhersage, die als absolut angesehenen wird, liefern Ensemblesysteme Wahrscheinlichkeiten für das Eintreten verschiedener Optionen des zukünftigen Wetters. In einem perfekt arbeitenden Ensemble gilt: je deutlicher sich die einzelnen Vorhersagen im Ensemble voneinander unterscheiden, desto unsicherer ist die Vorhersage (Spread/Skill Relation).

Seit etwa 20 Jahren werden am Europäischen Zentrum für mittelfristige Wettervorhersage (EZMW) globale Jahreszeitenvorhersagen erstellt und inzwischen gibt es weltweit einige weitere Wetterdienste, die ebenfalls Jahreszeitenvorhersagen produzieren. Zur Erhöhung der Qualität der saisonalen Prognosen werden die Vorhersagen verschiedener Modelle im Ensemble bewertet. Beim EZMW ist das EUROSIP (European Seasonal to Interannual Prediction) Projekt angesiedelt. Das Konsortium betreibt derzeit Modelle des EZMW, des britischen und französischen Wetterdienstes und des nationalen Zentrums für Umweltvorhersagen (NCEP) der USA.
Beim Deutschen Wetterdienst (DWD) wird seit Herbst 2011 gemeinsam mit dem Max-Planck-Institut für Meteorologie in Hamburg und der Universität Hamburg am Aufbau eines eigenen Ensemblevorhersagesystems auf Basis des Erdsystemmodells MPI-ESM gearbeitet.

Weitere Informationen:

ENSO

Das Akronym ENSO setzt sich zusammen aus "El Niño" und "Southern Oscillation" (span. El Niño - Oscilación del Sur, ENOS) und ist der Ausdruck, der gegenwärtig für das gesamte ozeanisch-atmosphärische Phänomen (also das Abwechseln von El Niño- und La Niña-Ereignissen und der neutralen Phasen) verwendet wird. Dabei steht El Niño (und - auch wenn nicht ausdrücklich im Namen erwähnt - La Niña) für die ozeanische Komponente, während die Southern Oscillation (SO) die atmosphärische verkörpert. Letztere stellt eine Art Druckschaukel zwischen dem südostasiatisch-australischen Tiefdruckgebiet (als Messwert wird der Bodendruck von Jakarta, Indonesien, herangezogen) und dem südostpazifischen Hochdruckgebiet (Messwert von Tahiti) dar. Bei einem steigenden Luftdruck im Tiefdruckgebiet über Indonesien fällt der Luftdruck im südostpazifischen Hoch, und die Differenz zwischen beiden Druckgebilden nimmt ab.

Sir Gilbert Walker hatte bei seinen Studien über die Beziehungen des Indischen Monsuns zu meteorologischen Verhältnissen in anderen Gebieten der Erde den Mechanismus der Southern Oscillation beschrieben und benannt (Walker und Bliss 1932). Nach Vorarbeiten von Berlage (1966) wurde die Verknüpfung von El Niño und der Südlichen Oszillation von dem in die USA emigrierten Norweger Jacob Bjerknes in den späten 1960er Jahren geleistet. Er wertete dazu die Messdaten aus, die während des Internationalen Geophysikalischen Jahres 1957/58 zusammengetragen wurden. Zufälligerweise trat während dieser Zeit eine starke El Niño-Episode auf.

Einen guten Überblick über die Begriffsgeschichte vom lokalen El Niño zum globalen ENSO im modernen Verständnis geben Zebiak et al. (2014).

Während das engere Wirkungsgebiet von ENSO im Bereich des tropischen Pazifik liegt, scheint es viele Telekonnektionen zu geben, die im Zusammenhang mit ENSO stehen. So werden die Variabilitäten des indischen Monsuns und die Hurrikanhäufigkeit in Mittel- und Nordamerika eng mit ENSO in Verbindung gebracht. Der tropische Pazifik weist unter allen Ozeanen die stärksten Schwankungen der Oberflächentemperatur innerhalb von Zeitspannen auf, die von einigen Monaten bis zu mehreren Jahren reichen. Da diese Meeresregion auch das Weltklima besonders stark prägt, wirken sich die Temperaturschwankungen erheblich auf das globale Klimageschehen aus.
Der ENSO-Mechanismus beinhaltet drei Phasen: El Niño, La Niña und die sogenannten neutralen Zwischenphasen. Letztere heißen auch - etwas irreleitend - Normalphasen.

El Niño to La Niña (Animation)

In 2010, the El Niño climate pattern shifted quickly to one of the most powerful La Niñas in fifty years, resulting in dramatic flooding in Australia as well as other extreme weather through the spring of 2011. Using sea-surface temperature data and data of global cloud patterns, these data visualizations reveal 2010's prominent ENSO cycle shift as well as the wild weather that resulted.

The following datasets are included in each movie:

  • Global measurements of sea surface temperature from January 2007 to April 2010, obtained by two satellite sensors (NOAA's AVHRR and NASA's AMSR-E) as well as ocean buoys, which are processed by NOAA's National Climatic Data Center.
  • Sea-surface temperature anomaly data, which indicate areas that are hotter or colder than normal (a 30-year average).
  • Infrared satellite observations of global cloud patterns during 2010 and 2011. The global composite is obtained from five geosynchronous satellites (GOES-East, GOES-West, Meteosat-9, Meteosat-7, and MT-SAT) and is processed by NOAA's Climate Prediction Center.

Zum Start der Animation auf die Grafik klicken - Quelle: NOAA / AMNH

 

Häufig lässt man ein ENSO-Jahr im Hinblick auf die drei Kategorien kalt, neutral und warm im Jahresviertel Oktober-November-Dezember beginnen und im Jahresviertel Juli-August-September enden (JMA-Index).
Der ENSO-Zyklus weist ein hohes Maß an Unregelmäßigkeit auf. Keine zwei El Niños sind genau gleich. Dasselbe gilt für La Niñas.

Die folgende Tabelle mit den Werten des Oceanic Niño Index der NOAA gibt eine historische Übersicht über die ENSO-Phasen ab dem Jahr 1950. Sie beinhaltet die saisonale Abweichung von Meeresoberflächentemperaturen (ERSST.v3b SST) in der Niño 3.4-Region (5° N - 5° S, 120° - 170° W) bezogen auf eine dreißigjährige Basisperiode, aktuell auf die Zeit von 1981-2010. Die Zuweisung zu einer der drei Phasen (kalt, neutral, warm) bezüglich der Meeresoberflächentemperaturen , erfolgt jeweils für eine Gruppe aus drei aufeinanderfolgenden Monaten. Die Abgrenzung von warmen (rot) und kalten (blau) Episoden erfolgt bei einem Schwellenwert von +/- 0,5 °C. Aus historischen Gründen werden voll ausgebildete kalte und warme Phasen dann als solche definiert, wenn der jeweilige Schwellenwert von mindestens 5 aufeinanderfolgenden Monatsgruppen erreicht wird.

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.

Warm- und Kaltepisoden 1950-2014 auf der Basis des Oceanic Niño Index:

Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
1950 -1.4 -1.3 -1.2 -1.2 -1.1 -0.9 -0.6 -0.5 -0.4 -0.5 -0.6 -0.7
1951 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0.0 0.4 0.6 1.0 1.1 1.2 1.1 0.9
1952 0.6 0.4 0.3 0.3 0.3 0.1 -0.1 0.0 0.2 0.2 0.2 0.3
1953 0.5 0.6 0.6 0.7 0.7 0.7 0.7 0.7 0.8 0.8 0.8 0.8
1954 0.7 0.5 0.1 -0.4 -0.5 -0.5 -0.6 -0.7 -0.8 -0.7 -0.7 -0.7
1955 -0.7 -0.7 -0.7 -0.8 -0.8 -0.8 -0.8 -0.7 -1.1 -1.4 -1.7 -1.6
1956 -1.1 -0.8 -0.6 -0.5 -0.5 -0.5 -0.5 -0.6 -0.5 -0.5 -0.5 -0.5
1957 -0.3 0.1 0.4 0.7 0.9 1.0 1.1 1.2 1.2 1.3 1.5 1.8
1958 1.8 1.6 1.2 0.9 0.7 0.6 0.5 0.3 0.3 0.4 0.5 0.6
1959 0.6 0.6 0.5 0.3 0.2 -0.1 -0.2 -0.3 -0.1 0.0 0.1 0.0
Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
1960 -0.1 -0.2 -0.2 -0.1 -0.1 0.0 0.1 0.2 0.2 0.1 0.1 0.1
1961 0.0 0.0 0.0 0.1 0.3 0.4 0.2 -0.1 -0.3 -0.3 -0.2 -0.1
1962 -0.2 -0.3 -0.3 -0.3 -0.2 -0.2 0.0 -0.1 -0.2 -0.3 -0.4 -0.5
1963 -0.4 -0.2 0.1 0.3 0.3 0.5 0.8 1.1 1.2 1.3 1.4 1.3
1964 1.1 0.6 0.1 -0.4 -0.6 -0.6 -0.6 -0.7 -0.8 -0.8 -0.8 -0.8
1965 -0.6 -0.3 0.0 0.2 0.5 0.8 1.2 1.5 1.7 1.9 1.9 1.7
1966 1.4 1.1 0.9 0.6 0.4 0.3 0.3 0.1 0.0 -0.1 -0.1 -0.2
1967 -0.3 -0.4 -0.5 -0.4 -0.2 0.1 0.1 -0.1 -0.3 -0.3 -0.3 -0.4
1968 -0.6 -0.8 -0.7 -0.5 -0.2 0.1 0.4 0.5 0.5 0.6 0.8 1.0
1969 1.1 1.1 1.0 0.9 0.8 0.6 0.5 0.5 0.8 0.9 0.9 0.8

Quelle und aktuelle Version:
http://www.cpc.noaa.gov/products/analysis_monitoring/
ensostuff/ensoyears.shtml

Weiter zurückreichende Daten (1877-2001) zu den ENSO-Phasen
finden Sie hier.

Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
1970 0.6 0.4 0.4 0.3 0.1 -0.2 -0.5 -0.7 -0.7 -0.7 -0.8 -1.0
1971 -1.2 -1.3 -1.1 -0.8 -0.7 -0.7 -0.7 -0.7 -0.7 -0.8 -0.9 -0.8
1972 -0.6 -0.3 0.1 0.4 0.6 0.8 1.1 1.4 1.6 1.9 2.1 2.1
1973 1.8 1.2 0.6 -0.1 -0.5 -0.8 -1.0 -1.2 -1.3 -1.6 -1.9 -2.0
1974 -1.9 -1.6 -1.2 -1.0 -0.8 -0.7 -0.5 -0.4 -0.4 -0.6 -0.8 -0.7
1975 -0.5 -0.5 -0.6 -0.7 -0.8 -1.0 -1.1 -1.2 -1.4 -1.5 -1.6 -1.7
1976 -1.5 -1.1 -0.7 -0.5 -0.3 -0.1 0.2 0.4 0.6 0.7 0.8 0.8
1977 0.6 0.6 0.3 0.3 0.3 0.4 0.4 0.4 0.5 0.7 0.8 0.8
1978 0.7 0.5 0.1 -0.2 -0.3 -0.3 -0.3 -0.4 -0.4 -0.3 -0.1 -0.1
1979 -0.1 0.1 0.2 0.3 0.2 0.0 0.0 0.2 0.3 0.5 0.5 0.6
Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
1980 0.5 0.4 0.3 0.3 0.4 0.4 0.3 0.1 -0.1 0.0 0.0 -0.1
1981 -0.4 -0.6 -0.5 -0.4 -0.3 -0.3 -0.4 -0.4 -0.3 -0.2 -0.2 -0.1
1982 -0.1 0.0 0.1 0.3 0.5 0.7 0.7 1.0 1.5 1.9 2.1 2.2
1983 2.2 1.9 1.5 1.2 0.9 0.6 0.2 -0.2 -0.5 -0.8 -0.9 -0.8
1984 -0.5 -0.3 -0.3 -0.4 -0.5 -0.5 -0.3 -0.2 -0.3 -0.6 -0.9 -1.1
1985 -1.0 -0.9 -0.7 -0.7 -0.7 -0.6 -0.5 -0.5 -0.5 -0.4 -0.4 -0.4
1986 -0.5 -0.4 -0.2 -0.2 -0.1 0.0 0.3 0.5 0.7 0.9 1.1 1.2
1987 1.2 1.3 1.2 1.1 1.0 1.2 1.4 1.6 1.6 1.5 1.3 1.1
1988 0.8 0.5 0.1 -0.2 -0.8 -1.2 -1.3 -1.2 -1.3 -1.6 -1.9 -1.9
1989 -1.7 -1.5 -1.1 -0.8 -0.6 -0.4 -0.3 -0.3 -0.3 -0.3 -0.2 -0.1
Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
1990 0.1 0.2 0.3 0.3 0.2 0.2 0.3 0.3 0.4 0.3 0.4 0.4
1991 0.3 0.2 0.2 0.3 0.5 0.7 0.8 0.7 0.7 0.8 1.2 1.4
1992 1.6 1.5 1.4 1.2 1.0 0.7 0.3 0.0 -0.2 -0.3 -0.2 0.0
1993 0.2 0.3 0.5 0.6 0.6 0.5 0.3 0.2 0.2 0.2 0.1 0.1
1994 0.1 0.1 0.2 0.3 0.4 0.4 0.4 0.4 0.5 0.7 1.0 1.2
1995 1.0 0.8 0.6 0.3 0.2 0.0 -0.2 -0.4 -0.7 -0.8 -0.9 -0.9
1996 -0.9 -0.8 -0.6 -0.4 -0.3 -0.2 -0.2 -0.3 -0.3 -0.3 -0.4 -0.5
1997 -0.5 -0.4 -0.1 0.2 0.7 1.2 1.5 1.8 2.1 2.3 2.4 2.3
1998 2.2 1.8 1.4 0.9 0.4 -0.2 -0.7 -1.0 -1.2 -1.3 -1.4 -1.5
1999 -1.5 -1.3 -1.0 -0.9 -0.9 -1.0 -1.0 -1.1 -1.1 -1.3 -1.5 -1.7
Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
2000 -1.7 -1.5 -1.2 -0.9 -0.8 -0.7 -0.6 -0.5 -0.6 -0.6 -0.8 -0.8
2001 -0.7 -0.6 -0.5 -0.4 -0.2 -0.1 0.0 0.0 -0.1 -0.2 -0.3 -0.3
2002 -0.2 0.0 0.1 0.3 0.5 0.7 0.8 0.8 0.9 1.2 1.3 1.3
2003 1.1 0.8 0.4 0.0 -0.2 -0.1 0.2 0.4 0.4 0.4 0.4 0.3
2004 0.3 0.2 0.1 0.1 0.2 0.3 0.5 0.7 0.8 0.7 0.7 0.7
2005 0.6 0.4 0.3 0.3 0.3 0.3 0.2 0.1 0.0 -0.2 -0.5 -0.8
2006 -0.9 -0.7 -0.5 -0.3 0.0 0.1 0.2 0.3 0.5 0.8 1.0 1.0
2007 0.7 0.3 -0.1 -0.2 -0.3 -0.3 -0.4 -0.6 -0.8 -1.1 -1.2 -1.4
2008 -1.5 -1.5 -1.2 -0.9 -0.7 -0.5 -0.3 -0.2 -0.1 -0.2 -0.5 -0.7
2009 -0.8 -0.7 -0.5 -0.2 0.2 0.4 0.5 0.6 0.8 1.1 1.4 1.6
Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
2010 1.6 1.3 1.0 0.6 0.1 -0.4 -0.9 -1.2 -1.4 -1.5 -1.5 -1.5
2011 -1.4 -1.2 -0.9 -0.6 -0.3 -0.2 -0.2 -0.4 -0.6 -0.8 -1.0 -1.0
2012 -0.9 -0.6 -0.5 -0.3 -0.2 0.0 0.1 0.4 0.5 0.6 0.2 -0.3
2013 -0.6 -0.6 -0.4 -0.2 -0.2 -0.3 -0.3 -0.3 -0.3 -0.2 -0.3 -0.4
2014 -0.6 -0.6 -0.5 -0.1 0.1 0.1 0.0          

Nicht selten werden die Begriffe El Niño und ENSO gleichgesetzt, da ENSO in den Massenmedien weniger gebräuchlich ist. Korrekterweise sollte das Akronym um die Bezeichnung für den zweiten Typ von Extremepisoden erweitert werden, beispielsweise zu "LANENSO", für "La Niña-El Niño-Southern Oscillation".

Abweichungen des Luftdrucks (hPa) von Normal
während El Niño bzw. La Niña

 

Abweichungen der Luftdruckwerte von Normal in mb/hPa während El Niño- bzw. La Niña-Ereignissen. Die negative Phase der SO tritt während El Niño-Episoden auf und geht mit außergewöhnlich hohem Luftdruck über Indonesien und dem westlichen Pazifik einher. Entsprechend ist La Niña mit der positiven Phase der SO und gleichzeitigem tiefem Druck über dem westlichen tropischen Pazifik und hohem Druck über dem östlichen tropischen Pazifik verbunden.

 

Quelle: NOAA

 

Es ist wichtig, dass man sich darüber im klaren ist, dass es das ENSO-Phänomen schon lange gibt und es nach menschlichen Maßstäben auch immer geben wird. Untersuchungen von Korallen-Bänken und Sedimentproben aus nordperuanischen Wüstengebieten scheinen ein Alter des El Niño-Zyklus von wenigstens 2 Millionen Jahren zu belegen. Es wird aber angenommen, dass der Zyklus mindestens 3-4 Millionen Jahre zurückreicht, wenn auch mit variierenden Frequenzen und Intensitäten. In dieser Zeit schloss sich der Isthmus von Panama und die Trennung von Atlantik und äquatorialem Pazifik war vollzogen. Das Atmosphäre-Ozean-Zirkulationssystem war davor vermutlich anders ausgeprägt.
(vgl. CLIVAR-Poster ENSO Dynamics during the Last Glacial Maximum)

ENSO-ähnliche Erscheinungen über dem Atlantik und dem Indischen Ozean werden diskutiert. Der Grund für die deutliche Ausprägung von ENSO über dem Pazifik liegt in dessen Größe.

Äquatoriale Wellen (Kelvin-Wellen und Rossby-Wellen), die in Ost- bzw. West-Richtung den Pazifik überqueren, benötigen dazu eine Zeit von 2-3 Monaten und beeinflussen sehr große Gebiete. Bei den großen Distanzen im Pazifik können letztlich auf den gegenüber liegenden Seiten völlig unterschiedliche Bedingungen herrschen, die in einem ausgeprägten Zyklus oszillieren. Im kleineren Atlantik und Indik kann sich weder ein solcher Kontrast noch eine derartige Oszillation aufbauen.

Eine Beinflussung von ENSO durch den anthropogenen Treibhauseffekt wird gegenwärtig kontrovers diskutiert. Einzelne Untersuchungsergebnisse deuten an, dass es über Veränderungen in der Ozeanzirkulation zu einer Verstärkung der interannuellen Variabilität der Meeresoberflächentemperatur kommen könnte. Das heißt die Temperaturunterschiede von Jahr zu Jahr könnten zunehmen.

ENSO-Niederschlag und seine Anomalien

 

Das Hovmoeller-Diagramm zeigt die zeitlich-räumliche Variabilität des Niederschlags für den Breitenbereich O°-5° S. Deutlich erkennbar ist das Signal eines ENSO-Warmereignisses mit einerseits hohen Niederschlägen über dem südäquatorialen Pazifik, die sich bis nach Ecuador/Peru erstrecken, und andererseits einer Trockenregion um Indonesien (El Niños von 1982/83, 1986/87, 1991/92, 1997/98).

Zum Vergrößern bitte Grafik anklicken.

Quelle: GPCC (persönliche Mitteilung)

 

Jedenfalls zählen die Vorgänge in Zusammenhang mit ENSO zu den auffälligsten kurzfristigen Klimaschwankungen. "Die Variabilität des Klimas ist grundsätzlich systemimmanent und resultiert aus den unterschiedlichen Interaktionen atmosphärischer Parameter mit den Klimafaktoren der Erdoberfläche" (Lauer 1999).

IPCC 2013: El Niño-Southern Oscillation

There is high confidence that the El Niño-Southern Oscillation (ENSO) will remain the dominant mode of natural climate variability in the 21st century with global influences in the 21st century, and that regional rainfall variability it induces likely intensifies. Natural variations of the amplitude and spatial pattern of ENSO are so large that confidence in any projected change for the 21st century remains low.
The projected change in El Niño amplitude is small for both RCP4.5* and RCP8.5 compared to the spread of the change among models. Over the North Pacific and North America, patterns of temperature and precipitation anomalies related to El Niño and La Niña (teleconnections) are likely to move eastwards in the future (medium confidence), while confidence is low in changes in climate impacts on other regions including Central and South Americas, the Caribbean, Africa, most of Asia, Australia and most Pacific Islands. In a warmer climate, the increase in atmospheric moisture intensifies temporal variability of precipitation even if atmospheric circulation variability remains the same. This applies to ENSO-induced precipitation variability but the possibility of changes in ENSO teleconnections complicates this general conclusion, making it somewhat regional-dependent.

*A new set of scenarios, the Representative Concentration Pathways (RCPs), was used for the new climate model simulations carried out under the framework of the Coupled Model Intercomparison Project Phase 5 (CMIP5) of the World Climate Research Programme.
Quelle: IPCC, 2013: Climate Change 2013 - The Physical Science Basis (S. 106 f)

Relevante Atlaskarten:
Alexander GlobalAtlas für Baden-Württemberg
(2004), S. 184; Diercke Weltatlas (2008), S. 189; Haack Weltatlas (2007), S. 222

Weitere Informationen:

Entwaldung

Bezeichnung für die Praktiken oder Prozesse, die zur Umwandlung von waldbedecktem Land zu dauerhaft waldfreiem Land führen. Dieser Vorgang wird aus zwei Gründen häufig als eine der Hauptursachen des verstärkten Treibhauseffektes genannt:

  1. Das Verbrennen oder die Zersetzung des Holzes setzt Kohlendioxid frei.
  2. Bäume, die einstmals der Atmosphäre Kohlendioxid entzogen haben, sind nicht mehr vorhanden und tragen nicht mehr zur Speicherung des Kohlendioxids bei.
Erwärmungspause

Engl. global warming hiatus oder global warming pause; Begriff zur Bezeichnung einer seit 1998 andauernden Phase, während der die global ermittelten Durchschnittstemperaturen kaum steigen, eher stagnieren oder gar sinken. Während die globalen Temperaturen bis weit in die 1990er Jahre markant anstiegen, wurde es seit 1998 auf der Erde im Mittel nur wenig wärmer. Dies obschon der Ausstoß an Treibhausgasen in die Atmosphäre weiter zunahm und die wissenschaftlichen Klimamodelle deswegen eine starke Erwärmung voraussagten. Klimaskeptiker nutzten den vermeintlichen Widerspruch, um den Klimawandel per se oder zumindest das Schadenspotenzial der Treibhausgase sowie die Aussagekraft der Klimamodelle in Frage zu stellen. Die Mehrheit der Klimawissenschaftler betonte derweil stets, dass sich die kurzfristige Erwärmungspause durchaus im Einklang mit der gängigen Wissenschaftsmeinung erklären lasse und einer langfristigen Erwärmung nicht widerspreche.

In einer Studie der ETH Zürich kommen Forscher zum Schluss, dass für die Pause zwei wichtige Gründe zu etwa gleichen Teilen verantwortlich sind:

Ein wichtiger Grund sind zunächst natürliche Klimaschwankungen. Die Klimaphänomene El Niño und La Niña im Pazifik sind davon die bekanntesten und bedeutendsten. Insgesamt erwärmt sich die globale Atmosphäre um circa 0.1 Grad Celsius im Jahr nach einem durchschnittlichen El Niño. Nach dem extrem starken "Jahrhundert-El-Niño" von 1997/98 lag die Erwärmung bei mehr als 0.2 Grad. Bei La Niña verhält es sich gerade umgekehrt: die kleine «kalte» Schwester führt zu einer Abkühlung des Ostpazifiks und in Folge der Atmosphäre. Das Gegenphänomen La Niña hingegen hat die vergangenen Jahre kälter gemacht, als sie ohne dieses Phänomen gewesen wären. Klimamodelle berücksichtigen zwar solche Schwankungen grundsätzlich. Es ist jedoch unmöglich vorauszusagen, in welchem Jahr diese Phänomene eintreten.

Die globale Erdoberflächentemperatur seit 1850

Die rote Kurve zeigt jährliche Mittelwerte relativ zum Mittelwert von 1961-1990. Die horizontalen Linien zeigen Mittelwerte von Temperaturrekonstruktionen (Orange: NOAA; Blau: NASA GISS).

Die Beobachtungen zeigen, dass sich seit 1997/98 praktisch kein ausgeprägter El Niño entwickelte, während es doch einige recht starke La Niñas gab. Wenn man die globale Temperaturkurve der letzten zwei Jahrzehnte betrachtet, fällt auf, wie stark die wärmsten Jahre mit El Niños und die eher kälteren Jahre mit La Niñas zusammenfallen.

Der Auszug in der Grafik zeigt die Entwicklung der Erdoberflächentemperatur seit Anfang der 1990er Jahre im Detail. Die roten Quadrate identifizieren Jahre, die durch El Niño geprägt sind, während die grünen solche mit La-Niña-Ereignissen bezeichnen. Die Grösse der Symbole stellt die Stärke dieser Phänomene dar.

Quelle: ETHZ Zukunftsblog

 

Der zweite wichtige Grund für die Klimapause ist laut der Studie, dass in den vergangenen Jahren die Sonneneinstrahlung weniger stark war als vorhergesagt. Das hat damit zu tun, dass die bekannten Schwankungen in der Intensität der Sonnenstrahlung derzeit atypisch sind: Während die sogenannten Sonnenfleckenzyklen in der Vergangenheit jeweils 11 Jahre dauerten, dauerte die letzte Periode schwacher Sonnenstrahlung aus unbekannten Gründen 13 Jahre.

Außerdem haben mehrere Vulkanausbrüche wie jener des Eyjafjallajökull in Island 2010 die Konzentration von Schwebeteilchen (Aerosol) in der Atmosphäre erhöht. Dies reduzierte die auf der Erdoberfläche eintreffende Sonnenstrahlung weiter.

Die Wissenschaftler zogen Ihre Schlüsse aus Korrekturberechnungen der Klimamodelle. Sie suchten in allen Klimasimulationen nach Zeiträumen, deren El Niño/La Niña-Muster den Messdaten der Jahre 1997 bis 2012 entsprachen. Eine Kombination von gut 20 so gefundenen Zeiträumen ließ sie den Einflusses von El Niño und La Niña realistisch abschätzen. Außerdem setzten sie in den Modellrechnungen für die Sonnenaktivität und die Aerosolkonzentration in der Erdatmosphäre rückwirkend die tatsächlich gemessenen Werte ein. Auf diese Weise korrigierte Modellrechnungen sind viel näher an den Temperaturmessdaten.

Die Gründe für die Diskrepanz zwischen Klimamodellen und Messdaten in den letzten 16 Jahren sind wahrscheinlich nicht ausschließlich darin zu suchen, dass die Modelle zu hohe Werte liefern. Kritisch hinterfragen muss man wohl auch die Interpretation der offiziellen Messdaten. Wahrscheinlich sind diese zu tief. Denn zur Berechnung der globalen Durchschnittstemperatur werden nur Messwerte von Wetterstationen am Boden verwendet, und solche gibt es nicht überall auf der Erde. So wissen Wissenschaftler beispielsweise von Satellitendaten, dass sich die Arktis in den vergangen Jahren besonders stark erwärmte. Weil es dort jedoch keine Wetterstationen gibt, fehlen Messpunkte mit besonders hohen Ausschlägen gegen oben. Die Durchschnittstemperatur wird folglich zu tief angegeben.

Britische und kanadische Forscher schlugen 2013 eine alternative Temperaturkurve vor, in die sie für Regionen ohne Wetterstationen Temperaturschätzungen von Satellitendaten einfließen ließen und die höhere Werte aufweist. Werden die Modelldaten wie von den ETH-Forschern vorgeschlagen nach unten und die Messdaten wie von den britischen und kanadischen Forschern nach oben korrigiert, stimmen Modell und Beobachtung ausgesprochen gut überein.

Trotz Klimapause gibt es keinen Anlass, an den bisherigen Berechnungen zur Klimaaktivität von Treibhausgasen und an den neuesten Klimamodellen zu zweifeln. Sobald sich Sonnenaktivität und Aerosolkonzentration in der Atmosphäre sowie Klimaphänomene wie El Niño wieder natürlicherweise den Werten früherer Jahrzehnte annähern, wird die Erwärmung wahrscheinlich weitergehen.

euphotische Zone

Von Griechisch εὖ eu, „gut“, und φῶς phōs, Gen. φωτός phōtos „Licht“; die obere, in klarstem Wasser ca. 100 m, in trübem Wasser von Lagunen nur wenige Dezimeter mächtige Schicht des Ozeans, in der das einfallende Licht photosynthetisch wirksam ist und so bevorzugt die Primärproduktion ermöglicht und damit Sauerstoff produziertwird. Die Photosyntheseleistung ist besonders hoch in Auftriebsgebieten.

Mit der Tiefe nimmt das Licht so stark ab (durch Brechung, Streuung und Absorption), dass mehr Energie durch die Pflanzenatmung verbraucht wird, als durch Photosynthese produziert werden kann, daher ist Pflanzenwachstum in relativ geringer Tiefe bereits nicht mehr möglich, obwohl noch Restlicht vorhanden ist (dysphotische Zone). Licht unterschiedlicher Wellenlängen wird nicht gleichmäßig absorbiert: rotes Licht (ca. 650 nm) ist bereits in 10 m Tiefe nur noch mit 1 % vertreten, während blaues Licht (ca. 450 nm) am weitesten eindringt (in klarem Wasser bis in 150 m Tiefe). Wo auch das letzte Tageslicht verschwunden ist, beginnt die aphotische Zone.

Eutrophierung

Eutrophierung bezeichnet den übermäßigen Eintrag von Nährstoffen in Gewässer, wodurch es zur Erhöhung der Primärproduktion, zur Zunahme biologischer Abbauprozesse und zu Sauerstoffzehrung kommt. Im Extremfall können dadurch sauerstoffarme Zonen entstehen.

Extremes Wetter

Ein Ereignis, das an einem bestimmten Ort und zu einer bestimmten Jahreszeit selten ist, d.h. die dabei auftretenden Wetterzustände und Wetterlagen (dargestellt in Wetterelementen) weichen signifikant vom Durchschnitt ab. Die Definitionen für “selten” variieren, aber ein extremes Wetterereignis wäre normalerweise so selten wie oder seltener als das 10- oder 90 %-Perzentil der beobachteten Wahrscheinlichkeitsverteilung.

Als Basis dient eine klimatologische Referenzperiode, ein geographischer Bezug zu einer Klimaklassifikation, als Maß der Ausnahmeerscheinung die Jährlichkeit der Wetterelemente und anderer Wirkungsfaktoren (wie die Hochwasserpegel), wie auch der Versicherungsschaden oder der gesamtwirtschaftliche (Versicherter und unversicherter Direktschaden, Folgeschäden und Wiederherstellung, einschließlich der Opfer). Dem Begriff liegt keinerlei präzise Definition zugrunde, sondern ist ein pragmatischer Ausdruck der Dokumentation von Klima und Wetter in der Klimafolgenforschung oder im Versicherungswesen.

Per Definition kann die Charakteristik von so genanntem “Extremwetter” absolut gesehen von Ort zu Ort unterschiedlich sein. Einzelne Extremereignisse können nicht einfach und direkt der anthropogenen Klimaänderung zugeordnet werden, da immer eine begrenzte Chance besteht, dass das betreffende Ereignis natürlicherweise hätte auftreten können. Wenn ein Muster von extremem Wetter über eine bestimmte Zeitspanne, z.B. eine Saison, bestehen bleibt, kann es als “extremes Klimaereignis” klassiert werden, vor allem wenn es ein Mittel bzw. eine Summe aufweist, die seinerseits bzw. ihrerseits extrem ist (z.B. eine Dürre oder Starkniederschlag während einer ganzen Saison).

Extremereignisse sind von besonderer historischer und wirtschaftlicher Bedeutung. Als klimatologische Indikatoren sind sie aber ungeeignet: zum einen treten sie sehr unregelmäßig ein, und zum anderen muss der Mittelwert einer Referenzperiode bekannt sein, um eine Wetteranomalie als solche klassifizieren zu können. Der aktuelle langfristige Mittelwert setzt sich aber genau aus den eintretenden Wetterereignissen zusammen, aktuelle Extremereignisse können also nur mit abgelaufenen Bemessungszeiträumen verglichen werden / in Kontexte gesetzt werden.

F

Fernerkundung

Das Beobachten, Speichern, Kartieren und Interpretieren von Erscheinungen auf der Erdoberfläche oder auf der Oberfläche anderer Himmelskörper ohne direkten Kontakt des Aufnahmesystems, des sogenannten Sensors, mit dem zu erkundenden Objekt. Unterschieden werden photographische (Luftbilder) und nichtphotographische Aufnahmeverfahren (digitale Bilder, Radaraufnahmen), die von bemannten Flugzeugen, unbemannten Flugobjekten (Drohnen), bemannten Raumfahrzeugen und Satelliten oder auch von höher gelegenen Geländepunkten aus zur Erkundung der Erdoberfläche und der Atmosphäre genutzt werden.
Passive Fernerkundungsverfahren zeichnen elektromagnetische Strahlung auf, die von der Erdoberfläche reflektiert und/oder emittiert wird. Aktive Verfahren wie Radar oder Laser senden kohärente Strahlungsimpulse aus und registrieren die Laufzeit bzw. die Amplituden- und Phasendifferenz der von der Erdoberfläche rückgestreuten Signale.

Bitte beachten Sie

Fischerei

Der kommerziell betriebene Fang von Fischen und anderen im Wasser lebenden Tieren, wie z.B. Krabben, Krebsen oder Garnelen als Bereich der Nahrungswirtschaft und Rohstoffgewinnung. Streng genommen gehört die Jagd auf Wale nicht zur Fischerei, wohl aber der Fang von Mollusken (z.B. Octopus und Muscheln) sowie die Gewinnung von Algen, Schwämmen, Seemoos, Naturperlen und Bernstein. Die Fischerei bezieht auch die stark wachsenden Aquakulturen mit ein. Die Grenzen zur Fischwirtschaft, die sowohl Fang wie auch Verarbeitung umfasst, sind fließend.

Man unterscheidet nach Hochsee-, Küsten- und Binnenfischerei einschließlich Teichwirtschaft. Die ergiebigsten Fischereigewässer der Meeresfischerei liegen auf den Kontinentalsockeln, die sich von der Küste aus im Durchschnitt etwa 80 km ins Meer erstrecken. Diese Gewässer sind weniger als 200 m tief, sie besitzen günstige Strömungen und Temperaturen sowie ein reiches Nahrungsangebot. Hervorzuheben sind Bereiche der Nordsee, Gewässer entlang der Westküste Großbritanniens, vor Island, auf den Grand Banks of Newfoundland vor Ostkanada, auf den Georges Banks vor New England, vor dem Südwesten der USA, vor Peru, in der Beringsee, im Golf von Alaska und vor den Küsten Japans.

Bei der Meeresfischerei unterscheidet man die in der Nähe der Wasseroberfläche lebenden (pelagischen) Fische von den in der Tiefe und nahe des Meeresbodens lebenden Fische (Grundfische). Der Fang oder die "Ernte" wirbelloser Tiere - meist in flachen Gewässern - erbringt nur einen kleinen Teil des Gesamtertrages. Wirtschaftlich bedeutend sind u.a. Austern, Miesmuscheln, Kamm-Muscheln, Hummer und Tintenfische.

Die Fangmethoden, gewöhnlich der Einsatz von Netzen oder Leinen, gestalten sich in Abhängigkeit von den Lebensgewohnheiten der Tiere. Die bevorzugten Oberflächennetze sind die Ringwaden, lange, vorhangartige Netze, die an Schwimmern hängen. Sie werden kreisförmig um einen Fischschwarm gezogen und mit einem Seil am unteren Ende wie ein Beutel zusammengezogen.
Das Kiemennetz besitzt eine Maschenweite, die gerade groß genug ist, um den Kopf des Fisches durchzulassen, in der aber die Kiemen hängen bleiben. Kiemennetze lässt man meist an der Oberfläche treiben, um pelagische Fische zu fangen. Zum Fang von Grundfischen werden sie am Boden verankert.
Mit dem Grundschleppnetz (Trawl) werden Grundfische wie z.B. Dorsche gefangen. Es wird mit Hilfe von zwei langen Tauen geschleppt. In der Nähe der Öffnung des Netzes befinden sich zwei Bretter, die durch ihre Bewegung und den Widerstand des Wassers zur Seite bzw. nach unten gedrückt werden und dadurch das Netz offen halten.
Langleinen, die sowohl zum Fang von Fischen an der Oberfläche (z.B. Thunfische) als auch zum Fang von am Meeresboden lebenden Fischen (z.B. Heilbutt) verwendet werden, sind lange, schwere Taue, an denen Hilfsleinen mit langen, köderbesetzten Haken angebracht sind. Sie können mehrere km Länge haben und werden an verankerten Bojen befestigt oder von Schiffen gezogen. Nach dem Fang werden die Leinen von Winden eingeholt.
Die Schalentiere der Tiefsee (z.B. bestimmte Krebstiere und Venusmuscheln) fängt man mit Schleppnetzen. An der Küste werden Austern beispielsweise mit einem Austernrechen gesammelt. Ähnliches gilt für Kamm-Muschelarten, die im Wattenmeer leben. Hummer werden üblicherweise in Fallen aus Holz oder Draht gefangen.
Moderne Fischereiflotten besitzen große schwimmende Fischfabriken, die Netze mit einem Fang von 100 Tonnen Fisch über Heck einholen können. Auf ihnen werden die Fische ausgenommen und tiefgefroren. Solche Schiffe können monatelang in entlegenen Fischgründen arbeiten.
Sonartechnik dient der Lokalisierung, Arten- und Größenbestimmung von Fischschwärmen. Für das Auffinden von Fischschwärmen in Oberflächennähe werden Flugzeuge oder Hubschrauber eingesetzt. Schwärme einiger Arten wie z.B. Tintenfische werden mit starken Scheinwerfern angelockt und durch große Saugpumpen an Bord befördert.

Hinsichtlich einzelner Fischgründe und -arten gibt es deutlich Anzeichen einer Überfischung, die eine nachhaltige Bewirtschaftung der Ozeane gefährdet. In die Kritik geriet u.a. die Verwendung von Netzen mit zu engen Maschenweiten, in denen sich auch Jungfische verfangen, bevor sie sich fortpflanzen können. Ferner der Einsatz von Beutelschlagnetzen zum Fang von Thunfischen, wobei auch häufig Meeressäuger (u.a. Delphine) mitgefangen werden sowie die Verwendung von bis zu 64 km langen Treibnetzen, in denen sich auch nicht genießbare Arten verfangen.

Globale Produktion der Meeresfischerei

Die Meeresfischerei erlebte in der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts einen gewaltigen Aufschwung. Die Anlandungen sind von 16,8 Mio. t pro Jahr (1950) bis auf 86,4 Mio. t pro Jahr (1996) gestiegen; seither stagnieren die Fänge bei etwa 80 Mio. t pro Jahr, mit leicht fallender Tendenz. Die Stagnation der Erträge bedeutet jedoch keineswegs, dass ein stabiler, nachhaltiger Zustand erreicht ist, in dem sich Bestände und Fischereidruck im Gleichgewicht halten. Vielmehr erfordert der gleiche Ertrag an Fisch einen höheren globalen Fischereiaufwand, der sich seit den 1950er Jahren um 54 % gesteigert hat. Die leichter erreichbaren natürlichen Bestände werden durch die Befischung zunehmend reduziert. Die Kompensation erfolgt dadurch, dass die Fischerei auf andere Bestände ausweicht.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WBGU nach FAO, 2012b: 5

 

Auf der hohen See gilt fischereirechtlich der Grundsatz der Freiheit des Fischfangs für alle Staaten und ihre Angehörigen. Die Fischerei in den Territorialgewässern und der darüber hinaus reichenden Fischerei- und Wirtschaftszone unterliegt der Regelung des Uferstaates.

Im Zusammenhang mir dem Klimawandel ist anzumerken, dass die natürliche Variabilität abiotischer Faktoren in marinen Ökosystemen, z. B. der Wassertemperatur oder der Meeresströmungen, hoch ist und oft nichtlinear bzw. zyklisch verläuft. Das Studium der Wirkung der natürlichen Klimavariabilität kann wertvollen Aufschluss über die Folgen der globalen Erwärmung geben. Meeresökosysteme reagieren im Vergleich zu terrestrischen deutlich sensibler und schneller auf veränderte klimatische Bedingungen, mit nur schwer vorhersagbaren Änderungen der Artenzusammensetzung, räumlicher Verschiebung von Populationen oder umstrukturierten. Schon kleine natürliche Klimaänderungen können große Effekte auf marine Ökosysteme und Fischbestände haben– durch direkte Temperatureffekte, als Folge veränderter Primärproduktion oder auch durch Einflüsse auf wichtige Entwicklungsstadien.

Vor allem kleine, Plankton fressende Fischarten wie Sardine oder Anchovis zeigen starke natürliche Bestandsschwankungen, bei denen großskalige natürliche Klimavariationen eine wichtige Rolle spielen. So haben die kurzfristigen Störungen der ENSO-Ereignisse jeweils für etwa 2–3 Jahre tiefgreifende Auswirkungen auf die marinen Ökosysteme des Peru-Humboldt-Strömungssystems (verringerte Nährstoffversorgung und somit geringere Primärproduktion, zum Teil Zusammenbruch von Fischpopulationen) und auf den weltweit produktivsten Fischbestand (peruanische Anchovis). Die Wirkungen der ENSO-Ereignisse sind jedoch reversibel, so dass in der Regel schon nach wenigen Jahren der „normale“ Zustand wieder erreicht wird.

Weitere Informationen:

Fischereihydrographie

Teilgebiet der Ozeanographie, das sich mit der Untersuchung der physikalischen und chemischen Schichtungsverhältnisse im Meer sowie den Strömungsmustern und Durchmischungszuständen befasst. Die Fischereihydrographie soll Erkenntnisse gewinnen in Bezug auf Fortpflanzungs- und Aufwuchsbedingungen sowie auf Wanderverhalten von kommerziell nutzbaren Fischbeständen und ihren Beuteorganismen.

Fischmehl

Grobes und an Protein (bis 72 %) sowie Vitamin B12 reiches Pulver, das aus der Verarbeitung (Zerkleinern, Kochen, Pressen, Trocknen, Mahlen) von ganzen Fischen wie auch aus Rückständen und Beiprodukten von fischverarbeitenden Fabriken stammt. Begleitprodukt ist Fischöl.

Durchschnittliche Zusammensetzung von Fischmehl in %

 

Eigene Grafik. Quelle der Daten: Bimbo, A. P. (1990): Fish Meal and Oil.
In: Martin, R. E. and Flick, G. J. (Hrsg.): The Seafood Industry. New York

 

 

Üblicherweise besteht der Rohstoff aus kleinen pelagischen Fischarten (Sardinen und Anchovis) und Beifängen. Die wichtigsten Produzenten Mitte der neunziger Jahre waren Peru (ca. 54 %) und Chile (ca. 52 %). In Peru wird in 24 Küstenstädten Fischmehl produziert. Über 90 % des gesamten südamerikanischen Fischmehls wird exportiert, Hauptabnehmer ist China.

Früher als Düngemittel verwendet, ist heute der Hauptverwendungszweck von Fischmehl die Tierernährung, hauptsächlich bei Geflügel, Schweinen, Haustieren und in Aquakulturen (z.B. Garnelen und Lachs), alles überwiegend Massentierhaltungen.
Die für die Tierernährung eingesetzten Mengen Fisch entsprechen ca. 35 % der weltweiten Fischproduktion (aus Wildfängen und Fischzucht). Aus 3 kg Fischprotein entstehen z.B. maximal 1 kg Hühnerprotein.
Fischöl wird u.a. zur Herstellung von Margarine, Linoleum, Lederfarbstoffen, Druckfarbe und Schmiermitteln genutzt.

Die Fischmehlproduktion ist wenig arbeitsintensiv und gleichzeitig stark umweltbelastend. Das Brauchwasser, das sowohl für den Rohrtransport des Fisches von den Kuttern in die Fabriken benötigt wird, wie auch für die eigentliche Produktion, wird in die Buchten abgelassen. Das Pumpenwasser enthält große Mengen von Fischresten, Öl und Blut. Diese organischen Stoffe entziehen bei ihrem Abbau dem Wasser Sauerstoff und verunreinigen die Strände. Beim Kochen des Rohstoffs werden mit dem Wasserdampf Fischmehlpartikel emittiert. Dies führt zu Geruchsbelästigungen und Atemwegs- und Hauterkrankungen, besonders bei Kindern.

Im Anhang befindet sich eine Grafik, die dieses Wirkungsgefüge illustriert.

Die der südamerikanischen Fischmehlindustrie zuliefernde Industriefischerei ist verantwortlich für die starke Überfischung der Fischgründe. Das überstarke Abfischen der kleinen Fischarten, die größeren Fischen als Beutetiere dienen, vermindert auch deren Population. Dies wiederum schadet der küstennahen und arbeitsintensiven Kleinfischerei. Diese subsistent wirtschaftenden Fischer konzentrieren sich auf größere und wertvollere Fischarten. Mit viel geringeren Fangmengen können sie einen vergleichsweise hohen Verdienst erreichen.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NHH

Links: Säcke mit Fischmehl

 

Mitte: Fischmehl-Fabrik

 

Rechts: World fishmeal export and import 2007 (FAO Fishstat 2009)


 

Der Zusammenbruch der Sardellenfischerei und damit der Fischmehlproduktion an der Westküste Südamerikas im Gefolge des El Niño-Ereignisses von 1972/73 hatte eine unerwartete Nebenwirkung für die globale Landwirtschaft. Es musste Ersatz für das eiweißhaltige und relativ billige Viehfutter gefunden werden. Man fand ihn in der Sojabohne, deren Anbau rapide ausgeweitet wurde. Auch nach der Erholung der Fischereiindustrie im westlichen Südamerika ist die Sojabohne zunehmend gefragt, auch als Ersatz für tierisches Eiweiß in der menschlichen Ernährung.

 

 

Utilization of by-products for animal feed

Global demand for fishmeal and fish oil has been increasing, as have their prices. Hence, these are no longer low-value products. There is an increasing trend in the use of pelagic fish directly for human consumption rather than for fishmeal and this, combined with measures such as tight fishing quotas and improved regulation and control of feed fisheries, has contributed to the increase in the prices of fishmeal and fish oil. As a result, the proportion of fishmeal coming from fish processing by-products increased from 25 % in 2009 to 36 % in 2010. Thailand, Japan and Chile are large producers of fishmeal from by-products.
According to estimates by the International Fishmeal and Fish Oil Organisation, the aquaculture industry utilized 73 % of the fishmeal produced in 2010 and, therefore, this product contributes indirectly to food production. In the case of fish oil, the estimates are that 71 % goes for aquafeed and 26 % for human consumption.
In many countries, fish processing establishments are small or medium-sized, and the amount of processing by-products generated may not be sufficient to justify running a fishmeal plant. Producing silage from these by-products would be a convenient and relatively inexpensive way of preserving them. This is common practice in Norway, where silages from different farmed salmon slaughtering plants go to a centralized processing plant. The pooled silage is then processed into an oil and aqueous phase that evaporates to a concentrated fish protein hydrolysate with a dry matter content of at least 42-44 %. This is used along with fish oil in feed for pigs, poultry and fish other than salmon. Some large fish-slaughter plants process byproducts using commercial enzymes to obtain hydrolysates and oil of very high quality.

Nutraceuticals and bioactive ingredients
Long-chain polyunsaturated fatty acids, EPA and DHA are perhaps the most commercially successful marine lipids derived from fish oils. Despite starting slowly in around 2000, the market for omega-3 has grown considerably. According to some market studies, the global demand in 2010 for omega-3 ingredients was US$1.595 billion. The pharmaceutical and food industries use gelatine as an ingredient to improve properties such as texture, elasticity, consistency and stability. Global gelatine production in 2011 was about 348 900 tonnes, with 98–99 % coming from porcine and bovine hides and bones and about 1.5 % from fish and other sources. The market price for fish gelatine tends to be 4–5 times higher than that of mammalian gelatine, but it has applications in halal and kosher foods. Because of its rheological properties (in terms of physical consistency and flow), gelatine from warmwater fish can be an alternative to bovine gelatine in food and drug coatings. Gelatine from coldwater fish has applications in frozen and refrigerated foods.

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

Quelle: FAO - The State of World Fisheries and Aquaculture 2014, S. 170ff

 
Flussoase

Oase (Gebiet dichteren Pflanzenwuchses in einer Wüsten- oder Halbwüstenumgebung), die durch einen aus einer niederschlagsreichen Region zuströmenden Fremdlingsfluss mit Wasser gespeist wird. Bekannteste Beispiele sind die Flussoasen von Nil, des Tafilalet und von Mesopotamien mit ihren z.T. regelmäßigen Uferüberschwemmungen. Auch die Küstenwüsten Perus weisen Flussoasen auf, die schon seit vorkolumbianischer Zeit agrarisch genutzt werden.

  • Relevante Atlaskarte (Tinajones, Peru - Bewässerung/Entwicklungshilfe): Diercke Weltatlas, S. 209
Forcing

Begriff, der noch keine allgemein anerkannte Übersetzung besitzt, häufig englisch verwendet wird und am ehesten mit "Antrieb(sfaktor)" oder "Auslösekraft" ins Deutsche übertragen werden kann.

Man unterscheidet bei einem System externes Forcing und internes Forcing. Externes Forcing bezeichnet hierbei Mechanismen bzw. Faktoren, die von Veränderungen im System nicht beeinflusst werden. In Bezug auf das Klimasystem werden beispielsweise Änderungen in der Solarstrahlung als externes Forcing bezeichnet. Zu internem Forcing gehören Vulkanausbrüche, biochemisches Forcing, interne Dynamik wie ENSO, Änderungen in der Eisbedeckung oder CO2-Anstieg. Als langfristiges internes Forcing gelten die Plattentektonik oder Änderungen in der Polarität des Erdmagnetfeldes.

Front

Luftmassengrenze in der unteren Atmosphärenschicht (Troposphäre) mit starkem thermischen Gegensatz, also eine Unstetigkeitsfläche in der Temperaturverteilung. Das vereinfachte Modell der troposphärischen Front ist eine formal von zwei Flächen begrenzte, geneigte barokline Schicht, welche zwei Luftmassen mit unterschiedlicher Dichte und Temperatur trennt. Je nach Richtung der frontsenkrechten Bewegung handelt es sich dann um eine Kaltfront oder eine Warmfront. Fronten entstehen z.B. in Zyklonen, welche auf der Westseite polare Luftmassen nach S und auf der Ostseite tropische Luftmassen nach N führen (Nordhalbkugel), die im Wirbel aufeinandertreffen. Fronten zeichnen sich durch Konvergenz, Wolkenbildung und Niederschläge aus.

Frühwarnsystem

Engl. Early Warning System (EWS); Einrichtung, welche aufkommende Gefahren frühzeitig als solche erkennt, und Gefährdete möglichst schnell darüber informiert. Es soll ermöglichen, durch eine rechtzeitige Reaktion die Gefahr abzuwenden oder zu mildern. Teile von Frühwarnsystemen können folgende Bereiche sein: Messungen, Sammlung der Daten, Überwachung, Einschätzung, Warnung / Verbreitung, Automatische Reaktion, Entwarnung, Voraussetzungen / Vorsorge.

fühlbare Wärme

Als fühlbare oder sensible Wärme bezeichnet man Wärme bzw. thermische Energie, die sich bei Zufuhr oder Abfuhr unmittelbar in Änderungen der Temperatur äußert und damit direkt fühl- bzw. messbar ist. Sensible Wärme gelangt von warmen Oberflächen durch Wärmeleitung bzw. Wärmestrahlung in die Atmosphäre und wird dort durch Konvektion weiter transportiert. In der Atmosphäre wird durch Verdunstung ein Teil der sensiblen Wärme in latente Wärme überführt, sodass die Lufttemperatur abnimmt.

Der Begriff wird vor allem als Abgrenzung gegenüber der latenten Wärme genutzt. Das Verhältnis zwischen fühlbarer und latenter Wärme wird Bowen-Verhältnis genannt.

G

Galápagos-Inseln

Zu Ecuador gehörende Inselgruppe im östlichen Pazifik, ca. 1.050 km vor der ecuadorianischen Küste im Äquatorbereich gelegen. Der Archipel besteht aus 13 Hauptinseln, 6 kleineren Inseln und einer Vielzahl von Kleinstinseln. Die erst 700.000 bis 5 Mio Jahre alten Galápagos-Inseln, auf einer Plattengrenze liegend, bestehen aus vulkanischem Gestein und sind übersät mit - z.T. aktiven - Schildvulkanen.

Niedrige Niederschläge, geringe Luftfeuchtigkeit und verhältnismäßig tiefe Luft- und Wassertemperaturen (ca. 20 °C) sind auf den kühlen Humboldtstrom und aufsteigendes Tiefenwasser zurück zu führen. Dieses Tiefenwasser ist nährstoffreich und verantwortlich für den Artenreichtum um die Insel herum. Die Inseln besitzen Tausende von Pflanzen- und Tierarten, von denen die Mehrzahl endemisch (Vorkommen von Lebewesen in einem begrenzten Gebiet) ist. Berühmt sind die Galápagos-Inseln für ihre einzigartige Tierwelt, die dem englischen Naturforscher Charles Darwin wichtige Daten für die Entwicklung seiner Evolutionstheorie (1859) lieferte. 90 Prozent der Galápagos-Inseln stehen seit 1959 unter Naturschutz. 1978 wurde das Gebiet in die UNESCO-Liste des Weltnaturerbes aufgenommen. Die umgebenden Gewässer wurden 1986 unter Schutz gestellt.


Galápagos-Inseln 2002

This true-color image of the Galapagos Islands was acquired on March 12, 2002, by the Moderate-resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS), flying aboard NASA's Terra satellite. The Galapagos Islands, which are part of Ecuador, sit in the Pacific Ocean about 1000 km  west of South America. As the three craters on the largest island (Isabela Island) suggest, the archipelago was created by volcanic eruptions, which took place millions of years ago.
Unlike most remote islands in the Pacific, the Galapagos have gone relatively untouched by humans over the past few millennia. As a result, many unique species have continued to thrive on the islands. Over 95 % of the islands’ reptile species and nearly three quarters of its land bird species cannot be found anywhere else in the world. Two of the more well-known are the Galapagos giant tortoise and marine iguanas. The unhindered evolutionary development of the islands’ species inspired Charles Darwin to begin The Origin of Species eight years after his visit there. To preserve the unique wildlife on the islands, the Ecuadorian government made the entire archipelago a national park in 1959. Each year roughly 60,000 tourists visit these islands to experience what Darwin did over a century and a half ago.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken - Quelle: NASA Earth Observatory

 

 

Die Galápagos-Inseln kennen eine Regenzeit, die mit einem Gipfel im April von Januar bis Juni dauert. Das übrige Jahr fällt fast kein Niederschlag. Während El Niño-Ereignissen sind die Galápagos-Inseln häufig von Witterungsextremen (Starkniederschläge) bzw. ungewöhnlich hohen Meerwassertemperaturen (1998: 29 °C, gegenüber 18 - 20 °C in Normaljahren) betroffen.

Gleichzeitig ändern sich auch die Meeresströmungen. Das ausbleibende Tiefenwasser dezimiert alle auf das Meer angewiesenen Arten, während die hohen Regenmengen ein überdurchschnittliches Pflanzenwachstum und einen daraus folgenden Tierreichtum auf den Inseln zur Folge haben.

Die Galápagos-Inseln sind insbesondere durch Charles Darwin bekannt geworden, dessen Evolutionstheorie dort eine Reihe von Anstößen erhielt.
Heute bieten die Galápagos-Inseln ein ideales Freilandlabor zur Beobachtung der Evolution. Insbesondere die Arbeiten von Rosemary and Peter Grant über einige Arten der Darwinfinken gelten als bahnbrechend. Auf einigen der kleinen Inseln war es ihnen möglich, über mehr als 20 Jahre hinweg jedes der bis zu 2000 Individuen der dort lebenden Finken durch Beringen zu verfolgen. Entgegen ihrer Erwartungen (und denen der übrigen Fachwelt) konnten sie den Einfluss der natürlichen Selektion auf die Finkenpopulationen in diesem kurzen Zeitraum nachweisen.

Im Anhang befindet sich eine Sammlung eindrucksvoller Fotos, die den Zustand der Galápagos-Inseln während des El Niño 1997/98 mit dem Zustand der Inseln im Jahr 2000 vergleichen.

Garua

Nässender Nebel bzw. feiner Nieselregen in der Peruwüste, der dort ebenso wie der noch feinere "camanchaca" in Nordchile vornehmlich in den Wintermonaten (Mai bis Oktober) auftritt. Die genetisch identischen Niederschläge treten in einer maximal ein Kilometer mächtigen Nebelbewölkung in Meeresnähe auf und führen zur Ausbildung einer periodischen Nebelwüstenflur, die als "loma" (Lomavegetation) bezeichnet wird. Indem die Nebelfeuchte (Nebelniederschlag) an steilen Hängen konzentrierter als an flachen anliegt, ist die Wirksamkeit der "garuas" auf die Nebelvegetation im ersten Fall größer als im zweiten. Stellenweise erbringen die Nebelniederschläge über 400 mm N/a, wo sich "echte Regen" auf weniger als 10 mm N/a belaufen.

Der Nebel entsteht über dem relativ kühlen Auftriebswasser im Bereich des Humboldtstroms. Der Nebel wird einige Kilometer landeinwärts getrieben und kann dort monatelang verbleiben. Aus diesem Grund bevorzugten die traditionellen Indianer höher gelegene Gebiete, wo es sonnig und trocken ist.

Ocean Clouds Meet Peru

Ocean clouds meet the coastal desert in dramatic fashion on the coast of Peru, outlining the inland topography with precision. This image, acquired by the Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) on NASA’s Terra satellite on May 28, 2014, illustrates the balance of nature’s extremes: dry versus wet and high versus low.

Formed in the moist ocean air, the clouds are closed-cell marine stratocumulus. Rounded and arranged in lines or waves, stratocumulus clouds form relatively low in the atmosphere. The closed-cell version of such clouds are usually shaped like a hexagon and surrounded by a channel of open air. Closed-cell clouds typically produce a light drizzle or no rain.

Peru’s southern coast, by contrast, is a desert. It is a landscape of sand dunes where the wettest areas get an average of 200 mm of rain per year. The air is dry, and no clouds have formed over the land.

The only clouds over the mainland have crept in from the ocean to cover the coastal plain, including the city of Lima. The marine clouds are low, just a few hundred meters off the ground, and they are stopped in their eastward movement by the Andes Mountains. This interaction with the topography makes the clouds outline river valleys. Low clouds or fog are so common over coastal Peru that locals have a name for the phenomenon: garúa. The garúa brings cold, drizzly weather.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken - Quelle und höchstaufgelöste Version: NASA Earth Observatory

 
GEBCO

Engl. Akronym für General Bathymetric Chart of the Oceans. In seinen Grundzügen auf eine Vereinbarung von 1903 zurückgehendes Kartenwerk zu den Tiefenverhältnissen in den Ozeanen.

Gekoppeltes Modell

Auch Gekoppeltes Ozean-Atmosphäre Modell genannt. Im Zusammenhang mit der Modellierung von Klima ist damit ein numerisches Modell gemeint, das sowohl atmosphärische als auch ozeanische Bewegungen und Temperaturen simuliert, und das auch die wechselseitigen Effekte der beiden Komponenten berücksichtigt.

Geoengineering

Der Begriff Geo-Engineering beschreibt Konzepte, die den Klimawandel durch großtechnische Eingriffe in die globalen ökologischen Abläufe zu bremsen versuchen. Da Geoengineering z.Z. vornehmlich auf den Klimawandel abzielt, wird vermehrt der Begriff Climate Engineering verwendet.

Dem IPCC zufolge sind unter Geo-Engineering technologische Maßnahmen zu verstehen, die darauf abzielen, das Klimasystem zu stabilisieren, indem sie direkt in die Energiebilanz der Erde eingreifen. Das Ziel besteht darin, die globale Erwärmung zu verringern (IPCC 2007 b, WG III). Die Ideen sind zahlreich und vielfältig. Im Wesentlichen können bei den Maßnahmen des Geo-Engineering zwei Kategorien unterschieden werden:

(1) Maßnahmen, die den Strahlungshaushalt beeinflussen (engl.: Solar Radiation Management, SRM): Sie sollen die Nettoeinstrahlung kurzwelliger Sonnenstrahlen verringern und so die Atmosphäre in Bodennähe abkühlen. Diese Maßnahmen wirken also nicht den Ursachen der Klimaerwärmung entgegen, da sie nicht die erhöhten Konzentrationen von Treibhausgasen vermindern.

(2) Die zweite Kategorie umfasst Technologien, die darauf abzielen, dem atmosphärischen Kohlenstoffkreislauf Kohlendioxid zu entziehen und dauerhaft zu speichern (engl.: Carbon Dioxide Removal, CDR). Diese Technologien sollen zwar die Konzentration des Treibhausgases CO2 in der Atmosphäre beeinflussen, die Menge der anthropogen erzeugten Treibhausgase wird aber nicht verändert.

Alle Geo-Engineering-Maßnahmen haben eines gemeinsam: Sie gehen von der Möglichkeit aus, dass sich die globale Erwärmung mit großtechnischen Lösungen rückgängig machen oder verringern lässt. Geo-Engineering setzt daher nicht an den Ursachen des anthro-pogenen Treibhauseffektes an. Vielmehr sollen nur die Auswirkungen beeinflusst und gemindert werden.

Eine viel diskutierte Methode ist die Ozeandüngung. Die Idee: Durch Zugabe großer Mengen von Eisenverbindungen in das Meerwasser wird eine großflächige Algenblüte erzeugt. Das in den Algen gebundene CO2 wird nach deren Absterben zum Meeresboden transportiert. Damit soll es in großen Ozeantiefen fest gebunden, der Atmosphäre entzogen und so nicht mehr klimawirksam sein (Effizienzerhöhung der biologischen Pumpe). Neben der künstlichen Nährstoffzufuhr wird auch die Verstärkung des Auftriebs von nährstoffreichem Tiefenwasser diskutiert. Derzeit bestehen allerdings breite Zweifel an der Wirksamkeit der Ozeandüngung.

Im Unterschied zum klassischen Klimaschutz werden beim Geo-Engineering die Emissionen der Treibhausgase nicht reduziert. Da es sich bei den meisten der vorgeschlagenen Maßnahmen um großräumige technische Eingriffe in das sehr komplexe Klimasystem der Erde handelt, sind die Folgen schwer einzuschätzen.

Geostationäre Satelliten

Satelliten, die immer am selben Punkt über der Erdoberfläche liegen. Die Physik lässt dies mit geringem energetischem Aufwand nur am Äquator zu. Solche Satelliten haben die gleiche Winkelgeschwindigkkeit um die Erdachse wie die Erde. Damit ist ihre Flughöhe gegeben - Zentrifugalkraft (abhängig von der Drehgeschwindigkeit) und die Erdanziehung (abhängig vom Gewicht) müssen sich gegenseitig aufheben - und beträgt z.B. für den METEOSAT-10 ca. 35.800 km. Das System der Wettersatelliten ist so aufgebaut, dass um den Äquator jeder Punkt von mindestens einem Satelliten gesehen werden kann. Deshalb sind immer mindestens 5 geostationäre Wettersatelliten im Einsatz:

Geostationäre Wettersatelliten
Satellit Träger Gebiet Position
METEOSAT Europa Afrika, Ostatlantik, Naher Osten, Europa 0° Ost/West
GOES Ost/8 USA Westatlantik, Nord- und Südamerika 75° West
GOES WEST/10 USA Ostpazifik, westliches Nordamerika 112,5 West
GMS Japan Westpazifik, Ostasien, Australien 140° Ost
INSAT Indien Indischer Ozean, Asien, Ostafrika, Arabische Halbinsel 74° Ost

Die geostationären Satelliten messen normalerweise in drei Kanälen:

  • Infrarot (IR), Wellenlänge: 10,5 - 12,5 µm
  • Sichtbares Licht (VIS für "visible"), Wellenlänge: 0,4 - 1,1 µm
  • Wasserdampf (WV für "water vapour"), Wellenlänge: 5,7 - 7,1 µm.

Der grosse Vorteil der geostationären Satelliten ist die hohe zeitliche Auflösung: Jede halbe Stunde wird ein neues Bild geliefert. Damit lassen sich Filmsequenzen erstellen und so die Wetterentwicklung verfolgen. Es ist auch möglich, aus der Bewegung der Wolken von einem Bild zum nächsten das Windfeld zu errechnen. Solche Daten werden zusammen mit den Temperaturdaten in die Wettermodelle gegeben. Nachteilig ist, dass der Satellit von seiner Position über dem Äquator nur sehr flach auf die Regionen in Polnähe sieht und daher die räumliche Auflösung für diese Gebiete sehr schlecht ist.


System der Wettersatelliten im Rahmen des Globalen Systems zur
Wetter- und Umweltbeobachtung (GOS)


Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WMO

 

 

 

 

 


 
Geostrophische Strömung

Horizontale Wasserbewegung im Ozean abseits der allgemein ca. 100 m mächtigen Grenzschichten, die nur durch den horizontalen Druckgradienten und die Corioliskraft beeinflußt wird. Die Corioliskraft lenkt die ursprüngliche, vom hohen zum tiefen Druck gerichtete Strömung immer weiter ab. Diese zunehmende Ablenkung endet erst wenn die Geschwindigkeit der Strömung gerade schnell genug ist, um eine Corioliskraft in der Stärke zu erzeugen, die das horizontale Druckgefälle exakt aufhebt. Aus diesem Gleichgewicht folgt, dass die Strömungsrichtung senkrecht zum Druckgradienten sein muss, da die Corioliskraft immer senkrecht zur Bewegungsrichtung angreift. Auf der Südhalbkugel liegt der hohe Druck immer links in Bewegungsrichtung gesehen, auf der Nordhalbkugel rechts.

GIEWS

Engl. Akronym für Global Information and Early Warning System on Food and Agriculture; ein von der FAO eingerichtetes und unterhaltenes Informations- und Frühwarnsystem zur dauerhaften Überwachung der weltweiten Nachfrage- und Angebotssituation für Nahrungsmittel. Mit Hilfe verschiedener aktueller und frei zugänglicher Publikationen werden Informationen für ggf. nötige Hilfsmaßnahmen verfügbar gemacht.

Dies geschieht auch im Zusammenhang mit ENSO-bedingten Notsituationen (vgl. Anhang und GIEWS-Webseite)

Weitere Informationen:

Global Tropical Moored Buoy Array

Das Global Tropical Moored Buoy Array ist ein multinationales Projekt um Daten zur Klimaforschung und -vorhersage in Echtzeit zu liefern. Hauptkomponenten sind das TAO/TRITON-System im Pazifik, PIRATA im Atlantik, und RAMA im Indischen Ozean. Die wichtigsten phänomenologischen Foci dieses Systems sind:

  • El Niño/Southern Oscillation (ENSO) im Pazifik
  • Der interhemisphärische Dipol-Modus, äquatoriale Warmereignisse und die Hurrikan-Aktivität im Atlantik
  • Die Monsune, der Dipol des Indischen Ozeans und die saisonübergreifende Variabilität im Indischen Ozean
Global air temperature

Das Global Tropical Moored Buoy Array ist ein Beitrag zum Global Ocean Observing System (GOOS), zum Global Climate Observing System (GCOS) und zum Global Earth Observing System of Systems (GEOSS).

Globale Durchschnittstemperatur

Syn. Weltmitteltemperatur; die über die gesamte Erdoberfläche gemittelte bodennahe Temperatur (1-2 m über Grund) in einem bestimmten Zeitraum. Da klimatologische Messungen über längere Zeiträume nur punktuell vorliegen, lassen sich Zeitreihen der globalen Mitteltemperatur nur annähernd bestimmen.

Es gibt daher verschiedene Zeitreihen für die jährlichen globalen Durchschnittstemperaturen und deren Abweichungen von dem Wert der internationalen klimatologischen Referenzperiode 1961-90. Die wesentlichsten Reihen sind die des Hadley Centre in England sowie 2 amerikanische Reihen (NOAA National Climatic Data Center und NASA Goddard Institute for Space Studies), die jeweils eine etwas unterschiedliche Datenbasis und verschiedene Berechnungsverfahren verwenden und damit auch etwas unterschiedliche Werte liefern.

Nachfolgend wird die Zeitreihe gezeigt, die in Zusammenarbeit zwischen der Climate Research Unit der University of East Anglia, Norwich und dem UK Met. Office Hadley Centre erstellt wurde. Der kombinierte Land-See-Datensatz enthält Lufttemperaturmessungen an Landstationen und Wasseroberflächentemperaturen von Schiffen und Bojen. Er besteht seit 1856 und dient zur Klimaüberwachung.

Gemäß dieser Auswertung beträgt die mittlere globale Durchschnittstemperatur im Referenzzeitraum (1961- 1990) 14 °C. Die Angabe einer globalen Durchschnittstemperatur ist allerdings mit noch größeren Unsicherheiten behaftet als die Angabe von Abweichungen, da eigentlich kleinräumige Besonderheiten berücksichtigt werden müssten, während die Abweichungen räumlich einheitlicher sind. Daher werden bei den Zeitreihen meist nur die Abweichungen und nicht deren Absolutwerte angegeben.

Abweichungen der jährlichen globalen Durchschnittstemperatur vom Wert des Referenzzeitraums (1961-1990), Zeitreihe des Hadley Centre, England:

1990 +0,25 °C
1991 +0,20 °C
1992 +0,07 °C
1993 +0,11 °C

1994 +0,17 °C
1995 +0,27 °C
1996 +0,14 °C
1997 +0,35 °C

1998 +0,53 °C - bisher wärmstes Jahr
1999 +0,30 °C
2000 +0,28 °C
2001 +0,41 °C

2002 +0,46 °C
2003 +0,47 °C
2004 +0,44 °C
2005 +0,47 °C

2006 +0,43 °C
2007 +0,40 °C
2008 +0,33 °C
2009 +0,44 °C

2010 +0,47 °C
2011 +0,34 °C
2012 +0,43 °C
2013 +0,48 °C

Die gesamte Zeitreihe der Anomalien ist zu finden unter: http://www.cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/

Weltmitteltemperatur (14 °C im Referenzzeitraum 1961-1990)

The time series shows the combined global land and marine surface temperature record from 1850 to 2013. This year was the eighth warmest on record. This record uses the latest analysis, referred to as HadCRUT4 (Morice et al., 2012).
The period 2001-2010 (0.482°C above the 1961-90 average) was 0.210°C warmer than the 1991-2000 decade (0.272°C above the 1961-90 average). The warmest year of the entire series was 2010, with a temperature of 0.547°C above the 1961-90 mean.
The value for 2010, given uncertainties discussed in Morice et al. (2012) is not distinguishable from the years 1998 (0.531°C) and 2005 (0.539°C). Similarly, the values for the 4th to the 9th warmest years are also not distinguishable from each other. The coldest year of the 21st century (2008 with a value of 0.388°C) was warmer than all years in the 20th century with the exception of 1998 and 1997 (0.392°C). The average of the first three years of the present decade (2011-2013) is cooler than the average for 2001-2010, but warmer than all years before 2001 except for 1998.
This time series is compiled jointly by the Climatic Research Unit and the UK Met Office Hadley Centre. Increased concentrations of greenhouse gases in the atmosphere due to human activities are most likely the underlying cause of warming in the 20th century. The warmth or coldness of individual years is strongly influenced by whether there was an El Niño or a La Niña event occurring in the equatorial Pacific Ocean.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken
Quelle: Climate Research Unit der University of East Anglia, Norwich und UK Met. Office Hadley Centre

 

Weitere Informationen:

Globale Erwärmung

Auch "Erderwärmung"; Begriff, der in der aktuellen Klimadiskussion üblicherweise den seit Mitte des 19. Jahrhunderts beobachteten Anstieg der Durchschnittstemperatur der bodennahen Atmosphäre und - bei manchen Autoren - auch der Meere bezeichnet. Der berechnete Erwärmungstrend über die letzten 50 Jahre in Höhe von 0,13 °C pro Jahrzehnt (0,10 bis 0,16 °C) ist fast zweimal so groß wie derjenige über die letzten 100 Jahre. Dieser Prozess verläuft erheblich schneller als alle bekannten Erwärmungsphasen der letzten 65 Millionen Jahre (Science). Der Temperaturanstieg zwischen 1880 und 2012 beträgt nach Angaben des Weltklimarates (IPCC) 0,85 °C. Der IPCC schreibt in seinem 2013 erschienenen fünften Sachstandsbericht, dass es extrem wahrscheinlich ist, dass die beobachtete Erwärmung vom Menschen verursacht wird.

Oft werden die Bezeichnungen „Klimawandel“ und „globale Erwärmung“ synonym verwendet, obwohl die Gleichsetzung missverständlich ist: Der natürliche Klimawandel ist vom anthropogenen (menschengemachten) Einfluss überlagert. Die Klimaforschung sucht zu klären, welcher Anteil des beobachteten Temperaturanstiegs natürliche Ursachen hat und welcher Anteil vom Menschen verursacht wurde und weiterhin wird. Ferner ist der Begriff "globale Erwärmung" auch insofern etwas irreführend als die Temperatur nicht notwendigerweise an jedem Ort der Erde steigt. Beispielsweise würde eine durch den Temperaturanstieg verursachte massive Abschwächung des Golfstroms der Erwärmung des Nordatlantiks entgegenwirken, sodass die dortige Meeresoberflächentemperatur sogar leicht sinken könnte. Daher ist der Begriff als Erwärmung der oberflächennahen Atmosphäre im weltweiten Durchschnitt zu verstehen.

Die fortdauernde anthropogene Anreicherung der Erdatmosphäre mit Treibhausgasen (Kohlenstoffdioxid ( CO2), Methan und Distickstoffmonoxid), die vor allem durch die Nutzung fossiler Energie (Brennstoffe), durch weltumfassende Entwaldung sowie Land- und insbesondere Viehwirtschaft  freigesetzt werden, erhöht das Rückhaltevermögen für infrarote Wärmestrahlung in der Troposphäre. Nach Modellrechnungen trägt Kohlenstoffdioxid am meisten zur globalen Erwärmung bei.

Zu den laut Klimaforschung erwarteten und teils bereits beobachtbaren Folgen der globalen Erwärmung gehören je nach Erdregion: Meereis- und Gletscherschmelze, Meeresspiegelanstieg, das Auftauen von Permafrostböden, wachsende Dürrezonen und zunehmende Wetter-Extreme mit entsprechenden Rückwirkungen auf die Lebens- und Überlebenssituation von Menschen und Tieren (Artensterben). Nationale und internationale Klimapolitik zielt sowohl auf die Abschwächung des Klimawandels durch Bekämpfung seiner Ursachen (Mitigation) wie auch auf eine Anpassung (Adaptation) an die zu erwartende Erwärmung.

It has been 38 years since the recording of a year with cooler than average temperatures. The graph shows how the long-term temperature trend has continued to rise even when El Niño and La Niña events skew temperatures warmer or colder in any one year. Orange bars represent global temperature anomalies in El Niño years, with the red line showing the longer trend. (The classification of years comes from the NOAA Oceanic Niño Index.) Blue bars depict La Niña years, with a blue line showing the trend. El Niño/La Niña neutral years are shown in gray, and the black line shows the overall temperature trend since 1950. Note that even the La Niña years are warmer than they used to be.

Scientific evidence says the level of CO2 in Earth’s atmosphere presently is higher than at any time in the past 800,000 years. In 1880, the first year included in this GISS analysis, the global carbon dioxide level was about 285 parts per million; by 2013, it peaked at more than 400 parts per million.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NASA Earth Observatory

 

Mögliche Auswirkungen der globalen Erwärmung auf Häufigkeit und Intensität von ENSO-Phasen werden diskutiert. Diesbezügliche Aussagen sind noch umstritten, da insbesonders die Klimamodelle zu sehr unterschiedlichen Ergebnissen kommen.

"Past climates are not exact analogs for the modern world, but it is reasonable to assume that changes in the radiative balance of the earth due to anthropogenic greenhouse gas emissions could affect climatic conditions in the tropical Pacific. Using this logic, some investigators have interpreted the tendency for stronger and more frequent El Niños than La Niñas since the mid-1970s as a manifestation of global warming. This recent behavior is, however, most likely not outside the range expected for natural climate variability. Competing hypotheses, such as random fluctuations or interaction with the PDO, are equally plausible. Thus, there is no definitive evidence from the instrumental record at present for changes in ENSO behavior in response to greenhouse gas forcing.
How future global warming may affect ENSO is open to debate. The consensus outlook from the current generation of global climate models suggests no significant change in ENSO characteristics under various greenhouse gas emission scenarios that presume a doubling of atmospheric CO2 from preindustrial levels over the next 100 years. Similarly, there is no clear indication of a significant shift toward either permanent El Niño–like or permanent La Niña–like background conditions in response to doubled CO2 concentrations. However, climate models have known flaws that compromise the reliability of future projections in the tropical Pacific.
Therefore, we cannot say with confidence at present how global warming will affect either ENSO variability or the background state on which it is superimposed."

McPhaden, M. J., Zebiak, S. E., Glantz, M. H. (2006): ENSO as an Integrating Concept in Earth Science

Jüngere Studien tendieren zu einer positiven Korrelation zwischen Klimaerwärmung und steigender ENSO-Aktivität. So haben die Forscher Jinbao Li und Shang-Ping Xie von der University of Hawaii versucht, die relativ kurze Datenreihe menschlicher Klimaaufzeichnungen durch die Untersuchung von Baumringen aus den Tropen und den Mittelbreiten beider Hemisphären bis auf 700 Jahre v.h. zu verlängern. Aus den 2.222 untersuchten Jahresringchronologien konnten die Forscher ableiten, dass ENSO im späten 20. Jahrhundert mit seinen extremen El Niños von 1982/83 und 1997/98 im Vergleich zu den 700 Jahren davor außergewöhnlich aktiv war - woraus sich ein Zusammenhang mit der Erderwärmung schließen lässt. Die Daten belegen eine derartige Sensibilität von ENSO auch dadurch, dass nach Vulkanausbrüchen in den Tropen, die wie die CO2-Emissionen den Strahlungshaushalt der Erde beeinflussen, der Pazifik im ersten Jahr ungewöhnlich kühl bleibt, ein Jahr später sich aber stark erwärmt. Die Ergebnisse der Studie müssen allerdings noch in Klimamodelle integriert werden, um künftig über die operationelle Vorhersage gesellschaftlichen Nutzen zu bringen. Die Baumringdaten bieten den Klimamodellen gesicherte Orientierungswerte zur Evaluierung und Perfektionierung der Vorhersagen zu ENSO unter den Bedingungen der Globalen Erwärmung.

El Niño modulations over the past seven centuries

Quelle: IPRC (Hawaii)

 

Links: El Niño Variabilität, abgeleitet aus Baumringdaten (blau) und Instrumentenmessungen (rot). Die gestrichelten Linien markieren die Grenzen natürlicher Variabilität. Das jüngere El Niño-Verhalten liegt deutlich außerhalb natürlicher Schwankungsbreite.

Rechts: Alte Bäume, wie z.B. Polylepis tarapacana im Altiplano, sind empfindlich gegenüber großmaßstäblichen Klimamustern, die von der El Nino-Southern Oscillation stammen (Image credit: Duncan Christie).

Die Vorhersagemöglichkeit ob ENSO sich im Zusammenhang mit der globalen Erwärmung ändert, ist von großer Bedeutung für die menschliche Gesellschaft. ENSO besitzt eine beträchtliche natürliche Variabilität in Zeitskalen, die Jahrzehnte bis Jahrhunderte umfassen. Instrumentelle Wetteraufzeichnungen sind zu kurz, um beurteilen zu können, ob ENSO sich geändert hat, und bestehende Rekonstruktionen sind häufig ohne geeignete Aufzeichnungen aus den Tropen zusammengestellt.

Die Studie von Jinbao Li et al. enthält eine ENSO-Rekonstruktion über sieben Jahrhunderte, basierend auf 2.222 Baumringchronologien, die aus den Tropen (größere Höhenlagen) und den Mittelbreiten beider Hemisphären stammen.

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

 

Weitere Informationen:

Globaler Wandel

Engl. „global change“; Begriff, der verschiedene globale Veränderungsprozesse des Systems Erde zusammenfasst, die sich zu einem erheblichen Teil gegenseitig beeinflussen. Der Wandel betrifft damit die Landmassen, die Ozeane, die Atmosphäre, die vor allem an den Polen konzentrierten Eisregionen, die natürlichen Kreisläufe des Planeten, die Prozesse im Erdinneren, alle Lebensformen auf der Erde und auch die menschliche Gesellschaft.

In einem umfassenden Verständnis gehören zum Globalen Wandel insbesondere

In der Vergangenheit waren die wichtigsten Einflussfaktoren für globalen Wandel Änderungen der Sonnenaktivität, Plattentektonik, Vulkanismus, Verbreitung oder Rückgang von Leben, Impaktereignisse, Ressourcenerschöpfung, Änderungen der Erdbahnparameter (Erdrevolution, Erdrotation und Ekliptikschiefe).

Es gibt inzwischen eindeutige Belege dafür, dass seit etwa 250 Jahren die wachsende Weltbevölkerung mit ihrer Nachfrage nach Energie, Nahrung, Güter, Dienste und Informationen, sowie den damit verbundenen Entsorgungsproblemen als wichtigster Treiber für globalen Wandel anzusehen ist.

Wissenschaftler, die im International Geosphere-Biosphere Programme arbeiten, vertreten die Meinung, dass die Erde gegenwärtig in einem beispiellosen Zustand (“no analogue” state ) arbeitet, zumindest was die letzten 500.000 Jahre betrifft. Der Homo Sapiens existiert seit ca. 200.000 Jahren.

Forschung zum Globalen Wandel beinhaltet zum Beispiel

  • Landnutzungssysteme unter Einfluss des Klimawandels.
  • Wassermanagementoptionen im Zuge zukünftiger Nutzeransprüche.
  • Nachhaltiger Umgang mit ökosystemaren Dienstleistungen.
  • Zukünftige Energiekonzepte.
  • Kohlenstoffmanagementkonzepte.
  • Urbane Entwicklungskonzepte.
  • Veränderungen der Ozeane
  • Küstenschutz und Küstenzonenmanagement.
  • Vermeidungs- und Anpassungsstrategien im Hinblick auf sich ändernde Klimabedingungen.

Die Forschung zum globalen Wandel ist meist anwendungsorientiert und interdisziplinär.

Globales Erwärmungspotential (GWP)

Engl. global warming potential; syn. relatives Treibhauspotential; ein auf den Strahlungseigenschaften von gut durchmischten Treibhausgasen beruhender Index, der den über die Zeit integrierten Strahlungsantrieb einer Masseeinheit eines bestimmten gut durchmischten Treibhausgases in der heutigen Atmosphäre im Vergleich zu demjenigen von Kohlendioxid angibt.

Beispielsweise beträgt das CO2-Äquivalent für Methan bei einem Zeithorizont von 100 Jahren 25: Das bedeutet, dass ein Kilogramm Methan innerhalb der ersten 100 Jahre nach der Freisetzung 25-mal so stark zum Treibhauseffekt beiträgt wie ein Kilogramm CO2.

Das Treibhauspotential ist aber nicht mit dem tatsächlichen Anteil an der globalen Erwärmung gleichzusetzen, da sich die Emissionsmengen der verschiedenen Gase stark unterscheiden. Mit diesem Konzept können bei bekannten Emissionsmengen die unterschiedlichen Beiträge einzelner Treibhausgase verglichen werden.

Das GWP repräsentiert den kombinierten Effekt der unterschiedlichen Zeitdauer, für welche diese Gase in der Atmosphäre verbleiben, und des relativen Wirkungsgrades bei der Absorption der abgehenden thermischen Infrarotstrahlung. Das Kyoto-Protokoll beruht auf GWPs von Impuls-Emissionen in einem 100-Jahr-Zeitrahmen.

Globales Ozeanbeobachtungssystem (GOOS)

Das Global Ocean Observing System (GOOS) dient der dauerhaften Beobachtung des Ozeans. Es ist die ozeanographische Komponente des "Global Earth Observing System of Systems" (GEOSS). GOOS wurde entworfen, um Wetter und Klima zu überwachen, zu verstehen und vorherzusagen, um den Zustand des Ozeans und seines Lebens zu beschreiben und zu prognostizieren, um das Management von Ökosystemen und Ressourcen an und im Meer zu verbessern, um Leben und Eigentum zu schützen und wissenschaftliche Forschung zu ermöglichen.

GOOS Gorick Poster

The poster is a vivid depiction of dozens of technologies and systems which comprise the GOOS.

Zu größerer Darstellung auf Grafik links klicken


Zur Erläuterung des Posters auf das Vorschaubild unten klicken



Quelle: GOOS


GOOS
ist ein Gemeinschaftsprojekt von IOC, UNEP, WMO und ICSU, das durch deren Mitgliedstaaten, über Regierungsstellen, Marinen und ozeanographischen Forschungseinrichtungen umgesetzt wird. GOOS organisiert sich durch eine Vielzahl thematischer Gremien und regionaler Allianzen.

Weitere Informationen: The Global Ocean Observing System

GLOBE

Engl. Akronym für Global Learning and Observations to Benefit the Environment; weltweites Programm, das Forschung und Bildung im Bereich Umwelt miteinander verknüpft. Schüler, Lehrer sowie Wissenschaftler arbeiten gemeinsam daran, durch langfristige Beobachtung umweltrelevanter Parameter ein tieferes Verständnis über das Zusammenwirken der einzelnen Umweltkompartimente Klima, Gewässer, Boden und Vegetation zu erreichen.
GLOBE geht auf eine Initiative des ehemaligen US-amerikanischen Vizepräsidenten Al Gore zurück, der GLOBE am 24. Earth Day (22.4.1994) ankündigte und alle Länder zur Teilnahme einlud. Die politische Zusage Deutschlands erfolgte im gleichen Jahr. Inzwischen beteiligen sich ca. 1.000 Schulen in 97 Ländern an GLOBE.
Die Erhebung und Auswertung von Umweltdaten erfolgen nach genau definierten Protokollen. Diese wurden von den beteiligten Wissenschaftlern für die Schüler ausgearbeitet. Künftig wird auch Fernerkundung eine wesentliche Rolle bei den Beobachtungsmethoden spielen.
Wegen ausbleibender Finanzierung lag GLOBE-Germany einige Jahre brach. Seit 2011 gibt es GLOBE-Deutschland als Nachfolgeorganisation von GLOBE-Germany, die sich zum Ziel gesetzt hat, weiter am GLOBE-Projekt der USA (www.globe.gov) mitzuarbeiten und Schulen bei dieser Arbeit zu unterstützen.

Weitere Informationen: Earth-Observing Satellite Partnerships with The GLOBE Program (NASA)

Guano

Feinkörnige Substanz, hauptsächlich bestehend aus mineralreichem Vogelkot (verschiedene Phosphate, Apatite, Nitrate und organische Verbindungen), und die in Peru und auch auf Exportmärkten als Dünger dient. Der Begriff "Guano" oder "Huanu" entstammt der Inka-Sprache Quechua. Die Verwendung von Vogelexkrementen als Dünger ist für die Westküste Südamerikas jedoch schon für die Zeit zwischen dem 3. und 5. Jh. vor Chr. nachgewiesen (Beginn der Nazca-Kultur).

Guano wird im wüstenhaften Küstenklima vor allem auf Inseln vor der Küste Chiles und Perus akkumuliert. Dort ermöglichen die fischreichen Auftriebsgebiete des Humboldtstromes riesige Vogelpopulationen (überwiegend Kormorane, ferner Meerespelikane und Guanotölpel). Deren Kot wird wegen der Regenarmut nicht abgespült, sondern trocknet aus und reichert sich an.

 

Links: Vogelkolonien auf den Islas Ballestas (Peru).
Zu den wichtigsten Guano-Produzenten gehören: Kormorane, Peru-Tölpel, Peru-Pelikane und Humboldt-Pinguine

Quelle: WordPress


Rechts: Campaña de extracción de guano, 2007 - Punta San Juan (Peru)

Quelle: Centro para la Sostenibilidad Ambiental

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

 

Während eines El Niño-Ereignisses wird die Anchoveta-Population (Hauptnahrungsquelle der Guano-Vögel) stark reduziert. Ihrer Nahrung beraubt, sterben sehr viele Vögel. Als Folge kommt es zu einem drastischen Rückgang der Guano-Produktion. Bis in die frühen fünfziger Jahre kam in Peru keine kommerzielle Anchoveta-Fischerei auf, da die Guano-Industrie und die peruanischen Bauern gegen entsprechende Versuche opponierten. Ein Regierungswechsel in Peru und der gleichzeitige Niedergang der kalifornischen Sardinenfischerei bewirkten einen Wandel. Unternehmer sahen in Peru einen idealen Standort für die ungenutzten Fischereiflotten und Verarbeitungsanlagen. Die Guano-Produktion verlor seither stark an Bedeutung.

Weitere Informationen:

H

Hadley-Zelle

Mit der Hadley-Zelle wird die meridionale Luftzirkulation zwischen dem meteorologischen Äquator (im Mittel bei 5°N) und den subtropisch-randtropischen Hochdruckgürteln (srtH) beschrieben. Deren bodennahe Strömungen, der NO- und der SO-Passat strömen in der innertropischen Konvergenzzone (ITK) zusammen. Dort steigen die Luftmassen auf, strömen in der Höhe wieder in außertropische Breiten zurück, sinken im Bereich der srtH zu Boden und speisen diese Hochdruckzellen, die wiederum die Passate entsenden. So beschreiben sie im statistischen Mittel einen geschlossenen Weg. Die Hadley-Zelle ist hauptsächlich auf der jeweiligen Winterhalbkugel ausgeprägt, auf der Sommerhalbkugel über den Landmassen findet man sie kaum.
Die mittlere Zirkulation, die durch die Hadley-Zelle beschrieben wird, gilt als extreme Vereinfachung. Die Beobachtungen zeigen, dass die in der ITK aufsteigende Luft sehr komplexen Bahnen folgt, die nur gemittelt über alle tropischen Längen zwischen 30°N und 30°S eine einfache Meridionalzirkulation nachzeichnen.
Die Hadley-Zelle dient wie die polwärts anschließende Ferrel-Zelle wird dem Transport von wärmerer Luft von den Tropen zu den Polen und von kälterer Luft von den Polen zu den Tropen. Die Zirkulation wurde nach George Hadley benannt, einem britischen Juristen und Meteorologen (1685-1768), der als erster eine theoretische Erklärung für sie lieferte.

Ein El Niño-Ereignis intensiviert die Hadley-Zirkulation, in welcher Energie von der Erdoberfläche durch Konvektion und latente Wärme in die obere Atmosphäre transferiert wird, und gleichzeitig wird die Ost-West gerichtete Walker-Zirkulation abgeschwächt. Die verstärkte Hadley-Zirkulation überträgt Drehimpulse polwärts in den Subtropen-Jetstream und kräftigt die Westwinde der mittleren Breiten.

Hadley-Zellen im Kontext der globalen Zirkulation Hadley-Zellen im Kontext der globalen Zirkulation
Halokline

Syn. Salzgehaltssprungschicht; Wasserschicht in einer Tiefe von 300 bis 1.000 m, in der sich eine starke vertikale Änderung der Salzkonzentration vollzieht. In niederen Breiten trennt sie salzreiches Oberflächenwasser von relativ salzarmem Tiefenwasser, in hohen Breiten ist das Oberflächenwasser relativ salzarm.

arktische Halokline

Arktische Halokline

Wenn sich Meereis bildet, entlässt es Salz in die oberen Wasserschichten. Diese Wassermassen werden dadurch dichter, sinken ab und bilden dann die arktische Halokline, eine Schicht kalten Wassers, das als Barriere dient zwischen dem Meereis und dem tieferen wärmeren Wasser, welches das Eis schmelzen könnte.

(Illustration by Jayne Doucette, WHOI)

 
Harmful Algal Bloom (HAB)

Algenblüte, die negative Auswirkungen auf andere Organismen hat, und zwar durch die Produktion von natürlichen Giftstoffen (Toxinen), mechanische Schädigung von anderen Organismen, Sauerstoffentzug des Wassers oder auf andere Weise. HABs sind oft mit umfangreichem Absterben von Meeres- und Küstenorganismen verbunden wie Fischen, Vögeln, Meeressäugern und anderen.

In der lichtdurchfluteten Deckschicht der Ozeane treten einzellige, mikroskopisch kleine pflanzenartige Organismen auf. Diese Organismen, das sog. Phytoplankton bildet die Basis der Nahrungskette, von der alle anderen Organismen abhängen. Von den weltweit über 5000 marinen Planktonarten sind ca. 2 % schädlich oder toxisch.

Harmful Algal Blooms

Although HABs occurred long before human activities began to transform coastal ecosystems, a survey of affected regions and of economic losses and human poisonings throughout the world demonstrates very well that there has been a dramatic increase in the impacts of HABs over the last few decades and that the HAB problem is now widespread, and serious. It must be remembered, however, that the harmful effects of HABs extend well beyond direct economic losses and impacts on human health. When HABs contaminate or destroy coastal resources, the livelihoods of local residents are threatened and the sustenance of human populations is compromised.  .

Quelle: IOC-UNESCO

 

Die Ursachen von HABs sind nicht geklärt. In manchen Gebieten scheint ihr Auftreten vollkommen natürlich zu sein, in anderen scheinen menschliche Einflüsse eine Rolle zu spielen, z.B. nährstoffreiche Abwässer oder Austräge aus landwirtschaftlicher Düngung. Darüber hinaus gibt es viele verschiedene Algenarten, die HABs bilden können, und jede hat unterschiedliche Anforderungen für optimales Wachstum. In Gebieten mit küstennahem Upwelling sind HABs eine vorhersagbare saisonale Erscheinung.

Auch Faktoren wie der Eintrag von eisenhaltigem Staub aus Wüstengebieten (z.B. Sahara) werden für HABs verantwortlich gemacht. An der Pazifikküste wurden einige HABs auf das natürlicherweise Auftreten von großskaligen Klimaoszillationen wie El Niño-Ereignisse zurückgeführt.

Weitere Informationen:

500 hPa-Niveau

Auf diesem Druckniveau der Atmosphäre liegt die Hälfte der Masse der Atmosphäre jeweils unter und über dieser Fläche gleichen Drucks. Das Niveau ist wichtig für das Verständnis des Wettergeschehens in tieferen Schichten, da die Winde in diesen Höhen die Sturmbahnen in tieferen Schichten bestimmen und damit eine enge Korrelation mit dem bodennahen Wettergeschehen haben. Die 500-300 hPa-Flächen sind das Niveau der Jetstreams.

Hoch(druckgebiet)

Syn. Antizyklone; Luftmasse, in der hoher Luftdruck herrscht (in Bodennähe meist >1.000 hPa). Vom Zentrum nach außen nimmt der Druck ab, entsprechend strömt in Bodennähe Luft zum tiefen Druck hin ab (Divergenz), allerdings durch die Corioliskraft auf der N-Halbkugel nach rechts abgelenkt. So erhalten die Hochs einen antizyklonalen Drehsinn. Im Hoch herrschen schwache Winde, absinkende Luftbewegung und als deren Folge adiabatische Erwärmung mit Wolkenauflösung und Austrocknung. Oft reicht die absinkende Luft nur bis zur Obergrenze der atmosphärischen Grenzschicht (im Durchschnitt 1.000 m), wo sich eine Absinkinversion bildet, unter der sich Staub und Verunreinigungen sammeln (Dunstschicht), bzw. unter der es auch zu Nebelbildung kommen kann.
Nach der Entstehung unterscheidet man zwei Typen von Hochs:

  1. Dynamische oder warme Hochs. Diese Druckgebilde sind sehr hochreichend (mehrere tausend Meter) auch hinsichtlich ihrer Wärmequalität. Lediglich die untersten Schichten können kalt sein. Sie sind nahezu stationär und langanhaltend wetterwirksam.
    Auch die Zellen des subtropisch-randtropischen Hochdruckgürtels, die sich aus absinkender Tropikluft aufbauen, gehören zu diesem Typ. Diese wiederum sind die Wurzelzone der Passate.
  2. Thermische oder Kältehochs. Sie bestehen aus Kaltluftmassen von sehr geringer vertikaler Mächtigkeit und sind nicht sehr beständig.
Holozän

Bezeichnung für die geologische Gegenwart, deren Einsetzen man mit dem Ende der letzten Kaltzeit (Würm/Weichsel) des Pleistozäns vor ca. 10.000 Jahren datiert.

Humboldt Current Large Marine Ecosystem (HCLME)

Teil des weltweit 64 definierte Bereiche umfassenden Systems von marinen Großökosystemen (Large Marine Ecosystems) im Bereich des Humboldtstroms an der Pazifikküste Südamerikas.

Das Humboldt Current LME erstreckt sich entlang der Westküste von Chile und Peru. Es hat eine Fläche von 2,5 Mio. km², von denen 0,11 % unter Schutz stehen, und enthält 0,42 % der Tiefseeberge der Erde (engl. seamounts), sowie 24 größere Ästuare.

Ablandige Ekman-Divergenz, die durch die südlichen Passate bedingt ist, sorgt für die weltgrößte und für das HCLME prägende Upwellingzone. Dieses System weist eine starke klimatische und auch ozeanographische Variabilität auf saisonalen, zwischenjährlichen, dekadischen und langfristigen Zeitskalen. Bedeutende zwischenjährliche Variabilität tritt auf, wenn das normal-saisonale Upwelling von ENSO unterbrochen wird, was sich im Eindringen von warmem und klaren Meereswasser aus dem Westen und Norden äußert.

Das Aufdringen von kaltem, nährstoffreichem Wasser ermöglicht eine hohe Primärproduktion.

Boundaries (right) and land use (left) of the Humboldt Current Large Marine Ecosystem

The Humboldt Current region is located along western South America, stretching from the Ecuadorian-Colombian border (1° N) to the south of Chile (55° S). A feature of the continental area is the Andean Mountain range that extends along the entire region defining the catchment of the Humboldt Current region. The countries in the region include parts of Ecuador, Peru, Bolivia, Argentina and the whole of Chile.

The region contains a variety of coastal ecosystems, including rainforests, reefs and mangroves within its tropical and subtropical zones, deserts along most of the coast of Peru and in the north of Chile, and extended coniferous woods, fjords and glaciers in the south of Chile. The marine area is characterised by a high productivity (>300 g C/m²/year) and supports one of the most important fisheries of the world.

The total population in Chile, Ecuador and Peru reached 53.5 million in 2000, of which 74% is urban. In the Humboldt Current region the total population is estimated at 42 million. Drinking water and sanitation services vary from a moderate level of coverage in Ecuador and Peru to high levels in Chile. The most important socioeconomic activities in the region are agriculture, fishing, aquaculture and mining, with the most industrialised areas located in Chile. An important feature of the regional economy is petroleum extraction.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: UNEP - GIWA Regional assessment 64

 

Weitere Informationen:

Human Development Index (HDI)

Offizieller engl. Begriff für Index der menschlichen Entwicklung; das Entwicklungsprogramm der Vereinten Nationen (UNDP) veröffentlicht jährlich einen Bericht über die menschliche Entwicklung. Der darin enthaltene Index der menschlichen Entwicklung erfasst die durchschnittlichen Werte eines Landes in grundlegenden Bereichen der menschlichen Entwicklung und wird damit als Wohlstandsindikator für Länder angesehen. Dazu gehören zum Beispiel die Lebenserwartung bei der Geburt, das Bildungsniveau sowie das Pro-Kopf-Einkommen. Aus einer großen Zahl solcher Einzelindikatoren wird eine Rangliste errechnet. Sie ermöglicht es, den Stand der durchschnittlichen Entwicklung eines Landes abzuleiten. 2011 erfasste der Index insgesamt 187 Staaten, 93 von ihnen wurden als Länder mit geringer oder mittlerer Entwicklung eingestuft.
Der HDI wird aus Gründen der Redundanz kritisiert, da die im HDI festgehaltenen Indikatoren sehr stark mit dem Bruttonationaleinkommen (BNE) pro Kopf korrelieren und damit durch dieses festgehalten werden. Dem HDI wird auch vorgeworfen, keine ökologischen Faktoren zu berücksichtigen. Daneben ist für manche das Gewicht der Bildung überbewertet.

Weitere Informationen:

Humboldtstrom

Auch Perustrom genannte, kalte Meeresströmung an der Westküste Südamerikas als Teil des im Gegenuhrzeigersinn verlaufenden subtropischen Strömungskreises im Südpazifik (South Pacific Gyre). Er teilt sich bei ca. 40° S gleichsam unter der Hobelwirkung Feuerlands als nordwärts gerichteter Span aus der von der Westwinddrift angetriebenen zirkumpolaren Westströmung ab. In Höhe der Galápagos-Inseln schwenkt der Humboldtstrom unter Erwärmung nach W ab und geht in den Südäquatorialstrom über. Als Strömung gilt der Humboldtstrom heute als Erkenntnis von Satellitenbeobachtung eher als Mythos. Ebenso wenig wie andere Strömungen an den Westseiten der Kontinente (Eastern boundary current) besitzt er die Qualitäten der starken und auf wenige Kilometer Breite begrenzten Strömungen auf den Ostseiten (Golfstrom, Kuro Shio). Zwar verlangt die Kontinuität nach einem äquatorwärtigen Ausgleich für den polwärtigen Wassertransport, aber die Ausgleichsströmung des Humboldtstroms vollzieht sich mit großer Langsamkeit und verteilt über eine Breite von Tausenden von Kilometern vor der Küste (pers. Mitteilung David B. Enfield, NOAA/AOML/PHOD, Miami).

Friedrich Wilhelm Heinrich Alexander von Humboldt (1769 - 1859) der Namenspatron der Meeresströmung

Abb.: Alexander von Humboldt und der französische Botaniker Aimé Bonpland in der Urwaldhütte; gemalt von Eduard Ender um 1850

A. v. Humboldt war ein deutscher Naturforscher mit weit über Europa hinausreichendem Wirkungsfeld. In seinem über einen Zeitraum von mehr als sieben Jahrzehnten sich entfaltenden Gesamtwerk schuf er „einen neuen Wissens- und Reflexionsstand des Wissens von der Welt“ und wurde zum Mitbegründer der Geographie als empirischer Wissenschaft.

Seine mehrjährigen Forschungsreisen führten ihn nach Lateinamerika, in die USA sowie nach Zentralasien. Wissenschaftliche Feldstudien betrieb er unter anderem in den Bereichen Physik, Chemie, Geologie, Mineralogie, Vulkanologie, Botanik, Vegetationsgeographie, Zoologie, Klimatologie, Ozeanographie und Astronomie, aber auch zu Fragen der Wirtschaftsgeographie, der Ethnologie und der Demographie. Zudem korrespondierte er bei der Erstellung seines publizistischen Werkes mit zahlreichen international bedeutenden Spezialisten der verschiedenen Fachrichtungen und schuf so ein wissenschaftliches Netzwerk eigener Prägung.
In Deutschland erlangte er vor allem mit den Ansichten der Natur und dem Kosmos außerordentliche Popularität. Sein bereits bei Lebzeiten hohes Ansehen spiegelt sich in Bezeichnungen wie „der zweite Kolumbus“, „wissenschaftlicher Wiederentdecker Amerikas“, „Wissenschaftsfürst“ und „der neue Aristoteles“.

Am 5. Juni 1799 brach der 29jährige Alexander von Humboldt zu einer fünfjährigen Forschungsexpedition auf in das damalige südamerikanische Kolonialreich Spaniens, die heutigen Staaten Venezuela, Kuba, Kolumbien, Ecuador, Peru und Mexiko. Nie zuvor war ein Forschungsreisender auf eigene Rechnung und ohne politischen Auftrag so lange unterwegs gewesen. In malariaverseuchten Regenwäldern und beim Besteigen aktiver Vulkane hatte er sich in lebensgefährliche Situationen begeben, um zu neuen wissenschaftlichen Ergebnissen zu gelangen. v. Humboldt nahm die Welt nicht aus der Sicht einzelner Wissenschaften, sondern vernetzt und ganzheitlich wahr.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken - Quelle: Bundeskunsthalle

 

Seine herkunftsbedingt (antarktische Gewässer) kalten Temperaturen werden wegen der geringen Geschwindigkeit bis zum Erreichen der nordchilenischen und peruanischen Küstenregionen schon deutlich erwärmt. Die dort aber tatsächlich anzutreffende Abkühlung geschieht durch kalte Auftriebswässer, meist aus Tiefen von 75 - 100 m. So liegt die durchschnittliche Wassertemperatur an der Westküste Südamerikas 7 - 8 °C niedriger als die Temperatur im freien Ozean auf gleicher Breite. Sein Sauerstoffreichtum geht ebenfalls auf seine Herkunft aus der stürmischen, das Meer aufwühlenden Westwinddrift zurück.

Teile der oberflächennahen Meeresströmungen im Pazifik

mit dem Humboldtstrom vor Südamerika

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle:Wikimedia

Die durch Passat und Ekmantransport bewirkten Auftriebswässer liefern Nährstoffe in die euphotische Zone und ermöglichen dort eine umfangreiche Primärproduktion an Plankton. Das Plankton ist jedoch nicht gleichmäßig im Humboldtstrom verteilt, sondern in Ballungswolken verschiedener Größe, von einigen Metern bis zu einigen Kilometern Durchmesser. Entsprechend variiert die Verteilung der Fischschwärme der Anchovis.

Im Humboldtstrom sind über 225 Fischarten beschrieben, von denen 74 befischt werden. Nur zehn Arten sind wirtschaftlich wichtig, dazu gehören Anchovis, Bonito und Makrele, ferner Wale, Haie, Thunfische, Aale, Flundern, Oktopus und Krabben. Die Anchovis, die schon dem vorkolumbianischen Landbau als Düngemittel dienten, werden zum größten Teil zu Fischmehl verarbeitet.

Visuell zeigt sich der Kernbereich des Humboldtstroms im Bereich Chiles und Perus als flaschengrünes, ca. 80 - 150 sm breites Band, das sich relativ scharf von den nährstoffarmen, kobaltblauen Wassern des offenen Ozeans abhebt. Seine Strömungsgeschwindigkeit beträgt 0,4 bis 0,7 m/sec mit zunehmender Tendenz beim Übergang in den Südäquatorialstrom. Der Strom umfasst Wassermassen bis in 200 m Tiefe.

Auch für die benachbarten Landökosysteme sind die Qualitäten des Humboldtstromes bedeutsam. Durch das kalte Meerwasser kühlt sich die Luft ab. Ein Aufsteigen und Kondensieren wird dadurch verhindert. Im Zusammenwirken mit den absinkenden Luftmassen des SO-Passats wird die Verdunstungskraft erhöht, Wolken lösen sich auf und Niederschläge bleiben aus. So zählt der Küstenbereich des Humboldtstroms zu den niederschlagsärmsten der Erde. Dort fallen unter 100 mm Niederschlag pro Jahr (Küstenwüste).

Bright Waters Off Peru (23.2.2004)

The true-color image above shows a patch of bright water off the coast of Chincha Alta, Peru, roughly 200 km south of Lima. The scene was acquired by the Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) aboard NASA’s Aqua Satellite. The bright yellow-green coloration of the water is probably the result of biological activity - possibly some species of algae.
The waters along the west coast of South America are some of the most biologically fertile in the world. This is due mainly to the Humboldt Ocean Current - a very cold, deep current flowing from Antarctica past the southern tip of Chile and northward to Peru. Off Peru, the icy waters of the Humboldt Current upwell and bring a steady supply of sulfates and phosphates from the depths to the surface. With an abundance of these nutrients brought up to the surface, a wide range of tiny ocean organisms flourish and reproduce in great numbers. Among these organisms are diatoms, phytoplankton, and zooplankton - collectively, forming the foundation of the marine food chain.
Most of these organisms are benign to their environments. However, some species can be poisonous to unsuspecting organisms that may feed on them, including fish, shellfish, and, indirectly, even humans. About 20 percent of the world’s commercial fish yield comes from the Humboldt Current’s marine ecosystem, including sardines, anchovies, and mackerel.
It is hard to identify exactly what is causing this bright water patch off Peru using only satellite data. While scientists continue to refine their algorithms in hopes of one day being able to accurately diagnose such events from space-based remote sensors, today the only way scientists can be sure is to collect water samples from the event while it is ongoing.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken - Quelle: NASA Earthobservatory

 
Hurrikan

Ebenso wie die Begriffe Taifun (China, Japan), Zyklon (Bengalen), Willy-Willy (Australien) und Mauritius-Orkan eine regionale Bezeichnung für die allgemein als tropischer Wirbelsturm bekannte Erscheinung. Ein tropischer Wirbelsturm besteht aus einer nahezu kreisförmigen Wolkenmasse von 500-600 km Durchmesser und vielen tausend Metern Höhe. Seine Lebensdauer beträgt mehrere Tage bis zu über einer Woche. Typisch ist das sogenannte Auge, der innerste Bereich mit einem Durchmesser von 20-40 km. Dort ist der Himmel heiter bis wolkenlos bei weitgehender Windarmut.

Sintflutartige Regenfälle sind üblich, ebenso wie hohe Windgeschwindigkeiten mit Spitzen von 80 m/sek (290 km/h) und darüber. Die Zone höchster Windgeschwindigkeiten liegt meist innerhalb von 30-50 km um das Zentrum.

Dies erklärt sich aus dem Kerndruck, der mehr als 50 hPa tiefer sein kann als außerhalb, im Extrem sogar bis 100 hPa. Tropische Wirbelstürme entstehen nur über den Ozeanen zwischen 5° und 20° beiderseits des Äquators. Nur dort treffen die Bedingungen einer ausreichenden Stärke der Corioliskraft und einer Wassertemperatur von wenigstens 26-27 °C zusammen. Den Energienachschub beziehen tropische Wirbelstürme aus der freiwerdenden Kondensationswärme des reichlich vorhandenen Wasserdampfes.

Wahrscheinlich entstehen tropische Wirbelstürme aus "easterly waves", die sich mit der Passatströmung nach Westen bewegen und dabei zu einem Wirbel entwickeln.

Beim Übertritt auf Land können tropische Wirbelstürme enorme Schäden anrichten und eine große Zahl von Menschenleben kosten. Verursacher sind Flutwellen an den Küsten, die hohen Windgeschwindigkeiten sowie die extremen Regenfälle mit nachfolgenden Überflutungen.

Links: Anzahl von Hurrikanen in den Monaten August - Oktober über dem Atlantik in Abhängigkeit von ENSO-Phasen
In den meisten El Niño-Jahren gibt es über dem Atlantik weniger, in den meisten La Niña-Jahren mehr Hurrikane als im langjährigen Durchschnitt. Die Beziehung zwischen ENSO und Hurrikan-Häufigkeit hat sich in den letzten 25 Jahren verstärkt.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: IRI

Rechts: Windscherung und Hurrikanbildung

When the wind shear is weak, the storms that are part of the cyclone grow vertically, and the latent heat from condensation is released into the air directly above the storm, aiding in development. When there is stronger wind shear, this means that the storms become more slanted and the latent heat release is dispersed over a much larger area.

The primary explanation for the decline in hurricane frequency during El Niño years is due to the increased wind shear in the environment. In El Niño years, the wind patterns are aligned in such a way that the vertical wind shear is increased over the Caribbean and Atlantic. The increased wind shear helps to prevent tropical disturbances from developing into hurricanes. In the eastern Pacific, the wind patterns are altered in such a way to reduce the wind shear in the atmosphere, contributing to more storms.

Quelle: WW2010

 

Im Allgemeinen ist die atlantische Hurrikanaktivität während La Niña-Jahren stärker als im Durchschnitt und schwächer in El Niño-Jahren. Zwar haben La Niña and El Niño zunächst einmal Auswirkungen auf die Meerestemperaturen im tropischen Pazifik, aber sie verändern auch die großräumige atmosphärische Zirkulation derart, dass auch die Atlantikregion betroffen ist. In einem El Niño-Jahr erfahren die Luftmassen im westlichen Atlantik eine verstärkte generelle Absinktendenz, was die Wolkenbildung unterdrückt. El Niño verstärkt auch hochreichende Winde sowie vertikale Windscherungen in den unteren Schichten der Atmosphäre. Beide Erscheinungen verhindern oder schwächen Stürme. Bei La Niña-Ereignissen wird das weiträumige Absinken von Luft vermindert und die hochreichenden Winde sind allgemein schwächer, sodass die Entstehungsbedingungen für Stürme günstiger sind.

Mechanismus der Hurrikan-Häufigkeit

in Ostpazifik und Atlantik

unter El Niño-Bedingungen

 


Weitere Informationen:

Hydrologie

Lehre von den Eigenschaften und Erscheinungsformen des Wassers auf und unter der Landoberfläche einschließlich seiner räumlichen Verteilung und anthropogenen Beeinflussung. Im weiteren Sinne gliedert sie sich in die Hydrologie der Meere (Ozeanographie) und die Hydrologie des Festlandes (Gewässerkunde), zu deren Kerngebieten die Potamologie (Flusskunde), Limnologie (Seenkunde), Hydrogeologie (Grundwasserkunde) und Glaziologie (Entstehung und Verbreitung des Eises) zählen. Die moderne Hydrologie orientiert sich verstärkt an der Komplexität der hydrologischen Prozesse. Gleichzeitig führt die große Bedeutung des Wassers für zahlreiche wissenschaftliche Disziplinen zu einem stark interdisziplinären Ansatz der Wasserforschung.

Karte mit den Grundwasserressourcen

Mittel- und Südamerikas

 

 

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken (PDF-Version)

 

 


Quelle: BGR / UNESCO

Hydrosphäre

Die Hydrosphäre (von altgriech. ch ὕδωρ, hýdor = Wasser und σφαίρα, sphaira = Kugel) ist eine Teilhülle der Geosphäre der Erde und umfasst deren ober- und unterirdische Wasservorkommen. Sie durchdringt die Atmosphäre, die Lithosphäre, die Biosphäre und die Pedosphäre. Hierzu gehören die Weltmeere, Flüsse, Seen, aber auch das Grundwasser und das Wasser in der Atmosphäre. Damit umfasst der Begriff die Gesamtheit des irdischen Wassers und auch seinen globalen Kreislauf.

 

A Warmer World Might Not Be a Wetter One (Animation)

In recent years, scientists have warned that the water cycle may be affected by temperature changes, as warmer temperatures can increase the moisture-holding capacity of air.
When NASA researchers studied precipitation simulated over land and sea, they found it decreased over land as the local recycling of water vapor was reduced. Oceanic precipitation, however, had an upward trend along with increased sea surface temperatures, consistent with historical data and earlier studies.
This animation illustrates the stages of the water cycle, a gigantic system powered by the sun, as individual water molecules travel between the oceans, water vapor in the atmosphere, water and ice on the land, and underground water.

Zur Animation auf Grafik klicken - "Geblockte Inhalte" zulassen!

Quelle: NASA

 
Hypothese

Wahrscheinlich richtige Annahme, die so formuliert ist, dass sie durch Erfahrung und Experiment bestätigt oder widerlegt werden kann. So können Hypothesen Basis für wissenschaftliche Theorien werden. Als Arbeitshypothesen dienen Hypothesen der Forschung als Orientierung. Ohne angenommene Hypothese wären beobachtete Phänomene bzw. errechnete oder gemessene Werte nicht erklär- bzw. deutbar. Eine Hypothese, die vielen empirischen Überprüfungen standgehalten hat, wird bewährt genannt.

hypsographische Kurve
Hypsographische Kurve Hypsographische Kurve

Bitte Grafik zum Vergrößern anklicken

Quelle: Lexikon der Geographie

Syn. hypsometrische Kurve; Darstellung der Topographie der Erdoberfläche in Gestalt der summarischen Prozentanteile der absoluten Höhen über und unter dem Meeresspiegel.

Die Abfolge der Elemente einer hypsographischen Kurve darf nicht als reale Abfolge der einzelnen Großformentypen verstanden werden, auch wenn die Kurve dies auf den ersten Blick vermuten lässt. Beispielsweise liegen Hochgebirge und Tiefseegräben in der Realität oft unmittelbar nebeneinander (z.B. Anden/Atacamagraben), in Darstellungen der hypsographischen Kurve gewöhnlich aber nicht.

I

IMARPE

Span. für Instituto del Mar del Pe; peruanisches Meeresinstitut mit wichtigen ozeanographischen Daten und Informationen zu ENSO.

IMPENSO

Engl. Akronym für Impact of ENSO (Der Einfluß von ENSO auf die Wasserressourcen und die lokale Bevölkerung in einem Regenwaldrandgebiet Indonesiens). IMPENSO ist ein Deutsch-Indonesisches Forschungsprojekt (2001-2006), das die Wasserressourcen und die landwirtschaftliche Produktion im Einzugsgebiet des Palu River in Zentralsulawesi (Indonesien) untersucht und Strategien für den Umgang mit ENSO-bedingten Niederschlagsschwankungen entwickelt.

Indischer Ozean Dipol (IOD)

Engl. Indian Ocean Dipole; eine unregelmäßig auftretende Oszillation der Meeresoberflächentemperaturen (SST-Anomalie) zwischen zwei Gebieten (oder Polen, daher Dipol) - und zwar am äquatorialen Ost- und Westende des Indischen Ozeans. Es werden 'positive', 'neutrale' und 'negative' Phasen unterschieden. Eine positive Phase sieht überdurchschnittliche Meeresoberflächentemperaturen und in der Folge höhere Niederschläge im westlichen Indik, was mit einer Abkühlung der Gewässer im östlichen Indik korrespondiert. Diese Abkühlung bedingt eine Tendenz zu Dürren in den benachbarten Landmassen von Indonesien und Australien. Die negative Phase des IOD bringt die gegenteiligen Verhältnisse mit sich, wärme Ozeantemperaturen und stärkere Niederschläge im Ostindik und kühlere und trockenere Verhältnisse im Westen.
Zum ersten Mal entdeckt wurde dieses Phänomen 1999. Allerdings belegen Proxydaten aus Korallenriffen, dass der IOD mindestens seit dem mittleren Holozän, d.h. seit etwa 6.500 Jahren besteht. Ähnliche Systeme sind in den anderen beiden Weltmeeren Atlantik (Atlantische Multidekaden-Oszillation) und Pazifik (Pazifische Dekaden-Oszillation) ebenfalls bekannt.

The Indian Ocean Dipole (IOD)

The IOD is a coupled ocean-atmosphere phenomenon in the Indian Ocean. A positive IOD is normally characterized by anomalous cooling of SST in the south eastern equatorial Indian Ocean and anomalous warming of SST in the western equatorial Indian Ocean. Associated with these changes the normal convection situated over the eastern Indian Ocean warm pool shifts to the west and brings heavy rainfall over the east Africa and severe droughts/forest fires over the Indonesian region.

SST anomalies are shaded (red color is for warm anomalies and blue is for cold). White patches indicate increased convective activities and arrows indicate anomalous wind directions during IOD events.

Quelle: JAMSTEC

 

Die Auswirkungen dieser Meerestemperaturen-Anomalie sind ziemlich unterschiedlich, vor allem im Bezug auf den indischen Monsun. Bei einem positiven IOD Ereignis fällt auf der Westseite des indischen Subkontinents weniger Niederschlag aufgrund des herabgesetzten Meer-Land Temperatur- und damit auch Druckunterschieds, welcher wiederum an der Ostküste nun stärker ausgeprägt ist und hier mehr Niederschlag fällt.

Der IOD teilt den Indik in zwei Regionen, zum Einen in die indonesisch-australische, welche als zusammengehörig zu betrachten ist, und zum Anderen in den Ostküstenbereich Afrikas. In diesen beiden Regionen ergibt sich bei einer nicht neutralen Phase jeweils immer eine der jeweils anderen Region entgegengesetzte niederschlagsarme oder niederschlagsreiche Phase. Die Niederschlagsverteilungen sind hier aber nicht von den monsunalen Luftströmungen wie in Indien bedingt, und damit auch nicht von den Land-/ Meerunterschieden hinsichtlich Temperatur und Druck.
Australien und Indonesien und der erwähnte Teil Ostafrikas befinden sich so nah am Äquator, dass die vorhandenen Druckverhältnisse nicht von den Land-Meer Temperaturunterschieden abhängig sind und der Niederschlag vornehmlich über die Verdunstung und Konvektion über dem Meer gesteuert wird. Dadurch kommt es bei einem regionalen Abfall der SST jeweils zu weniger Konvektion über dem Meer und dadurch weniger Niederschlägen und die Wahrscheinlichkeit einer Dürre wird erhöht. Bei einem positiven Ereignis gibt es also vor Australien und Indonesien niedrigere SST und damit verbunden weniger Niederschläge, während im äquatornahen Ostafrika erhöhte SST und damit einhergehend mehr Niederschläge fallen. Ein negatives Ereignis hat immer exakt die umgekehrten Folgen.

Dipole Mode Index (DMI)

The IOD is commonly measured by an index that is the difference between sea surface temperature (SST) in the western (50°E to 70°E and 10°S to 10°N) and eastern (90°E to 110°E and 10°S to 0°S) equatorial Indian Ocean. The index is called the Dipole Mode Index (DMI). The map shows the east and west poles of the IOD for November 1997 at the height of the 1997 positive IOD event. The east and west poles of the IOD are marked with black boxes.

 

Quelle: BOM

 

Wie ENSO ist der IOD ein gekoppeltes Ozean-/Atmosphären-Phänomen. Auch sind seit einigen Jahren Verbindungen zwischen dem IOD und ENSO bekannt. Da der ENSO-Index meist über den Luftdruckunterschied zwischen dem tiefen Druck im Bereich Indonesiens und dem hohen Druck vor der peruanischen Küste definiert wird, sind Wechselwirkungen nicht verwunderlich, da das indonesische Tief auch ein Teilelement des IOD ist. Ein positiver IOD kann von einem positiven ENSO-Ereignis ausgelöst werden, aber auch ein IOD-Ereignis kann ein positives ENSO-Ereignis auslösen.
Negative IOD sind wiederum mit La Niña verbunden. Die interne Variabilität dieses Systems erlaubt aber auch ein Vorkommen unterschiedlicher Phasen ohne äußere Einflüsse. Die vorhandenen Telekonnektionen funktionieren über die Atmosphäre, so kann eine positive IOD-Phase durch Upwelling eine negative SST-Anomalie vor Indonesien und mit dem damit einhergehenden Druckabfall ein Eintreten eines positiven ENSO-Ereignisses bewirken.
Wenn der IOD und ENSO phasengleich verlaufen, sind die Auswirkungen von El Niño und La Niña beispielsweise in Australien oft höchst extrem, wohingegen die Auswirkungen von El Niño und La Niña verringert werden können, wenn sie gegenphasig verlaufen.

Schematic biennial climate oscillation in the Pacific and Indian oceans

A strong monsoon in the June–September period (red, panel 1) leads to the development of negative anomaly in the Indian Ocean Dipole (IOD) index (red: panel 2). As a consequence of the demise of the negative IOD anomaly, the Pacific trade winds decelerate (red: panel 3), which leads, in turn, to the formation of an El Niño phase and a decrease in the strength of the Walker Circulation (red: panel 4). In response to these changes, the South Asian monsoon weakens (blue, panel 1) and the second annual cycle follows the same pattern, but with opposite signs. Izumo and colleagues suggest that the evolution from an anomaly in the Indian Ocean Dipole to an El Niño or La Niña event could help improve ENSO forecasts at lead times of up to 14 months.

Predicting an El Niño or La Niña event before the preceding spring has proved to be difficult. Taking into account coupled ocean–atmosphere modes in the Indian Ocean region that have a two-year periodicity may provide the basis for longer forecasting lead times.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: Peter J. Webster & Carlos D. Hoyos (2010): Beyond the spring barrier?

 

Weitere Informationen:

Innertropische Konvergenzzone (ITK)

Syn.: Äquatoriale Tiefdruckrinne, engl. intertropical convergence zone (ITCZ); erdumspannendes Band tiefen Luftdrucks über den Gebieten mit den am stärksten erwärmten Wasser- und Landmassen in den Tropen. In der durch ein flaches Luftdruckminimum geprägten ITK findet ein Zusammenströmen (Konvergenz) der sich hier auflösenden SO- und NO-Passate statt. Die geographische Lage der ITK (steiler Einfallswinkel der Sonnenstrahlen) und die Konvergenzvorgänge führen zu aufsteigender Luftbewegung (aufsteigender Ast der Hadley-Zelle), zu Wärme- und Feuchtigkeitsaufnahme und zu labiler Schichtung der Luftmassen mit entsprechenden konvektiven Niederschlägen. Die einzelnen Konvektionszellen dieser mächtigen Gewitter mit Cumulonimbus-Bewölkung können die in ca. 17 km Höhe liegende Tropopause durchstoßen und damit Luft in die Stratosphäre befördern.
Das deutsche Akronym ITK für 'innertropische Konvergenzzone' wurde in Anlehnung an Schönwiese (2003) übernommen.

Innertropische Konvergenzzone (Aufnahme des geostationären GOES-11 vom 17. Mai 2000)

 

In this poster, the GOES-11 visible images of the clouds are overlaid on a color map of the western hemisphere derived from NOAA's AVHRR observations from polar orbit (color land cover classification data).

The Intertropical Convergence Zone, or ITCZ, is the region that circles the Earth, near the equator, where the trade winds of the Northern and Southern Hemispheres come together. The intense sun and warm water of the equator heats the air in the ITCZ, raising its humidity and making it buoyant. Aided by the convergence of the trade winds, the buoyant air rises. As the air rises it expands and cools, releasing the accumulated moisture in an almost perpetual series of thunderstorms.

Seasonal shifts in the location of the ITCZ drastically affects rainfall in many equatorial nations, resulting in the wet and dry seasons of the tropics rather than the cold and warm seasons of higher latitudes. Longer term changes in the ITCZ can result in severe droughts or flooding in nearby areas.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NASA GOES Project

 

Die Cumulonimbuswolken sind weder gleichmäßig verteilt, noch zufällig verstreut. Vielmehr sind sie innerhalb von Wolkenclustern zu finden, von denen jedes einige hundert bis zu 1.000 km Durchmesser aufweist. Jedes Cluster enthält Gruppen (mesoskalige Zellen) mit Cumulonimbusaktivität, die typischerweise horizontale Größen von einigen Zehnern von Kilometern bis zu 100 km im Durchmesser haben. Die einzelnen Wolken sind ca. 10 km im Durchmesser. Sie besitzen einen 3-5 km breiten zentralen Kern. Innerhalb der Aufwinde werden Geschwindigkeiten von 10-15 m/s (37-55 km/h) erreicht.
Auf Satellitenbildern können mesoskalige Zellen und individuelle Cumulonimbuswolken nicht unterschieden werden, da sie von der ausgedehnten Zirrusbewölkung bedeckt wird, die sich aus den auseinanderströmenden Ambossen der Cumulonimbuswolken bildet.

In der ITK findet man schwache, oft westliche Winde. Sie können allerdings häufig in ihrer Richtung Hinundherspringen und werden deshalb als Mallungen oder Doldrums bezeichnet.

Die ITK ist kein stationäres Band, sondern wandert im Jahresverlauf der vom Zenitstand der Sonne abhängigen Zone stärkster Erwärmung mit ca. 1 Monat Verzögerung hinterher. Sie liegt - bedingt durch die größere Landmasse auf der Nordhemisphäre - im Mittel etwas nördlich des Äquators.

Über dem westlichen Pazifik besteht häufig noch eine zweite Zone mit konvergierenden Oberflächenwinden, die Südpazifische Konvergenzzone. Sie liegt im Durchschnitt einige Grad südlich des Äquators.

Während El Niño-Bedingungen ist die normale Wanderung der ITK wegen der außergewöhnlich warmen Meeresoberflächentemperaturen im tropischen Pazifik unterbrochen.

Globale Durchschnittswerte des Niederschlags gemittelt über die Jahre 1998-2011

Die nebenstehende Grafik wurde aus Daten des NASA/JAXA-Satelliten 'Tropical Rainfall Measuring Mission' (TRMM) erstellt. In dieser grafischen Datenauswertung wird die Konzentration der Bereiche höchster Niederschläge auf die Tropen deutlich. Gleichzeitig zeigt die dortige Niederschlagsverteilung Muster, die stark von der Land-/Wasserverteilung der Erdoberfläche geprägt sind.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Für eine leicht ältere Version dieser Niederschlagskarte hat der Deutsche Wetterdienst eine kommentierte Fassung mit den Lagen der wichtigsten Intertropischen Konvergenzzonen (Monsuntröge) erstellt.

Quelle: NASA

 

Weitere Informationen:

interannuell

Syn. interannuär, in der klimatologischen Literatur häufig verwendeter, aus dem Englischen (interannual) eingedeutschter Begriff für "Jahr-zu-Jahr", um die Veränderlichkeit des Zustandes der Atmosphäre im angegebenen Zeitraum zu bezeichnen; vgl. Zeitskalen in der Atmosphäre

interne Klimavariabilität

Bezeichnung für die inneren Schwankungen des Klimasystems, die ausschließlich der internen Dynamik des Klimasystems geschuldet sind und in ihrem Wirken eines äußeren Antriebs nicht bedürfen. Beteiligt sind dabei Prozesse innerhalb einzelner Erdsystemkomponenten (Atmosphäre, Land, Ozean, Land- und Meereis u.w.) oder Wechselwirkungen verschiedener Klimakomponenten miteinander. Von besonderem Interesse sind Schwankungen, die durch die Wechselwirkung zwischen Atmosphäre und Ozean entstehen.
Die Erforschung der internen Klimavariabilität ist wesentlich um mögliche Signale des anthropogenen Klimawandels vom natürlichen Klimarauschen zu trennen. Allerdings wird die interne Klimavariabilität Ihrerseits vom Klimawandel beeinflusst.

Inversion

Wenige Zehner bis wenige hundert Meter mächtige, als Grenze wirkende Luftschicht in der Atmosphäre, innerhalb derer die Temperatur mit der Höhe nicht ab- sondern zunimmt (Temperaturumkehr). Inversionen entstehen durch

  • das Übereinanderführen verschiedener Luftmassen
  • durch die Ansammlung kalter Luft am Boden (Strahlungsinversion)
  • durch das Absinken sich erwärmender Luftmassen in Hochdruckgebieten (Absinkinversion).

Sie wirken als Sperre für hochreichende konvektive Vorgänge und verursachen eine Anreicherung von Staub und Dunst an der Umkehrschicht. Gleichzeitig kann sich dort eine ausgeprägte Wolkendecke bilden.

IPCC

Engl. Akronym für Intergovernmental Panel on Climate Change (Zwischenstaatlicher Ausschuss über Klimaveränderung, im Deutschen oft als Weltklimarat bezeichnet); im November 1988 von WMO und UNEP eingerichtetes Gremium zur Bewertung aktueller wissenschaftlicher, technischer und sozio-ökonomischer Informationen, die für das Verständnis von Klimaveränderungen und deren Auswirkungen sowie für damit zusammenhängende Anpassungs- und Vorsorgemaßnahmen bedeutsam sind. Zielgruppen sind insbesondere politische Entscheidungsträger. Der Sitz des IPCC-Sekretariats befindet sich in Genf.
Das Bundesministerium für Bildung und Forschung (BMBF) und das Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (BMU) richteten 1998 die Deutsche IPCC-Koordinierungsstelle am Projektträger des Deutschen Zentrums für Luft- und Raumfahrt (DLR) in Bonn ein.

Der IPCC betreibt selbst keine Forschung, sondern trägt die Ergebnisse der Forschungen in den verschiedenen Disziplinen zusammen, darunter besonders der Klimatologie. Er bildet eine kohärente Darstellung dieses Materials in so genannten Sachstandsberichten ab, den IPCC Assessment Reports. Die Berichte des IPCC werden in Arbeitsgruppen erstellt und vom Plenum akzeptiert. Jeder beteiligte Forscher kann in drei aufeinanderfolgenden Versionen Kommentare, Kritik und Vorschläge einbringen. Mehr als hundert Forscher haben dies getan; unabhängige Review Editors achten darauf, ob die Endfassung alles angemessen berücksichtigt.

Der IPCC organisiert sich in drei Arbeitsgruppen und einer Task-Force:

  • Arbeitsgruppe I befasst sich mit den wissenschaftlichen Aspekten des Klimasystems und der Klimaänderung.
  • Arbeitsgruppe II befasst sich mit der Verwundbarkeit von sozioökonomischen und ökologischen Systemen durch Klimaänderungen.
  • Arbeitsgruppe III befasst sich mit Maßnahmen zur Eindämmung des Klimawandels.
  • Eine Task Force befasst sich mit der Entwicklung von Methodologien und der Standardisierung von Verfahren beispielsweise bei der Erhebung von Emissionsdaten von Treibhausgasen in den einzelnen Ländern.

Der IPCC veröffentlicht Berichte in vier Kategorien:

  • Sachstandsberichte (assessment reports),
  • Sonderberichte (special reports),
  • technische Berichte (technical papers) und
  • methodologische Berichte (methodology papers).

Weitere Informationen:

Islandtief

s. Aleutentief

Isotherme

Linie gleicher Temperaturwerte

J

Jahreszeitenvorhersage

Meteorologische Verfahren, die zum Ziel haben, Witterungs- und Klimazustände für Jahreszeiten vorherzusagen.

Während Wettervorhersagen für den Kurz- und Mittelfristzeitraum den Wetterzustand in der Form einer Punkt-Termin-Aussage oder als Region-Zeitintervall-Aussage beschreiben, wird bei einer Jahreszeitenvorhersage der mittlere Zustand der Atmosphäre charakterisiert. Die Vorhersage wird dabei stets in Relation zum langjährigen klimatologischen Mittelwert für die betreffende Jahreszeit und für eine größere Region formuliert und enthält qualitative Aussagen wie: zu warm / zu kühl, zu feucht / zu trocken u.ä. Zur Gewinnung von Jahreszeitenvorhersagen existieren weltweit unterschiedliche Prognosetechniken.

Der Deutsche Wetterdienst (DWD) wird Partner bei EUROSIP, ein Projekt, in welchem die Jahreszeitenvorhersage im Multi-Modellansatz am Europäischen Zentrum für Mittelfrist-Wettervorhersagen (EZMWF) erstellt wird. Im Zuge der Implementierung der operationellen Kette soll eine kontinuierliche Überwachung der Ozeanmodellergebnisse anhand von Satellitendaten installiert werden. Der Schwerpunkt der Evaluierung liegt bei physikalischen Größen an der Meeres- und Meereisoberfläche.
Ein Großteil der Beobachtungs-Datensätze für dieses Projekt kann zunächst durch die Copernicus-Daten aus MyOcean abgedeckt werden. Aus der kommenden Satellitengeneration der Sentinels sollen Daten wie Altimetrie, Oberflächentemperatur sowie Meereisparameter genutzt werden. Diese Anwendung geht hinsichtlich ihres Potenzials über das Gewässermonitoring hinaus, insofern die Evaluation des Ozeanmodells die Grundlage für eine bessere Jahreszeiten-Prognose für Land und auch den Ozean liefert.

Jet-Stream (Strahlstrom)

Bandförmiger Luftstrom mit außerordentlich hohen Windgeschwindigkeiten (max. ca. 600 km/h) in der oberen Troposphäre oder unteren Stratosphäre, der durch große horizontale Temperaturunterschiede und die Corioliskraft verursacht wird. Länge: einige 1.000 km, Breite: einige 100 km, vertikale Mächtigkeit: einige km. Auf beiden Halbkugeln treten auf:

a) der sehr beständige, aber weniger intensive Subtropen-Jet über dem subtropischen Hochdruckgürtel etwa längs einer gedachten Linie von den Bermudas über die Kanaren, Nordafrika, den Persischen Golf, Indien, Südchina, den Pazifik bis Kalifornien. Auf der Nordhalbkugel liegt er im Sommer konstant auf ca. 40°N und im Winter ebenfalls konstant auf 30°N (zonales westliches Starkwindband). Seine mittlere Höhe beträgt etwa 12 km über Grund, also etwas unterhalb der dortigen Tropopause.

b) der wellenförmige, stellenweise unterbrochene Polarfront-Jet (Höhe ca. 10 km) in den höheren Mittelbreiten (zwischen 50° und 75° Breite). Seine geographische Lage ist eng an die der Polarfront (Grenze zwischen warmer und kalter Luft) gekoppelt und ist daher stark veränderlich. Wegen der hohen räumlichen Variabilität des Polarfront-Jets, der vor allem über den Ozeanen stark mäandriert, ist im Gegensatz zu modellhaften Darstellungen eine räumliche Trennung beider Jets, vor allem auf der Nordhemisphäre und speziell in den Westteilen von Atlantik und Pazifik schlecht oder gar nicht zu erkennen. Insbesondere in Karten mit zeitlichen Mittelwerten des 200 hPa-Niveau-Zonalwindes tritt der Subtropenjet viel deutlicher hervor, als der Polarfrontjet, da letzterer durch die großen Schwankungen der Polarfront ebenfalls großen Verlangerungen unterliegt. Daher wird oft vom Subtropenjet als dem Jetstream gesprochen.

Jet-Streams innerhalb der globalen Drucksysteme und Zirkulationszellen

Links: Jet-Streams innerhalb der globalen Drucksysteme und Zirkulationszellen

Quelle: RAO

 

Rechts: Jahreszeitliche Verlagerung des Polarfrontjets über den USA

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: UCAR - MetEd

Während eines El Niño-Ereignisses bewegen sich die Jet-Streams von Westen nach Osten über den nördlichen Golf von Mexico und Nordflorida. Daher treten in diesen Gegenden vermehrt Tornados auf.

Lage der Jet-Streams (Januar - März)
bei einem El Niño- und bei einem La Niña-Ereignis

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle:NOAA - CPC

 

 

 

Während eines La Niña-Ereignisses verlagern sich die Jet-Streams allerdings von den zentralen Rocky Mountains ostnordöstlich zu den östlichen Grossen Seen. Das heisst, dass die Tornados mehr nördlich und westlich anzutreffen sind, als während El Niño.

Weitere Informationen:

JMA-Index

Syn. Niño3-Index; Index der Japan Meteorological Agency zur Abgrenzung von Warm-, Kalt- und Neutral-Phasen innerhalb des ENSO-Zyklus. Der Index beruht auf den Anomalien der Meeresoberflächentemperatur (SST) im Gebiet von 4° N bis 4° S und 150° W bis 90° W.
Von einem El Niño wird dann gesprochen, wenn der fünfmonatige Durchschnitt der SST-Anomalien während wenigstens 6 aufeinanderfolgenden Monaten größer als 0,5 °C ist. Das Ereignis muß vor September beginnen und die Monate Oktober, November und Dezember umfassen.
Für La Niña gilt Entsprechendes mit einem um 0,5 °C unter dem Durchschnitt liegenden Wert. Jahre, die beide Bedingungen nicht erfüllen, werden als neutral eingestuft.

JMA Index 1976 - 2014

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

 

Quelle und aktuelle Version:
Center for Ocean-Atmospheric Prediction Studies

 

 

 

Im Kapitel 'Aktueller Zustand des Pazifiks' befinden sich Links zu Webseiten, auf denen man aktuell die neuesten Werte des JMA-Index findet. Vor einigen Jahren wurde von amerikanischer Seite der Oceanic Niño Index (ONI) etabliert, der eine ähnliche Grundlage hat und inzwischen als einheitlicher Messindex und Definition für El Niño und La Niña herangezogen wird. Siehe auch Oceanic Niño Index, Multivariater ENSO Index, Southern Oscillation Index, TOPEX/Poseidon-El Niño-Index.

Weitere Informationen:

K

Kaltwasserzunge

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

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

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

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken - Quelle: NOAA

Karbonat-Gegenpumpe

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

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

  Ca2+ + 2 HCO3- ➛ CaCO3 + CO2 + H2O

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

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

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

Die drei ozeanischen Kohlenstoffpumpen

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

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

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

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: AWI

 
Katastrophe

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

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

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

 

Quelle: ISDR 2006

 

Weitere Informationen:

Katastrophenmanagement

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

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

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

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

Weitere Informationen:

Katastrophenmonitoring

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

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

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

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

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

Weitere Informationen:

Katastrophenvorsorge

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

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

Weitere Informationen:

Kelvin-Welle

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

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

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

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

Äquatoriale Kelvinwellen spielen eine entscheidende Rolle bei der Lageveränderung der Thermokline. Da die äquatoriale Ozeanzirkulation auf Windschub reagiert, übertragen äquatoriale Kelvinwellen entsprechende Signale rasch vom westlichen zum östlichen Ozeanrand. Interne Kelvinwellen, die sich entlang der Thermokline bewegen, benötigen ca. zwei Monate um den gesamten äquatorialen Pazifik zu durchqueren.

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

Links:

Schematische Darstellung einer äquatorialen Kelvinwelle

 

Rechts:

Auftreffen einer äquatorialen Kelvinwelle auf die Küste

 

 

Quelle:

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

 

 

 

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

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

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

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

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

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

 

Weitere Informationen: Kelvin Waves (B. Wang, SOEST Hawaii 2002)

Kippelemente im Klimasystem

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

Kippelemente

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: PIK

 

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

Weitere Informationen:

Klima

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

Es wird repräsentiert durch die statistischen Gesamteigenschaften (Mittelwerte, Extremwerte, Häufigkeiten, Andauerwerte u. a.) über einen genügend langen Zeitraum. Im allgemeinen wird ein Zeitraum von 30 Jahren zugrunde gelegt, die sog. klimatologische Referenzperiode, es sind aber durchaus auch kürzere Zeitabschnitte gebräuchlich.

Klimaantrieb

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

Klimaelement

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

Klimafaktor

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

Astronomische Klimafaktoren an einer bestimmten Station sind

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

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

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

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

Klimamode

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

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

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

Klimamodell

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

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

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

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

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

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

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

 

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

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

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

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

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

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

Quelle: Deutsches Museum

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

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

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

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

Zusammenhang von
globalen, regionalen und lokalen Modellen

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

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

 

Quelle: Deutsches Museum

 

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

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

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

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

Zusammenfassung von Klimamodellaussagen zu ENSO (Stand April 2014)

Models suggest El Niño likely by mid-winter 2014

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

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

Quelle und aktuelle Daten: BOM

 

Weitere Informationen:

Klimaparameter

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

Teilweise wird der Begriff auch mit 'Klimaelementen' gleichgesetzt.

Klimaprognose

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

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

Siehe auch Klimaprojektion.

Klimaprojektion

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

Klimarückkopplung

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

Klimasensitivität

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

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

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

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

Klimasystem

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

Climate System

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

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

 
Klimatologie

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

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

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

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

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

Das Klimasystem als Gegenstand der Klimatologie


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

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

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: Bundeszentrale für Politische Bildung nach Wuppertal Institut

 

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

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

klimatologische Referenzperiode

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

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

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

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

Klimawandel

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

Annual global average temperature anomalies

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

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

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WMO

 

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

Trotz großer Fortschritte beim Verstehen der Auswirkungen des Klimawandels auf viele Prozesse, die zur ENSO-Variabilität beitragen, ist es noch nicht möglich zu sagen, ob die ENSO-Aktivität verstärkt oder gedämpft wird oder ob die Häufigkeit oder der Charakter der Ereignisse in den kommenden Dekaden sich ändern wird.
Da Veränderungen des ENSO-Phänomens das Potential zu einer der stärksten Manifestationen des anthropogenen Klimawandels besitzt, hat dieser Status große Bedeutung für die Verlässlichkeit der regionalen Zuordnung von Klimavariabilität und -wandel. Es gibt zwei Hauptgründe für die bestehenden Unsicherheiten: Zunächst ist der Mangel an ausreichend langen und umfassenden Beobachtungen der ENSO-Prozesse zu nennen, um Änderungen in der Vergangenheit aufspüren zu können. Es kann sein, dass wir ENSO noch einige weitere Dekaden beobachten müssen, um signifikante Änderungen erkennen und zuordnen zu können. Zum Zweiten stellt die Modellierung von ENSO mit gekoppelten globalen Klimamodellen (CGCMs) noch immer eine große Herausforderung dar, denn ENSO beinhaltet ein komplexes Zusammenspiel unterschiedlicher Prozesse in Ozean und Atmosphäre (Guilyardi, E.. et al., 2013).

Main drivers of climate change

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: IPCC

 

Weitere Informationen:

Kohlendioxid

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

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

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

Monthly mean atmospheric carbon dioxide at Mauna Loa Observatory, Hawaii

The carbon dioxide data (red curve), measured as the mole fraction in dry air, on Mauna Loa constitute the longest record of direct measurements of CO2 in the atmosphere. They were started by C. David Keeling of the Scripps Institution of Oceanography in March of 1958 at a facility of the National Oceanic and Atmospheric Administration [Keeling, 1976]. NOAA started its own CO2 measurements in May of 1974, and they have run in parallel with those made by Scripps since then [Thoning, 1989]. The black curve represents the seasonally corrected data.

Data are reported as a dry mole fraction defined as the number of molecules of carbon dioxide divided by the number of molecules of dry air multiplied by one million (ppm).

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NOAA ESRL

 

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

Weitere Informationen:

Kohlenstoffkreislauf

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

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

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

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

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

Carousel of Carbon

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

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WHOI

 

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

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

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

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

Weitere Informationen:

Kohlen(stoff)monoxid

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

Kondensation

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

Konvektion

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

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

Korallen

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

Tiefseekorallen vor Florida

Grafik zum Vergrößern anklicken.

Quelle: Reefpix

Korallenbleichen (Fiji 2001)

Grafik zum Vergrößern anklicken.

Quelle: Reefpix

Renilla Polypen

Grafik zum Vergrößern anklicken.

Quelle: SERTC

Aufbau eines Polypen

Für Infos bitte anklicken.

Quelle: NOS

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

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

Verbreitung von Korallenbänken
und Schwerpunkte der Korallenbleichen

 

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

Quelle: http://biophysics.sbg.ac.at/atmo/el-scans/reefs.jpg

 

Ausgeblichene Korallen regenerieren sich nur sehr schwer (s. Coral Bleaching Hotspots).

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

Korallenriff

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

 

Matangi Island (Fiji), umgeben von Korallenriffen


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

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

Zu größerer Darstellung auf Abbildung klicken

Quelle: NASA

 

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

Man unterscheidet drei Formen:

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

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

Küstenwüste

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

Links: Bromeliaceen der Gattung Tillandsia

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

 

Rechts: Küstenregion von Pachcamac bei Lima/Peru

An der pazifischen Küste ist die Wüste fast pflanzenfrei, nur im Kontakt mit kleinen Flüssen sind Bewässerungskulturen möglich.

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

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

 

Die trockenen Bedingungen der küstennahen Bereiche sind eine Folge der subtropischen Hochdruckgebiete und des Auftretens von kaltem Wasser vor dem Festland. Hierbei kann es sich um Meeresströmungen handeln, die aus Gebieten niedrigerer geographischer Breite in Richtung Äquator fließen. Eine andere Erscheinung mit ähnlichen klimatischen Konsequenzen ist kaltes Auftriebswasser, das aufgrund der Verlagerung des Oberflächenwassers durch küstenparallele oder ablandige Winde nach oben gelangt. Durch Abkühlung der unteren Luftschichten wird eine thermisch stabile Schichtung innerhalb der Luftmasse erreicht, wodurch der vertikale Austausch unterbunden wird. Durch fehlende Konvektion unterbleibt auch die Bildung von Wolken, die den küstennahen Gebieten Niederschlag bringen könnten. Die Feuchtigkeit kondensiert überwiegend zu Nebel; bei über mehrere Monate optimalen Bedingungen für dessen Bildung entstehen Nebelwüsten.

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

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

 

Rechts: Aride Küstenwüste in Peru

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

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

Quelle: NASA Earth Observatory

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

 

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

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

Weitere Informationen:

L

La Nada

Span. für 'das Nichts'; seit einigen Jahren bei manchen amerikanischen Wissenschaftlern und in amerikanischen Medien gebräuchlicher Begriff für den Neutralzustand des tropischen Pazifiks als Teil des ENSO-Phänomens. Hierbei bestehen bestehen weder El Niño- noch La Niña-Verhältnisse, eben La Nada. Der Begriff ist international nicht formell anerkannt.
Die Einführung des neuen Begriffes mag im nun erreichten Dreiklang der Termini El Niño, La Nada, La Niña begründet sein oder in der Tatsache, dass die USA einen großen spanisch sprechenden Bevölkerungsanteil haben, aber auch in der teilweise irreführenden Bezeichnung 'Neutralzustand'. Den Zwischenzustand als ‚neutral‘ zu bezeichnen legt den Eindruck nahe, die dabei auftretenden Wettererscheinungen als günstig oder moderat anzusehen. Aber wenn man die Wetterbedingungen der La Nada-Jahre in den USA ansieht, erkennt man, dass sich die Jet Streams recht "ungebührlich" verhalten, und dass das Wetter höchst sprunghaft und hart sein kann mit Dürren oder Niederschlägen im Übermaß.
Zumindest für die Vereinigten Staaten ist die Wettervorhersage ohne ein El Niño- oder La Niña-Signal deutlich komplizierter. Langfristige, saisonale Vorhersagen sind bei El Niño- und La Niña-Episoden am erfolgreichsten, weil diese Extremphasen einen dominanten Einfluss auf die Wetterentwicklung haben.
In den letzten Dekaden besaßen etwa die Hälfte der Jahre La Nada-Bedingungen, verglichen mit 20 % der Jahre, die geprägt waren durch El Niño und 30 % durch La Niña.

 

La Nada-Bedingungen im tropischen Pazifik am 25.12.2013

Fernerkundungsdaten des NASA-Satelliten Jason-2 zeigen weitgehend normale Meeresspiegelhöhen (sea-surface height, SSH) im Bereich des äquatorialen Pazifiks. Diese neutralen oder 'La Nada'-Verhältnisse dauern zum Aufnahmezeitpunkt bereits seit 20 Monaten ununterbrochen an und bleiben voraussichtlich bis in den Sommer 2014 bestehen.
Die beschriebenen SSH-Verhältnisse sind mit Hilfe der Farbleiste und dem dominierenden Grün auf dem Globus leicht erkennbar.

Zu größer Darstellung auf die Grafik klicken.
Quelle: NASA JPL (hier auch die jeweils aktuellen Werte)

 

Bill Patzert vom JPL fand folgende Analogie anlässlich des La Nada-Winters 2004/05: "This season was what I call 'La Nada'. El Niño and La Niña tend to give structure to climate, but La Nada is like a teenager, without structure. The jet stream was on steroids, with wild fluctuations north and south."

La Niña

Spanisch für "Das kleine Mädchen", vereinfacht ausgedrückt das Gegenstück von El Niño. La Niña tritt zwischen den einzelnen El Niño-Ereignissen auf. Dabei sind die Oberflächentemperaturen des Wassers vor Peru und im äquatorialen Zentralpazifik unter dem langjährigen Mittel. Während La Niña ist die Walker-Zirkulation stärker ausgeprägt, und hochreichende Konvektion wird über dem äquatorialen Zentralpazifik unterdrückt.

Der Name wurde erst 1985 von George Philander (Princeton University) geprägt. Um diese Zeit erkannte die Wissenschaft, dass ENSO möglicherweise ein Zyklus ist, der gegenüber El Niño auch eine gegenteilige Phase haben könnte. Bis dahin hatte man El Niño für eine isolierte episodische Störung der normalen Verhältnisse angesehen. Das Aufkommen von gekoppelten Ozean-Atmosphäre-Modellen des Klimasystems und ihre Anwendung auf den tropischen Pazifik legte die Annahme einer echten Oszillation nahe.
Neben dem Ausdruck "La Niña" bestehen noch andere Bezeichnungen, wie z.B. "El Viejo" (der Alte), eingeführt von James O'Brien (Florida State University), ferner "anti-El Niño" oder einfach "Kalt-Ereignis" bzw. "Kalt-Episode". Der Ausdruck "anti-El Niño" sollte vermieden werden, da er übersetzt eigentlich "Antichrist" bedeutet. Der Begriff "El Viejo" wurde angeblich vorgeschlagen, um sexistische Terminologie zu vermeiden, möglicherweise aber auch aus dem Gefühl persönlicher Abneigung gegenüber Philander heraus.

Starke La Niña im Dezember 2010


Einigen Messungen zufolge war das Ende 2010 ausgebildete La Niña Ereignis das stärkste seit mindestens Mitte der 1970er Jahre und eines der fünf stärksten seit dem letzten Jahrhundert. Die atmosphärische Reaktion darauf war besonders stark mit einem Southern Oscillation Index, der seine höchsten Monatswerte seit 1973 im September und Dezember und sein höchstes Halbjahresmittel seit 1917 erreichte.

La Niña’s cold water signal is strong in the two images. The left image shows ocean surface temperatures on December 15, 2010, as measured by the Advanced Microwave Scanning Radiometer for EOS (AMSR-E) on NASA’s Aqua satellite. In December 2010, sea surface temperatures were colder than average across the equatorial Pacific.

The right image depicts the heat content of the ocean surface between December 14 and 16, 2010, as observed by the U.S.-French OSTM/Jason-2 satellite. Water expands as it warms, so warmer water has a higher surface elevation than cooler water. The blue valley streaking across the middle of the sea surface height image is the signature of La Niña. The intensity of the cold water and the depth and extent of the valley point to an intense event.

This image shows some of the unusual weather La Niña brought in December 2010, as observed by the Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) between November 23 and December 23, 2010. The image shows rainfall totals compared to average rainfall for the period, with above-average rain in blue and less-than-average rainfall in brown.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WMO / NASA Earth Observatory

 

Über die Ursachen von La Niña bestehen noch größere Unsicherheiten als über jene ihres Gegenstücks El Niño, ebenso über ihre Telekonnektionen. Während einem La Niña-Ereignis tendieren der australische wie auch der asiatische Monsun zu einer stärkeren Ausprägung, und über Nordamerika ist der winterliche Jetstream eher zonal ausgerichtet. Als Folge wird der pazifische Nordwesten feuchter und der Südosten der USA trockener und wärmer.
Die meisten von La Niña bedingten Anomalien sind denen von El Niño-Ereignissen gegenläufig.
Gelegentlich wird die begriffliche Existenz von La Niña als eigenständiges Zykluselement gänzlich in Frage gestellt, oder es wird auch nur von den zwei Ausprägungen El Niño und La Niña gesprochen und die Neutralphase nicht zusätzlich unterschieden.

Eine operationelle Definition von La Niña liefert der Oceanic Niño Index (ONI), wonach ein La Niña-Ereignis dann gegeben ist, wenn die Meeresoberflächen-Temperatur in der Niño 3.4 Region des Pazifiks über mindestens fünf Monate hinweg mehr als 0,5°C niedriger als der Durchschnitt ist.

Im Zusammenhang mit der Ozeanversauerung ist festzuhalten, dass das Eindringen von anthropogenem CO2 in den Oberflächenozean dort zu einer Erniedrigung des pH-Wertes führt. Durch Auftriebsphänomene kommt generell O2-verarmtes und somit CO2-angereichertes Wasser mit niedrigem pH an die Oberfläche. Da es sich hierbei in der Regel um Wasser aus den oberen Hunderten von Metern des Ozeans stammt, welche unweigerlich bereits mit anthropogenem CO2 "kontaminiert" sind, überlagern sich hier somit die versauernden Effekte des natürlichen, bei La Niña-Episoden besonders intensiven Auftriebs und des anthropogenen CO2-Eintrags. Inwieweit dieser Effekt eine Auswirkung auf das biologische System im Oberflächenozean hat, ist gegenwärtig noch schwer zu beurteilen.

Large Marine Ecosystem

Engl. Begriff für große Meeresökosysteme ab einer Fläche von ca. 200.000 km². Sie umfassen Küstenbereiche von Flusseinzugsgebieten und Ästuaren bis zu den seewärtigen Grenzen der Kontinentalschelfe und den äußeren Rändern der wichtigsten und gut abgegrenzten Meeresströmungen, wie z.B. dem Humboldtstrom. Diese relativ großen Gebieten lassen sich charakterisieren durch ökologische Kriterien wie (1) bathymetrische Eigenheiten, (2) hydrographische Charakteristika wie Strömungen und Wassermassenstruktur, (3) marine Produktivität und (4) Nahrungsnetze.

Das System der LMEs wurde seit 1984 von der NOAA in Zusammenarbeit mit IOC, IUCN und UN-Organisationen entwickelt, um eine handhabbares Management auf Ökosystembasis zu erhalten, mit dem man Einflussgrößen von Umweltveränderungen transnational gut identifizieren, und Schutzmaßnahmen durchführen kann. Dies geschieht in einem internationalen Kontext und in Übereinstimmung mit internationalen Gesetzen wie dem Seerechtsübereinkommen der Vereinten Nationen von 1982.

Die Schutzmaßnahmen innerhalb des LME-Konzeptes basieren auf der Erkenntnis, dass die Küstengewässer der Erde degradiert sind als Folge von nicht nachhaltiger Fischerei, Habitatverlusten, Eutrophierung, Belastungen mit Giftstoffen und Aerosolen sowie der Ausbreitung von Krankheiten. Gleichermaßen entstand die Einsicht, dass Gegenmaßnahmen nur in koordinierten Aktionen von Regierungen und Zivilgesellschaften durchgeführt werden können.

Obwohl die LMEs nur die Kontinentalränder und nicht die Tiefseegebiete und Meeresinseln umfassen, produzieren die 64 LMEs 95 % der weltweiten Fischerträge.

 

Large Marine Ecosystems of the World and Linked Watersheds

Large Marine Ecosystems (LMEs) are relatively large areas of ocean space of approximately 200,000 km² or greater, adjacent to the continents in coastal waters where primary productivity is generally higher than in open ocean areas.

The LMEs produce about 80% of the annual world’s marine fisheries catch. Globally they are centers of coastal ocean pollution and nutrient overenrichment, habitat degradation (e.g. sea grasses, corals, mangroves), overfishing, biodiversity loss, and climate change effects. The $12.6 trillion in goods and services contributed annually by LMEs to the world’s economy is at risk from unsustainable utilization practices.

The physical extent of the LME and its boundaries are based on four linked ecological, rather than political or economic, criteria. These are: (i) bathymetry, (ii) hydrography, (iii) productivity, and (iv) trophic relationships. Based on the 4 ecological criteria, 64 distinct LMEs have been delineated around the coastal margins of the Atlantic, Pacific and Indian Oceans.

From a management perspective, it is essential to establish a baseline condition against which to measure the success or failure of actions to recover depleted fish stocks, restore degraded habitats, and reduce and control coastal pollution and nutrient overenrichment. 5 modules within the LME strategy are focused on the application of suites of indicators for measuring LME (i) productivity and oceanography, (ii) fish and fisheries, (iii) pollution and ecosystem health, (iv) socioeconomics and (v) governance.

Zu größer Darstellung auf die Grafik klicken - Quelle: NOAA (dort PDF mit optimaler Auflösung)

 
Lateinamerika

Lateinamerika (spanisch América Latina bzw. Latinoamérica, portugiesisch América Latina, französisch Amérique latine) ist ein politisch-kultureller Begriff, der dazu dient, die spanisch- und portugiesischsprachigen Länder Amerikas von den anglo-amerikanischen Ländern Amerikas abzugrenzen. Der Wortteil Latein- bezieht sich auf das Lateinische als Ursprung der romanischen Sprachen. In der heute üblichen Definition des Begriffs werden zu Lateinamerika nur die Länder gezählt, in denen das Spanische oder das Portugiesische vorherrschen. Dazu gehören die Länder Südamerikas (ohne Guyana, Suriname und Französisch-Guayana), Mexiko, Zentralamerika (ohne Belize) und die spanischsprachigen Gebiete der Karibik. Die Länder Lateinamerikas haben zusammen eine Fläche von etwa 20 Millionen km², und die Bevölkerung umfasst rund 500 Millionen Menschen. In den letzten Jahren ist die Armut in Lateinamerika so gering wie seit 20 Jahren nicht mehr, die Mittelschicht ist um 50 Prozent von 103 Millionen (2003) auf 152 Millionen (2009) angewachsen, doch weist der Kontinent vom Rio Grande bis Feuerland bis heute weiterhin die weltweit größte soziale Ungleichheit auf.

Nordamerika

Zentralamerika

Karibik

Südamerika

Mexiko Mexiko

Costa Rica Costa Rica

Dominikanische Republik Dominikanische Republik

Argentinien Argentinien

El Salvador El Salvador

Kuba Kuba

Bolivien Bolivien

Guatemala Guatemala

Puerto Rico Puerto Rico

Brasilien Brasilien

Honduras Honduras

Haiti Haiti

Chile Chile

Nicaragua Nicaragua

Ecuador Ecuador

Panama Panama

Kolumbien Kolumbien

Paraguay Paraguay

Peru Peru

Uruguay Uruguay

Venezuela Venezuela

Länder Lateinamerikas

Quelle: Wikipedia

 

 

 

 

 

 

 

 

Weitere Informationen:

latente Wärme

Von lat. latere=verborgen; Wärmemenge, die bei der Änderung fester, flüssiger oder gasförmiger Aggregatzustände verbraucht oder freigesetzt wird. Latent heißt sie deshalb, weil sich dabei die Temperatur nicht ändert. Dagegen heißt die für eine Temperaturerhöhung aufgebrachte Energiemenge fühlbare Wärme.

Die latente Wärme spielt vor allem in der Meteorologie eine wichtige Rolle, in Bezug auf die Phasenübergänge des Wassers in der Erdatmosphäre. Auf einer feuchten Erdoberfläche oder gar Wasserfläche wird ein Großteil der Sonnenenergie in die Verdunstung von Wasser investiert. Dabei werden bei 20 °C etwa 2450 Kilojoule pro Kilogramm Wasser umgesetzt. Eine Änderung der Lufttemperatur tritt dabei nicht auf, die Energie wird also sozusagen im gasförmigen Aggregatzustand des Wassers gespeichert. Da diese Speicherung reversibel ist, wird die gleiche Energiemenge wieder frei, wenn ein aufsteigendes Luftpaket das Kondensationsniveau erreicht und der Wasserdampf kondensiert. Die ursprünglich am Boden durch die Sonneneinstrahlung bereitgestellte Energie wird also in größeren Höhen wieder frei und trägt dort zu einer Temperaturerhöhung bei. Dadurch kommt es zur Ausbildung eines feuchtadiabatischen Temperaturgradienten, die Atmosphäre wird also nach oben langsamer kälter, als ohne die latente Wärme bei einem trockenadiabatischen Gradienten zu erwarten wäre.

Je nach Art der Zustandsänderung spricht man auch von Verdunstungswärme (flüssig in gasförmig), Schmelzwärme (fest in flüssig) oder Sublimationswärme (fest in gasförmig). Das Verhältnis von fühlbarer zu latenter Wärme ist das Bowen-Verhältnis.

Lomavegetation

Pflanzengesellschaften der eher höher gelegenen Teile der Küstenwüsten an der Westseite Südamerikas mit über 1.000 Arten von Büschelgräsern, Kräutern, Stauden, Dornsträuchern und Sukkulenten. Die Pflanzen sind hinsichtlich ihrer Wasserversorgung überwiegend von den Küstennebeln, in Peru garúa und in Chile caman chaca genannt.
El Niño-Ereignisse führen mit ihrem Feuchtigkeitseintrag zu außergewöhnlichem Aufkeimen der Vegetation.

Lomavegetation in Nordperu

Nolana humifusa (Gouan)

Quelle: O. Dillon, Michael. Andean Botanical Information System

Quelle: O. Dillon, Michael. Andean Botanical Information System

Weitere Informationen:

Luftdruck

Engl. air/atmospheric pressure; Druck, der von der Masse der Luft unter der Wirkung der Erdanziehung auf eine Fläche ausgeübt wird. Der Druck ist in der Physik als Kraft pro Fläche definiert. Eine gedachte vertikale Luftsäule also, die vom Erdboden bis an den Rand der Atmosphäre reicht, übt auf eine Einheitsfläche im Durchschnitt das Gewicht (die "Gewichtskraft") von 1013,2 Hectopascal (hPa) aus.

Der Luftdruck wird meist mit dem Barometer gemessen, wobei oft noch veraltete Einheiten verwendet werden. Der Luftdruck nimmt mit der Höhe alle 5 km auf etwa die Hälfte ab; er beträgt in 32 km Höhe nur mehr 1 % und in 50 km nur mehr 1 ‰ (Promille) = 1 hPa.

Die Abnahme des Luftdrucks mit der Höhe erfolgt also exponentiell und zwar nach der barometrischen Höhenformel umso stärker, je niedriger die Lufttemperatur ist. Er schwankt mit den Wettervorgängen im Meeresniveau etwa zwischen 985 und 1035 hPa (absolute Extremwerte sind etwa 880 und 1080 hPa).

Damit in der Wetterkarte die wetterbedingten Unterschiede und nicht die Unterschiede infolge der unterschiedlichen Höhenlage der Messstationen zum Ausdruck kommen, muss der an der Station gemessene Luftdruckwert auf Meeresniveau umgerechnet ("reduziert") werden, wobei noch die aktuelle Lufttemperatur mitberücksichtigt wird.
Ferner ist noch eine Umrechnung auf 0°C und die Normalschwere (45° Breite) erforderlich.

Lumineszenzdatierung

Physikalische Altersbestimmung für quartäre Proben aufgrund eines mit dem Probenalter anwachsenden Strahlenschadens, der durch die emittierte Lumineszenz quantifiziert wird (Lumineszenz: Emission von Licht im sichtbaren, UV- und IR-Spektralbereich von Gasen, Flüssigkeiten und Festkörpern nach Energiezufuhr. Manche Minerale haben die Eigenschaft, kurz- oder langzeitig sichtbares Licht auszusenden, zu lumineszieren). Innerhalb der Lumineszenz-Datierungsmethoden unterscheidet man nach der verwandten Stimulationsenergie die Thermolumineszenz-Datierung und die Optisch Stimulierte Lumineszenz-Datierung. Alle Verfahren beruhen darauf, daß durch die Einwirkung ionisierender Strahlung, die in der Natur im wesentlichen von den instabilen Isotopen von U, Th und K ausgeht, Ladungsdefekte im Kristallgitter akkumuliert werden. Dabei werden Elektronen angeregt und in einem energetisch höheren Niveau als sog. Lumineszenzzentren fixiert, indem sie mit primären (Fremdatome, Gitterschäden) oder sekundären Defekten (durch Alpha-Strahlung entstanden) rekombinieren. Die Anzahl der Ladungsdefekte wächst in Abhängigkeit von der Dosisleistung und der Stabilität der Lumineszenzzentren zeitabhängig an. Bei Erreichen des Gleichgewichts von Neubildung und Zerfall der Zentren wird eine Sättigung erreicht, bei der das Lumineszenzsignal nicht weiter mit dem Alter anwächst und welche die theoretische Datierobergrenze definiert.
Die Rückstellung des Signals erfolgt durch Belichtung, Erhitzung oder Mineralbildung, so daß Sedimentations-, Abkühlungs- bzw. Kristallisationsalter bestimmt werden können.
Die Datierobergrenze der Lumineszenzmethoden liegt allgemein bei etwa 100.000-120.000 Jahren, kann jedoch in Abhängigkeit von Dosisleistung, Probenmaterial und Sedimenttyp höher oder geringer sein.

M

Madden-Julian Oscillation (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.

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.

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.

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.

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.

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.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NASA Earth Observatory

 

Weitere Informationen:

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.

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.

 

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)

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

 

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.

Weitere Informationen:

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.

Weitere Informationen:

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.

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.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

 

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 Frühjahr 2015 werden die NASA und ihre internationalen Partner (CNES, NOAA und EUMETSAT) Jason-3 starten und damit die Datenkontinuität gewährleisten.

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)

Weitere Informationen:

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.

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.

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken


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

 

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:

Meeres(oberflächen)temperatur

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.

Die Meereoberflächentemperatur (engl. Sea Surface Temperature; SST) 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.

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.

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

 

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.

Weitere Informationen:

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.

Meridionalschnitt der Sauerstoffkonzentration
im Pazifik entlang der Datumslinie

 

 

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

 

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.

Weitere Informationen:

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 die Wetterlexika von SF-Meteo, 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.

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.

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.

Quelle: Introduction to Tropical Meteorology (MetEd / UCAR, Anmeldung erforderlich, kostenlos!)

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.

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 wieder: positive Werte bedeuten mehr Niederschlag als normal, die negativen Werte stehen für Dürren. Die Farben stehen für die Intensität von ENSO-Erscheinungen: Rot ist ein El Niño-Ereignis, blau ein La Niña-Ereignis, der weißliche Farbton repräsentiert normale Temperaturen.
Es wird deutlich, dass die meisten Dürren während Warmphasen auftreten und selten während La Niña-Ereignissen.


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 Oktober 2013 Multivariater ENSO-Index (MEI) von Januar 1990 bis August 2012

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

Eigene Grafik nach Rohdaten der NOAA
Multivariater ENSO-Index (MEI) von 1950 bis 2013 Multivariater ENSO-Index (MEI) von 1950 bis 2012

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

Eigene Grafik nach Rohdaten der NOAA

Weitere Informationen: NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center

N

Nährstoff

Korrekter 'Makronährstoff', jede lebensnotwendige Substanz, die ein Organismus aus seiner Umgebung erhält, und die funktional in die Stoffwechselprozesse lebender Organismen eingebunden sind, mit Ausnahme von Sauerstoff, Kohlendioxid und Wasser. Im Ozean sind dies Phosphor (P), Stickstoff (N) und Silizium (Si).

Die Nahrungskette der Ozeane basiert auf den sogenannten Primärproduzenten, einzelligen Algen (vor allem Diatomeen und Coccolithophoriden). Die Verbreitung der Primärproduzenten und damit generell die Bioproduktivität einer ozeanischen Region wird vor allem gesteuert und begrenzt durch die Verfügbarkeit von Licht und Makronährstoffen. Die Produktivität eines Ökosystems ist durch die Verfügbarkeit des Nährstoffs begrenzt, der zuerst verbraucht wird.

Global Rotation of SeaWiFS Biosphere Decadal Average with Land (4/23/2007)

The SeaWiFS instrument aboard the Seastar satellite has been collecting ocean data since 1997. By monitoring the color of reflected light via satellite, scientists can determine how successfully plant life is photosynthesizing. A measurement of photosynthesis is essentially a measurement of successful growth, and growth means successful use of ambient carbon. This animation shows an average of 10 years worth of SeaWiFS data. Dark blue represents warmer areas where there tends to be a lack of nutrients, and greens and reds represent cooler nutrient-rich areas which support life. The nutrient-rich areas include coastal regions where cold water rises from the sea floor bringing nutrients along and areas at the mouths of rivers where the rivers have brought nutrients into the ocean from the land. Note: This animation depicts the 10-year average from 1997 to 2007 of SeaWiFS ocean chlorophyll concentration and land Normalized Difference Vegetation Index (NDVI) data on a rotating globe.

Zur Animation auf Grafik klicken - Quelle: NASA

 

Phosphor kommt im Ozean als anorganisches und organisches Phosphat vor. Es dient als Baustein der organischen Gewebe und wird in Hartteile (Zähne, Schuppen und Knochen) von Organismen eingebaut. Es wird dem Meerwasser überwiegend durch die bakterielle Oxidation organischer Materie, also durch Recycling von Biomasse zugeführt.

Stickstoff kommt im Ozean als Nitrat, Nitrit und Ammoniak vor. Es dient als Baustein der organischen Gewebe und wird dem Ozean durch die bakterielle Oxidation organischer Materie, Flusseintrag, sowie den Eintrag durch die Luft (Aerosole) zugetragen. Einige Cyanobakterien sind darüber hinaus in der Lage, Stickstoff aus der Luft zu binden.

Silizium dient vor allem als Baustein für Skelette von Diatomeen und Radiolarien. Es erreicht den Ozean durch Flusseintrag, Eintrag durch die Luft (Staub), sowie Gletschereintrag (Gletschertrübe) v. a. aus der Antarktis, sowie durch die Lösung von silikatischen Schalen.

Die Verteilungsmuster von Nährstoffen im Ozean zeigen ähnliche Muster und sind mit der Verteilung von Sauerstoff in den Ozeanen korreliert. Die Aufnahme von Nährstoffen durch Phytoplankton findet fast ausschließlich in der lichtdurchfluteten euphotischen Zone statt (Photosynthese). Durch das Absinken von Exkrementen und toten Organismen wird ein Teil dieser Nährstoffe in tiefere Bereiche entfernt. Die Organismen sind sehr effektiv darin, Nährstoffe an sich zu binden und letztlich aus der photischen Zone zu entfernen, daher sind die obersten Bereiche der Ozeane in der Regel nährstoffarme (oligotrophe) blaue Wüsten. Nur in der Nähe der Küsten (Schelfe) und in Auftriebsgebieten, d.h. dort wo Nährstoffe aus der Tiefe zurück zur Meeresoberfläche geführt werden, ist eine hohe Bioproduktion möglich.

In der Wassersäule wird die Biomasse bakteriell zersetzt, die Nährstoffe werden zum Teil wieder frei gesetzt, jedoch dort, dort wo keine Photosynthese möglich ist. Es kommt daher zur Anreicherung von Nährstoffen in der Tiefe, in der die Zersetzung am effektivsten wirkt. Der Effekt akkumuliert über die Zeit, dadurch gilt prinzipiell, dass der Nährstoffgehalt einer Wassermasse umso höher ist, je länger sie nicht mehr im Kontakt mit der Atmosphäre war.

Die Zersetzung von Biomasse verbraucht Sauerstoff, daher nimmt die Nährstoffkonzentration i.A. mit der Tiefe zu, die Sauerstoffkonzentration ab (gegenläufige Korrelation). Die höchste Nährstoffkonzentration befindet sich in der sogenannten Sauerstoff-Minimum-Zone (OMZ) zwischen 1000 und 2000 m Wassertiefe.


Meriodionalschnitt der Phosphat-, Nitrat- und Silikatkonzentration

der oberen 5.000 m im Pazifik entlang 170°W

 

Beachtenswert ist die starke Zunahme der Nährstoffkonzentration mit der Tiefe.



Nahrungskette

Engl. food chain; idealtypische Abfolge von Organismen, die bezüglich ihrer Ernährung direkt voneinander abhängig sind. Autotrophe Organismen (Autotrophie), v.a. grüne Pflanzen, sind in der Lage, sich durch Photosynthese selbst zu ernähren. Sie bauen als Produzenten (Primärproduzenten) organische Substanz auf, die von heterotrophen Organismen (Heterotrophie) verwertet wird (Konsumenten, Sekundärproduktion). In einem Ökosystem wird die Nahrungskette zwischen autotrophen und heterotrophen Komponenten über den Energiefluss verbunden (Energiekaskade). Im Minimum besteht eine Nahrungskette aus autotrophen Organismen und Zersetzern (Destruenten), welche die abgestorbene organische Substanz wieder in die Ausgangsbestandteile zurückverwandelt. Meist sind jedoch als weitere Glieder Pflanzenfresser (Herbivore), Fleischfresser (Karnivore) und Allesfresser (Omnivore) auf unterschiedlichen Trophiestufen (Trophie) eingeschaltet. Zwischen Produzenten und Konsumenten stellt sich i.d.R. ein ökologisches Gleichgewicht ein.

Da sich viele Organismen an verschiedenen Stellen in Nahrungsketten einordnen können (Parasiten sogar in allen Gliedern), werden zwischen den Hauptketten vernetzte Nebenketten aufgebaut. In natürlichen Biozönosen liegen die Nahrungsketten daher als komplexes Netzwerk von Stoff- und Energieflüssen vor, wofür auch die Bezeichnung Nahrungsnetz verwendet wird. Quantitativ darstellen lassen sich die Nahrungsmengenverhältnisse einer Nahrungskette in Form einer Nahrungspyramide. Daraus geht hervor, dass die Individuenmenge und die Biomasse i.d.R. von den primären über die sekundären Konsumenten zu den Raubtieren an der Spitze der Nahrungspyramide abnimmt. Als zunehmendes Umweltproblem stellt sich die Anreicherung von schlecht abbaubaren Substanzen (Gifte, Schwermetalle, natürliche oder künstliche Radionuklide) in Nahrungsketten dar. Die steigenden Konzentrationen von Glied zu Glied können bei dieser Bioakkumulation bei den Endgliedern zu Gesundheitsschäden führen.

Nahrungsnetz

Engl. food web, System aus zahlreichen miteinander verbundenen Nahrungsketten. Die Nahrungsnetze sind gewöhnlich sehr komplex, da ein Pflanzenfresser meist mehrere Pflanzenarten verzehrt und ein Räuber sich von verschiedenen Beutetieren ernährt. Durch die bestehenden Nahrungsbeziehungen sind viele Arten einer Biozönose verbunden. Die Stoffströme in den Nahrungsnetzen bzw. Nahrungsketten gehen mit einer Weitergabe von Energie einher.

Im Meer beispielsweise ordnet man die Lebewesen innerhalb eines Nahrungsnetzes in verschiedene Ernährungsstufen ein, sogenannte trophische Ebenen. Ganz unten stehen Myriaden von Mikroorganismen. Dazu zählen mikroskopisch kleine, einzellige Algen, wie Diatomeen, Dinoflagellaten und Cyanobakterien – das Phytoplankton, das frei im Wasser schwebt. Es betreibt Photosynthese, das heißt, es nutzt das Sonnenlicht und Nährstoffe, um Zucker zu synthetisieren und daraus weitere energiereiche Substanzen aufzubauen. Man nennt diesen biochemischen Aufbau von Biomasse auch Primärproduktion. Vom Phytoplankton ernähren sich kleine, frei schwimmende Krebse oder Fischlarven, das sogenannte Zooplankton. Das Zooplankton wiederum ist Nahrung unter anderem für kleine Fische. Wie viele Fische in einem bestimmten Meeresgebiet existieren können, hängt damit in erster Linie von der Aktivität und Menge der Primärproduzenten ab – je größer die Primärproduktion, desto größer können die Fischbestände sein. Das einfache Modell eines Nahrungsnetzes, in dem die kleineren Lebewesen von den jeweils größeren gefressen werden, reicht aber nicht aus, um die Zusammenhänge im Meer zu begreifen. Denn das, was die Großen tun, wirkt auf den ganzen Lebensraum zurück. Zudem gibt es noch viele andere Interaktionen.

Einfache Darstellung eines marinen Nahrungsnetzes

 

Abhängigkeiten zwischen Lebewesen kann man als Nahrungsnetz
mit verschiedenen trophischen Ebenen darstellen.

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: maribus 2013

 

Weitere Informationen: Vulnerability of open ocean food webs in the tropical Pacific to climate change, in: (Bell, J.D. et al., SPC 2011)

Nahrungspyramide

In der Ökologie nach einem Konzept des engl. Zoologen Charles Sutherland Elton eine schematische, graphische Darstellung der quantitativen Verhältnisse der Trophieebenen einer Biozönose (Lebensgemeinschaft) in einem Ökosystem. Die Nahrungspyramide ist eine Stufenpyramide, deren Stufen jeweils einer Trophieebene entsprechen.

Basis der Pyramide sind die Produzenten, die autotrophen Organismen. Die folgenden Stufen nehmen die Konsumenten (heterotrophe Organismen) ein: zunächst die Konsumenten erster Ordnung (Pflanzenfresser), gefolgt von den verschiedenen Trophieebenen der Fleischfresser. Je nach Länge der Nahrungskette besitzt die Pyramide eine je nach konkretem Ökosystem unterschiedliche Anzahl von Stufen. Die Konsumenten der obersten Stufe werden als Spitzenprädatoren bzw. (aus dem Englischen abgeleitet) als Top-Prädatoren, gelegentlich auch als Endverbraucher bezeichnet.

Durch die mit jedem Konsumtionsvorgang unvermeidlichen Verluste an Energie steht für jede trophische Ebene weniger Energie als für die darunter liegende zur Verfügung, meist wird als Faustformel ein übrig bleibender Anteil von 10% angenommen (d.h. ein Verlust von 90%), der in der Größenordnung durch zahlreiche Studien bestätigt worden ist. Durch diesen exponentiellen Energieverlust ist die Länge der möglichen Nahrungsketten begrenzt, weil irgendwann nicht mehr genügend Energie für ein weiteres trophisches Niveau übrig bleibt. Weiterhin sollte die Länge der Ketten von der Produktivität des betrachteten Ökosystems abhängig sein.

Qualitative Grundlage einer Nahrungspyramide ist eine Nahrungskette, also ein Ausschnitt aus dem Nahrungsnetz eines Ökosystems. Die Zuordnung einer bestimmten Art zu einer Trophieeebene ist dabei eine Abstraktion, die die realen Verhältnisse etwas vereinfacht.

Bei der Aufstellung der Nahrungspyramide werden Saprobionten (einschließlich der Aasfresser) und Destruenten nicht einbezogen. Wichtigster Grund dafür ist, dass sie, im Gegensatz zu den Pflanzenfressern, keinen direkten Einfluss auf ihre Nahrungsbasis ausüben. Auch Parasiten werden in der Regel unberücksichtigt gelassen. Die Nahrungspyramide bildet also nicht etwa das gesamte Ökosystem, sondern nur einen Ausschnitt daraus ab.

Generalised trophic pyramid for the tropical Pacific Ocean

The base of the food web consists of bacteria, small phytoplankton and protists (nanozooplankton), 0.2–20 μm in size. These organisms are ingested by zooplankton, such as crustaceans, molluscs or tuna larvae, up to a size of 2000 μm. In turn, zooplankton are consumed by macrozooplankton, such as jellyfish, and micronekton, such as squid, shrimp and small fish. Micronekton and, to a lesser extent, macrozooplankton are the prey for tuna and other large pelagic fish at the top of the pyramid.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: SPC 2011

 
Nazca-Kultur

Kultur des Nazca-Volkes an der Südküste des heutigen Peru, deren Blütezeit um 200 v. Chr. begann und um 800 n. Chr. endete.

Ihre Zentren besaß die Kultur in den Flussoasen der Küstenwüste am Pazifik. Sie entwickelte sich zwischen 200 v. Chr. und 800 n. Chr. an der Pazifikküste unter extremen klimatischen Bedingungen. In der trockenen Wüste fällt oft jahrzehntelang kein Regen. Im Winter dehnen sich die Nebelbänke des Ozeans bis ins Landesinnere aus und sorgen dort für so viel Feuchtigkeit, dass sich Pflanzen entwickeln können. El Niño bringt in den letzten Jahren heftige Regenfälle ins Land und sorgt für massive Zerstörungen.

Luftbilder von Geoglyphen

Links: Dieses Bild der Nazca-Ebene in Südperu wurde von dem Sensor Compact High Resolution Imaging Spectrometer (CHRIS) an Bord des ESA-Satelliten Proba am 26. September 2003 aufgenommen. Es zeigt Wüstenstrassen und als feine Spuren die größeren der alten Nazca-Linien, die von vorkolumbianischen Indianern in die aride Landschaft gekratzt wurden. Von Sturzfluten geschaffene Wasserrinnen sind ebenfalls sichtbar sowie eine landwirtschaftlich genutzte Flussoase.

Zur nahezu gleichen Szene, im Jahr 2000 aufgenommen mit dem Instrument ASTER auf dem Satelliten Terra hier klicken! Die sichtbaren und infraroten Spektralbänder wurden dabei kombiniert, um ein Echtfarbenbild zu simulieren.

Rechts: Dieses Luftbild zeigt Beipiele der Nazca-Linien. Die Wasserrinnen rechts von der Mitte sind Belege für die erosive Tätigkeit von abfließendem Wasser aus den Anden.
Jüngste Untersuchungen lassen befürchten, dass einige der Linien und Figuren durch Erosion und Ablagerungen von Sturzfluten gefährdert sind, die sich von den Vorbergen der Anden hierher ergießen.

Quelle: ESA

Die Siedlungen der Nazca bestanden aus leichten Holz- und Schilfbauten. Massivere Bauten aus getrockneten Schilfziegeln (Adobe) wurden fast ausschließlich in der untergegangenen Stadt Cahuachi im Nazcatal gefunden.

Das Volk von Nazca war kein zentral verwaltetes Reich, sondern setzte sich aus mehreren kleinen Stämmen zusammen. Sie betrieben Ackerbau und bewässerten ihre Felder über ein künstliches unterirdisches Kanalsystem. Zur Versorgung pflanzten sie Bohnen, Kartoffeln, Kürbisse, Maniok, Avocados, Erdnüsse und Pfeffer an. Baumwolle, Schilfrohr und Binsen lieferten das Grundmaterial für das alltägliche Leben. Sie verwendeten bereits Netze für den Fischfang und jagten auch Robben. Die Nazca verstanden sich auf das Weben und stellten großartige Keramikarbeiten her, die sie mit leuchtenden Farben mit Szenen aus dem Alltag verzierten.

Auf der Hochebene zwischen dem Pazifik und den Anden schufen sie riesige Figuren, die Nazca-Linien, die sie in den Boden scharrten. Die Bilder selbst zeigen kilometerlange gerade Linien, oder riesige geometrische Flächen sowie Tierfiguren, von einer Grösse von 10 bis mehreren Hundert Metern, die Abbilder von Affen, Vögeln oder Walen o.ä. zeigen. Die Nazca-Linien gehören daher zu den global verbreiteten Geoglyphen. Entdeckt wurden die Nazca-Linien erst in den 1920er Jahren, als die ersten kommerziellen Fluglinien über die Nazca-Wüste flogen und Passagiere die Linien ausmachten. Entstanden sind die Bilder durch eine Entfernung des Wüstenlacks, der große Steinflächen der Wüste mit Eisen- und Manganoxiden überzieht. Nach einer Entfernung dieser Schicht sticht der helle Untergrund der Wüste durch und lässt die Figuren sichtbar werden. Die mysteriösen Zeichner lebten wahrscheinlich in der Stadt Cahuachi, welche von Archäologen in den letzten Jahren in der südlich der Wüste gelegene Pampa entdeckt haben. Sie wurde vor etwa 2000 Jahren erbaut und etwa 500 Jahre später aus bislang ungeklärten Gründen zerstört.

Links: Satellitenbild von Geoglyphen

Dieses Bild der Nazca-Ebene in Südperu wurde von dem Sensor Compact High Resolution Imaging Spectrometer (CHRIS) an Bord des ESA-Satelliten Proba am 26. September 2003 aufgenommen. Es zeigt Wüstenstrassen und als feine Spuren die größeren der alten Nazca-Linien, die von vorkolumbianischen Indianern in die aride Landschaft gekratzt wurden. Von Sturzfluten geschaffene Wasserrinnen sind ebenfalls sichtbar sowie eine landwirtschaftlich genutzte Flussoase.

Zur nahezu gleichen Szene, im Jahr 2000 aufgenommen mit dem Instrument ASTER auf dem Satelliten Terra hier klicken! Die sichtbaren und infraroten Spektralbänder wurden dabei kombiniert, um ein Echtfarbenbild zu simulieren.

Zum Vergrößern Bild anklicken!

 

Rechts: ESA-Satellit Proba

Der ESA-Satellit PROBA (Project for On Board Autonomy), beweist die Leistungsfähigkeit von Kleinsatelliten bei wissenschaftlichen Aufgaben und für Erdbeobachtungsmissionen.

Quelle: ESA

Gerade ihrer unbekannten Entstehung wegen wurden verschiedenste Theorien über diese Linien entwickelt. Wie konnten die Menschen der damaligen Zeit in der Lage sein, solche großformatigen Figuren zu zeichnen. Deutungen dieser Monumente beschäftigen viele Wissenschaftler. Die Erklärungen reichen von einem Sternenobservatorium über Ritualplätze, heilige Straßen bis zu Bewässerungssystemen, und manchmal ist sogar von Landeplätzen Außerirdischer die Rede. Noch ist vieles ungeklärt, jedoch wird eine Mischung aus agrikultureller, astronomischer und religiöser Bedeutung der Linien angenommen. So gibt es deutliche Zusammenhänge zwischen den Richtungen mancher Linien und Sonnwendpunkten, sowie zwischen den pfeilartigen Flächenzeichnungen und unterirdischen Wasservorkommen. Von den Tierfiguren wird angenommen, dass sie als rituelle Pfade bei Zeremonien dienten.

Die UNESCO erklärte 1994 die Bodenzeichnungen zum Weltkulturerbe.

Nebel

Eigentlich eine auf der Erdoberfläche aufliegende Wolke, mit Sichtweiten unter 1.000 m. Nebeltröpfchen sind mit Durchmessern von hunderstel Millimetern sehr klein. Es sind drei Grundarten der Entstehung zu unterscheiden, und zwar je nachdem, wie die Wasserdampfsättigung erreicht wird.
Abkühlungsnebel entstehen, wenn die Luft von der Erdoberfläche her abgekühlt wird. Erfolgt die Temperaturerniedrigung als Folge der Ausstrahlung an der Erdoberfläche, so spricht man von Strahlungsnebel. Bei Ausstrahlungswitterung sammelt sich die kälteste Luft in den tiefsten Geländeteilen, wodurch sich die Nebelverteilung eng an die Geländeformen anpasst. Von Advektionsnebel spricht man, wenn warmfeuchte Luft über eine kalte Unterlage geführt und dadurch bis zum Taupunkt abgekühlt wird. Zu dieser Gruppe gehören z.B. die berüchtigten Neufundlandnebel, die durch die Abkühlung subtropischer Warmluft über dem kalten Wasser des Labradorstroms entstehen.
Beim Verdunstungsnebel wird die Wasserdampfsättigung durch eine Erhöhung des augenblicklich vorhandenen Feuchtegehalts bei unveränderter Lufttemperatur erreicht. Dies kann geschehen, wenn im Herbst über warmen Seen die relativ hohe Verdunstung zur Bildung des sog. Dampfnebels führt.
Mischungsnebel bilden sich, indem Abkühlung der Luft und Erhöhung des Wasserdampfgehaltes gleichzeitig auftreten. Dies kann im Grenzbereich von wärmerer und kälterer Luft geschehen.

Nebelwüste

Saumartig ausgebildete, meist nur wenige Kilometer breite ökologische Sonderform der Küstenwüste an den wendekreisnahen Westküsten mancher Kontinente. Die Nebelwüste ist durch hohe Luftfeuchtigkeit (60-80%) geprägt sowie durch häufigen Nebel- und Taufall sowie Nieselregen.

An der Westküste Südamerikas ist als Beispiel die peruanische Sechura-Halbwüste zu nennen. Ihre klimatischen Verhältnisse werden durch den Humboldtstrom und durch ihre Nähe zur südostpazifischen Antizyklone bestimmt. Besonders im Winter kann der übliche (Hoch)Nebel landeinwärts ziehen und nachts auch zu leichtem Niesel, Garua genannt, führen. So kann auf Hügeln zwischen 200 und 700 m eine spezialisierte Krautflur, die Loma-Vegetation, gedeihen, welche für befristete Zeit den Weidegang von Rindern, Schafen und Ziegen erlaubt. Die Pflanzengesellschaften der Loma werden von einer saisonalen hygrophilen Kräuterflur dominiert, außerdem von den charakteristischen Tillandsien aus der Familie der Bromeliaceen. Stellenweise können sich auch Kakteenbestände etablieren. Die Vegetation bezieht ihr Wasser aus den auftreffenden saisonalen Küstennebeln, so dass sich die Lomas im Juli/August entwickeln und bis Ende September schon wieder verdorrt sind.

Die Gesamtheit der Küstennebelwüste im Westvorland der tropischen Anden erstreckt sich von ca. 4° S, dort wo bei Cabo Blanco die Küstenlinie von der NNO-SSW in die NNW-SSO-Richtung umschwenkt, bis zum anderen Richtungswechsel in die reine Süd-Richtung bei Arica in 18° S. Auf den dazwischenliegenden rd. 1.400 km beträgt die Breite des Gebirgsvorlandes zwischen der Küstenlinie und dem bei 800 bis 1.000 m anzusetzenden Anstieg zur weithin 5.000 m überschreitenden Westkordillere um die 30 bis 40 km. Ungefähr in der Mitte der Costa liegt Lima in der gleichen geographischen Breite wie San Salvador an der tropischen Atlantikküste Brasiliens. Die Messwerte beider Stationen zeigen im Vergleich den Unterschied der Temperaturbedingungen zwischen einer Warm- und Kaltwasserküste der äußeren Tropen: Höchste Monatsmittel von 26 °C dort, 22 °C hier, niedrigste 23 °C dort, 15 °C hier, gemessen jeweils im Februar bzw. August. Die Verzögerung gegenüber dem Strahlungsgang an beiden Küsten ist die Konsequenz des starken maritimen Einflusses, das gemäßigte thermische Niveau in der Costa Perus die der Kaltwasserkühlung durch den Humboldtstrom mit seinen Auftriebswässern.

Links: Vom Pazifik südlich Antofagasta (Nordchile) aufsteigender Küstennebel

Copyright Jürke Grau, München

 

Rechts: A parched inland village in Peru has an innovative water resource thanks to a simple ‘fog harvesting’ system installed by two University of Sydney honours students.

The project is underway in the shanty-township of La Rinconada De Pamplona Alta, on the outskirts of the capital Lima.

Quelle: econews

Weitere Informationen:

Nekton

Nekton (von gr. nekton „das Schwimmende“, „die Schwimmkraft“), die Gesamtheit der Organismen, die sich im freien Wasserraum aktiv, unabhängig von der Wasserströmung, bewegen. Hierzu zählen Fische, Kopffüßer, einige Krebstiere, Reptilien und Säugetiere wie Wale oder Eisbären. Das Nekton stellt den einen Teil der Lebensgemeinschaft (Biozönose) im Pelagial, also dem ufer- und bodenfernen Bereich dar. Den anderen Teil dieser Gemeinschaft bildet die Lebewelt des Planktons, dessen Organismen meist deutlich kleiner und vor allem schwächer sind. Das Nekton stellt die überwiegende Zahl der Konsumenten oberster Ordnung des Nahrungsnetzes im jeweiligen Biotop. Manche Organismen, mehrheitlich im Meer, wechseln im Verlauf ihrer Entwicklung zwischen den Lebensräumen. Diese als Meroplankton bezeichneten Organismen, gehören nur mit ihren pelagischen Driftstadien (Eier, Larven) dem Plankton an, später nehmen sie eine benthische (beispielsweise Muscheln) oder nektische Lebensweise (bei vielen Fischarten) an.

Nettoprimärproduktion

Pflanzen nehmen Kohlendioxid auf und emittieren es aber auch. Die Nettoprimärproduktion ist die Nettomenge an CO2, die von der Vegetation in einer bestimmten Region aufgenommen wird. Sie ist ein wichtiges Element im Gleichgewicht des Kohlenstoffaustausches zwischen Erde und Atmosphäre.

Niederschlagsvariabilität

Schwankungsbreite (Variabilität) des Niederschlags als Abweichung vom langjährigen Mittel. Die relative Niederschlagsvariabilität ist in den Trockengebieten der Erde (z.B. Sahel) generell höher, als in feuchten Bereichen (z.B. Westeuropa, tropische Regenwälder).

Zwischenjährliche Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur (SST) der tropischen Ozeane sind aufgrund ihres engen Zusammenhanges mit der Niederschlagsvariabilität angrenzender Landregionen von besonderer Bedeutung. Solche Schwankungen der SST sind häufig bedingt durch das pazifische ENSO-Phänomen und ähnliche Erscheinungen im tropischen Atlantik (Atlantik-Niño, Benguela-Niño).

ENSO hat über seinen Einfluss auf die Niederschlagsvariabilität In vielen Gebieten der Erde Auswirkungen auf Ökosysteme, Hydrologie, Hydroenergiewirtschaft, Landwirtschaft und die Ausbeitung von Krankheiten.

Weitere Informationen:

NOAA

Engl. Akronym für National Oceanic and Atmospheric Administration; eine dem U.S. Department of Commerce nachgeordnete Behörde, die durch Vorhersage und Forschung im Bereich von Meteorologie und klimabezogenen Ereignissen dazu beitragen soll, die ökonomische und nationale Sicherheit der USA zu gewährleisten, und die mit der Betreuung der natürlichen Ressourcen an Küsten und in Meeresgewässern der USA unter Umweltgesichtspunkten beauftragt ist.

Nordäquatorialstrom

Warme Meeresströmung im Pazifik und im Atlantik, bedingt auch im Indischen Ozean. Im Pazifik entsteht der Nordäquatorialstrom aus der Ablenkung des Kalifornienstroms und fließt zwischen 10° und 20° nördlicher Breite in westliche Richtung, bis er vor der Ostküste der Philippinen in nördliche Richtung abgelenkt wird (Kuroshio-Strom).

Im Atlantik entsteht der Nordäquatorialstrom aus dem Kanarenstrom, fließt dann zwischen 10° und 30° nördlicher Breite in nordwestliche Richtung und ist einer der Quellströme des Golfstroms.

Der Nordäquatorialstrom ist der südliche Abschnitt des jeweiligen subtropischen Strömungskreises (Nordpazifikwirbel, North Pacific Gyre; Nordatlantikwirbel, North Atlantic Gyre). Trotz seines Namens ist der Nordäquatorialstrom nicht mit dem Äquator verbunden. In beiden Ozeanen ist er von der äquatorialen Zirkulation durch der äquatorialen Gegenstrom (auch ‚nordäquatorialer Gegenstrom‘) getrennt, welcher ostwärts fließt. Die westwärtige Oberflächenströmung am Äquator in beiden Ozeanen gehört zum Südäquatorialstrom.

Im Indischen Ozean ist die Strömungsrichtung des Nordäquatorialstroms abhängig von der Jahreszeit. In den Wintermonaten während des Nordostmonsuns ist er eine schwache Meeresströmung in westliche Richtung entlang des Äquators. In den Sommermonaten während des Südwestmonsuns hingegen bildet sich der starke Somalistrom aus, der zunächst in nordöstliche Richtung entlang der afrikanischen Küste und dann östlich als Monsunstrom an Indien vorbeifließt.

Wie der Südäquatorialstrom ist der Nordäquatorialstrom relativ flach, weniger als 200 m tief, seine Geschwindigkeit ist mit unter 20 cm/s gering.

Nordatlantik-Oszillation (NAO)

Bezeichnung für das starken interannuellen und dekadischen Schwankungen unterworfene Luftdrucksystem über dem nördlichen Atlantik. Das Drucksystem ist durch das Zusammenspiel von zwei unterschiedlichen Druckgebilden, dem Islandtief und dem Azorenhoch, geprägt, einer Art Luftdruckschaukel mit entgegengesetzten Tendenzen. Dies hat große Bedeutung für das Wetter über Europa, Nordamerika und Nordafrika, insbesondere für die Stärke der winterlichen Westwinde.

In den mittleren Breiten haben Änderungen in den jeweiligen Phasen der NAO Auswirkungen auf Sturmzugbahnen und den damit zusammenhängenden Transport von Wärme und Feuchte. Die NAO ist aber auch von Relevanz über die Klimaforschung hinaus, z.B. für die Fischereiwirtschaft, die Versicherungsbranche oder die Energiewirtschaft.

Der NAO-Index ändert sich zeitlich stark. Anhand der statistischen Daten lassen sich verschiedene Typen von zeitlichen Änderungen ableiten. So gibt es neben den kurzfristigen Schwankungen im Bereich von zwei bis fünf Jahren noch dem überlagerte periodische Schwankungen mit einem Rhythmus von 12-15 Jahren (dekadische Oszillation) und etwa 70 Jahren (Atlantische Multidekaden-Oszillation, AMO).

Nach El Niño ist das NAO-Muster einer der dominierendsten Modi globaler Klimavariabilität. Erstmals beschrieben wurde das Phänomen durch den dänischen Missionar Hans E. Saabye in seinem Tagebuch der Jahre 1770-1778: "In Greenland, all winters are severe, yet they are not alike. The Danes have noticed that when the winter in Denmark was severe, as we perceive it, the winter in Greenland in its manner was mild, and conversely."
Diese Temperaturschaukel ist Ausdruck der NAO.

Nordatlantik-Oszillation Index für die Wintermonate Dezember bis März (1864-2013)

Als Maß für die NAO wird, vergleichbar dem SOI, ein Index der Luftdruckunterschiede an repräsentativen Stationen benutzt. Es sind dies Stykkysholmur auf Island und Ponta del Gada auf den Azoren. Ein anderer verwendet anstelle der Station von Ponta del Gada die Station auf Gibraltar. Allgemein gilt, dass der NAOI die Differenz der Druckanomalie auf den Azoren minus der auf Island ist.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle und vertiefende Erläuterungen: UCAR

 

Die Winter und Frühjahre der Jahre 1989, 1990 und 1995 mit hohem Index wurden verursacht durch die Verlagerung von Luftmassen aus der Arktis und dem Gebiet um Grönland in die Subtropen um die Azoren und die iberische Halbinsel. Dies hatte eine Verstärkung der Westwinde über dem Nordatlantik zur Folge. Stärkere Westwinde bringen mehr warmfeuchte Luftmassen nach Europa und bedingen mildere maritime Winter. Die Low-Index Winter und Frühjahre der Jahre 1917, 1936, 1963 und 1969 hatten schwächere Westwinde über dem Nordatlantik mit entsprechend kühleren Temperaturen gegenüber den Normalwerten. Die verstärkten oder geschwächten Westwinde haben auch markante Auswirkungen auf die ozeanischen Ökosysteme und letztlich auch auf die Fischbestände im Nordatlantik.
Häufig sind beide Druckgebiete gleichzeitig stark ausgeprägt. Umgekehrt ist schwacher Tiefdruck bei Island meist auch nur mit mäßigem Hochdruck westlich von Gibraltar verbunden. Im ersten Fall ist der Luftdruckgradient zwischen Azoren und Island besonders steil. In der Folge herrschen Westwinde über dem Nordatlantik vor (Zonalität); feuchte, milde Meeresluft strömt zusammen mit wandernden Zyklonenfamilien nach Europa und verdrängt arktische Luftmassen.

Positiver NAO-Index

Situation bei positivem NAO-Index

Bei einem positiven NAO-Index sind sowohl Azorenhoch als auch Islandtief gut ausgebildet. Dies führt in den meisten Fällen zu einer starken Westdrift, die milde und feuchte Luft nach Europa führt. In Extremfällen bringt diese sogar zahlreiche Stürme mit sich. So resultierten die Winterstürme und Orkane 1999 (Anatol, Lothar, Martin) aus solch einer Lage.

Quelle: David B. Stephenson

 

Ist der NAO-Index dagegen niedrig oder negativ, so ist der zonale Grundstrom schwach, meridionale, blockierende Wetterlagen überwiegen. Die Winter in Europa werden kälter.

Negativer NAO-Index

Situation bei negativem NAO-Index

Bei einem negativen NAO-Index sind die Aktionszentren nur schwach ausgeprägt, womit auch die Westdrift "einschläft". So führen häufige Kaltlufteinbrüche aus Nordosten in Mitteleuropa immer wieder zu entsprechend kalten Wintern. Die abgeschwächte Westwinddrift verlagert sich südwärts und führt im Mittelmeerraum zu feuchterem Wetter.
Hat das Azorenhoch den Platz des Islandtiefs eingenommen, und umgekehrt, so ist der NAO-Index stark negativ. In der Fachwelt spricht man dann häufig von einer High-over-Low-Lage. Kalte, kontinentale Luft ausgehend vom asiatischen Hoch, welches umgangssprachlich auch Sibirienhoch genannt wird, kann in diesem Fall bis weit nach Mitteleuropa vordringen.

Quelle: David B. Stephenson

 

Während sich der pazifische Southern Oscillation Index (SOI) auf Druckdifferenzen von Stationen in niederen Breiten mit unterschiedlichen Längen bezieht, wird die NAO an zwei Stationen mit ungefähr gleicher Länge, aber stark unterschiedlicher Breite gemessen. Der SOI ist ein Maß für die Stärke der Passate, die fast immer aus östlicher Richtung kommen, während sich der NAO-Index sich auf die Geschwindigkeit Westwinden der Mittelbreiten bezieht.

Da die NAO einen großen Einfluss auf das regionale Klima besitzt, ist deren Vorhersagbarkeit von großem Interesse. Diese ist aber nach aktuellem Forschungsstand deutlich eingeschränkt, beispielsweise im Vergleich zu ENSO. Dies liegt vor allem an der chaotischen Natur der außertropischen Atmosphäre, in der kleinste Änderungen in den Anfangsbedingungen zu völlig unterschiedlichen Endzuständen führen können.
Der Mechanismus der NAO ist deutlich weniger verstanden als der der Southern Oscillation.

Es scheint übrigens geklärt, dass zwischen NAO und El Niño nur schwache Beziehungen bestehen.

Nordeste

Portugiesische Bezeichnung für den brasilianischen Nordosten, der neun Bundesstaaten umfasst, welche sich über 3.500 km an der Atlantikküste entlangziehen. Ihnen sind viele klimatische und geographische Merkmale sowie sozioökonomische Probleme gemeinsam. Der südliche, nach O gewandte Küstenstrich verfügt über eine einhundert km breite, fruchtbare Zone mit ausreichend Regen, in der Zuckerrohr, Baumwolle und Kakao gedeihen. Landeinwärts folgen im Bereich ursprünglichen Trockenwaldes Ländereien für Viehhaltung und mit weniger wertvollem Ackerland, auf dem Maniok, Tabak und Bohnen angebaut werden. Weiter im Inneren und teils bis an die nördliche Küste des Nordeste reichend erstreckt sich die Dornstrauch-Sukkulentenvegetation der Caatinga. Die natürliche Vegetation wie auch die landwirtschaftliche Nutzung leidet hier unter extremen interannuellen Niederschlagsschwankungen. Der Einfluss wiederkehrender Niederschlagsarmut macht die wörtliche Bedeutung des Begriffes 'Caatinga' verständlich: 'weißer Wald', als Folge des Verlustes von jeglichem Grün.

Im Nordeste konzentriert sich die Regenzeit auf März–April, wenn die äquatoriale Tiefdruckrinne ihre südlichste Lage im Jahresgang erreicht.

Dürreperioden (sêcas) fallen oft mit El Niño-Ereignissen zusammen (vgl. Diercke Weltatlas S. 208, Karte 4). Gleichzeitig besteht im Nordeste eine verbreitete Großgrundherrschaft mit ungerechten Abhängigkeitsstrukturen gegenüber ca. 20 Mio abhängigen Bauern. Beide Faktoren bewirken seit langem eine starke Abwanderung der relativ dichten Bevölkerung.

Beachten Sie die umfangreichen Zusatzmaterialien zum WAVES-Projekt im Anhang.

O

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 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.

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 interaktiven Grafik auf Abbildung klicken

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).

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

A 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.
(Image: NASA/Earth Observatory/Robert Simmon from CERES data.)

Quelle: NASA

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

 

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.

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.


Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken
Quelle: NOAA

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, wie satellitenbasierte Instrumente, in-situ-Plattformen wie an der Oberfläche oder im Wasserkörper befindliche Bojen oder Treibkörper, sowie freiwillige Beobachtungsschiffe.
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 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 benutzen 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 beipielsweise benötigt in-situ-Daten aus verschiedenen Gründen:

  • zur Beschränkung von Modellen (“Datenassimilation”): Dies umfasst Parameter wie Temperatur und Salinität vom Meeresboden bis zur Oberfläche,
  • zur periodischen Validierung von Modellen: Meeresströmungen, Meeresspiegel, Chlorophyll, Sauerstoff, Nährstoffgehalt usw.,
  • zur Validierung von Satellitenbeobachtungen,
  • zur Bereitstellung von Beobachtungsprodukten für Nutzer von MyOcean.

Weitere Informationen:

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.

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.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: AWI

 
Ozeantopographie

Differenz zwischen dem aktuellen Meeresspiegel und dem Geoid. 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 beträgt ca. 1 - 2 m und 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.

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.

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.

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

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

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

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

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.

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

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

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.

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

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: UNESCO IOC

 

Weitere Informationen:

P

Pacific Decadal Oscillation (PDO)

Pazifische Dekaden-Oszillation; Hypothese von einer langzeitigen, ENSO-ähnlichen Temperatur- und Wasserspiegelfluktuation des Pazifiks mit einem Rhythmus von ca. 20 bis 30 Jahren. Ihre Ursache ist unbekannt. Daten des TOPEX/Poseidon-Satelliten und andere Datenquellen über Ozean und Atmosphäre lassen Wissenschaftler annehmen, dass wir 1999 in die kühle Phase der PDO eingetreten sind. Gegenüber der Normalsituation wird die kühle Phase gekennzeichnet durch einen Keil mit niedrigeren Oberflächentemperaturen und eine tiefer liegende Meeresoberfläche im östlichen äquatorialen Pazifik sowie ein warmes "Hufeisen" mit erhöhter Meeresoberfläche, das den nördlichen, westlichen und südlichen Pazifik verbindet. In der warmen oder positiven Phase, die offensichtlich von 1977 - 1999 andauerte, wird der westliche Pazifik kühl und der Keil im Osten erwärmt sich.

Typische Abweichungsmuster während Warmphasen (links) und Kaltphasen (rechts) der PDO:
- von Winter-SST (Farben),
- von Luftdruck auf NN (Konturen) und
- von Oberflächen-Winden (Pfeile).

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: Joint Institute for the Study of the Atmosphere and Ocean

 

Während PDO und ENSO ähnliche räumlich-klimatische Fingerabdrücke aufweisen, so ist ihr zeitliches Verhalten doch sehr verschieden. Zwei Haupmerkmale unterscheiden PDO von ENSO: Zum Einen hatten die PDO-Ereignisse des 20. Jh. eine Dauer von 20-30 Jahren, wohingegen typische ENSO-Ereignisse 6-18 Monate dauern. Zum Anderen sind die klimatischen Fingerabdrücke der PDO am deutlichsten im Bereich Nordpazifik/Nordamerika sichtbar, während in den Tropen nur sekundäre Signaturen auftreten. Für ENSO trifft das Umgekehrte zu.

El Niño und La Niña werden nach der PDO-Hypothese weiterhin auftreten. Sie sind danach als Muster zu verstehen, das der durch die PDO bestimmten, großskaligen Temperaturverteilung aufgesetzt ist. Eine Pressemitteilung des Jet Propulsion Laboratory findet die Metapher: "If El Niño is a brief sonata, then the Pacific Decadal Oscillation is a much larger symphony." In der aktuell angenommenen kühlen Phase rechnet mit weniger El Niños und häufigeren La Niñas.

Monatswerte für den PDO-Index von 1900 bis 2013

Verschiedene unabhängige Studien belegen für das vergangene Jahrhundert zwei komplette PDO-Zyklen: 2 Kaltphasen (1890-1924, 1947-1976) und zwei Warmphasen (1925-1946, 1977-mindestens Mitte der 90er)

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: Joint Institute for the Study of the Atmosphere and Ocean

 

Als wesentliche Auswirkungen bestimmt PDO die Lage der Jet Streams, den Wassergehalt der Luft und Luftströmungen. Gegenüber El Niño, der seine stärksten Auswirkungen auf das Wetter in einem Streifen von jeweils 1.000 Meilen beidseits des Äquators besitzt, nimmt man an, dass Änderungen der PDO vor allem in den Mittelbreiten der Nordhalbkugel spürbar sind.Markante Veränderungen in den marinen Ökosystemen des nordöstlichen Pazifiks konnten mit Phasenveränderungen der PDO korreliert werden: warme Phasen zeigen eine verstärkte biologische Produktivität vor den Küsten Alaskas und verringerte Produktivität vor der Westküste des Kernraumes der USA. Demgegenüber weist die Kaltphase ein umgekehrtes N-S-Muster bezüglich der marinen Produktivität auf.

Der Begriff 'PDO' wurde 1996 vom Fischereiwissenschaftler Steven Hare von der University of Washington geprägt. Er entdeckte das Muster, als er zusammen mit Kollegen Fluktuationen von Fischpopulationen in Abhängigkeit vom pazifischen Klima untersuchte. Die Hypothese wird intensiv diskutiert. Allerdings halten viele Wissenschaftler es für wahrscheinlicher, dass das PDO-Muster doch rein zufällig fluktuiert und keinen nachvollziehbaren Regeln folgt. Und so wenig wie die Gründe für die PDO bekannt sind, so wenig vermag man z.Z. über die Voraussagbarkeit dieser Klimaoszillation sagen.

Weitere Informationen unter:

Pacific Disaster Center (PDC)

Dem US-amerikanischen Verteidigungsministerium unterstellte zivile Behörde zur Katastrophenvorsorge und -hilfe im pazifischen Raum. Das PDC wird in organisatorischer und technologischer Hinsicht als Modell für globales, nationales und lokales Katastophenmanagement aufgebaut.

Paläoklima

Bezeichnung für das Klima bzw. die Klimaentwicklung in Zeiten vor der Entwicklung von Messinstrumenten, einschließlich historische und geologische Zeiträume, für die nur indirekte Daten (Proxydaten) verfügbar sind.

Als besonders geeignete Zeugen unterschiedlichster Vorzeitklimate gelten Sedimente mit Ablagerungen von tierischen und pflanzlichen Organismen, Lagerstätten, vulkanischen Ablagerungen und Vorgänge, Meeres- und Seespiegelstände, glaziale Ablagerungen, Periglazialerscheinungen, fossile Bodenhorizonte, Lößstratigraphien, Gletscherbewegungen, Inlandeisverbreitung und Flussterrassen.

Wichtige paläoklimatische Datenerhebungs- und Datierungsmethoden:

  • Radiokarbonmethode (14C-Datierung): Physikalisches Verfahren zur absoluten Altersbestimmung; es basiert auf dem Zerfall des radioaktiven Kohlenstoff-Isotops 14C, das in Organismen und Sedimenten eingebaut wird und mit konstanter Rate zerfällt.
  • Lumineszenzdatierung, physikalische Altersbestimmung für quartäre Proben aufgrund eines mit dem Probenalter anwachsenden Strahlenschadens, der durch die emittierte Lumineszenz quantifiziert wird. Die Datierobergrenze der verschiedenen Lumineszenzmethoden liegt allgemein bei etwa 100.000-120.000 Jahren, kann jedoch in Abhängigkeit von Dosisleistung, Probenmaterial und Sedimenttyp höher oder geringer sein.
  • Thermolumineszenz (TL-Methode): Verfahren für Altersbestimmungen an Scherben, gebrannten Tonen, ausgeglühten Böden, Steinen und Schlacken etc. Günstig bis 15.000 Jahren v.h., vor allem im Zusammenhang mit 14C-Datierungen.
  • Sauerstoff-Isotopen-Verfahren (16O/18O): Verfahren zur Ermittlung von Temperaturen; es ist in jüngerer Zeit erfolgreich an Bohrkernen in Meeressedimenten und im grönländischen und antarktischen Inlandeis angewandt worden.
  • Kalium-Argon-Methode (40K/40A): Physikalische Altersbestimmung mittels des Zerfalls von 40K in 40Ar. Als Edelgas geht Letzteres keine Bindung ein und entweicht bei der Gesteinsbildung. Im abgekühlten Gestein reichert es sich in Abhängigkeit von der Zeit wieder an. Die Methode erlaubt sehr hohe Alter zu bestimmen, allerdings blieb bei der Gesteinsbildung oft doch etwas Argon erhalten oder konnte später diffundieren. Sie wird meist in Verbindung mit der Feststellung des Wechsels im erdmagnetischen Feld angewandt.
  • Proactinium-Ionium-Methode: Wie die vorgenannte Methode ein Verfahren, das sich jenseits der Grenze möglicher 14C-Datierungen anwenden lässt. Sie beruht auf dem radioaktiven Zerfall von Uran 238 und Uran 235.
  • Warven-Chronologie: Verfahren, das auf der Auswertung von geschichteten Ablagerungen (meist Bändertonen), die den Wechsel von Jahreszeiten repräsentieren und somit eine Jahreszählung gestatten.
  • Dendrochronologie: Methode, die zur Altersbestimmung die Jahresringe von Bäumen benutzt.
  • Pollenanalyse: Methode, die die in Sedimenten (vorwiegend Mooren) enthaltenen Blütenstaubablagerungen zur Rekonstruktion früherer Vegetationsbestände auswertet. Diese lassen Rückschlüsse auf das jeweilige Klima zu.

Standardmethoden zur Erfassung der Klimaschwankungen der vergangenen 40.000 Jahre sind Warvenzählung, Dendrochronologie, Radiokarbon- und Thermolumineszenzverfahren zusammen mit der Pollenanalyse. Für die Rekonstruktion des pleistozänen Klimas werden auch eine sehr verfeinerte Lößstratigraphie und Untersuchungen fossiler Böden in Verbindung mit Meeres- und Seespiegelständen sowie der Lage und Abfolge von Flussterrasen und Moränen angewandt.

Verständlicherweise werden Aussagen zum Paläoklima umso unsicherer, je weiter man in die Erdgeschichte zurückgeht.

Weitere Informationen:

Passatcumulus

Großräumige Absinktendenzen sorgen im Bereich der subtropischen Hochdruckgürtel für die Ausbildung einer markanten Inversion, der Passatinversion. Als statisch stabile Schicht verhindert diese sehr effizient die Bildung hochreichender Cumuluswolken. Deswegen wird die Obergrenze der Cumuluswolken in den Passatregionen (subtropische Hochdruckgürtel) durch die Passatinversion festgelegt. Gleichzeitig ist die Passatinversion auch die Oberkante der recht gut durchmischten planetarischen Grenzschicht in der Passatregion. Da Passatcumuli nicht besonders hochreichend sind, fällt aus ihnen normalerweise kein Regen.

Passatwolken vor den Kanaren

Passatcumuli im N und NO der Kanaren

Die Obergrenze der Cumuluswolken in den Passatregionen (subtropische Hochdruckgürtel) wird durch die Passatinversion festgelegt. Die Passatinversion ist gleichzeitig auch die Oberkante der recht gut durchmischten planetarischen Grenzschicht in der Passatregion.
Weil Passatcumuli nicht sehr hochreichend sind, fällt aus ihnen normalerweise kein Regen. Die Ausnahme bilden die Luvseiten von Gebirgen, die eine staubedingte Konvektion verursachen (La Palma - die 'isla verde' der Kanaren).

Quelle: NASA, ISS-Aufnahme

Passate

Beidseitig des Äquators bis ca. 25° N und S auftretende Winde, die zum Druckausgleich aus den Hochs der Rossbreiten in Richtung der äquatorialen Tiefdruckrinne strömen. Für die Südhalbkugel z.B. ergibt sich daraus eine allgemeine Strömungsrichtung Südost bis Süd aus dem pazifischen Hoch. NO-Passat (N-HK) und SO-Passat (S-HK) wehen beständig und sind 20-25 km/h schnell. In den Passatzonen sinkt Luft ab. Luft, die wegen der Erwärmung des Bodens aufsteigt, wird deshalb am weiteren Aufstieg gehindert, kann nicht abkühlen, nicht kondensieren und keine Niederschlagswolken bilden (Passatinversion). Erst beim Zusammenströmen der Passate in der äquatorialen Tiefdruckrinne werden die Luftmassen zum Aufsteigen gezwungen und regnen sich aus. Lediglich an Küsten mit kalten Meeresströmungen kann es zu ausgeprägter Nebelbildung, aber nicht zu Regenniederschlag kommen. Während der Wintermonate sind die Passate der betreffenden Halbkugel besonders markant.

Mustergültig sind die Passate über dem Pazifik in ein Ozean-Atmosphäre-System mit positiven Rückkopplungen eingebunden. Die dortigen Verhältnisse während einer Normal- und einer Kaltphase von ENSO lassen sich wie folgt zusammenfassen:

  • Der Windstress der Passate trägt zum äquatorialen O-W Temperaturgradienten der Meeresoberfläche bei, insbesondere durch den Auftrieb kalten Wassers im Osten.
  • Die östlichen Passate bewirken mit ihrer nach Westen gerichteten Windschubspannung einen zu den Polen gerichteten Ekman-Transport, der aufgrund dieser Divergenz äquatorialen Auftrieb zur Folge hat.
  • Dieses äquatoriale Upwelling reduziert die Meeresoberflächentemperatur (SST) vor allem im östlichen Teil des Ozeans. Die Gebiete mit kühleren Temperaturen im östlichen Teil des Pazifiks werden als Kaltwasserzunge bezeichnet.
  • Auf ihrem Weg über den Pazifik nehmen die Passate Hitze und Feuchtigkeit auf, die als Energiequelle für die Konvektion über dem westlichen Äquatorialpazifik, Asien und Australasien dienen.
  • Über den Kaltwassermassen des östlichen Pazifik wird hoher Atmosphärendruck begünstigt.
  • Der den Pazifik überspannende Luftdruckgradient erhält die Stärke der Passate.

Während eines El Niño-Jahres schwächen sich die Passate über dem Pazifik ab. Über dem Westpazifik kehren sie sogar ihre Richtung um, sogenannte Westwindausbrüche treten auf. Die Ursache für das Abflauen der Passate ist ungeklärt.

Passatinversion

In etwa 500 m (Nähe Subtropenhoch) bis 2.500 m (Nähe ITK) Höhe gelegene Temperaturumkehrschicht, in der die vom Boden nach oben abnehmende Lufttemperatur wieder zunimmt. Besonders im Bereich der Ostflanken der subtropischen Hochdruckgebiete, wo die Absinkbewegungen ihre größte Intensität erreichen, ist die Höhenlage der Passatinversion sehr gering.
Sie trennt relativ wasserdampfhaltige, etwas kühlere Luft unten von etwas wärmerer und trockenerer Luft oben. Diese Absinkinversion unterbindet das Aufsteigen von am Boden erhitzter Luft und damit die Ausbildung von Konvektionswolken. Diese sind aber Voraussetzung für Regen. Unmittelbar unterhalb der Passatinversion bilden sich in der recht gut durchmischten Grundschicht lediglich - meist sehr regelmäßig angeordnete - Passatcumuluswolken aus.

Passatwolken Teneriffa Absinkinversion

Links: Passatwolken im Norden von Teneriffa (Februar 2009)

Die markante Obergrenze ergibt sich durch die Absinkinversion.
Foto: Sybal

 

Rechts: Ozeanische Luftschicht, von einer Absinkinversion gedeckelt
Quelle: University of California

Das Absinken von Luftmassen der äquatorwärts wehenden Passate ergibt sich aus der Verbreiterung der Flächen zwischen den Längengraden (Flächendivergenz). Dadurch muss eine meridional äquatorwärts bewegte Luftmasse ihre anfänglich eingenommene Grundäche laufend vergrößern. Dies ist jedoch nur möglich, wenn sie ihre Schichtdicke verringert. Aus dieser vertikalen Schrumpfung folgt ein Absinken von Luft aus größerer Höhe mit entsprechender Erwärmung und Bildung einer Absinkinversion. In einer Passatströmung herrscht somit durch Flächendivergenz und Absinkinversion eine weitgehend stabile atmosphärische Schichtung, die sich im Bereich der innertropischen Konvergenzzone jedoch auflöst.

Pazifischer Ozean

Syn. Pazifik oder Stiller Ozean; mit 179,7 Mio km² Fläche der größte Ozean der Erde.

Der Pazifik, der sich auf der West- und Osthalbkugel der Erde befindet, liegt zwischen der Arktis im Norden, Nordamerika im Nordosten, Mittelamerika im Osten, Südamerika im Südosten, der Antarktis im Süden, Australien im Südwesten, Ozeanien im Westen und Asien im Nordwesten. Im Norden grenzt er an das Nordpolarmeer, im Süden an das Südpolarmeer.

Die Fläche des Pazifischen Ozeans macht rund 35 Prozent der gesamten Erdoberfläche und die Hälfte der Meeresfläche der Erde aus. Das Wasservolumen beträgt 723,7 Mio. km³. Während seine mittlere Tiefe 4.028 m (andere Angaben siehe hier) beträgt, liegt seine tiefste Stelle bei 11.034 m unter NN (s.u.).

Links: Oberflächenströmungen im Pazifik

Abbreviations: Mindanao Eddy (ME), Halmahera Eddy (HE), New Guinea Coastal (NGCC), North Pacific Current (NPC), Kamchatka Current (KC), Subtropical Front (STF), Subantarctic Front (SAF), Polar Front (PF), Continental Water Boundary (CWB), Weddell Gyre Boundary (WGB). The shaded region indicates banded structure (Subtropical Countercurrents).

Quelle: Tomczak

Rechts: Ozeanboden des Pazifik (Ausschnitt aus der GEBCO World Map)

Quelle: GEBCO

Im Pazifik liegt die tiefste Stelle des Weltmeeres, die sich im Marianengraben befindet; dies ist die 11.034 m unter NN liegende Witjastiefe 1.

Der Name Pazifischer Ozean kommt vom spanischen bzw. portugiesischen Wort pacífico – friedlich. Ferdinand Magellan hatte ihn so benannt, weil ihm 1521 die Winde bei seiner Weltumsegelung auf diesem Meer wohl gesonnen waren. Als erster Europäer seit Marco Polo hatte der Spanier Vasco Núñez de Balboa 1513 den Pazifik erreicht.

Innerhalb des Pazifiks bzw. auf dessen Meeresboden befinden sich teils hohe und langgestreckte Mittelozeanische Rücken, viele niedrigere Schwellen, riesige Tiefseebecken, Tiefseerinnen, verschiedene Meerestiefs und der Pazifische Feuerring.

Zu den Mittelozeanischen Rücken gehört insbesondere der Ostpazifische Rücken, der sich durch den Südosten des Stillen Ozeans zieht. Zu den Tiefseerinnen bzw. Meerestiefs gehört der Marianengraben mit seiner 11.034 m unter NN liegenden Witjastiefe 1, welche die tiefste Stelle des Pazifiks darstellt. Zu den Tiefseebecken gehört das äußerst große Nordpazifische Becken, das den Großteil des nördlichen Pazifiks ausmacht, in Richtung Süden sogar über den Äquator hinaus reicht und nur wenig von Mittelozeanischer Rücken und Schwellen durchzogen ist.

Der Pazifische Feuerring


Zum Vergrößern anklicken


Quelle: MetEd

Am Pazifischer Feuerring (Ring of Fire), ein weitausgedehnter bzw. um den Ozean verlaufender Ring von aktiven Vulkanen verbunden mit Tiefseerinnen, fanden bezeichnenderweise einige der gewaltigsten Erdbeben des 20. Jahrhunderts statt (z. B. in Chile 1960 und 1923 in der japanischen Stadt Kobe). Eine weitere Gefahr sind die Seebeben, die meterhohe Flutwellen mit vernichtender Wirkung auslösen können, die Tsunamis.

Die zahllosen Inseln der Südsee werden mehr nach kulturellen als nach geographischen Gesichtspunkten in die Archipele Melanesien, Polynesien und Mikronesien unterteilt.

Die am Pazifik und an seinen Randmeeren liegenden Küstenstaaten sind:
Russland, Japan, Nordkorea, Südkorea, Volksrepublik China, Taiwan, Philippinen, Vietnam, Thailand, Kambodscha, Malaysia, Brunei, Palau, Mikronesien, Marshallinseln, Australien, Neuseeland, Papua-Neuguinea, Salomonen, Vanuatu, Nauru, Tuvalu, Kiribati, Fidschi, Tonga, Samoa, Chile, Peru, Ecuador, Kolumbien, Panama, Costa Rica, Nicaragua, Honduras, El Salvador, Guatemala, Mexiko, USA, Kanada.

Weitere Informationen:

Pazifisch-Nordamerikanische Telekonnektion (PNA)

Engl. Pacific-North American teleconnection pattern; klimatologischer Begriff zur Beschreibung für ein großskaliges Wettermuster mit zwei Modi (als positiv und negativ bezeichnet), das die atmosphärischen Zirkulationmuster über dem Nordpazifik und Nordamerika in Beziehung setzt. Das PNA-Muster, das von Wallace und Gutzler 1981 zuerst beschrieben wurde, besteht aus statistisch deutlich erkennbaren Korrelationen zwischen vier Aktionszentren: zwei Hochdruckzellen über Hawai'i und dem westlichen Nordamerika und zwei Tiefdruckzellen über dem Nordpazifik und der Golfküste der USA (kartographische Darstellung unter: http://www.cpc.noaa.gov/data/teledoc/pna_map.shtml). Dieses Muster beschreibt die Klimavariabilität auf zwischensaisonalen, saisonalen und dekadischen Zeitskalen und wird vermutlich durch ein tropisches Signal ausgelöst, wie z.B. verstärkte Konvektion in einem Teilraum der Tropen. Dies macht es vergleichbar dem ENSO-Phänomen.
Der Mechanismus, über den die PNA das Wetter in Nordamerika beeinflusst, erfolgt über die Stärke und die Lage des ostasiatischen Jetstreams, was letztlich das Wetter bestimmt, das der Jet nach Amerika mitbringt.
Die positive Phase der PNA ist durch ein Muster mit überdurchschnittlich hohem Luftdruck in der Nähe von Hawai'i und über den Gebirgsregionen des westlichen Nordamerika, sowie unterdurchschnittlichem Luftdruck südlich von Alaska und über dem SO der USA gekennzeichnet.
Diese Druckverteilung verstärkt den Jetstream der Mittelbreiten auf seinem Weg von Ostasien über den Pazifik. Sie erhöht die Wahrscheinlichkeit von überdurchschnittlich hohen Temperaturen im westlichen Kanada und den westlichsten Staaten der USA und gleichzeitig die Wahrscheinlichkeit für unterdurchschnittliche Temperaturen in den mittleren Südstaaten und den Staaten im SO der USA.
Im Winter ist die positive Phase auch verknüpft mit unterdurchschnittlichen Niederschlagsmengen im pazifischen Nordwesten und in der Osthälfte der USA.
Die negative Phase des PNA-Musters ist verbunden mit einem schwächeren Jetstream über dem zentralen Pazifik, einer durch hohen Druck bedingten Blockade der atmosphärischen Strömung in den höheren Breiten des Nordpazifiks und einer Aufspaltung des Jetstreams über dem zentralen Nordpazifik. Die Temperatur- und Niederschlagsabweichungen gegenüber normalen Verhältnissen sind im Allgemeinen invers zu denen der positiven Phase.

 

PNA-Index

PNA-Index

 

  • PNA is a pattern of anomalous air pressure over the Pacific Ocean and North America correlate with regional temperature and precipitation anomalies across North America.
  • This pattern, known as the Pacific-North American teleconnection pattern or PNA, influences regional weather by affecting the strength and location of the East Asian jet stream, and subsequently, the weather it delivers to North America.

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: NOAA

Obwohl das PNA-Muster ein eigenständiger Modus von Klimavariabilität ist, wird es auch vom ENSO-Zyklus beeinflusst. Die positive Phase des PNA-Musters ist eher mit El Niño-Bedingungen verknüpft und die negative Pase eher mit La Niña-Bedingungen.

Pegel

Eine Vorrichtung an einer Küstenstelle (und an einigen Stellen in der Tiefsee), die laufend die Höhe des Meeres in Bezug auf das angrenzende Land messen. Der Durchschnitt über die Zeit des so aufgezeichneten Meeresspiegels ergibt die beobachtete relative Meeresspiegeländerung.

Pelagial

Auch Freiwasserzone; Bereich des freien Wassers in einem Meer oder einem Binnensee. Die oberste, von Licht durchflutete Schicht wird epipelagial genannt. Hier entwickelt sich das Phytoplankton. Die zur Tiefsee gehörenden Regionen werden zwischen 800 und 2.400 m Tiefe als hemipelagial, die noch tieferen als eupelagial bezeichnet. Die im Pelagial vorherrschenden Organismen stehen nicht mehr mit dem Meeresgrund in Verbindung. Sie bildeten besondere Fähigkeiten aus, etwa wie das Plankton zu schweben oder wie das Nekton (Fische, Krebstiere u. a.) aktiv, auch gegen die Strömung, zu schwimmen. Das Pleuston existiert auf der Wasseroberfläche als eine Lebensgemeinschaft von Schwimmpflanzen und -tieren.

Die Tiefenzonen des marinen Pelagials
(nicht maßstabsgetreu)


Im Meer gliedert sich das Pelagial, gemäß der geomorphologischen Unterteilung des Gewässerbodens entlang des Kontinentalhangs, in fünf Tiefenzonen.


Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: http://de.wikipedia.org/wiki/Pelagial

 

Die pelagischen Zonen:

Epipelagial

Das Epipelagial (gr. επί epi „auf“) reicht bis in eine Tiefe von 200 m im Meer und zeichnet sich durch eine positive Bioproduktivität sowie den höchsten Artenreichtum innerhalb des Ökosystems aus. Neben Plankton lebt hier auch das Nekton – insbesondere Fische, Meeressäuger, Krebse und Kopffüßer. Die epipelagische Zone wird von der Sonne durchflutet und erlaubt daher vielzelligen Algen, höheren Pflanzen und photoautotrophen Kleinstlebewesen, Photosynthese zu betreiben. Der Bereich des Epipelagials, in welchem dies möglich ist, hängt von den Eigenschaften eines Gewässers ab und heißt Euphotische Zone.

Mesopelagial

Das Mesopelagial (gr. μέσον méson „mittig“) erstreckt sich von 200 bis 1000 m Tiefe und liegt damit zwischen der hellen und den dunklen Tiefenzonen, woher auch sein Name rührt. Seine Untergrenze markiert den Beginn der eigentlichen Tiefsee, der aphotischen Zone. Obgleich noch ein wenig blaues Licht in diese Tiefen vordringt, gibt es keine Photosynthese und somit auch keinen Pflanzenbewuchs mehr; ab und zu findet sich jedoch Plankton. Im Mesopelagial leben beispielsweise die Tiefsee-Beilfische.

Bathypelagial

Das Bathypelagial (gr. βαθύς bathýs „tief“) reicht von 1000 bis zu 4000 m Tiefe. Der Druck beträgt in dieser Tiefenzone bis etwa 400 bar. Es ist kein Sonnenlicht mehr vorhanden, nur einige Fische und Bakterien erzeugen Licht durch Biolumineszenz. Unter den in dieser Zone lebenden Tieren finden sich unter anderen Kalmare, Kraken, Seesterne und große Wale.

Abyssopelagial

Das Abyssopelagial (gr. ἄβυσσος ábyssos „bodenlos“) reicht von 4000 bis 6000 m Tiefe. Die hier lebenden Tiere, unter anderem Tiefsee-Anglerfische und Riesenkalmare, müssen Temperaturen nahe dem Gefrierpunkt sowie Drücken von bis zu 600 bar standhalten.

Hadopelagial

Das Hadopelagial (gr. Ἁΐδης, der Hades, die Unterwelt) ist die tiefste Zone und reicht von 6000 bis zu ca. 11000 m Tiefe, dem tiefsten Punkt im Ozean. Hier ist der Druck bis zu 1100-mal höher als an der Wasseroberfläche. Sonnenlicht ist im Hadopelagial nicht mehr vorhanden und die Temperatur wie im Abyssopelagial nahe am Gefrierpunkt. Zu den hier vorkommenden Lebewesen gehören die Borstenwürmer.

Produktionsbiologische Zonen:

Das Pelagial lässt sich ähnlich wie das Benthal in zwei produktionsbiologische Zonen einteilen:

  1. In eine trophogene Zone (Nährschicht, d. h. es wird mehr Sauerstoff und Biomasse erzeugt als verbraucht)
  2. In eine tropholytische Zone (Zehrschicht, d. h. es wird weniger Sauerstoff und Biomasse erzeugt als verbraucht).

    Schematische Struktur eines pelagischen Meereökosystems

    Grüne Pfeile: Input in die Primärproduktion
    Schwarze Pfeile: Wechselwirkungen mit dem Karbonatsystem
    Braune Pfeile: Abbau von Biomasse


    Meeressäuger und Vögel sind der Übersicht halber nicht berücksichtigt.


    Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

    Quelle: WBGU

     
Photosynthese

Grundlegende Stoffwechselreaktion chlorophyllhaltiger (autotropher) Organismen (Samenpflanzen, Farne, Moose, Algen, Cyanobakterien und andere phototrophe Bakterien), bei der aus anorganischen Stoffen unter katalytischer Mitwirkung des Blattgrüns und unter Ausnutzung der Sonnenenergie organische Stoffe (Kohlehydrate) aufgebaut werden. Die Photosynthese verläuft nach der Gleichung:

6 CO2 + 6 H2O Pfeil C6H12O6 + 6 O2

Bei dieser oxygenen Photosynthese wird Wasser gespalten. Der heutige Sauerstoffgehalt der Atmosphäre (21%) beruht allein auf der Sauerstofffreisetzung durch die Photosynthese. Ohne den freigesetzten Sauerstoff und die aufgebaute Glucose wäre ein Leben für Tiere und Menschen auf der Erde unmöglich. Die Photosynthese ermöglicht eine Primärproduktion, von der letztlich auch die nicht zur Photosynthese fähigen heterotrophen Organismen leben.

physikalische Pumpe

Auch Löslichkeitspumpe genannte Bezeichnung für die langzeitige Verfrachtung von in oberen Ozeanschichten gelöstem Kohlendioxid in tiefe Wasserschichten durch thermohaline Meeresströmungen.

Der Prozess beruht auf der Abhängigkeit der CO2-Löslichkeit von der Temperatur. In den Tropen, wo es warm ist, kann das Wasser nicht viel CO2 aufnehmen, im Gegenteil gibt der Ozean dort sogar mehr CO2 ab als er aufnimmt. In den hohen Breiten wie dem Südpolarmeer, dem Nordatlantik und dem Arktischen Ozean nimmt das Wasser mehr CO2 auf als es abgibt. Da an diesen Orten aber auch der absinkende Ast der globalen Ozeanzirkulation zu finden ist (Tiefenwasserbildung), wird das CO2-reiche Wasser in die Tiefe befördert. Dann breitet es sich in Richtung Äquator aus, so dass sich das kalte, CO2-reiche Wasser unter das warme und CO2-arme oberflächennahe Wasser schiebt.

Phytoplankton

Pflanzlicher und mikrobieller Anteil des Planktons, der zur Photosynthese und damit zur photoautotrophen Ernährung fähig ist. Die Organismen des Phytoplanktons besitzen eine Größe von maximal 2 mm, die wichtigsten Phytoplanktongruppen sind Blaualgen (Cyanophyceae), Grünalgen (Chlorophyceae), Kieselalgen (Bacillariophyceae) und Dinoflagellaten (Dinophyceae).

Biologisch gesehen gehören diese Spezies nur zum Teil dem Reich der Pflanzen an (z.B. Grünalgen), zum Teil dem der Protisten (Kieselalgen, Goldalgen), dem der Stramenopilen (Dinoflagellaten) und zum Teil dem Reich der Bakterien (Cyanobakterien).

Phytoplankton baut als Primärproduzent mit Hilfe der Photosynthese aus Kohlenstoffdioxid und Nährstoffen seine Körpersubstanz (Biomasse) auf (Primärproduktion). Das Phytoplankton ist damit die Basis der autochthonen Nahrungspyramide in stehenden und langsam fließenden Gewässern. Gleichzeitig leistet es einen wesentlichen Beitrag zur aquatischen Primärproduktion und damit zur Abgabe von Sauerstoff („Quelle für O2“) an die Atmosphäre und zur Aufnahme von Kohlenstoffdioxid („Senke für CO2“) aus der Atmosphäre. Es wird geschätzt, dass Phytoplankton für die Produktion von 50 - 80 % des Sauerstoffs in der Atmosphäre verantwortlich ist. Vor allem durch ansteigende Meerestemperaturen ist die Menge des marinen Phytoplanktons seit 1950 um 40 % zurückgegangen.
Ein massenhaftes Auftreten von Phytoplankton wird als Algenblüte bezeichnet und hat oft Hypoxie zur Folge.

Weitere Informationen:

Planetarische Zirkulation

Syn. allgemeine Zirkulation der Atmosphäre; nach Weischet (1977) der mittlere Zirkulationsmechanismus in der Lufthülle der Erde, welcher sich, von der solar bedingten unterschiedlichen Energiezufuhr in Gang gesetzt, zum großräumigen Ausgleich von Masse, Wärme und Bewegungsenergie unter den erdmechanischen und geographischen Bedingungen einstellt. Danach ist die planetarische Zirkulation der mittlere Ablauf eines weltweiten Austauschvorganges in der Atmosphäre.

Die planetarischen Wind- und Luftdruckgürtel Die planetarischen Wind- und Luftdruckgürtel Quelle: http://www.medienwerkstatt-frank.de/Beispiele/
planktivor

Lebewesen, die sich vom Plankton (Mikroalgen, Fisch- und Muschellarven oder Kleinstkrebsen) ernähren, werden als planktivor bezeichnet.

Plankton

Von altgriech. "das Dahintreibende"; Sammelbegriff für alle Organismen sowie deren Eier und Entwicklungsstadien, die sich in Seen oder Meeren schwebend aufhalten. Diese Mikroorganismen und kleinwüchsigen Pflanzen und Tiere vermögen sich nicht mit eigenen Mitteln und eigener Kraft fortzubewegen oder Wasserströmungen zu widerstehen. Größere Angehörige tierischen Planktons vermögen allerdings z.T. ausgedehnte, periodische Vertikalwanderungen durchzuführen. Die zum Plankton gehörenden Lebewesen bezeichnet man als Planktonten oder Plankter. Ein übliches Gliederungskriterium des äußerst heterogenen Planktons ist die Unterscheidung nach Phytoplankton (pflanzliches Plankton) und Zooplankton (tierisches Plankton).

Das assimilatorisch aktive Phytoplankton ist, was seine Biomasse und seine Produktionsmenge anbetrifft, der Hauptträger der marinen Primärproduktion. Es besteht fast ausnahmslos aus mikroskopisch kleinen, einzelligen Organismen, deren Aufenthaltsraum jener bis in ca. 200 m Tiefe reichende Wasserkörper ist, in dem das für die Photosynthese erforderliche Sonnenlicht zur Verfügung steht. Die Vermehrung der dahintreibenden Einzeller erfolgt vorwiegend durch deren vegetative Zweiteilung. Die Intensität dieser sogenannten Phytoplanktonblüte ist abhängig von der Einstrahlung des Sonnenlichts, vom Angebot an CO2, von der Düngung, d.h. vom Gehalt des Wassers an stickstoff-, phosphor- und schwefelhaltigen Anionen, sowie - im Falle der Kieselalgen (Diatomeen) - von der Verfügbarkeit der Kieselsäure, die sie für ihre aus SiO2 bestehende Zellenhülle benötigen.

Mit bloßem Auge betrachtet, hinterläßt eine angereicherte Phytoplanktonprobe den Eindruck einer braun-grünlichen Suppe. Erst mit dem Mikroskop wird der Reichtum an formschönen bis bizarren Gestalten deutlich. Zu den größeren Vertretern des Phytoplanktons gehören Diatomeen und Dinoflagellaten, zu den kleineren die Flagellaten.

Das Plankton des Meeres wird Haliplankton, das des Brackwassers Hyphalmyroplankton und das des Süßwassers Limnoplankton genannt. Beim Meeresplankton wird das der Hochsee als ozeanisches Plankton von dem der Küstenmeere als neritischem Plankton abgetrennt und nach der Tiefenverteilung von Epiplankton (obere 200 m), Bathyplankton (unterhalb 200 m) und Hypoplankton (über dem Meeresboden) gesprochen.

Die Verteilung des Phytoplanktons im Meer wird seit 1979 von speziellen satellitengestützten Instrumenten gemessen. Diese Instrumente, sogenannte Ocean Colour Scanner messen die Farbe des Meeres. Die Meeresfarbe ist proportional zur Menge der oberflächennahen Chlorophyllpigmente mit Ausnahme der sedimentreichen Gewässer in unmittelbarer Küstennähe. Die Menge des Chlorophylls wiederum ist proportional zur Menge des Phytoplanktons im Wasser. Wasser mit viel Phytoplankton ist grün, reines Ozeanwasser erscheint tief marineblau.

Das Phytoplankton ist ein sehr bedeutender Sauerstofflieferant. Ferner entwickeln sich auf Kosten des Phytoplanktons das heterotrophe Zooplankton, wie auch höhere marine Tiere.
Das aus heterotrophen Konsumenten zusammengesetzte Zooplankton ist, hinsichtlich Größe und systematischer Zugehörigkeit deutlich vielfältiger als das Phytoplankton. Zum Zooplankton gehören Protozoen (Einzeller), kleine Krebstiere, Quallen, Würmer und Mollusken sowie die Eier und Larven vieler meeres- und süßwasserbewohnender Tierarten.
Alle Planktonten sind wichtige Glieder der Nahrungsketten. Viele Fische und die Bartenwale ernähren sich ausschließlich von Plankton.

Weitere Informationen:

Pleistozän

Das Eiszeitalter der jüngeren Erdgeschichte, das vor ca. 2,3 Millionen Jahren einsetzte und vor ca. 10.000 Jahren vom Holozän abgelöst wurde. Das Pleistozän ist durch wenigstens 4 Eiszeiten und dazwischen liegende Warmzeiten geliedert.

Pollenanalyse

Pflanzengeographische Methode zur Ermittlung der historischen Floren- und Vegetationsverhältnisse anhand von fossil abgelagerten Pollenkörnern und Sporen. Ermöglicht wird die Pollenanalyse durch die Resistenz der Pollenkörner gegenüber Zersetzung. Besonders unter anaeroben Bedingungen, wie sie in Sedimenten, Torfen etc. herrschen können, sind die Außenwände des Pollens (Exine) extrem haltbar. Die charakteristisch ausgeprägten Strukturen der Exine ermöglichen eine systematische Zuordnung zu den entsprechenden Pflanzensippen. Für die Pollenanalyse genutzt wird vor allem der Pollen windblütiger Pflanzenarten, weil nur dieser flächendeckend verbreitet und sedimentiert wird. Daraus folgt, dass die Pollenanalyse kein reales Abbild der wahren Vegetationsverhältnisse vergangener Perioden rekonstruieren kann, da z.B. der Pollen insektenblütiger Arten keine vergleichbar starke Verbreitung findet. Anhand der Mengenverhältnisse bestimmter Pollengruppen können Rückschlüsse auf die nacheiszeitliche Klimaentwicklung sowie auf menschliche Einflüsse auf die Pflanzendecke gezogen werden. Dies wird dadurch ermöglicht, dass sowohl die wichtigsten Baumarten Mitteleuropas wie auch die Süßgräser zu den windblütigen Pflanzensippen gehören.

Besonders für die Abschätzung anthropogener Einflüsse wie Rodungen oder die Zunahme von Ackerflächen spielt das Verhältnis von Baumpollen zu Nichtbaumpollen (NBP) eine wichtige Rolle. Die Bestimmung von Pflanzenarten anhand ihres Pollens kann sehr schwierig sein, daher erfolgt teilweise eine Zusammenfassung zu Gruppen (z.B. Gräserpollen). Durch Pollendiagramme lässt sich besonders gut die nacheiszeitliche Vegetationsentwicklung und der Wechsel der dominierenden Gehölze darstellen. Dies wird ermöglicht durch mächtige Torflagerstätten, die durch ihr permanentes Wachstum während des Holozäns ein lückenloses Pollenarchiv darstellen können. Bei dieser Darstellungsform werden Mengenanteile von Pollen gegen eine Zeitskala aufgetragen. Diese Zeitskala wird häufig in Pollenzonen unterteilt. Pollenzonen kennzeichnen die Mengenverhältnisse von Pollen, die durch die Gesamtheit von klimatischen, ausbreitungsbiologischen und anthropogenen Faktoren bedingt werden. Eine wichtige Anwendung der Pollenanalyse ist die Datierung von Torfen, Sedimenten oder Böden.

Hasel- und Eichenpollen zeigen eine Warmzeit an, Kiefern und Birken wachsen dagegen stärker in Kaltzeiten. Findet man frostempfindliche Pflanzenpollen wie Ilex und Efeu, müssen die Winter relativ mild gewesen sein.

Pollendiagramm aus dem Meerfelder Maar (Eifel)
von 15.000 vor heute bis zur Gegenwart

Anhand der Pollenfunde im Meerfelder Maar in der Eifel lassen sich die verschiedenen Zeitabschnitte charakterisieren: Die in der Eiszeit entstandenen Sedimente enthalten Birken-, Kiefern-, Süßgras- und Kräuterpollen. Die Baumpollen machen nur einen kleinen Teil der gefundenen Pollen aus. Es gab keine Wälder. Die Klimaerwärmung zeigt sich an der Zunahme von Hasel- und Eichenpollen.

Quelle: http://www.deutsches-museum.de/dmznt/klima/antarktis/messungen/eis/

 
Pollutant Standards Index (PSI)

Ein vor allem in Singapur verwendeter Luftqualitätsindex, der mittels einer veröffentlichten Zahl der Bevölkerung auf leicht verständliche Weise vermittelt, wie stark die Luft in einem bestimmten Gebiet mit Schadstoffen belastet ist. Die Skala reicht von 0 bis 500.
Ursprünglich wurde der PSI in Singapur auf der Grundlage von fünf Luftschadstoffwerten berechnet, aber seit April 2014 sind auch die Feinstäube unter 2,5 Mikrometer (PM2.5) einbezogen.
Damit berücksichtigt der PSI folgende sechs Parameter:

  • Schwefeldioxid (SO2)
  • Feinstaub (PM10) - Partikelgröße 10 Mikrometer und kleiner
  • Feinstaub (PM2.5) - Partikelgröße 2,5 Mikrometer und kleiner
  • Stickstoffdioxid (NO2)
  • Kohlenstoffmonoxid (CO) und
  • Ozon (O3)

Links: Straßenszene in Singapur mit Büroangestellten am 20.6.2013

Quelle: Wunderground

Rechts: Anleitung zum korrekten Tragen einer Atmeschutzmaske, hrsg. vom Gesundheitsministerium Singapur

Quelle: NEA

 

Zu größerer Darstellung auf Grafiken klicken

 

Singapur veröffentlicht Tagesdurchschnittswerte des PSI, ferner alle drei Stunden PSI-Werte unter Einbeziehung der PM2.5-Feinstaubkonzentrationen und jede Stunde die PM2.5-Werte. Wären Episoden mit Tropical Haze stellt PM2.5 den bedeutendsten Schadstoff für die menschliche Gesundheit dar.
Der PSI beruht auf einer Skala, die ursprünglich von der United States Environmental Protection Agency (USEPA) entwickelt wurde und auch in anderen Ländern Anwendung findet.
Seit 1999 hat die EPA den PSI durch den Air Quality Index (AQI) ersetzt und dabei auch PM2.5- und Ozon-Grenzwerte einbezogen.
Die in anderen Staaten verwendeten Luftqualitätsindices können abweichende Berechnungsgrundlagen haben. Auch werden unterschiedliche  Bezeichnungen verwendet wie Air Quality Health Index, Air Pollution Index oder Pollutant Standards Index.

PSI-Tabelle mit Index-Werten, Deskriptoren und möglichen Effekten auf die Gesundheit nach Angaben der National Environment Agency (NEA) von Singapur

PSI Descriptor General Health Effects

0–50

Good

None

51–100

Moderate

Few or none for the general population

101–150

Unhealthy for sensitive groups

Members of sensitive groups may experience health effects. The general public is not likely to be affected.

151–200

Unhealthy

Everyone may begin to experience health effects; members of sensitive groups may experience more serious health effects.

201-300

Very unhealthy

Health warnings of emergency conditions. The entire population is more likely to be affected.

301+

Hazardous

Health alert: everyone may experience more serious health effects

Singapur wird immer wieder von Tropical Haze betroffen, der seine Ursache im benachbarten Sumatra (Indonesien) mit seiner ungezügelten Brandrodung hat. Im Juni 2013 führte dies zum bisherigen Rekordwert von 401 PSI.

Weitere Informationen:

Primärproduktion

Menge der Biomasse, die von den grünen Pflanzen, somit auch vom pflanzlichen Plankton, aus anorganischen Verbindungen während einer bestimmten Zeitspanne aufgebaut wird. Dieser Prozess vollzieht sich ganz überwiegend mit Hilfe der Photosynthese, die im Wasser nur in den oberen, lichtdurchfluteten Schichten möglich ist. Einige wenige, relativ einfache Lebensformen stellen mit Hilfe der Chemosynthese direkt aus energiereichen anorganischen Molekülen in ihrer Umgebung nutzbare Energie her und tragen zur Primärproduktion bei.

Primärproduktion wird oft als die in Gramm angegebene Masse oder das Trockengewicht von organischem Kohlenstoff definiert, der unter einem Quadratmeter Meeresoberfläche pro Zeiteinheit (gC/m²/Zeiteinheit) entstanden ist. Obwohl 71 % der Erdoberfläche vom Meer bedeckt sind, entfallen auf die Ozeane nur ca. 44 % der gesamten Bruttoproduktion der Biosphäre und lediglich ca. 32 % von der Nettoproduktion. Die Hauptmenge mariner Produktion leisten die mikroskopischen Algen des Phytoplanktons mit ca. 95 %.

Primärproduktion im Meer vollzieht sich vor allem in Auftriebsgebieten, in denen aufquellendes Tiefenwasser die Nährstoffe (vor allem Phosphat, Nitrat und Silikat) in die euphotische Zone liefert. Das Silikat-Ion SiO4- wird für den Aufbau der äußeren Schale der einzelligen pflanzlichen Diatomeen und des Skeletts einiger Protozoen benötigt.

Primärproduktion stellt die erste Stufe trophischer (die Nährstoffversorgung betreffend) Ebenen innerhalb einer Nahrungskette - z.B. vom Phytoplankton zum Killerwal - dar. Die durchschnittliche Effizienz des Energietransfers von einer trophischen Stufe zur nächsten innerhalb einer Nahrungskette im offenen Meer beträgt etwa 10 Prozent. Würde darüber hinaus ein Mensch ein Kilogramm an Körpergewicht zunehmen wollen, benötigte er 10 kg Lachs. Die jeweils nächstniedrigere Stufe müsste folgende Massen bereitstellen um das erstgenannte Ziel zu erreichen: 100 kg kleine Fische, 1.000 kg fleischfressendes Zooplankton, 10.000 kg pflanzenfressendes Zooplankton, 100.000 kg Phytoplankton. Der 90-prozentige Energieverlust auf jeder Trophiestufe erklärt sich aus dem Energiebedarf für Stoffwechselvorgänge, Atmung, Bewegung, Fortpflanzung, Fütterung und Wärmeverlust.

In Auftriebsgebieten ist die Nahrungskette kürzer, da die dort fischereiwirtschaftlich wichtigen Fische wie Anchoveta und Sardinen direkt Phytoplankton aufnehmen und so die Effizienz deutlich erhöhen können. Dies ist auch eine Erklärung für den dortigen Fischreichtum.

Die Primärproduktion wird von mehreren Klimafaktoren beeinflusst:

  • Temperatur: Wachstum und Artenzusammensetzung des Phytoplanktons sind stark temperaturabhängig. Die Primärproduktion wird durch Erwärmung zunächst direkt gefördert. Doch kann die erhöhte Temperatur indirekt auch die Produktion bremsen, z. B. über verringerte Nährstoffzufuhr als Folge einer ausgeprägteren Temperaturschichtung.
  • Licht: Veränderungen der Eis- oder Wolkenbedeckung des Oberflächenwassers haben direkten Einfluss auf die Primärproduktion, da das Phytoplankton Sonnenlicht als Energiequelle benötigt. Die Lichtversorgung des Phytoplanktons nimmt auch mit wachsender Durchmischungstiefe des Oberflächenwassers ab.
  • Nährstoffe: Der Klimawandel kann indirekt auch die Versorgung des Phytoplanktons mit Nährstoffen (vor allem Stickstoff und Phosphor, aber auch „Mikronährstoffe“ wie z. B. Eisen) beeinflussen. Aus der produktiven oberen Schicht der Ozeane werden durch das Absinken abgestorbener Organismen ständig organische Substanz und damit auch Nährstoffe in die Tiefsee exportiert („biologische Pumpe“). Der Rücktransport in die oberen Schichten findet vor allem durch Aufwärtsströmungen und vertikale Mischung statt, die über Temperaturschichtung, Wind- und Strömungsverhältnisse vom Klima beeinflusst werden.

Das Verständnis der klimagesteuerten Prozesse bei der Primärproduktion – z. B. deren Temperatursensitivität – ist offensichtlich unzureichend. Die Qualität gekoppelter Klima-, Ozean- und Ökosystemmodelle lässt derzeit keine belastbaren Aussagen hinsichtlich der künftigen Entwicklung zu.

Bitte beachten Sie auch die Abbildungen zu Formen des Planktons im Anhang.

Proxydaten

Auch Proxy oder Proxy-Klimaindikator; dies sind näherungsweise Daten über hydrologische und meteorologische Bedingungen in historischen und prähistorischen Zeiten, die unter Anwendung physikalischer und biophysikalischer Methoden aus der Analyse von lokalen Datenquellen, den Proxies gewonnen werden. Solche Indikatoren für Paläoklima sind Eisbohrkerne, Pollen, Warven, Baumringe, Speläotheme, Eigenschaften von Korallen, Hinweise auf Gletscherstände, historische Quellenangaben, Ernteertragszahlen, phänologische Phasen, Vereisungs- und Hochwasserangaben, Zerfallseigenschaften von Isotopen. Meist wird bei der Analyse nach dem Prinzip des Aktualismus verfahren.

Zeitlicher Bereich und potentieller Informationsgehalt von paläoklimatischen Proxies
Proxy-Typ Proben-
Intervall
(min.)
Zeitbereich
(Einheit: a)
Temp. Niederschlag
oder Wasserbilanz
Chem. Zusam-
mensetzung
(Luft oder Wasser)
Biomasse
oder Vegetation
Vulkan-
ausbrüche
Meeres-
spiegel
Sonnen-
Aktivität
Historische Aufzeichnungen d/h ~103 X X X X X X X
Baumringe a/Jahreszeit ~104 X X 0 X X 0 X
Seesedimente a - 20 a ~104~106 X X 0 X X 0 0
Korallen a ~104 X X X 0 0 X 0
Eisbohrkerne a ~5 X 105 X X X X X 0 X
Pollen 20 a ~105 X X 0 X 0 0 0
Speleotheme 100 a ~5 X 105 X X X 0 0 0 0
Loess 100 a ~106 0 X 0 X 0 0 0
Geomorphologische Charakteristika 100 a ~106 X X 0 0 X X 0
Meeressedimente 500 a ~107 X X X X X X 0
Quelle: http://www.ngdc.noaa.gov/paleo/ctl/about2.html#proxies (übersetzt)

Proxydaten werden zu Zeitreihen aufbereitet und mit statistischen Methoden kalibriert, d. h. zu Klimaparametern (Hilfsgrößen) in Beziehung gesetzt. Zeitreihen aus natürlichen Archiven reichen Tausende, ja Hunderttausende von Jahren in die Vergangenheit zurück. Ihr zeitliches Auflösungsvermögen ist jedoch für historische Klimawirkungsforschung unzureichend, die auf zeitlich hoch aufgelöste jahreszeitliche oder monatliche Daten angewiesen ist. Wesentlich größere Bedeutung kommt diesbezüglich den frühinstrumentellen Messreihen der Temperatur und des Niederschlags zu, die von Meteorologen aufgearbeitet und homogenisiert, d. h. mit den späteren Messungen vergleichbar gemacht worden sind. Die längste dieser Messreihen, jene von Zentralengland, reicht bis ins Jahr 1659 zurück.

Für die Daten aus den Archiven der Gesellschaft hat sich seit einigen Jahren der Begriff documentary data eingebürgert. Der Begriff des Dokuments für diese Quellengattung ist insofern gut geeignet, als er neben Text- auch Bild- und Tondokumente einschließt. Wer genau hinsieht, kann außerdem Informationen über das Klimageschehen in alten Karten, Plänen, Zeichnungen und Gemälden finden - man denke nur an die Winterszenen auf den Gemälden von Pieter Breughel d.Ä. aus dem 16. Jahrhundert oder an Jahreszeitenbilder, auf denen erstmals im 14. Jahrhundert realistisch Schnee dargestellt wurde.

„Proxi“ war ursprünglich ein Etikett, das Klimatologen den biotischen Aufzeichnungen wie Pollen gaben, weil daraus das Klima nur approximativ, also annähernd zu ermitteln ist.

Pyknokline

Dichtesprungschicht, in der sich eine starke vertikale Veränderung der Dichte vollzieht. Sie liegt gewöhnlich in Tiefen zwischen 300 m und 1.000 m Tiefe. Ist eine Pyknokline ausgebildet, so stellt sie eine sehr starke Behinderung für die Mischung der oberen, weniger dichten Wasserschicht (Deckschicht) und der darunter liegenden, dichteren Wasserschicht dar. So stellt sie den Boden für die Oberflächenzirkulation mit ihren saisonalen Temperatur- und Salinitätsänderungen dar. Nur in höheren Breiten und in Polarregionen, wo gewöhnlich keine Pyknokline und keine Deckschicht ausgebildet sind, sind Tiefenwässer der Atmosphäre ausgesetzt und können Gase (z.B. CO2) austauschen.
Die Pyknokline entsteht aus der kombinierten Wirkung der Thermokline und der Halokline, da sowohl Temperatur, wie auch Salzgehalt die Dichte beeinflussen.

eutrophication

Pyknokline

Die Schichtung in diesem Schema verläuft horizontal zwischen der trophogenen Zone (obere, helle, salzarme, warme Schicht) und der tropholytischen Zone (untere, dunkle, salzreiche, kalte Schicht) (engl. Beschriftung)
Die Abtrennung wird durch die Pyknokline mit ihrem markanten, vertikal verlaufender Dichtegradienten gewährleistet.

Quelle: Wikipedia, 18.11.10

Q

R

Radiokarbonmethode

Syn. 14C-Datierung; physikalisches Verfahren zur absoluten Altersbestimmung; es basiert auf dem Zerfall des radioaktiven Kohlenstoff-Isotops 14C, eines kosmogenen Nuklids. Dieses verteilt sich in der Atmosphäre und unterliegt dem Zerfall, sodass sich eine Gleichgewichtskonzentration einstellt. Entsprechend assimilieren Organismen das 14C. Nach deren Absterben zerfällt es mit der Zeit ohne Nachlieferung bei konstanter Rate (Halbwertszeit von 5730±40 Jahre). Auch Sedimente nehmen 14C durch Carbonatausfällung auf. Als datierbare Materialien eignen sich alle Organika (bes. Holz, Knochen), Kalkfossilien, Travertin, Keramik, Eis und Grundwasser.

Für die Messung wird der Kohlenstoff einer Probe extrahiert und die 14C-Konzentration entweder indirekt als Beta-Strahlung oder durch Direktmessung (Beschleunigungsmassenspektrometrie, AMS) erfasst. Probleme ergeben sich aus Messungenauigkeiten, durch Kontamination der Probe mit älterem oder jüngerem Kohlenstoff und daraus, dass die primäre Produktion im Laufe der Erdgeschichte nicht konstant war, was eine Eichkurve nötig macht (Dendrochronologie). Aufgrund dieser Probleme und der exponentiellen Zerfallskurve des 14C ist der erfassbare Zeitraum auf 30-50.000 Jahre, in günstigsten Fällen etwas mehr, beschränkt. Präzise Eichkurven gibt es für ca. 12.000 Jahre. Innerhalb dieses Zeitraums können Alter in kalibrierte Daten (Kalenderjahre) umgerechnet werden.

Radiometer

Gerät zur Feststellung und Messung von Wärmeenergiestrahlung, insbesondere von Infrarotstrahlung. Ein Radiometer besteht im Wesentlichen aus einem teilweise evakuierten (leergepumpten) Glas- oder Quarzgefäß, in dem sich eine einseitig berußte Glimmerplatte und ein Gegengewicht befinden. Beide sind an einem Quarzfaden aufgehängt. Wenn die zu messende Strahlung auf die Glimmerplatte trifft, werden die beiden Seiten unterschiedlich aufgeheizt. Durch diesen Prozess werden im Prinzip die statistisch auftreffenden Gasmoleküle mit verschiedenen Geschwindigkeiten reflektiert. Die dabei wirkenden Radiometerkräfte verursachen eine Ablenkung der Platte. Diese Auslenkung lässt sich mit Hilfe eines Drehspiegels mit Lichtzeiger sichtbar machen.

Satelliten-gestützte Radiometer erfassen die von der Erde emittierte Infrarotstrahlung. Die Messdaten dienen der Erzeugung von Infrarotbildern, die die Verteilung der Meeresoberflächentemperaturen und die Bewölkung darstellen können. Ein solches Instrument ist das Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) an Bord von NOAA-Satelliten.

Red Tide

Ein eher populärer Ausdruck für eine - oft schädliche - Variante (Harmful Algal Bloom) der Algenblüte wenn diese durch bestimmte Arten von Dinoflagellaten verursacht werden und die Blüte eine rote oder braune Farbe annimmt. Bei solchen Ereignissen vermehren sich die beteiligten Algen natürlicherweise in der Wassersäule von Mündungsbereichen im Meer oder auch im Süßwasser. Besonders häufig ist dann eine anomal hohe Konzentration der Alge Karenia brevis. Dieser Organismus produziert ein Toxin, das das zentrale Nervensystem beeinträchtigt, sie dadurch lähmt und ihr Atmen verhindert.
Zum Ausbruch einer Red Tide ist die Kombination bestimmter Temperatur- und Salinitätswerte sowie bestimmte Nährstoffkonzentrationen nötig, wobei die genauen Zusammenhänge noch ungeklärt sind. Teilweise können auch anthropogene Nährstoffeinträge in Gewässer ursächlich sein.
Der korrektere und bei Wissenschaftlern gebräuchliche Begriff für schädliche Algenblüten ist harmful algal bloom, denn

  • diese Blüten haben nichts mit den Gezeiten (‚tide‘) zu tun,
  • nicht alle Algenblüten verursachen ein rote Verfärbung des Wassers,
  • nicht alle Algenblüten sind schädlich, auch nicht unbedingt jene, die eine Rotverfärbung bewirken.
Red Tide, NZ

Red Tide

Eine nicht-toxische rote Algenblüte von Noctiluca scintillans in Neuseeland. Auch solche Algenblüten können umfangreiches Pflanzen- und Tiersterben in flachen Gewässern auslösen, wenn die Biomasse der Blüte abstirbt zersetzt wird und dabei dem Wasser Sauerstoff entzogen wird.

(M. Godfrey)

Quelle: Woods Hole Oceanographic Institute

 
Rift Valley Fieber

Syn. Rifttalfieber; eine durch Arboviren hervorgerufene, fieberhafte Leberentzündung bei Schafen, Rindern und Ziegen im östlichen, südlichen und nördlichen Afrika. Die Viren werden durch Moskitos übertragen, welche sich besonders gut in stehendem Wasser entwickeln.  Das Rifttalfieber kann auch auf Menschen übertragen werden. Symptome des Rifttalfiebers sind vor allem plötzliches Fieber, Nasenausfluss, Durchfall und Übelkeit. Anfang 1998 gab es in Ostafrika einen Ausbruch von Rifttalfieber, der wahrscheinlich durch heftige Regenfälle verursacht wurde. Laut offiziellen (wenn auch ungenauen) Schätzung wurden 89.000 Menschen infiziert, ca. 200 starben, und etwa 90% der Herdenbestände gingen ein. Es gibt Hinweise darauf, dass die starken Regenfälle in Verbindung mit El Niño stehen, insbesondere wenn sich neben dem Pazifik auch der westliche Indik anomal erwärmt.

Rossbreiten

Bezeichnung für den subtropisch-randtropischen Hochdruckgürtel, der aus mehreren in dieser Zone auftretenden, dynamischen und somit hochreichenden Hochdruckgebieten besteht. Es ist der Bereich, in dem der polwärtige Ast der Hadley-Zelle absteigt. Die absteigende Luft bewirkt Wolkenauflösung und in der Folge Niederschlagsarmut. Die Zone ist ausgesprochen windarm (Kalmenzone). Zur Zeit der Segelschifffahrt war ein Weiterkommen extrem erschwert, die mitgeführten Rösser aus Wassermangel verendeten oder notgeschlachtet werden mussten.

Rossby-Welle

Im Unterschied zu gewöhnlichen Oberflächenwellen eine große Aufwölbung der gesamten Ozeanmasse, die Signale von einem Ufer zu einem anderen transportiert und dies über einen Zeitraum von Wochen, Monaten und Jahren.

So wie Kelvin-Wellen entstehen, wenn sich ein El Niño herausbildet, so entstehen Rossby-Wellen wenn er sich auflöst. Diese Wellen bewegen sich dann westwärts und tragen dazu bei, dass sich die Thermokline wieder in den Normalzustand einpendelt - tief im Westen (downwelling) und hoch im Osten des Pazifiks.

Signale von Rossby-Wellen an der Meeresoberfläche sind schwer nachzuweisen, da sie Höhenänderungen von weniger als 10 cm und Wellenlängen von hunderten bis tausenden von Kilometern aufweisen. Allerdings sind die TOPEX/POSEIDON-Höhenmesser präzise genug, um dies zu leisten. Entsprechend der Wellenlänge können mehrere Wellenkämme entlang eines Breitenkreises auftreten.

Rossby- und Kelvin-Wellen lassen sich auch anhand der Verlagerung der Thermokline nachweisen. Technisch geschieht dies mit Hilfe der Bojen des TAO-Messnetzes.

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit von Rossby-Wellen ist abhängig von der geographischen Breite, in jedem Falle aber deutlich geringer als die der Kelvin-Wellen. In Äquatornähe benötigt eine Rossby-Welle ca. 9 Monate, um das pazifische Becken zu durchqueren, in 12° N/S dauert es bereits ca. 4 Jahre. Beständige Passat-Winde gelten als Voraussetzung für die Entstehung von Rossby-Wellen.

Rossby-Wellen spielen in einem Erklärungsmodell für ENSO eine wichtige Rolle.

Rossby-Wellen sind nach dem schwedischen Meteorologen Carl-Gustaf Rossby benannt, der 1930 als Erster diese Wellenart in der Atmosphäre entdeckte.

Rückkopplung

Eine in sich geschlossene Kette von Ursachen und Wirkungen. Generell gehen Rückkopplungen von einer Zustandsgröße aus über Flüsse und Entscheidungsglieder und wirken auf die Zustandsgröße so zurück, daß sich diese ändert. Bei einer negativen Rückkopplung wird eine Veränderung so weitergegeben, daß sich eine weitere Veränderung gegensinnig zur ursprünglichen Veränderung ergibt. Diese wird demnach reduziert oder gedämpft. Eine positive Rückkopplung entsteht, wenn eine Veränderung so weitergegeben wird, daß sich eine gleichsinnige, noch stärkere Veränderung ergibt. Positive Rückkopplungen tendieren zu ungebremstem Wachstum, während negative Rückkopplungen das Wachstum regulieren und dazu tendieren, ein System in akzeptablem Zustand zu halten bzw. es zu stabilisieren.

S

Salinität

Engl. Sea Surface Salinity (SSS); Begriff zur Bezeichnung des Salzgehaltes des Meerwassers. Salinität wird angegeben in Gramm des gesamten, in einem kg Wasser gelösten Salzes. Sie wird gewöhnlich durch die Messung der elektrischen Leitfähigkeit des Meerwassers bestimmt. Je höher die Salinität, umso geringer ist der Widerstand oder umso größer ist die Leitfähigkeit der untersuchten Meerwasserprobe. Meersalz, eine Kombination aus verschiedenen Salzen, entstammt vorwiegend drei Quellen: Vulkanausbrüchen, chemischen Reaktionen zwischen Meerwasser und heißen, neu gebildeten Krustengesteinen sowie Verwitterungsvorgängen auf Land. Die Zusammensetzung des Meersalzes ist seit Hunderten von Millionen Jahren, möglicherweise seit Milliarden Jahren konstant.

Der Grad der Salinität wird mit Hilfe der "Praktischen Salinitätsskala" (Practical Salinity Scale) angegeben und hat keine Einheitenbezeichnung.

Zu Dichteunterschieden des Meerwassers trägt die Salinität üblicherweise in geringerem Maße als die Temperatur bei. Falls aber salzhaltigeres Wasser über salzärmerem Wasser liegt, dann muss die Temperaturdifferenz zwischen beiden groß genug sein, um eine stabile Schichtung (weniger dichtes Wasser über dichterem Wasser) zu gewährleisten. Polnahes Meerwasser weist die höchsten Salzgehalte weltweit auf. Trotz der Offenheit der Struktur des Eises passen die meisten Unreinheiten (Salz) nicht zwischen seine Molekularstruktur. Deshalb "fällt" beim Gefriervorgang Salz "aus" -  Süßwassereis entsteht, nicht gefrorenes Wasser wird salzhaltiger.

Die Oberflächensalinität im Pazifik spiegelt deutlich die Einflüsse der planetarischen Zirkulation der Atmosphäre wider. Wolkenbildung und starker Niederschlag erfolgt in Gebieten mit aufsteigender Feuchtluft, welche verknüpft sind mit niedrigem Luftdruck über der Meeresoberfläche, Bedingungen, wie man sie in der ITK und in subpolaren Gebieten polwärts von 40° antrifft. Oberflächensalinität ist niedrig wo der Niederschlag hoch ist. Verdunstung und damit die Oberflächensalinität sind hoch, wo die Luft wie in den Hochdruckgebieten trocken ist.

Temperatur- und Salinitätsverhältnisse in Vertikalschnitten der
oberen 1.500 m im Pazifik als Funktionen von geographischer Breite
und Wassertiefe; ganz rechts das Nordpolarmeer Temperatur- und Salinitätsverhältnisse in Vertikalschnitten der oberen 1.500 m im Pazifik als Funktionen von geographischer Breite und Wassertiefe; ganz rechts das Nordpolarmeer

Die höchste Temperatur in den Tropen liegt über 28 °C. Unter 1.200 m Wassertiefe ist die Temperatur unter 4 °C. Die permanente Thermokline ist der Bereich mit rascher Temperaturänderung. Er liegt in den Tropen in 150 - 600 m Tiefe.
Auch die Salinität unterliegt in den oberen 500 m großen Veränderungen, hauptsächlich durch das Wechselspiel von Niederschlag und Verdunstung bedingt. Im Bereich von 800 bis 1.500 m Tiefe ist die Salinität mit 34,5 im größten Teil des Pazifik recht einheitlich.

Da die Temperatur die vertikalen Dichteunterschiede im Ozean dominiert, nimmt sie fast überall mit zunehmender Tiefe ab. Demgegenüber ist die Salinitätsverteilung komplexer. Es können Schichten mit salzhaltigerem Wasser über frischerem Wasser liegen und umgekehrt. In S-N-Schnitten reicht die hohe Salinität im Bereich der Verdunstungsgebiete bis hinunter zur Thermokline. Auch das mit der ITK verbundene frischere Wasser ist ziemlich tiefreichend. Unter dem salzreicheren Oberflächenwasser befindet sich eine Schicht mit salzärmerem Wasser, die sich von den regnerischen, subpolaren Breiten bis zum Äquator erstreckt. Darunter ist der tiefe Pazifik mit salzreicherem Wasser angefüllt, das den antarktischen und nordatlantischen Tiefenwassern entstammt.
Entlang des Äquators ist die Oberflächensalinität im westlichen Pazifik als Folge der hohen Niederschläge am geringsten. Bei El Niño-Ereignissen verlagert sich diese Zone in den zentralen und östlichen Pazifik.
Die Salzgehaltsbestimmung erfolgt über Schöpferproben aus dem Chloridgehalt mit einem Titrationsverfahren. Genauer sind Bestimmungen über eine Messung der elektrischen Leitfähigkeit. Bei profilierenden Messungen (z.B. Erstellung von Tiefenprofilen) werden CTD-Sonden eingesetzt.

Der Grad der Salinität wird seit 1978 mit Hilfe der "Praktischen Salinitätsskala" (Practical Salinity Scale, PSS78) angegeben und hat keine Einheitenbezeichnung, obwohl darunter natürlich die Masse Salz in g pro kg Meerwasser verstanden werden muß.

S = 0,0080 - 0,1692 · K151/2 + 25,3851 · K15 + 14,0941 · K153/2 - 7,0261 · K15 2 + 2,7081 · K155/2

Dabei ist K15 das Leitfähigkeitsverhältnis der Meerwasserprobe zu einer definierten Kaliumchlorid-Referenzlösung (Standardmeerwasser). Die PSS78-Gleichung gilt für Salzgehalte zwischen 2 und 42 und nur für Messungen bei 15 °C und einer "Standardatmosphäre" von 1013,25 hPa. Für die Umrechnungen von anderen Temperaturen und Drucken auf K15 existieren Algorithmen. Die PSS78-Definition hat gegenüber den früheren chemischen Gleichungen den Vorteil, dass sie a) unabhängig von der genauen Kenntnis der ionalen Zusammensetzung des Meerwassers ist, b) die Grundlage für die Berechnung wesentlich genauerer Dichtewerte bildet und c) für in situ-Messungen mittels CTD-Sonden angewendet werden kann. Die Eichung solcher Sonden sowie die Messung des Salzgehaltes in Einzelproben erfolgt heute ausschließlich mit Hilfe von Salinometern unter Verwendung von Standardmeerwasser. Die in der Ozeanographie verbreiteten Instrumente verwenden die galvanische  (über Elektroden) oder induktive Meßmethode. Moderne Salinometer erzielen Genauigkeiten von S = 0,001.Zu Dichteunterschieden des Meerwassers trägt die Salinität üblicherweise in geringerem Maße als die Temperatur bei. Falls aber salzhaltigeres Wasser über salzärmerem Wasser liegt, dann muss die Temperaturdifferenz zwischen beiden groß genug sein, um eine stabile Schichtung (weniger dichtes Wasser über dichterem Wasser) zu gewährleisten. Polnahes Meerwasser weist die höchsten Salzgehalte weltweit auf. Trotz der Offenheit der Struktur des Eises passen die meisten Unreinheiten (Salz) nicht zwischen seine Molekularstruktur. Deshalb "fällt" beim Gefriervorgang Salz "aus" -  Süßwassereis entsteht, nicht gefrorenes Wasser wird salzhaltiger.

Sea surface salinity - Long-Term Composite Image: 25 August 2011 to 07 July 2012

Sea surface salinity data taken by the NASA Aquarius instrument. Reds show higher salinity (40 g/kg) and purples show relatively low salinity (30 g/kg). Low salinity values immediately adjacent to land and ice-covered areas are due to proximity to coastlines or ice edges, which introduces errors into the data. The maps show several well-known ocean salinity features such as higher salinity in the subtropics; higher average salinity in the Atlantic Ocean compared to the Pacific and Indian oceans; and lower salinity in rainy belts near the equator, in the northernmost Pacific Ocean and elsewhere. These features are related to large-scale patterns of rainfall and evaporation over the ocean, river outflow and ocean circulation.

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken - Quelle: NASA

 

Die Salinität der Meere wird mit Hilfe satellitengestützter Mikrowellenradiometer gemessen (beginnend mit dem Start von SMOS 2009, danach Aquarius 2011), sowie mit in-situ-Methoden wie profilierenden Treibkörpern oder fest verankerten Bojen.
Bis zum Start von SMOS war es sehr schwierig und teuer, die Meeressalinität (Sea Surface Salinity, SSS) zu messen, so dass die Kenntnisse über die räumliche Verteilung und die zeitliche Variabilität noch sehr gering sind. Numerische Modelle sind daher von entscheidender Bedeutung um diesen Parameter abzuschätzen. Mit einem ozeanischen mixed-layer-Modell (zwischen 50 und 1.000 m Tiefe) kann die Meeressalinität abgeschätzt werden, indem man modellhaft externe Einflüsse wie z. B. Winde, Niederschlag/Verdunstung, Abflussmengen von Flüssen usw., wie auch interne Einflüsse (horizontaler Transport, vertikale Durchmischung usw.) modellhaft darstellt.

Salinometer

Instrument zur Messung der Salinität einer Lösung. Es gibt zwei Haupttypen: Der eine ist ein Hydrometer zur Messung der Dichte von Flüssigkeiten. Der andere ist ein Gerät zur Messung der elektrischen Leitfähigkeit der Lösung.

Sardellen

Fischart, zur Familie der Heringsfische gehörend mit 15 Gattungen und etwa 100 Arten, u.a. die vor Chile und Peru gefangene Südamerikanische Sardelle (Engraulis ringens). Gelegentlich wird für die Südamerikanische Sardelle der Name Anchovis verwendet, eine Bezeichnung, die für die Europäische Sardelle üblich ist.

Sardellen haben einen schlanken Körper mit rundem Querschnitt. Die Oberseite ist grünlich bis bläulich, die Unterseite und die Seiten sind wie beim Hering silbrig gefärbt. Charakteristisch ist das große, unterständige Maul mit stark vorspringendem Oberkiefer.

Sardellen leben als Schwarmfische in den Küstengebieten der tropischen und gemäßigten Meere, wo sie sich meist von tierischem Plankton ernähren. Manche Arten trifft man auch im Süß- oder Brackwasser an. Aufgrund ihres Massenauftretens haben Sardellen erhebliche wirtschaftliche Bedeutung, u. a. hinsichtlich der Herstellung von Fischmehl und -öl.

Sardinen

Gattung (Sardina) der Heringe mit einer Art. Die an europäischen und nordwestafrikanischen Küsten vorkommenden Sardinen bilden riesige Schwärme und sind von großer fischereiwirtschaftlicher Bedeutung.

Die Falschen Sardinen bilden eine andere Gattung (Sardinops) und besiedeln die Tropen und Subtropen.

sauerstoffarme Zonen

Sauerstoffarme Zonen, auch „dead zones“ genannt, bezeichnen Meeresregionen mit geringer Sauerstoffkonzentration im Wasser. Sie können natürlicherweise auftreten, zunehmend bilden sich aber sauerstoffarme Zonen aufgrund menschlicher Aktivitäten.

Für die marine Biosphäre von großer Bedeutung ist die Verteilung von Sauerstoff im Ozean. Sauerstoffmangelzonen in Küstengewässern sind zu einem weltweiten Problem geworden, das die Struktur und Funktion von Ökosystemen zerstört. Haupttreiber für diesen küstennahen Sauerstoffmangel ist der Eintrag von Nährstoffen aus Flüssen und über die Atmosphäre (Eutrophierung). Aber auch im offenen Ozean wird mit zunehmendem Klimawandel eine Abnahme der Sauerstoffkonzentration erwartet, die durch die Erwärmung und zunehmend stabilere Schichtung der oberen Wasserschichten bedingt ist. Die Erwärmung des Oberflächenwassers verringert die Löslichkeit von Sauerstoff im Meerwasser, die stabilere Schichtung reduziert den Transport des sauerstoffreichen Oberflächenwassers in tiefere Schichten, wo der Sauerstoff kontinuierlich von Meeresorganismen aufgezehrt wird.

Insgesamt ist erst seit kurzem bekannt, dass der Klimawandel die Sauerstoffkonzentration in den Meeren signifikant verändern kann, so dass genauere Prognosen noch weiterer Forschung bedürfen. Es deutet jedoch alles darauf hin, dass die Sauerstoffabnahme ein Ausmaß erreichen kann, das marine Habitate und die Fischerei beeinträchtigt. Auch die Versauerung der Meere kann ihrerseits noch zu einer Sauerstoffabnahme im Ozean beitragen.

Weitere Informationen:

Sauerstoff-Isotopen-Verfahren

Methode zur Aufstellung von Paläotemperaturkurven, angewandt an Bohrkernen aus marinen oder limnischen Sedimenten und aus Gletschereis (Eiskernbohrungen). Das Sauerstoffisotopenverfahren ist eines der wichtigsten Hilfsmittel zur Rekonstruktion der quartären Klimageschichte. Sie beruht auf dem temperaturabhängigen Mengenverhältnis des in die Kalkschalen von Organismen (am geeignetsten sind Foraminiferenschalen) oder im Gletschereis eingebauten Sauerstoffisotops 16O gegenüber dem des schwereren Sauerstoffisotops 18O.

Im Wasser der Weltmeere ist zu 99 Prozent das leichtere Isotop 16O gebunden, nur ein Prozent des gelösten Sauerstoffs entfällt auf das schwerere 18O-Molekül. Wenn Wasser seinen Aggregatzustand ändert, zum Beispiel zu Eis gefriert, oder der Sauerstoff aus dem Wasser in andere Substanzen eingebaut wird, kann sich dieses Isotopenverhältnis ändern. Wenn in Kaltzeiten vermehrt Eis gebildet wird, steigt im verbleibenden Meerwasser der Anteil des schweren Sauerstoffteilchens.

Wassermoleküle mit dem um 12 % leichteren 16O verdunsten schneller. Deshalb müssen Eisschichten mit einem höheren relativen Anteil an 18O aus wärmeren Zeiten stammen, da nur bei der starken Verdunstung wärmerer Perioden vermehrt 18O mit zur Wolkenbildung beitragen. Je höher die globale Temperatur ist, desto weiter können mit schweren Sauerstoffisotopen beladene Wolken in die Polarregionen vordringen, ohne vorher abzuregnen.

Außer der Ermittlung der Temperaturen des Bildungsmilieus zu den Lebzeiten der Organismen oder der Entstehung des Gletschereises erlaubt die Sauerstoff-Isotopenanalyse an Tiefseebohrkernen Rückschlüsse auf das Volumen der weltweiten Eismassen. Der Grund liegt darin, dass die stärker von der Meeresoberfläche verdunstenden 16O-Isotope während der Kaltzeiten in den Gletschern der Erde zurückgehalten und angereichert wurden, während sich ein höherer Anteil schwererer 18O-Isotope in den Fossilien der marinen Sedimente einstellte.
Durch Bestimmung der Zahl der Oszillationen kann auch über die Unterscheidung zwischen warm (Sommer) und kalt (Winter) das Alter des Bohrkerns exakt bestimmt werden.
In kälteren Perioden befindet sich mehr 18O in Meeressedimenten. Meereis besteht hauptsächlich aus den leichteren Wassermolekülen aus 16O. Wenn es in einer Kaltphase zu einer starken Neubildung von Meereis kommt, bleibt vermehrt Meerwasser aus 18O zurück, welches durch die permanente Einlagerung von Sauerstoff in die Kalkschalen der Meerestiere (Calciumcarbonat) verstärkt in Sedimentschichten dieser Zeit nachweisbar ist.

Sauerstoffminimumzone

Engl. oxygen minimum zone; intermediärer Bereich im Ozean der Tropen und Subtropen unterhalb des Oberflächenwassers (ca. 200 m bis 1000 m Tiefe) mit niedriger Sauerstoffsättigung. Der Sauerstoff wird durch Respiration von Organismen sowie durch anaerobe Ammoniak-Oxidation und Denitrifikation herabsinkender organischer Substanz in der Wassersäule verbraucht (durch anaerobe Atmung von Bakterien entsteht molekularer Stickstoff, der aus dem Wasser in die Luft entweicht).. Die Neuzufuhr von Sauerstoff ist nur im Kontaktbereich von Ozean und Atmosphäre an der Wasseroberfläche möglich. Die starke Dichtestratifizierung zwischen Oberflächen- und intermediärem Wasser verhindert die Zirkulation und Durchmischung beider Wassermassen und limitiert die Neuzufuhr von Sauerstoff. Die Sauerstoffminimumzonen entstehen vorrangig an den Osträndern der Ozeane und sind heute vor der Westküste Amerikas, im Arabischen Meer, der Bucht von Bengalen, und vor Nordwest-Afrika ausgebildet. Vor Peru erstreckt sich die größte Sauerstoffminimumzone aller tropischen Ozeane. Dies ist vor allem den dortigen Auftriebsvorgängen geschuldet mit ihrem Reichtum an Biomasse und den damit verbundenen bakteriellen Abbauprozessen, die Sauerstoff verbrauchen. Der ENSO-Zyklus steuert vor Peru die Intensität des Upwelling und damit wohl auch den Sauerstoffgehalt. Über diese Zusammenhänge haben Forscher des GEOMAR durch die Analyse von Bohrproben vor der Küste Perus die Geschichte der Sauerstoffminimumzone im Ostpazifik für die vergangenen 20.000 Jahre rekonstruiert. Ihre Ergebnisse legen nahe, dass das heutige System von abwechselnden El Niño- und La Niña-Ereignissen in Häufigkeit und Intensität erst seit maximal 5.000 Jahren so abläuft, wie man es aus der direkten Beobachtung kennt.

Die marinen Sauerstoffminimumzonen

Gezeigt wird die Sauerstoffkonzentration in 300 Meter Wassertiefe.

In den Sauerstoffminimumzonen (SMZ) finden bis zu 40% des weltweiten Stickstoffverlusts im Meer statt. Der Stickstoffverlust wird dort durch organisches Material aus abgestorbenen und absinkenden Algen gesteuert.
Ca. 30- 50 % aller Stickstoffverluste laufen in nur 0,1% der Weltmeere ab. Insbesondere zwei Prozesse tragen zum Stickstoffschwund bei: Denitrifikation und Anammox (anaerobe Ammoniumoxidation mit Nitrit), beides Stoffwechselwege mariner anaerober Bakterien.
Die Kenntnis dieser Vorgänge ist von großer Bedeutung, denn Stickstoff ist ein limitierender Nährstoff für alles Leben im Meer.
(Abbildung modifiziert nach World Ocean Atlas 2009 (http://www.nodc.noaa.gov))

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken - Quelle: MPI Bremen

 

Die Sauerstoffminimumzonen sind für ca. 20 - 40 % des Stickstoffverlustes der Ozeane verantwortlich, auch wenn sie nur 0,1 % des Meeresvolumens ausmachen.

Regionen sauerstoffarmen Wassers dehnen sich als Folge der globalen Erwärmung in den Weltmeeren immer weiter aus. Das hat weitreichende Auswirkungen auf den Lebensraum Meer und die Fischereiwirtschaft, da höhere Organismen diese Regionen meiden. Auch die globalen Kreisläufe von Kohlenstoff und Stickstoff sind eng mit Sauerstoffminimumzonen verknüpft. Ein detailliertes Verständnis dieser Kreisläufe ist daher unverzichtbar, um die Auswirkungen des fortschreitenden Klimawandels auf die Weltmeere und mögliche Rückkopplungen vorherzusagen.

Der Stickstoffkreislauf im Meer

Alles Leben auf der Erde hängt vom Stickstoff ab, denn er ist unverzichtbar für die Zellbestandteile wie Proteine und die DNA. Die Organismen können jedoch nicht alle Verbindungen dieses Elements nutzen. Daher bestimmt im Ozean nur ein Teil der Stickstoffverbindungen die Produktivität des gesamten Ökosystems. Die Umwandlung einer Verbindung in eine andere übernehmen spezialisierte Mikroorganismen. Im Ozean wird Stickstoff in Form von Ammonium (NH4+) hauptsächlich durch den Abbau organischer Verbindungen frei gesetzt. In einem zentralen Schritt, bekannt als Nitrifizierung, wird Ammonium in Nitrit (NO2-) und dann in Nitrat (NO3-) umgewandelt. Dieser Prozess verbraucht Sauerstoff. Das Nitrat wird anschließend ohne Sauerstoff in mehreren Zwischenschritten in gasförmigen elementaren Stickstoff (Luftstickstoff, N2) umgewandelt. Diese Reaktion nennt sich Denitrifizierung. Alle Umwandlungen werden durch Mikroorganismen vermittelt. Das N2 entweicht als Gas aus dem Meer. Vor ein paar Jahren entdeckten Forscher vom Bremer Max-Planck-Institut den Prozess der anaeroben Oxidation von Ammonium (ANAMMOX) im Meer. Unter sauerstofffreien Bedingungen wandeln Anammox-Bakterien Ammonium direkt mit Nitrit in gasförmigen Stickstoff (N2).

In weiten Teilen der Ozeane limitiert der Mangel an Stickstoff das Algenwachstum und beeinflusst damit entscheidend die Menge des Treibhausgases CO2, die biologisch gebunden werden kann. Angesichts der wichtigen Rolle der Ozeane für die globale CO2-Bilanz sind detaillierte Kenntnisse über die Regulierung des marinen Stickstoffkreislaufs und dessen Kopplung mit dem globalen Kohlenstoffkreislauf erforderlich.

MPI Bremen

Weitere Informationen:

Schelf

Flacher Teil der Kontinentalmasse, der wasserüberflutet zwischen Küstenlinie und 200m-Tiefenlinie liegt und dort vom in die Tiefsee überleitenden Kontinentalabhang abgelöst wird. Vor der Westküste Südamerikas ist der Schelf sehr schmal und leitet abrupt in Tiefseerinnen (Atacamagraben) über.

sêcas

Port. Begriff für die katastrophalen Dürren im Nordeste Brasiliens. Als sêcas grandes gelten solche mit zwei aufeinanderfolgenden Trockenjahren. Unter ihrem Einfluss kommt es zu Hungersnöten, Massenwanderungen und sozialen Unruhen.

Wenn die Trockenkalamitäten auch direkt durch Zirkulationsabweichung über dem tropischen Südatlantik verursacht werden, so besteht doch offensichtlich ein Zusammenhang mit Zirkulationsanomalien in weit abgelegenen Regionen. Caviedes (1973) hat vermutlich als erster die zeitliche Koppelung von sêcas in NO-Brasilien und El Niño-Ereignissen an der peruanischen Westküste aufgezeigt und als Ursache eine gegenläufige Lageänderung der südhemisphärischen subtropischen Antizyklonen auf der West- und Ostseite Südamerikas postuliert. Dadurch ist auf der pazifischen Seite ein außergewöhnliches Ausgreifen der ITK weit nach Süden ermöglicht, während gleichzeitig auf der atlantischen Seite Stärke und äquatornahe Lage der Antizyklone ein Vordringen der ITK bis in die normale Position verhindert.

Durch weitere Untersuchungen gilt inzwischen die Verbindung von Niederschlagsanomalien im Nordeste mit der Südlichen Oszillation als gut belegt.

Secchischeibe

Weiße, runde Scheibe mit ca. 30 cm Durchmesser zur Bestimmung der Wassertrübung/-klarheit. Die Scheibe wird an einer markierten Leine ins Wasser eingetaucht. Die Tiefe, in der sie nicht mehr von der Oberfläche erkennbar ist, gilt als Maß für die Wasserklarheit. Diese kann beispielsweise durch die Anzahl von Mikroorganismen oder aufgewühlte Partikel beeinträchtigt sein. Die Scheibe wurde nach ihrem Erfinder, dem italienischen Astronom Angelo Secchi benannt, der sie 1865 erstmals einsetzte.

Sechurawüste

Die Sechurawüste liegt südlich der Region Piura entlang der peruanischen Pazifikküste und reicht 20 bis 100 km landeinwärts bis zu Füßen der Anden. Die Gesamtfläche der Wüste beträgt 188.735km². Im Norden grenzt sie an die tropischen Trockenwälder von Tumbes-Piura, südlich schließt die Atacamawüste an.

Während El Niño-Jahren kommt es in der Wüste regelmäßig zu Überflutungen. 1998 strömten die Wassermassen der übervollen Flüsse in die küstennahe Wüste. Wo zuvor 15 Jahre lang nur ausgedörrte Landschaft war, entstand plötzlich der zweitgrößte See Perus mit einer Länge von 145 km, einer Breite von 30 km und einer Tiefe von 3 m, aus dem gelegentlich Sand- und Tonhügel herausragten.

Die Temperaturen in der Wüste variieren dank des mäßigenden Einflusses des nahen Pazifiks nur wenig. Wegen des Upwellings von kühlem Tiefenwasser und der absinkenden Luftmassen der Südostpazifische Antizyklone, gehört die Sechura zu den aridesten Wüsten der Erde. Die Sommer (Dezember bis März) sind warm und sonnig mit Durchschnittswerten von über 24 °C. Die Winter (Juni bis September) sind kühl und bewölkt und haben Temperaturen, die von 16 °C nachts bis 24 °C tagsüber schwanken.

Die vielen kurzen Flussläufe, die die Sechura durchqueren, schufen die Voraussetzung für prähistorische Siedlungen, z.B. der Moche- und der Sicán-Kultur. Heute erlauben die Flüsse eine intensive Bewässerungslandwirtschaft auf den fruchtbaren Schwemmlandböden.
Zwei der fünf größten peruanischen Städte liegen im Norden dieser Region.

Seerecht

Die Gesamtheit des für die See und ihre Nutzung geltenden Rechts. Es ist geprägt von zahlreichen Besonderheiten, die meist in der isolierten Situation auf See und im Fehlen staatlicher Souveränität auf hoher See begründet sind. Unterscheiden lässt sich privates und öffentliches Seerecht. Von Bedeutung sind insbesondere das internationale öffentliche Seerecht, welches das Seevölkerrecht bildet, im Privatrecht das Seehandelsrecht, im öffentlichen Recht das Seeverkehrsrecht, das Flaggenrecht und weitere. Daneben gibt es weitere Sonderbestimmungen, die es erlauben, von Seearbeitsrecht, Seestrafrecht und Seeprozessrecht zu sprechen.

Zwischen 1973 und 1982 gab es drei UN-Seerechtskonferenzen (United Nations Convention on the Law of the Seas, UNCLOS), deren Ziel es war, ein international geltendes Seerecht zu etablieren.
Das gelang mit der dritten UN-Seerechtskonferenz (UNCLOS III) im Jahr 1982. Ihr Ergebnis war die Schaffung des Seerechtsübereinkommens der Vereinten Nationen (SRÜ). Bis heute wurde das SRÜ von 157 Staaten ratifiziert.

Das SRÜ ist mit insgesamt 320 Artikeln der umfangreichste und bedeutsamste multilaterale Vertrag, der im VN-Rahmen entwickelt wurde. Er ersetzt die vier Genfer Seerechtskonventionen von 1958 und trifft Regelungen über nahezu alle Bereiche des Seevölkerrechts (Abgrenzung der verschiedenen Meereszonen wie Küstenmeer, Anschlusszone, Meerengen, Archipelgewässer, ausschließliche Wirtschaftszone, Festlandsockel, Hohe See; Nutzung dieser Gebiete durch Schifffahrt, Überflug, Rohr- und Kabelverlegung, Fischerei und wissenschaftliche Meeresforschung; Schutz der Meeresumwelt; Entwicklung und Weitergabe von Meerestechnologie; Regelung des Meeresbodenbergbaus; Streitbeilegung, insbesondere Errichtung des Internationalen Seegerichtshofes). Durch das SRÜ wurden sowohl geltendes Seevölkerrecht kodifiziert als auch neue seevölkerrechtliche Normen geschaffen wie beispielsweise im Bereich des Meeresumweltschutzes. Auf jährlichen Vertragsstaatenkonferenzen beraten die Vertragsparteien über die Umsetzung des Übereinkommens.

Ordnung der Meereszonen nach dem UN-Seerechtsübereinkommen (UNCLOS).

sm = Seemeile = 1,852 km

 

Zu größerer Darstellung auf Grafik klicken

Quelle: WBGU

 

Angesichts der inzwischen teilweise überholten Inhalte und Struktur des SRÜ schlägt der WBGU (2013) eine neue Meeres-Governance (Zusammenfassung), also eine Gestaltung von Schutz und Nutzung der Meere vor. Ausgangspunkt
ist ein fundamentaler Standpunkt- bzw. Perspektivenwechsel und die Anwendung der folgenden drei Prinzipien:

  1. Die Meere als Menschheitserbe: Die Meere sind ein globales Kollektivgut, für das klar definierte, an Nachhaltigkeitskriterien orientierte Schutzverpflichtungen und Nutzungsrechte fehlen. Aus dem Menschheitserbeprinzip folgt aus Sicht des WBGU, dass globale Kollektivgüter allen Menschen zugänglich sein müssen und keinem Staat, Individuum oder Unternehmen uneingeschränkt zur Verfügung stehen. Die Erhaltung und nachhaltige Nutzung des Menschheitserbes erfordert Sachwalter, ein Schutz- und Nutzungsregime sowie Teilungsregeln, mit denen Kosten und Vorteile des Regimes gerecht verteilt werden. Daraus ergibt sich, aus politikwissenschaftlicher Perspektive, ein System geteilter Souveränitätsrechte zwischen Staaten, basierend auf einem globalen, an Nachhaltigkeitszielen ausgerichteten Ordnungsrahmen.

  2. Der systemische Ansatz: Der weithin in der Meeres-Governance vorherrschende sektorale Ansatz, der durch einen engen Blick auf die jeweilige Nutzung (z. B. Fischerei, Ölförderung, Naturschutz) geprägt ist, wird den systemischen Anforderungen der Nachhaltigkeit nicht gerecht. Der WBGU beabsichtigt mit der Einführung eines systemischen Ansatzes eine Integration der verschiedenen Systemebenen sowie eine Integration der Interaktionen natürlicher und sozialer Systeme, die beim Umgang mit den Meeren berücksichtigt werden sollten. Der Ansatz beinhaltet folgende Ebenen: Erstens sind Meeresökosysteme selbst komplexe Systeme, die nach einem „ökosystemaren Ansatz“ geschützt und genutzt werden sollten. Zweitens sollte der systemische Ansatz über die Nutzungen der Meeresökosysteme weit hinausgehen und auch Land/Meer-Interaktionen berücksichtigen, denn viele Risiken für die Meere haben ihre Ursache in der Wirtschaftsweise an Land. Drittens sollten im Zeitalter des Anthropozäns auch die Kopplungen im Erdsystem berücksichtigt werden, beispielsweise CO2-Emissionen aus fossilen Energieträgern, die Meeresökosysteme indirekt über den Klimawandel durch Temperaturanstieg sowie direkt über die Versauerung des Meerwassers schädigen. Auf allen diesen Ebenen ist viertens zu berücksichtigen, dass komplexe und dynamische Wechselwirkungen zwischen Gesellschaft und Natur bestehen.
  3. Das Vorsorgeprinzip: Das Vorsorgeprinzip sieht vor, dass nach dem (neuesten) Stand von Wissenschaft und Technik Vorsorge gegen mögliche Umweltschäden getroffen wird, auch wenn keine vollständige wissenschaftliche Gewissheit über die Eintrittswahrscheinlichkeit eines Schadens oder über die Schadenshöhe besteht. Bei komplexen Systemen, zu denen die Meeresökosysteme mitsamt ihrer Land/Meer-Interaktionen ohne Zweifel gehören, ist die Anwendung des Vorsorgeprinzips besonders wichtig, da ihre Reaktion auf Einflüsse oder Störungen schwer abschätzbar ist.

Weitere Informationen: