Der Kalifornienstrom (engl. California Current) ist eine Kaltwasserströmung im Pazifischen Ozean, die sich entlang der Westküste Nordamerikas nach Süden bewegt. Sie beginnt vor dem südlichen British Columbia und endet vor der südlichen Baja California Sur. Aufgrund des Einflusses der nordamerikanischen Küste auf seinen Verlauf gilt er als östlicher Grenzstrom (engl. eastern boundary current). Er ist auch einer der fünf großen Küstenströme, die mit starken Auftriebsgebieten in Verbindung stehen, die anderen sind der Humboldtstrom, der Kanarenstrom, der Benguelastrom und der Somalistrom.
Der Kalifornienstrom ist Teil des Nordpazifikwirbels (engl. North Pacific Gyre), einer großen Wirbelströmung, die das nördliche Becken des Pazifiks einnimmt. Der Kalifornienstrom verlängert den Nordpazifikstrom von Norden nach Süden entlang der nordamerikanischen Südwestküste und geht anschließend in den Nordäquatorialstrom über.
Die Wassermassen, die aus dem Norden in Richtung Süden entlang der Westküste strömen, führen zu wesentlich kühleren Meerestemperaturen als in vergleichbaren Breitengraden an der Ostküste der Vereinigten Staaten, wo die Meeresströmungen aus der Karibik und dem tropischen Atlantik kommen. So beeinflusst der Kalifornienstrom maßgeblich das Klima Kaliforniens.
Die kühlere Meeresströmung führt im Sommer auch zu kühleren Lufttemperaturen an der Westküste im Vergleich zur Ostküste. In der Half Moon Bay auf 37° N gibt es beispielsweise keinen Monat mit einer durchschnittlichen Höchsttemperatur von mehr als 19 °C, und San Francisco bleibt im Sommer oft unter 21 °C, während in Virginia Beach (VA), nahe demselben Breitengrad, die Höchsttemperaturen im Sommer über 27 °C liegen.
Außerdem kommt es durch die vorherrschenden Winde aus nördlicher Richtung über den Ekman-Effekt zu einem starken Auftrieb (engl. upwelling) von kälterem, nährstoffreichem Wasser. Wenn der Wind parallel zur Küstenlinie weht, kann der Wind das Wasser unter dem Einfluss der Erdrotation im rechten Winkel nach rechts zur Windrichtung bewegen. Die Winde treiben das Oberflächenwasser so in Richtung offenes Meer, was Tiefenwasser in einem 10 - 25 km breiten küstenparallelen Streifen von unten heraufzieht, um es zu ersetzen.
Planktonblüte im Bereich des Kalifornienstroms
Die Gewässer entlang der Westküste Nordamerikas gehören zu den biologisch produktivsten der Welt.
Die Kombination von kühlem Wasser aus dem Upwelling und reichlich Nährstoffen fördert das Wachstum von Pflanzen im Meer, vom mikroskopisch kleinen Phytoplankton bis hin zu dichten Seetangwäldern. Diese Pflanzen - Primärproduzenten - bilden das Zentrum eines Nahrungsnetzes, das hochproduktive Fischbestände, große Populationen von Meeressäugern (Wale, Robben, Delfine) und eine Vielzahl von Seevögeln umfasst. Dieses produktive Ökosystem kann sich bis zu 500 Kilometer (300 Meilen) von der Küste entfernt erstrecken.
Am 8. Februar 2016 nahm die Visible Infrared Imaging Radiometer Suite (VIIRS) auf dem Suomi NPP-Satelliten mehrere Bilder von blühendem Phytoplankton und wirbelnden Strömungen entlang der Küste von Kalifornien und Westmexiko auf. Die Bilder wurden mit Daten aus den roten, grünen und blauen Wellenlängenbändern von VIIRS sowie mit Chlorophylldaten zu einem Kompositbild zusammengesetzt.
Der im Sommer etwa 15 °C kühle Kalifornienstrom interagiert dabei mit dem stark erhitzten Festland und löst in der Küstenregion den für Kalifornien typischen Küstennebel aus.
Meeresnebel (Stratus oder Stratocumulus) bildet sich als Ergebnis komplexer Wechselwirkungen zwischen Ozeanverdunstung, Aerosolen, atmosphärischem Druck, vertikaler Luftschichtung, Onshore-Offshore-Temperaturgradienten und Küstengebirgstopographie. Der marine Nebel versorgt die trockene und halbtrockene Küste mit Feuchtigkeit, insbesondere in den warmen Sommermonaten, wenn er vom Meer in die Küstengemeinden und Ökosysteme Kaliforniens eindringt.
Im Falle der kalifornischen Küste wird die küstenferne Meeresschicht in der Regel durch einen Druckgradienten landeinwärts getrieben, der sich infolge der starken Erwärmung im Landesinneren entwickelt und die Küstengemeinden mit kühlerer Luft bedeckt, die, wenn sie gesättigt ist, auch Nebel enthält. Normalerweise lichtet sich der Nebel in den meisten Gebieten bis zum Mittag, da er verdunstet, wenn das wolkendurchdringende Sonnenlicht den Boden erwärmt.
El Niño erwärmt das Meer stärker als üblich und kann den Auftrieb verringern. Dies führt zu erhöhten Wassertemperaturen, die bei früheren El Niño-Ereignissen den Fischbeständen und den Meeressäugetieren, die sich von ihnen ernähren, großen Schaden zugefügt haben.
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 Äquatorialpazifik 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, sie erwärmt sich während El-Niño-Ereignissen im Ostpazifik stark und kühlt sich während La-Niña-Ereignissen ab. Eine ähnliche, wenn auch schwächere Kaltwasserzunge existiert im äquatorialen Atlantik.
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.
Erkennen von ENSO-Phasen: Die Meeresoberflächentemperaturen im äquatorialen Pazifik sind wichtige Merkmale.
Im Dezember 1993 waren die Meeresoberflächentemperaturen und die Winde annähernd normal, mit warmem Wasser im westlichen Pazifik (in rot auf dem oberen Feld des Diagramms vom Dezember 1993) und kühlem Wasser, genannt die "kalte Zunge" im östlichen Pazifik (in grün auf dem oberen Feld des Diagramms vom Dezember 1993). Die Winde im Westpazifik sind sehr schwach (siehe die Pfeile, die in die Windrichtung zeigen), und die Winde im Ostpazifik wehen nach Westen (in Richtung Indonesien).
Das untere Feld des Diagramms vom Dezember 1993 zeigt die Anomalien, d.h. die Art und Weise, wie sich die Meeresoberflächentemperatur und der Wind von einem normalen Dezember unterscheiden. In diesem Diagramm sind die Anomalien sehr klein (gelb/grün), was auf einen normalen Dezember hinweist. Der Dezember 1997 lag nahe dem Höhepunkt eines starken El Niño-Jahres. Im Dezember 1997 hat sich das warme Wasser (rot im oberen Feld der Dezember 1997 Grafik) vom westlichen Pazifik nach Osten (in Richtung Südamerika) ausgebreitet, die "kalte Zunge" (grüne Farbe im oberen Feld der Dezember 1997 Grafik) hat sich abgeschwächt, und die Winde im westlichen Pazifik, die normalerweise schwach sind, wehen stark nach Osten und drücken das warme Wasser nach Osten. Die Anomalien zeigen deutlich, dass das Wasser in der Mitte des Pazifiks viel wärmer ist (rot) als in einem normalen Dezember.
Im Dezember 1998 gab es ein starkes La Niña (Kälte)-Ereignis. Die kalte Zunge (blau) ist um etwa 3° Celsius kühler als üblich. Die kalten La Niña-Ereignisse folgen manchmal (aber nicht immer) auf El Niño-Ereignisse.
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.
Eine schwerwiegende Unterbrechung der Funktionsfähigkeit einer Gemeinschaft oder Gesellschaft, aufgrund von gefährlichen physischen Ereignissen in Wechselwirkung mit vulnerablen sozialen Verhältnissen. Solche gravierenden Störungen führen zu weitverbreiteten negativen Folgen für Menschen, Material, Wirtschaft oder Umwelt führen, die sofortige Notfallmaßnahmen erfordern, um die Befriedigung grundlegender Bedürfnisse des Menschen sicherzustellen, und die möglicherweise externe Unterstützung zur Wiederherstellung erfordern. 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.
Auswirkungen des El Niño (1997-1998) auf die Wasser- und Abwasserinfrastruktur in Peru
Wiederkehrende Phänomene wie El Niño in bestimmten Gebieten Perus geben Anlass zu entmutigenden Zahlen, wie im Fall der Auswirkungen auf die Wasser- und Abwassersysteme während 1997-1998. Nach Angaben des peruanischen Gesundheitsministeriums und der PAHO/WHO kam es in ländlichen Gebieten zum Zusammenbruch von 199 Wasserversorgungssystemen, die eine Bevölkerung von 156.000 Menschen versorgten. Die Verschlechterung der Gesundheitsbedingungen, verschärft durch den Mangel oder die Verschlechterung der Wasser- und Sanitärversorgung, wurde durch einen Anstieg der Fälle von akuten Magen-Darm-Erkrankungen um 3,2 % in den ersten Monaten von El Niño deutlich. Als Folge der Schäden an Abwassersystemen und Latrinen in dem von El Niño betroffenen Gebiet meldete das Gesundheitsministerium die Installation von 3.532 Latrinen für eine Bevölkerung von 17.600 Personen.
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
Das Monitoring (Überwachung) von katastrophenträchtigen Regionen bzw. Erscheinungen, z.B. von Vulkanen mit ihren präeruptiven Äußerungen (vulkanische Erdbeben, Aufbeulung der Erdkruste, verstärkte Gasemissionen, Aufheizung u.a.). Für Vulkane, die nicht mit konventionellen Methoden überwacht werden, erlaubt die Fernerkundung durch Satelliten nicht nur komplementäre Beobachtungen, sondern bietet auch neue Methoden, z.B. die Veränderung von Krustendeformationen über das synthetische Apertur-Radar. Daneben betrifft die satellitengestützte Vulkanüberwachung vor allem den Nachweis von Eruptionen, Überwachung thermischer Veränderungen sowie Überwachung der Eruptionssäulen. Gleichfalls zum Objekt des Katastrophenmonitorings gehören technologische Gefahren und Katastrophen (Dammbrüche, Terrorattacken).
Die wichtigsten Faktoren, die den Nutzen der Fernerkundungsdaten im Bereich von natürlichen und technologischen Gefahren bestimmen sind Massstab, räumliche, spektrale und zeitliche Auflösung, ferner Flächenabdeckung, radiometrische Eigenschaften, Datenkosten und -verfügbarkeit. Gerade in diesem Aufgabenfeld steigert sich die Bedeutung und der Wert der Fernerkundungsdaten durch sachkundige Interpretation in Verbindung von herkömmlichen Karten und bodengestützten Daten. Eine Extraktion der Informationen und deren Integration in ein GIS kann für die humanitäre Hilfe von großer Bedeutung sein.
Die Bedeutung von Sensoren im sichtbaren Teil des Spektrums ist wegen der häufigen Wolkenbedeckung von Vulkanen eingeschränkt. Radarsatelliten erlauben Datengewinnung bei jedem Wetter, können aber keine thermische Strahlung aufnehmen. Multispektrale Sensoren mit hoher räumlicher Auflösung eignen sich weniger gut zu einer häufigen Überwachung von Vulkanen als Sensoren mit geringer Auflösung.
Auch ENSO-begleitende Katastrophen (z.B. Waldbrände, Hochwasser/Flutkatastrophen, Dürren, Stürme) sind wie das Ozean/Klima-Phänomen selbst Gegenstand intensiven FE-Monitorings. Weitere Einsatzmöglichkeiten der Fernerkundung im Katastrophenmonitoring ergeben sich aus der Tabelle beim Stichwort Katastrophenmanagement.
Bis in die jüngere Vergangenheit hinein wurde bei Katastrophen mit Satellitenfernerkundung allerdings eher experimentell in der Nachsorge reagiert. Erst vor kurzer Zeit sind Weltraumagenturen wie NASA und ESA, koordiniert durch das globale Komitee der erdbeobachtenden Weltraumagenturen CEOS, sowie kommerzielle Datenanbieter dabei, sich stärker auf die Bedürfnisse von Anwendern in Hilfsorganisationen oder Versicherungen einzustellen. Sie entwickeln Hilfen für die Risiko- und Vulnerabilitätskartierung und Strukturen für raschere Informationsdienste. Eine operationelle Informationsversorgung bleibt Zukunftsaufgabe, da ein Beobachtungssystem aus einer ausreichenden Zahl von Satelliten für zivile Zwecke nach dem Muster der Wettervorhersage bislang fehlt.
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
Eine nach dem britischen Physiker Lord Kelvin (1824–1907) benannte Welle, die sich im Gegensatz zur Wasserwelle nicht frei über die ganze Wasseroberfläche ausbreitet, sondern sich nur in schmalen Gürteln (Wellenleitern) entlang topographischer Berandungen von rotierenden Flüssigkeiten, wie zum Beispiel im Ozean an Küsten und entlang des Äquators sowie in der Atmosphäre ausbreiten kann.
Die für das ENSO-Phänomen bedeutsame äquatoriale Kelvin-Welle ist eine lineare Welle mit entweder erhöhten oder verminderten Temperaturen. Dieser Wellentyp bewegt sich (unidirektional) ostwärts entlang des Äquators mit einer Geschwindigkeit von ca. 2,5 m/s, dies entspricht ca. 200 km/Tag. Kelvinwellen können so den Pazifik in 2-3 Monaten überqueren. Dabei umrunden sie etwa ein Drittel des Erdumfangs.
Der Beginn der Kelvinwellen-Ausbreitung liegt in einem initialen Westwindstress im zentralen Pazifik, der bei einer Abschwächung der Passatwinde entsteht.
Die Kelvin-Welle hat ihre höchste Amplitude am Äquator und erstreckt sich mit abnehmender Intensität bis ca. 1.000 km nördlich und südlich des Äquators. Die Amplitude der Kelvin-Welle beträgt mehrere Zehner von Metern entlang der Thermokline (Sprungschicht: diese ist die Grenzfläche zwischen warmen Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser), sie bewegt sich somit in ca. 100 - 200 m Tiefe, erscheint an der Wasseroberfläche aber nur 5-10 cm hoch. Die Thermokline dient der Kelvin-Welle als Leitfläche. Kelvin-Wellen sind meistens singuläre, großräumige Aufwölbungen und besitzen Wassertemperaturen, die bei einem El Niño-Ereignis ein paar Grad höher sind als umgebende Wassermassen. Generell sind bei der Kelvin-Welle wie bei der Rossby-Welle die Wellenlängen größer als die Wassertiefe.
Äquatoriale Kelvinwellen spielen eine entscheidende Rolle bei der Lageveränderung der Thermokline. Da die äquatoriale Ozeanzirkulation auf Windschub reagiert, übertragen äquatoriale Kelvinwellen entsprechende Signale rasch vom westlichen zum östlichen Ozeanrand. Interne Kelvinwellen, die sich entlang der Thermokline bewegen, benötigen ca. zwei Monate um den gesamten äquatorialen Pazifik zu durchqueren. Die äquatorialen Wellen beeinflussen aber die Meeresoberflächentemperatur nur im Ostpazifik, weil dort die Thermokline dicht unterhalb der Oberfläche liegt.
Diese sich entlang der Thermokline bewegenden äquatorialen Kelvinwellen spielen eine wesentliche Rolle im ENSO-Zyklus. Sie unterstützen eine positive Rückkopplung zwischen den Anomalien der zonalen Winde im zentralen Pazifik und der Meeresoberflächentemperaturen im Ostpazifik. Eine Westwindanomalie bewirkt Kelvinwellen mit Downwelling, die sich in den Ostpazifik fortbewegen, dabei die Thermokline nach unten drücken und zum Anstieg der Meeresoberflächentemperaturen (SST) führen. Dies verstärkt seinerseits die Westwindanomalie über dem Zentralpazifik, indem das ostwärts gerichtete Luftdruckgefälle erhöht wird. Diese positive Rückkopplung ist ein Mechanismus, der die ENSO-bedingte Erhöhung der SST bewirkt.
Den Kelvinwellen kommt also eine entscheidende Bedeutung bei der Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre zu: Sie sind das entscheidende Bindeglied zwischen den Windveränderungen im Westpazifik und den Temperaturveränderungen im Ostpazifik.
Schematische Darstellung einer äquatorialen Kelvinwelle
Schematische Darstellung einer äquatorialen Kelvinwelle auf einem Schnitt entlang des Äquators (A) und senkrecht zum Äquator (B). Der sich nach Osten verlagernde Wellenberg bewirkt eine Anhebung der Meeresoberfläche und eine Absenkung der Sprungschicht, die mit Druckgradienten verbunden sind. Unter dem Einfluss der Corioliskraft wird unter dem Wellenberg der ostwärtige Strom (+) über der Sprungschicht und der westwärtige Strom (•) unter der Sprungschicht verstärkt. (Nach Mysak, 1986)
Auftreffen einer äquatorialen Kelvinwelle auf die Küste
Schematische Darstellung des Auftreffens einer äquatorialen Kelvinwelle auf die Küste unter Umformung in Kelvinwellen, die an der Berandung polwärts wandern, und Rossbywellen, die sich nach Westen ausbreiten. (Nach Mysak, 1986)
Quelle: Arntz/Fahrbach (1991): El Niño - Klimaexperiment der Natur
Die Küste lenkt die äquatoriale Kelvin-Welle wie eine Leitplanke nach Norden und Süden (Küsten-Kelvinwelle). Gleichzeitig wird eine nach Westen wandernde Rossby-Welle ausgelöst. Diese werden schließlich am westlichen Ozeanrand reflektiert und kehren als Kelvinwellen mit Upwelling nach Osten zurück. Dieses Mal transportieren die Kelvinwellen ein Abkühlungssignal, das Temperaturgefälle zwischen West- und Ostpazifik verstärkt sich. Diese negative Rückkopplung stellt einen Mechanismus dar zur Wende des gekoppelten Systems in seine gegenteilige Phase, die La Niña-Phase und erhält auf diese Weise den ENSO-Zyklus.
Den Durchgang von Kelvin- oder Rossby-Wellen kann man mit Hilfe von Temperaturmessungen der oberen 400-Meter-Schicht des äquatorialen Pazifik verfolgen (s. Abb.). Die Wärmesensoren des dort ausgelegten TAO-Bojenfeldes messen die Tiefenlage der Thermokline, die dort etwa mit der 18 °C-Isotherme gleichzusetzen ist und deren Lage sich beim Durchgang einer Welle verändert. Eine weitere Möglichkeit um Kelvin-Wellen nachzuweisen ist, sich die Anomalie der Temperatur entlang eines äquatorialen Zonalabschnittes durch den Pazifik anzusehen (Anomalie relativ zum Temperatur-Jahresgang).
So konnte man bereits im Dezember 1996, ein halbes Jahr vor dem Einsetzen des vorletzten großen El Niños, in etwa 100 bis 200 Metern Tiefe im äquatorialen Westpazifik eine warme Anomalie ausmachen, die langsam ostwärts wanderte. Diese Anomalie kann man mit einem Kelvin- Wellen-Paket identifizieren. Interessant ist auch die Tatsache, dass diese Wellen ihre stärkste Ausprägung in der Tiefe haben; man spricht daher auch von „internen“ oder „baroklinen“ Wellen. Das Wellenpaket erreichte im April 1997 den Ostpazifik. Vier Monate später hatte sich dort die Meeresoberfläche infolge der Wechselwirkung mit der Atmosphäre bereits stark erwärmt und El Niño war in vollem Gang.
Die durch den geringeren Temperaturgradienten zwischen West- und Ostpazifik abflauenden Passatwinde verursachten ihrerseits Störungen im Westpazifik, verbunden mit ungewöhnlich niedrigen Temperaturen in der Tiefe. Diese kalten Temperaturanomalien, die man mit einem Rossby-Wellen-Paket identifizieren kann, bewegten sich nach der Reflektion am Westrand als Kelvin- Wellen-Paket nach Osten und lösten hier im Jahr 1998 ein La Niña-Ereignis aus.
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 Temperaturanomalien 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.
Quelle: Latif 2004, Leibniz-Institut für Meereswissenschaften, Grafik von TAO
Die Periode von etwa 4 Jahren, mit der die Meeresoberflächentemperatur im tropischen Pazifik oszilliert, ist maßgeblich durch die Beckenbreite des Pazifiks gegeben, welche die Laufzeit der äquatorialen Wellen bestimmt. Allerdings muss man die Überlagerung vieler Wellen betrachten, um die Periode zu erklären. Der Einfluss der Beckenbreite erklärt auch die im Vergleich recht kleine Oszillationsperiode von etwa 2 Jahren des nur etwa halb so großen äquatorialen Atlantiks. Der Indische Ozean besitzt keine El Niño-artige Oszillation, da er praktisch keine Ost-West-Asymmetrien längs des Äquators aufweist und infolge der Land-Meer Verteilung durch die Monsunwinde dominiert wird.
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.
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.
Der Begriff Klima geht zurück auf das griech. Wort klimatos = Neigung, nämlich die Neigung der Erdachse gegen die Ebene ihrer Umlaufbahn um die Sonne. Das Klima ist definiert als die Zusammenfassung der Wettererscheinungen, die den mittleren Zustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort oder in einem mehr oder weniger großen Gebiet charakterisieren.
Es wird repräsentiert durch die statistischen Gesamteigenschaften (Mittelwerte, Extremwerte, Häufigkeiten, Andauerwerte, Variabilität u. a.) über einen genügend langen Zeitraum. Im allgemeinen wird ein Zeitraum von 30 Jahren zugrunde gelegt, die sog. klimatologische Referenzperiode, es sind aber durchaus auch kürzere Zeitabschnitte gebräuchlich und unter klimahistorischen Aspekten auch Zeitspannen, die im Bereich von Tausenden oder Millionen von Jahren liegen.
Die atmosphärischen Phänomene Südamerikas werden stark von den topographischen Merkmalen und Vegetationsmustern über dem Kontinent sowie von den sich langsam verändernden Randbedingungen der angrenzenden Ozeane beeinflusst. Die vielfältigen Muster von Wetter, Klima und klimatischen Variabilität über Südamerika, einschließlich tropischer, subtropischer und mittlerer Breitengrade, ergeben sich aus der langen meridionalen Spannweite des Kontinents, von nördlich des Äquators im Süden bis 55°S. Die Andenkordillere, die sich kontinuierlich entlang der Westküste des Kontinents erstreckt, erreicht Höhen von über 4 km am Äquator bis etwa 40°S und stellt daher ein gewaltiges Hindernis für Strömungen in der Troposphäre dar. Die Anden wirken nicht nur als Klimascheide mit trockenen Bedingungen im Westen und feuchten Bedingungen im Osten in den Subtropen (das Muster ist in den mittleren Breitengraden umgekehrt), sondern sie fördern auch tropisch-außertropische Wechselwirkungen, insbesondere entlang ihrer Ostseite.
Die brasilianische Hochebene neigt ebenfalls dazu, die untere Zirkulation über dem subtropischen Südamerika zu blockieren. Ein weiteres wichtiges Merkmal ist die große Fläche der kontinentalen Landmasse in niedrigen Breitengraden (10°N-20°S), die die Entwicklung intensiver konvektiver Aktivität begünstigt, die den größten Regenwald der Welt im Amazonasbecken unterstützt. Das ENSO-Phänomen, das im Ozean-Atmosphären-System des tropischen Pazifiks verwurzelt ist, hat einen direkten starken Einfluss auf den größten Teil des tropischen und subtropischen Südamerikas. Ebenso haben die Temperaturanomalien der Meeresoberfläche über dem Atlantischen Ozean einen tiefgreifenden Einfluss auf das Klima und das Wetter entlang der Ostküste des Kontinents.
Klimaregionen und Klimaeinflüsse Südamerikas
Quelle: Veblen et al. 2007
Drei Viertel Südamerikas liegen innerhalb der tropischen Breiten und innerhalb des Einflusses der Intertropischen Konvergenzzone und damit verbundene Zirkulationssysteme. Mit der in der unteren Troposphäre hauptsächlich westwärts gerichteten Ozean-Atmosphäre-Kopplung, ist der Großteil dieses Gebietes atlantischen Einflüssen ausgesetzt, während aufgrund der randlichen Lage der Anden nur ein schmaler westlicher Küstenstreifen direkt unter dem Einfluss des Pazifischen Ozeans steht. Tropisch-atlantische Einflüsse werden durch auflandige Oberflächenwinde begünstigt, und polwärts gerichteter ozeanischer Wärmetransport entlang des östlichen Kontinentrandes. Das Aufwärtskippen alter Kratone entlang der Südostküste Brasiliens verstärkt saisonale Passatniederschläge an ihren ozeanseitigen Hängen, behindert aber ihr weiters Vordringen in das Landesinnere. Weiter nördlich gibt es keine solche Barriere und, angezogen durch hochreichende saisonale Konvektion über Amazonien, dringen feuchte Oberflächenwinde vom äquatorialen Atlantik weit ins Landesinnere in Richtung Anden vor und bringen den Ausläufern der Ostkordillere starke Bewölkung und Niederschläge.
Während des Sommermonsuns lenken niedrigere nordwestliche Jets diese Feuchtigkeit wiederum nach Süden in den Gran Chaco ab oder tragen sie in die Höhe, um dem Altiplano Regen zu bringen, der wiederum die Grundwasserleiter in der zentralen Atacama-Wüste auffüllen kann. Das tektonische Relief begünstigt sehr unterschiedliche lokale Klimabedingungen innerhalb der Anden, einschließlich einer ausgeprägten Höhenzonierung auf den wichtigsten Gebirgsketten und Vulkankegeln. Entlang der Westküste der Gebirgsküste sind die tropischen Einflüsse des Pazifiks begrenzter, und begünstigt durch troposphärische Subsidenz, den kühlen Humboldtstrom und das lokale Aufsteigen der Küstenwasser überwiegen aride Bedingungen etwa von Äquatornähe bis jenseits des Wendekreises des Steinbocks. Die begrenzte Feuchtigkeit, die dieser trockenen Küste zur Verfügung steht, wird meist durch Stratuswolken und Nebel, die sich auflandig über kühles Meereswasser bewegen, angeliefert.
Klimaänderung bezieht sich auf jede Änderung des Klimas im Verlauf der Zeit, die aufgrund einer Änderung im Mittelwert oder im Schwankungsbereich seiner Eigenschaften identifiziert werden kann (z.B. mit Hilfe von statistischen Tests), und die über einen längeren Zeitraum von typischerweise Jahrzehnten oder noch länger andauert. Klimaänderung kann durch interne natürliche Schwankungen oder durch äußere Antriebe oder durch andauernde anthropogene Veränderungen in der Zusammensetzung der Atmosphäre oder der Landnutzung zustande kommen. Es ist zu beachten, dass das Rahmenübereinkommen der Vereinten Nationen über Klimaänderungen (UNFCCC) im Artikel 1 Klimaänderung definiert als “Änderungen des Klimas, die unmittelbar oder mittelbar auf menschliche Tätigkeiten zurückzuführen sind, welche die Zusammensetzung der Erdatmosphäre verändern, und die zu den über vergleichbare Zeiträume beobachteten natürlichen Klimaschwankungen hinzukommen.” Das UNFCCC unterscheidet also zwischen Klimaänderung verursacht durch die Veränderung der Zusammensetzung der Atmosphäre aufgrund menschlicher Aktivitäten und Klimavariabilität aufgrund natürlicher Ursachen.
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.
Bezeichnung für natürliche oder anthropogene (menschliche) Objekte, die Informationen über frühere Klimaverhältnisse speichern. Man unterteilt Klimaarchive
nach ihrem Ursprung in Archive der Natur und Archive der Gesellschaft (auch menschliche Archive),
im Fall menschlicher Archive danach, ob es sich um Schriftzeugnisse, wie zum Beispiel historische Darstellungen und Chroniken, bildliche Darstellungen oder archäologische Quellen handelt,
danach, ob die meteorologische Information über ein Klimaelement direkt durch Beobachtung oder Messung oder indirekt aus anderen Daten über einen Klimaproxy gewonnen wird,
im Fall indirekter Daten, ob sie sich auf organische, anorganische oder – speziell bei menschlichen Archiven – kulturelle oder materielle Phänomene beziehen.
Für die Analyse verschieden langer und unterschiedlich weit zurückreichender Klimaschwankungen ist man auf grundverschiedene Informationen über die Fakten von Klimaänderungen und über die möglichen Einflussfaktoren angewiesen, die in der Natur in verschiedenen Systemen verfügbar sind. Beispielsweise ist das Ziel von Eiszeitforschung und quartärer Paläoklimatologie die Rekonstruktion des Klima- und Landschaftswandels im Quartär. Dazu stehen drei Möglichkeiten zur Verfügung:
Klimazeugen, d. h. geologische, geomorphologische, pedologische Erscheinungen, die irgendwie klimabedingt sind (Geoarchive: Sedimente, Verwitterung, Fossilien etc.),
physikalische und chemische Methoden (Sauerstoffisotopen, Spurengase etc. einschließlich physikalisch-chemischer Datierungsmethoden) und
rechnerische Überlegungen (Modelle etc.).
Die meisten natürlichen Klimaarchive (z. B. Baumringe, Bohrkerne von marinen, terrestrischen und glaziären Ablagerungen) zeichnen nur indirekt die gewünschten Klimainformationen auf. Statistische Methoden werden angewandt, um von den archivierten Charakteristika, die als Proxydaten bezeichnet werden, auf Temperaturen, Niederschläge, Winde, Strahlung etc. zu schließen.
Die Qualität der Proxydaten hängt von der Konstanz des aufzeichnenden Prozesses ab. Einerseits können nicht klimatisch bedingte Habitatveränderungen vermeintliche Klimaänderungen vortäuschen oder solche maskieren, andererseits können sich Organismen an langsam verändernde Umweltbedingungen anpassen.
Besonders wichtig für Klima- und Umweltrekonstruktionen ist die Vernetzung der natürlichen Klimaarchive. Dabei versuchen die Klimaforscher der unterschiedlichsten wissenschaftlichen Disziplinen, ein kohärentes, möglichst zeitlich hoch aufgelöstes Bild der Klima-/Umweltgeschichte zu erstellen. (Heine 2019)
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.
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.
Aus dem Englischen übernommene Bezeichnung (mode of climate variability; dt. auch Klimamodus) 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.
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.
Ein 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)
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
Um die Bewegung von Gasen in der Luft oder in einer Flüssigkeit wie dem Ozean berechnen zu können, überzieht man die Erdatmosphäre sowie den Ozean mit einem relativ groben dreidimensionalen Gitternetz.
Eine typische Gitterzelle hat eine Länge und Breite von 500 km und ist 1 km hoch. Aus den Daten an den Rändern der Gitterzellen berechnet man dann die Bewegung der Gase nach Grundgleichungen der Physik. Daraus lassen sich Vorgänge wie die Wolkenbildung innerhalb einer Zelle ableiten.
Nicht ganz erfasst: Heutige Klimamodelle sind noch weit davon entfernt, die physikalische Komplexität des Klimasystems auch nur annähernd abzubilden. Noch beschränken sie sich auf Strömungsprozesse in Atmosphäre und Ozeanen. Für ein umfassenderes Modell des "Systems Erde" müssen sie erweitert werden. Solche Modelle erfordern immer größere Rechnerkapazitäten.
Gigantisch sind die Rechenleistungen des Earth Simulators: Das Parallelrechner-System enthält 640 Rechenknoten mit insgesamt 5120 CPUs und erreicht eine Rechengeschwindigkeit von maximal 40 Teraflops (40 Billionen Gleitkommaoperationen pro Sekunde). Der Gesamtspeicher umfasst 10 Terabytes.
Es werden globale Klimamodelle (sogenannte GCMs, global circulation models) und regionale Klimamodelle unterschieden. Der Hauptunterschied liegt zum einen darin, dass ein globales Klimamodell die gesamte Troposphäre beinhaltet, während ein regionales Modell in der Regel die gleiche Modellphysik abbildet, dies allerdings nur auf einen bestimmten geographischen Ausschnitt der Erde anwendet.
Ein globales Klimamodell beschreibt die wichtigsten klimarelevanten physikalischen Vorgänge in der Erdatmosphäre, den Ozeanen und auf der Erdoberfläche. Die Prozesse sind dabei aber sehr vereinfacht abgebildet. Vor allem die Prozesse in der Biosphäre werden im Augenblick noch als Größen und Parameter vorgegeben. Dieses Größen sind aber Systemgrößen und sollten sich während der Simulation dem globalen Wandel anpassen können, um realistische Projektionen auf die Zukunft abgeben zu können. Solche Rückkopplungsprozesse von gekoppelten Systemen sind im Augenblick die große Herausforderung in der Modellierung. Die Modelle sind so umfangreich, dass sie nur in sehr grober Auflösung (horizontal: mehrere hundert Kilometer Gitterweite, vertikal: 9-20 Schichten) betrieben werden können.
Regionale Klimamodelle betrachten lediglich einen Ausschnitt auf der Erde und benötigen deshalb zur Simulation geeignete Randbedingungen an den Rändern des Modellgebietes. Diese Randbedingungen stammen aus Szenarien der globalen Klimamodelle. Man sagt deshalb, ein regionales Klimamodell wird durch ein globales Klimamodell angetrieben. Man bezeichnet dies aus als "dynamic down scaling", also das Herunterskalieren der globalen Antriebsdaten auf eine sehr feine regionale Auflösung (bis zu einem Kilometer Gitterweite).
Das Ziel der Klimasystemmodellierung besteht darin, die Ursachen natürlicher Klimaschwankungen zu verstehen. Sie möchte außerdem Rückkopplungsmechanismen im Klimasystem identifizieren und herausfinden, wie stabil das Klima zu unterschiedlichen geologischen Zeiten war. Anhand von Klimaschwankungen in der geologischen Vergangenheit lassen sich zudem Klimasystemmodelle testen. Die so gewonnenen Erkenntnisse helfen dabei, den menschlichen Einfluss auf das Klima besser abzuschätzen und von natürlichen Klimaschwankungen zu unterscheiden.
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.
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.
Bei ENSO haben viele Klimamodelle immer noch erhebliche Probleme das Klimaphänomen und vor allem seine Nichtlinearitäten in der raumzeitlichen Struktur zu simulieren. Das hat hauptsächlich damit zu tun, dass die Modelle die Klimatologie im Bereich des äquatoriealen Pazifiks nur unzureichend simulieren, was zu fehlerhaften Rückkopplungen führt. (Latif 2018)
Beispielhafte Zusammenfassung von Klimamodellaussagen zu ENSO (Stand April 2014)
Modelle deuten auf El Niño bis Mitte des Winters 2014 hin
Alle Klimamodelle, die in dieser Studie verwendet wurden, deuten darauf hin, dass sich bis zum Frühjahr auf der Südhalbkugel ein El Niño entwickeln wird, wobei sechs der sieben Modelle angeben, dass die El Niño-Schwellenwerte wahrscheinlich schon im Juli überschritten werden. Derzeit ist die El Niño-Südliche Oszillation (ENSO) neutral, jedoch sind die Muster im tropischen Pazifik und in der Atmosphäre konsistent mit den frühen Stadien eines sich entwickelnden El Niño.
Der Pfeil auf dem Zifferblatt links zeigt den kombinierten Durchschnitt der monatlichen NINO3.4-Prognosen aus einer Umfrage unter den internationalen globalen Klimamodellen. Beachten Sie, dass die einzelnen Modellläufe um den Durchschnitt herum variieren.
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.
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.
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.
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.
Das Klimasystem ist ein höchst komplexes System, das intern aus fünf Hauptbestandteilen besteht: der Atmosphäre, der Hydrosphäre, der Kryosphäre, der Landoberfläche und der Biosphäre sowie den Wechselbeziehungen zwischen diesen. Der Hauptantrieb des Klimasystems ist die Energie der Sonne als externe Komponente. Der Beitrag von Wärme aus dem Inneren der Erde ist dagegen sehr klein.
Das Klimasystem verändert sich über die Zeit unter dem Einfluss seiner eigenen inneren Dynamik und - als offenes System - 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.
Die einzelnen Komponenten des Klimasystems – Atmosphäre, Land, Ozean, Meereis – stehen in Wechselwirkung, das heißt, es findet Energie-, Masse- und Impulsaustausch über die Grenzflächen statt. Durch die unterschiedlichen Eigenschaften der Komponenten kommt es zu Wechselwirkungen auf unterschiedlichen Zeitskalen, die dann wiederum Rückkopplungen und weitere Reaktionen auslösen können.
Es gibt also kein „normales“ Klima, da sich das Klima auf unterschiedlichen räumlichen und zeitlichen Skalen verändert. Klimaänderung oder Klimawandel wird von der WMO als statistisch signifikante Veränderung des mittleren Zustands des Klimas oder seiner Variabilität beschrieben, die für einen längeren Zeitraum, typischerweise Jahrzehnte oder länger, anhält.
Die einzelnen Komponenten, zum Beispiel Atmosphäre, Land und Ozean, beeinflussen das Klimasystem auf unterschiedlichen Zeitskalen. Die Troposphäre reagiert sehr schnell – in einem Zeitraum von Minuten bis Tagen – auf Veränderungen und weist die größte Variabilität auf kurzen Zeitskalen auf. Die Variabilität im trägeren, tiefen Ozean hingegen, in den Eisschilden und in der Biosphäre mit dem Kohlenstoffspeicher im Erdboden, tragen zu den langen Zeitskalen des Klimasystems bei, da sie Reaktionszeiten von Jahrhunderten bis Jahrtausenden haben.
Der Ozean ist im Klimasystem von großer Bedeutung, da er Wärmeenergie von der Atmosphäre aufnimmt, meridional umverteilt und über längere Zeit speichern kann. Er ist die größte Quelle für den atmosphärischen Wasserdampf. Ebenso findet im Ozean durch die ozeanische Zirkulation, biologische Aktivität, Absinken und Ablagerung im Sediment eine Aufnahme, Umverteilung und Speicherung von Kohlenstoff statt. Aus den verschiedenen Speichern wird ein kleiner Anteil des Kohlenstoffs an die Atmosphäre zurückgegeben.
Neben den kurzfristigen Reaktionen des Klimasystems auf äußere Einflüsse, wie zum Beispiel Tages- und Jahresgang, gibt es Schwankungen mit längeren Perioden. Prominentestes Beispiel hierfür und für die starke Ozean-Atmosphärenkopplung ist das ENSO-Phänomen im tropischen Pazifik. Hier verändern sich alle 2 bis 10 Jahre das Windregime und die Meeresströmungen im tropischen Pazifik so stark, dass dies dramatische Auswirkungen auf das Niederschlagsverhalten in angrenzenden und entfernteren Regionen hat. (Brauch, J. et al. 2017)
Die Rolle der Sonne
Das Klimasystem der Erde wird von der Sonnenstrahlung angetrieben. Etwa die Hälfte der Energie von der Sonne wird im sichtbaren Teil des elektromagnetischen Spektrums abgegeben. Da die Temperatur der Erde über viele Jahrhunderte hinweg relativ konstant geblieben ist, muss die eingehende Sonnenenergie nahezu im Gleichgewicht mit der ausgehenden Strahlung sein. Von der einfallenden kurzwelligen Sonnenstrahlung (shortwave radiation, SWR) wird etwa die Hälfte von der Erdoberfläche absorbiert. Der Anteil der SWR, der durch Gase und Aerosole, Wolken und die Erdoberfläche (Albedo) in den Weltraum zurückreflektiert wird, beträgt etwa 30 %, und etwa 20 % werden in der Atmosphäre absorbiert.
Ausgehend von der Temperatur der Erdoberfläche liegt der größte Teil des von der Erde ausgehenden Energieflusses im infraroten Teil des Spektrums. Die von der Erdoberfläche ausgehende langwellige Strahlung (longwave radiation, LWR; auch als Infrarotstrahlung bezeichnet) wird weitgehend von bestimmten Bestandteilen der Atmosphäre - Wasserdampf, Kohlendioxid (CO2), Methan (CH4), Distickstoffoxid (N2O) und anderen Treibhausgasen (THG) - und Wolken absorbiert, die ihrerseits LWR in alle Richtungen ausstrahlen. Die nach unten gerichtete Komponente dieser LWR führt den unteren Schichten der Atmosphäre und der Erdoberfläche Wärme zu (Treibhauseffekt). Der überwiegende Energieverlust der Infrarotstrahlung der Erde stammt aus den höheren Schichten der Troposphäre. Die Sonne liefert ihre Energie an die Erde hauptsächlich in den Tropen und Subtropen; diese Energie wird dann teilweise durch atmosphärische und ozeanische Transportprozesse in mittlere und hohe Breiten umverteilt.
Haupttreiber des Klimawandels
Die Strahlungsbilanz zwischen einfallender solarer kurzwelliger Strahlung (solar shortwave radiation, SWR) und ausgehender langwelliger Strahlung (outgoing longwave radiation, OLR) wird durch globale Klima-"Treiber" beeinflusst. Natürliche Schwankungen in der Solarstrahlung (Sonnenzyklen) können Veränderungen in der Energiebilanz verursachen (durch Schwankungen in der Menge der einfallenden SWR). Menschliche Aktivitäten verändern die Emissionen von Gasen und Aerosolen, die an atmosphärischen chemischen Reaktionen beteiligt sind, was zu veränderten O3- und Aerosolmengen führt.
O3 und Aerosolpartikel absorbieren, streuen und reflektieren SWR und verändern so die Energiebilanz. Einige Aerosole wirken als Wolkenkondensationskerne, die die Eigenschaften der Wolkentröpfchen verändern und möglicherweise den Niederschlag beeinflussen. Da die Wechselwirkungen zwischen Wolken und SWR und LWR groß sind, haben kleine Veränderungen der Wolkeneigenschaften große Auswirkungen auf die Strahlungsbilanz.
Anthropogene Veränderungen der Treibhausgase (z. B. CO2, CH4, N2O, O3, FCKW) und große Aerosole (>2,5 μm) verändern die Menge der ausgehenden LWR, indem sie die ausgehende LWR absorbieren und weniger Energie bei einer niedrigeren Temperatur wieder ausstrahlen. Die Oberflächenalbedo wird durch Veränderungen der Vegetation oder der Eigenschaften der Landoberfläche, der Schnee- oder Eisbedeckung und der Meeresfarbe verändert. Diese Veränderungen werden durch natürliche jahres- und tageszeitliche Schwankungen (z. B. Schneebedeckung) sowie durch menschliche Einflüsse (z. B. Veränderungen der Vegetationsarten) verursacht.
Die Strahlungsbilanz zwischen einfallender solarer kurzwelliger Strahlung (solar shortwave radiation, SWR) und ausgehender langwelliger Strahlung (outgoing longwave radiation, OLR) wird durch globale Klima-"Treiber" beeinflusst.
O3 und Aerosolpartikel absorbieren, streuen und reflektieren SWR und verändern so die Energiebilanz. Einige Aerosole wirken als Wolkenkondensationskerne, die die Eigenschaften von Wolkentröpfchen verändern und möglicherweise den Niederschlag beeinflussen. Da die Wechselwirkungen der Wolken mit SWR und LWR groß sind, haben kleine Änderungen der Wolkeneigenschaften wichtige Auswirkungen auf die Strahlungsbilanz.
Anthropogene Änderungen der Treibhausgase (z. B. CO2, CH4, N2O, O3, FCKW) und große Aerosole (>2,5 μm Größe) verändern die Menge der ausgehenden LWR, indem sie die ausgehende LWR absorbieren und weniger Energie bei einer niedrigeren Temperatur wieder ausstrahlen.
Die Oberflächenalbedo wird durch Änderungen der Vegetation oder der Eigenschaften der Landoberfläche, der Schnee- oder Eisbedeckung und der Ozeanfarbe verändert.
Eine plausible und häufig vereinfachte Beschreibung des zukünftigen Klimas, die auf einer in sich konsistenten Reihe klimatologischer Beziehungen beruht und ausdrücklich für die Verwendung bei der Untersuchung der potenziellen Auswirkungen anthropogenenKlimawandels erstellt wurde. Es dient häufig als Input in Wirkungsmodelle. Klimaprojektionen dienen oft als Rohmaterial für die Erstellung von Klimaszenarien, aber Klimaszenarien benötigen normalerweise zusätzliche Informationen z.B. über das beobachtete derzeitige Klima. Ein Klimaänderungsszenario ist die Differenz zwischen einem Klimaszenario und dem derzeitigen Klima.
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.
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.
Zur Beachtung:
In englischsprachigen Publikationen wird der Begriff "climatology" nur für den Wissenschaftszweig gebraucht, sondern häufig auch zur Bezeichnung von statistischen Mittelungen verwendet, wie das klimatologische Mittel (30-jährige Mittel) einer klimatologischen Variablen. So kann z.B. der Mittelwert eines konkreten Monats in Bezug zur Klimatologie 1981 – 2010 gesetzt werden. Im Deutschen wird das teilweise übernommen.
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.
Gemäß den Empfehlungen der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) ist es üblich, zur Erfassung des Klimas und seiner Änderungen Mittelwerte über einen Zeitraum von 30 Jahren zu bilden, um den Einfluss der natürlichen Variabilität aus der statistischen Betrachtung des Klimas auszuklammern. Hierfür kam in der Vergangenheit häufig der Zeitraum 1961 bis 1990 zum Einsatz. Davor galt die Periode 1931-1960 als Bezugszeitraum.
Viele Anwendungen benötigen aber eine statistische Beschreibung des aktuellen Klimas, wofür daher in den letzten Jahren die Klimanormalperiode 1981-2010 verwendet wurde. Die klimatischen Bedingungen eines vergleichsweise aktuellen Zeitraums entsprechen auch dem "erlebten" Klima der Bevölkerung. Mit Ende des Jahres 2020 wurde die Referenzperiode für aktuelle klimatologische Bewertungen durch die Periode 1991 bis 2020 ersetzt. (DWD)
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.
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.
Schwankungen des mittleren Zustandes und anderer statistischer Größen (wie Standardabweichungen, Vorkommen von Extremerscheinungen, etc.) des Klimas auf allen zeitlichen (Monate bis Jahrmillionen) und räumlichen Skalen, die über einzelne Wetterereignisse hinausgehen. Die Variabilität kann durch natürliche interne Prozesse innerhalb des Klimasystems (interne Variabilität) oder als externe Variabilität durch natürliche (z.B. Sonnenaktivität, Vulkanismus) oder anthropogene (z.B. Treibhausgasemissionen) äußere Einflüsse begründet sein.
Eine Anzahl von Maxima ragt typischerweise aus dem kontinuierlichen Spektrum der Hintergrundvariabilität von Klimaparametern wie der Oberflächentemperatur heraus. Manche Spitzen können als direkte Antwort des Klimasystems auf externe Antriebe verstanden werden. Der Tages- oder Jahresgang der Temperatur sind zwei der wichtigsten Beispiele. Auf Zeitskalen von vielen Jahrtausenden sind es die Milankovic-Zyklen und das mit ihnen verbundene Entstehen und Vergehen von Eiszeiten infolge der Änderungen der Erdbahnparameter.
Beispiele für längerskalige Variabilität sind Serien von anomal milden oder von außergewöhnlich strengen Wintern und auch ein milder Winter, der einem strengen Winter nachfolgt. Solche Jahr-zu-Jahr-Änderungen der Wettermuster sind oft begleitet von veränderten Winden, Sturmbahnen und Jet Streams, welche Gebiete betreffen, die weit größer sind als unser engeres Lebensumfeld. Gelegentlich sind Jahr-zu-Jahr-Änderungen der Wettermuster mit speziellen Wetter-, Temperatur- und Niederschlagsmustern in verschieden Teilen der Erde verbunden, die als Folge der natürlich auftretenden Phänomene El Niño und La Niña auftreten.
In der Regel wird mit dem Begriff der Klimavariabilität der natürliche Prozess der Klimaschwankungen bezeichnet, wohingegen unter dem Begriff Klimawandel der vom Menschen verursachte Anteil der Klimaänderungen verstanden wird (IPCC 2007d).
Muster der Klimavariabilität Die natürliche Variabilität des Klimasystems, insbesondere in saisonalen oder längeren Zeitrahmen, tritt meistens in bevorzugten räumlichen Mustern und Zeiträumen auf, durch die dynamischen Charakteristika der Atmosphärenzirkulation und durch Interaktion mit der Land- und der Meeresoberfläche. Solche Muster werden oft Regimes, Modi oder Fernverbindungen genannt. Beispiele sind die Nordatlantik-Oszillation (NAO), das Pazifik-Nordamerikanische Muster (PNA), die El Niño-Southern Oscillation (ENSO), der Northern Annular Mode (NAM; früher Arktische Oszillation, AO, genannt) und der Southern Annular Mode (SAM; früher Antarktische Oszillation, AAO, genannt). Viele der bekannten Modi der Klimavariabilität werden im Vierten IPCC-Sachstandsbericht in Abschnitt 3.6 des Berichts der Arbeitsgruppe I behandelt.
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.
Abweichungen der globalen Durchschnittstemperaturen der Jahre 1850 - 2020 vom Mittel der Jahre 1850 - 1900
Zur Ermittlung der jährlichen globalen Mitteltemperatur der WMO werden mehrere Datensätze von verschiedenen Organisationen verwendet. Durch die Verwendung mehrerer Datensätze ist es möglich, einen Teil der Unsicherheit in solch komplexen globalen Berechnungen zu verringern. Wichtig ist, dass alle Datensätze die gleiche allgemeine Entwicklung der steigenden globalen Mitteltemperatur zeigen: HadCRUT5; GISTEMP; NOAAGlobalTemp; ERA5; JRA-55; Berkeley Earth sowie Cowtan und Way.
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.
Neuer IPCC-Bericht
Im August 2021 ist der neue IPCC Bericht erschienen. Vieles, was er uns zu sagen hat, ist bereits bekannt, jedoch sind die zentralen Ergebnisse nun nochmal stärker belegt: Der Einfluss des Menschen hat das Klimasystem erwärmt und wird dies auch in Zukunft noch tun. Menschgemachte Treibhausgase sind hauptverantwortlich für diese Erwärmung der Atmosphäre und der Ozeane. Ungebremst dauerten die Klimaauswirkungen im letzten Jahrzehnt an: Die Schnee- und Eismengen sind weiter zurückgegangen, der Meeresspiegel weiter angestiegen und die Konzentrationen von Treibhausgasen haben weiter zugenommen.
Erstmals ermöglicht der IPCC-Sachstandsbericht eine detailliertere regionale Betrachtung des Klimawandels. Dazu wurde ein interaktiver Atlas entwickelt, der zur Einschätzung der Risiken, für die Anpassung an den Klimawandel und bei anderen Entscheidungen auf lokaler und regionaler Ebene hilfreich sein kann.
1.5 Grad-Grenze:
Im Vergleich zum IPCC-Sonderbericht von 2018, welcher eine globale Erwärmung von 1.5 Grad bis spätesten 2052 prophezeit, zeigen aktuelle Klimamodelle, dass die 1.5 Grad-Grenze bereits in den frühen 2030er Jahren überschritten wird. Der neue IPCC Bericht berechnet in dieses neue Modell die weltweit immer noch steigenden Treibhausgaskonzentrationen mit ein. Ausserdem konnte durch besseres Wissen über das vergangene Klima ermittelt werden, dass die bisherige Erwärmung um 0.1 Grad höher liegt als bislang angenommen.
Arktisches Meereis:
Die Arktis umfasst den mit Eis bedeckten Arktischen Ozean zwischen Grönland, Skandinavien, Russland und Nordamerika. Im Sommer schmilzt ein Teil des Eises ab, während im Winter das Meer wieder zufriert. Seit Jahren nimmt die Eisfläche jedoch im Schnitt immer mehr ab. Mit dem Eis verschwindet ausserdem das dortige Ökosystem. Der neue IPCC-Bericht zeigt, dass in Zukunft jeweils am Ende des Sommers so gut wie kein Meereis übrigbleiben wird – auch wenn wir unsere Emissionen sofort verringern. Da aber der Eisverlust linear mit der Temperatur verläuft, hätte eine Einstellung der menschlichen Treibhausgasemissionen zwar einen zeitverschobenen, jedoch wirksamen Effekt.
Meeresspiegelanstieg:
Bis ins Jahr 2100 wird eine Meeresspiegelanstieg von 30 Zentimeter bis zu einem Meter erwartet. Auch wenn wir unsere Emissionen bis 2050 auf Netto-Null herunterschrauben, wird der Anstieg unserer Meeresspiegel noch viele Jahrhunderte andauern. Das Meer ist ein träges System und wir stellen bereits jetzt die Weichen, was in hunderten, ja sogar tausenden Jahren damit geschieht.
Der Mensch als Triebkraft?
In allen Regionen der Erde erreichen die Klimaänderungen immer wieder Höchststände, wie sie seit vielen Jahrhunderten bis Jahrtausende nicht beobachtet worden sind. Beispielsweise der Anstieg der CO2-Konzentration auf 410 ppm bis ins Jahr 2019 hat in den letzten mindestens zwei Millionen Jahren nicht mehr in diesem Ausmass stattgefunden. Doch woher wissen die Forschenden, dass der Klimawandel hauptsächlich von menschgemachten Emissionen angetrieben wird? Eine der vielen Antworten liefert der Prozess der Detection and Attribution, auf Deutsch Erkennen und Zuordnen. Dabei werden beobachtete Daten verwendet - beispielsweise der Trend des Temperaturanstiegs – und mittels Klimamodellen einem bestimmten Auslöser zugeordnet. Modellsimulationen, welche nur die natürlichen Klimaantriebe berücksichtigen, können dann mit solchen verglichen werden, die sowohl natürliche als auch menschliche Verursacher einberechnen. Wie sich dabei immer wieder herausstellt, lassen sich unsere aktuellen Temperaturtrends nur erklären, wenn die menschlichen Aktivitäten miteinbezogen werden. Sie sind sogar die Haupttreiber für die Klimaerwärmung.
ENSO und Klimawandel:
Trotz großer Fortschritte beim Verstehen der Auswirkungen des Klimawandels auf viele Prozesse, die zur ENSO-Variabilität beitragen, gibt es noch keine einmütige Einschätzung darüber, ob die ENSO-Aktivität verstärkt oder gedämpft wird oder ob die Häufigkeit oder der Charakter der Ereignisse in den kommenden Dekaden sich ändern wird.
Verlässliche instrumentelle Aufzeichnungen sind noch relativ kurz, um die Auswirkungen des Klimawandels auf ENSO von der natürlichen Variabilität zu trennen. Paläoaufzeichnungen und Modelle deuten jedoch darauf hin, dass es bereits zu Veränderungen im ENSO-Zyklus gekommen sein könnte. Aufgrund der sich erwärmenden Hintergrundbedingungen, vor denen sich ENSO-Ereignisse entwickeln, werden außerdem einige ENSO-Auswirkungen verstärkt, wie es beim El Niño 2015-16 der Fall war. Dieses Ereignis führte zur bisher umfangreichsten und längsten globalen Korallenbleiche und zu einer Rekordzunahme der tropischen Pazifikstürme aufgrund der warmen Grundtemperaturen des Ozeans, auf dem es stattfand.
Allerdings gilt als so gut wie sicher, dass ENSO nicht nur in einer sich erwärmenden Welt existieren wird, sondern dass es weiterhin eine große Rolle bei der Beeinflussung der Klimamuster der Erde spielen wird.
Aber was können wir darüber sagen, wie der Klimawandel ENSO in Zukunft verändern wird? Vor allem, wenn wir nicht mit großer Sicherheit sagen können, ob der Klimawandel ENSO bereits jetzt beeinflusst.
Schematische Darstellung des Mechanismus für das vermehrte Auftreten von extremen El Niño unter der Erwärmung des Klimas.
Sowohl im heutigen Klima (a) als auch im zukünftigen Klima (b) verschieben sich die Konvektionszonen im westlichen Pazifik und die ITCZ-Breiten während eines extremen El Niño-Ereignisses von ihren normalen Positionen (durch blaue Wolken angezeigt) in den östlichen äquatorialen Pazifik (durch rote Wolken angezeigt). Die Farbschattierung zeigt die mittleren SST-Werte und die schwarzen Konturen die SST-Anomalien an.
Unter Treibhausgas-induzierten Erwärmungsbedingungen tritt die Erwärmung überall auf, aber im östlichen äquatorialen Pazifik schneller, wodurch die zonalen und meridionalen SST-Gradienten verringert werden. Starke SST-Gradienten sind ein Hindernis für eine Verschiebung der Konvektionszonen. Daher können im zukünftigen Klima Verschiebungen der Konvektionszonen durch schwächere Änderungen der SST und damit der SST-Gradienten (angezeigt durch eine schwarze Kontur und durch grüne Pfeile) erleichtert werden, verglichen mit dem heutigen Klima, in dem stärkere Änderungen erforderlich sind (angezeigt durch zwei schwarze Konturen und rote Pfeile).
Klimamodellprognosen deuten darauf hin, dass extreme El Niño- und La Niña-Ereignisse an Häufigkeit zunehmen könnten, und dass extreme El-Niño- und La-Niña-Ereignisse bis zum Ende des 21. Jahrhunderts unter aggressiven Treibhausgasemissionsszenarien von etwa einmal alle 20 Jahre auf einmal alle 10 Jahre zunehmen könnten.
ENSO-Extreme wie ungewöhnlich starke Niederschläge im östlichen Äquatorialpazifik während eines extremen El Niño und eine starke relative Abkühlung über dem zentralen Äquatorialpazifik während einer extremen La Niña werden voraussichtlich häufiger auftreten.
Die Niederschlagsextreme werden sich bei El Niño-Ereignissen entlang des Äquators im Pazifischen Ozean nach Osten und bei extremen La Niña-Ereignissen in einem wärmeren Klima nach Westen verlagern.
Diese Veränderungen stehen im Zusammenhang mit Veränderungen des Hintergrundklimas, wie z. B. der Abschwächung der atmosphärischen Walker-Zirkulation, und mit Veränderungen in der Zusammensetzung der Ozean-Atmosphären-Prozesse, die ENSO steuern.
Danach erwartet man, dass die in Klimamodellen hochgerechnete Verlangsamung der Walker-Zirkulation zu einer Abschwächung von Meeresströmungen im äquatorialen Pazifik führt. Dies verstärkt das Auftreten von Warmwasseranomalien an der Oberfläche, die sich nach Osten ausbreiten, was bislang schon bei extremen El Niño-Ereignissen beobachtet wird. Eine intensivere Erwärmung vor allem des östlichen äquatorialen Pazifik führt wahrscheinlich zu verstärkter Konvektion mit extremen Niederschlägen über dem äquatorialen Ostpazifik und zu markanten äquatorwärtigen Verlagerungen der pazifischen Konvergenzzonen. Beides sind Merkmale extremer El Niños.
Auch wird ein häufigeres Auftreten extremer La Niñas erwartet. Dies wird als Reaktion gesehen auf die häufigeren Extrem-El Niños, auf die verstärkte Erwärmung des Maritimen Kontinents und die erhöhte Erwärmung des Ozeans an der Oberfläche. Folglich werden ENSO-bezogene Wetterereignisse mit Katastrophencharakter und gravierenden sozio-ökonomischen Folgen bei unverminderten Treibhausgas-Emissionen wahrscheinlich häufiger auftreten.
Außerhalb des tropischen Pazifiks werden sich die Niederschlagsmuster möglicherweise nicht wesentlich ändern, aber die Niederschlagsextreme könnten ausgeprägter sein, wenn extreme El Niños und La Niñas an Häufigkeit und Ausmaß zunehmen.
Es wird erwartet, dass der Klimawandel im Allgemeinen zu intensiveren großen Tropenstürmen führen wird, obwohl sich die Gesamtzahl der Stürme nicht ändern oder sogar leicht abnehmen könnte. Es ist zu erwarten, dass ENSO in Zukunft auch tropische Stürme beeinflussen wird, da es die Entstehung von tropischen Wirbelstürmen im Atlantik, Pazifik und Indischen Ozean bereits heute erheblich beeinflusst. Wie genau sich ENSO-Veränderungen auf tropische Stürme auswirken werden, ist jedoch noch ein sehr offenes Forschungsthema.
Änderungen der Amplitude der ENSO-Variabilität der Meeresoberflächentemperaturen (oben) und der Niederschlagsanomalien (unten)
Änderungen der Amplitude der ENSO-Variabilität der Meeresoberflächentemperaturen (oben) und der Niederschlagsanomalien (unten), gemittelt über die Niño3.4-Region für 1950-2014 aus historischen CMIP6-Klimamodellsimulationen und für 2015-2100 aus vier gemeinsamen sozioökonomischen Szenarien (SSP). Die dicken Linien stehen für den Mittelwert mehrerer Modelle, und die Schattierung entspricht der 5-95%-Spanne der CMIP6-Modelle für die historische Simulation (grau), SSP1-2.6 (blau) und SSP3-7.0 (rosa). Climate.gov Abbildung angepasst von Abbildung 4.10 im IPCC AR6 WG1 Physical Science Basis Bericht.
Auch die im jüngsten IPCC-Bericht verwerteten Klimamodelle sind sich über eine Veränderung der ENSO-bezogenen Meeresoberflächentemperaturen im nächsten Jahrhundert bei keinem der verwendeten Treibhausgasemissionsszenarien einig. Unabhängig von etwaigen Änderungen der ENSO-Meeresoberflächentemperaturen ist es jedoch sehr wahrscheinlich, dass die Niederschlagsvariabilität über dem östlichen und zentralen tropischen Pazifik in Szenarien mit mittleren bis sehr hohen Treibhausgasemissionen erheblich zunehmen wird. Grundsätzlich kann man davon ausgehen, dass El Niño in dieser Region feuchter und La Niña trockener sein wird.
Wichtig ist, dass dies NICHT bedeutet, dass alle Klimamodelle in diesen Szenarien keine Veränderung von ENSO im nächsten Jahrhundert zeigen. Einige der Modelle zeigen durchaus Veränderungen. Das Problem ist, dass es keine eindeutige Übereinstimmung gibt, nicht nur zwischen den verschiedenen Modellen, sondern auch zwischen verschiedenen Durchläufen desselben Modells, die mit leicht unterschiedlichen Ausgangsbedingungen (Ensembles) erstellt wurden. Einige zeigen ENSO-Ereignisse mit größerer Amplitude. Andere prognostizieren Ereignisse mit geringerer Amplitude. Diese große Bandbreite an Ergebnissen hat dazu geführt, dass der IPCC wenig Vertrauen in die mögliche Veränderung von ENSO in einer sich erwärmenden Welt hat.
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).
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).
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 ist CO2 dort nach Angaben der NOAA mit 414.35 ppm enthalten (globales Monatsmittel für August 2022).
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 Kohlenstoffkreislaufs. Kohlenstoffdioxid kann toxisch wirken, jedoch reichen die Konzentrationen und Mengen in der Luft oder durch Limonadengenuss hierfür bei weitem nicht aus.
Monatliche CO2-Durchschnittswerte vom Mauna Loa Observatory, Hawaii
Die Diagramme zeigen die monatlichen Mittelwerte des Kohlendioxids, die am Mauna Loa Observatorium auf Hawaii gemessen wurden. Die Kohlendioxid-Daten auf dem Mauna Loa stellen die längste Aufzeichnung von direkten Messungen von CO2 in der Atmosphäre dar. Sie wurden von C. David Keeling von der Scripps Institution of Oceanography im März 1958 in einer Einrichtung der National Oceanic and Atmospheric Administration begonnen [Keeling, 1976]. Die NOAA begann im Mai 1974 mit eigenen CO2-Messungen, die seither parallel zu denen von Scripps laufen [Thoning, 1989].
Die letzten fünf vollständigen Jahre des Mauna Loa CO2-Datensatzes plus das aktuelle Jahr sind im ersten Diagramm dargestellt. Die vollständige Aufzeichnung der kombinierten Scripps-Daten und NOAA-Daten ist im zweiten Diagramm dargestellt. Jeder Monatsmittelwert ist der Durchschnitt der Tagesmittelwerte, die wiederum auf stündlichen Mittelwerten basieren, aber nur für die Stunden, in denen "Hintergrund"-Bedingungen herrschen (siehe www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/about/co2_measurements.html für weitere Informationen).
Die roten Linien und Symbole stellen die monatlichen Mittelwerte dar, zentriert auf die Mitte des jeweiligen Monats. Die schwarzen Linien und Symbole stellen dieselben dar, nach Korrektur für den durchschnittlichen saisonalen Zyklus. Letzterer wird als gleitender Durchschnitt von SIEBEN benachbarten saisonalen Zyklen ermittelt, die auf dem zu korrigierenden Monat zentriert sind, außer für die ersten und letzten DREIEINHALBEN Jahre der Aufzeichnung, wo der saisonale Zyklus über die ersten bzw. letzten SIEBEN Jahre gemittelt wurde.
Die vertikalen Balken auf den schwarzen Linien des ersten Diagramms zeigen die Unsicherheit jedes monatlichen Mittelwerts, basierend auf der beobachteten Variabilität von CO2 in verschiedenen Wettersystemen, wenn diese den Gipfel des Mauna Loa passieren. Dies zeigt sich in den Abweichungen der Tagesmittelwerte von einer glatten Kurve, die dem saisonalen Zyklus folgt [Thoning, 1989]. Wir berücksichtigen, dass aufeinanderfolgende Tagesmittel nicht völlig unabhängig sind, die CO2-Abweichung an den meisten Tagen hat eine gewisse Ähnlichkeit mit der des Vortages. Wenn ein Monat fehlt, wird sein interpolierter Wert in blau dargestellt.
Die Daten des letzten Jahres sind noch vorläufig, da noch Rekalibrierungen der Referenzgase und andere Qualitätskontrollen ausstehen. Die Daten werden als Molenbruch der trockenen Luft angegeben, definiert als die Anzahl der Kohlendioxidmoleküle geteilt durch die Anzahl aller Moleküle in der Luft, einschließlich CO2 selbst, nachdem der Wasserdampf entfernt wurde. Der Molenbruch wird in Teilen pro Million (ppm) angegeben. Beispiel: 0,000400 wird als 400 ppm ausgedrückt.
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.
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 CO2 trägt 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 %.
Kohlendioxid und El Niño
Während starker El Niño-Ereignisse kommt es insgesamt zu einem Anstieg der globalen atmosphärischen CO2-Konzentrationen. Dieser Anstieg ist vor allem auf die Reaktion des terrestrischen Kohlenstoffkreislaufs auf El Niño-induzierte Veränderungen der Wettermuster zurückzuführen. Aber neben der terrestrischen Komponente spielt auch der tropische Pazifik eine wichtige Rolle. Typischerweise ist der tropische Pazifik aufgrund des äquatorialen Auftriebs, der CO2-reiches Wasser aus dem Ozeaninneren an die Oberfläche bringt, eine CO2-Quelle für die Atmosphäre. Während des El Niño wird dieser äquatoriale Auftrieb im östlichen und zentralen Pazifik unterdrückt, wodurch die Zufuhr von CO2 an die Oberfläche verringert wird. Würden die CO2-Flüsse anderswo konstant bleiben, dürfte diese Verringerung der CO2-Flüsse vom Ozean in die Atmosphäre zu einer Verlangsamung des Wachstums des atmosphärischen CO2 beitragen. Diese Hypothese lässt sich jedoch ohne großräumige CO2-Beobachtungen über dem tropischen Pazifik nicht verifizieren.
Die hochaufgelösten Beobachtungen der NASA-Satellitenmission OCO-2 in Verbindung mit CO2-Messungen an der Meeresoberfläche durch NOAA-Bojen haben Wissenschaftlern einen einzigartigen Datensatz geliefert, mit dem sie die CO2-Konzentrationen in der Atmosphäre verfolgen und den Zeitpunkt der Reaktion des Ozeans und des terrestrischen Kohlenstoffkreislaufs während des El Niño 2015-2016 ermitteln konnten. CO2-Beobachtungen bestätigen, dass der tropische Pazifik eine frühe und wichtige Rolle bei der Reaktion der atmosphärischen CO2-Konzentrationen auf den El Niño 2015-2016 gespielt hat (vgl. Grafik).
Schematische Darstellung der Unterschiede zwischen normalen und El Niño-Bedingungen und der damit verbundenen Kohlenstoffreaktion über dem tropischen Pazifik
(A) normale Bedingungen; (B) El-Niño-Bedingungen.
Warme Ozeanoberflächentemperaturen sind rot, kühlere Gewässer blau gekennzeichnet. Während der El Niño-Bedingungen schwächen sich die östlichen Passatwinde ab und es treten Westwindböen auf. In Verbindung mit der Verschiebung der Windregime verschiebt sich der westliche tropische Pazifik-Warmpool nach Osten, und die Neigung der Sprungschicht flacht im zentralen und östlichen tropischen Pazifik ab. Dies unterdrückt den Auftrieb von kaltem, kohlenstoffreichem Wasser im zentralen und östlichen tropischen Pazifik, wodurch das Ausmaß der CO2-Ausgasung in die Atmosphäre verringert wird. Gezeigt werden auch Veränderungen in der atmosphärischen Konvektion, wobei sich die Konvektion als Reaktion auf die Ostverlagerung des warmen Poolwassers des westlichen tropischen Pazifiks nach Osten verschiebt.
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 von CO2 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.
Kohlenstoff-Karussell
Immer wieder bewegt sich der Kohlenstoff auf unserem Planeten im Kreis. Gleichzeitig bringt Kohlenstoff im übertragenen Sinne die Welt in Schwung. Das Element ist der Baustein des Lebens auf der Erde und hat als Kohlendioxid-Gas in der Atmosphäre einen starken Einfluss auf das Klima des Planeten. Dabei wandert der Kohlenstoff auch durch Flüsse, Ozeane und die Dämmerungszone des Meeres. Der Mensch hat in den Kohlenstoffkreislauf eingegriffen und den Kohlenstoff relativ schnell von den langsamen in die aktiven Pools verlagert, indem er große Mengen an Kohlenwasserstoffen aus der Erde entnommen und als Brennstoff verbrannt hat, wodurch ein Überschuss an wärmespeicherndem Kohlenstoffdioxid in die Atmosphäre gelangte. (Illustration von Jack Cook, Woods Hole Oceanographic Institution)
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 / Third Generation (MSG / MTG)" 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.
Der Übergang des Wassers vom gasförmigen (Wasserdampf) in den flüssigen Zustand. Dabei wird die Energie, die für die Verdunstung benötigt und als latente Wärme im Wasserdampf gespeichert war, wieder frei gesetzt (Kondensationswärme). Es handelt sich um ca. 585 Kalorien pro Gramm Wasser bei einer Temperatur von 20 °C.
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.
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.
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: Universität Salzburg
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.
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.Quelle: NASA /Space Imaging
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.
Die Korrelation misst den linearen Zusammenhang zweier Variablen. Sie schwankt zwischen -1 (perfektem umgekehrten Zusammenhang) und 1 (perfektem Zusammenhang). Eine Korrelation von 0 bedeutet, dass es keinen linearen Zusammenhang gibt, sie sagt aber nichts über nicht-lineare Zusammenhänge aus.
Dreidimensionaler Grenzstreifen zwischen den sich wechselseitig beeinflussenden Ökosysteme von Land und Meer. In einem horizontalen (bei hohem Tidenhub bis gegen 50 km) und einem vertikalen (bei hohem Tidenhub und extremer Brandung über 40 m) Bereich kommt es zum Zusammenwirken der Eigenschaften und Formungskräfte der Lithosphäre (Gesteinstyp, Gesteinsresistenz, Lagerungsverhältnisse, terrestrische Verwitterungs- und Formungsvorgänge), der Atmosphäre (Wind, Niederschläge, Temperaturen, Verdunstung), der Hydrosphäre (Wellen, Strömungen, Gezeiten etc.) und der Biosphäre (abtragende und aufbauende pflanzliche und tierische Organismen). Dabei werden neue Küstenformen geschaffen. Die aktuelle Küste wird meerwärts begrenzt durch das erste Auftreten von Brandung (Seegang) mit entprechender Sedimentbewegung und Formungskraft, und landwärts durch das Ende des Einflussbereiches des Meerwassers durch Spritzer, Spray oder extreme Sturmfluten auf Verwitterung, Bodenbildung und Vegetation.
Der gemeinhin als Küstenlinie bezeichnete Ufersaum bestimmt sich durch die Linie des mittleren Wasserstands. Bei Gezeitenküsten ist dies die Linie des mittleren Tidehochwassers. Über die Zeit gesehen, ist die Küste einem ständigen Wandel unterlegen. Die räumliche Lage wird von vielfältigen Faktoren beeinflusst. Hierzu zählen u. a. Veränderungen des Meeresspiegels, geänderte Strömungsverhältnisse, Änderungen der Salinität. Jede Änderung kann dabei natürlich bedingt sein, aber auch durch die räumliche Inanspruchnahme des Küstenraums durch den Menschen bewirkt werden.
Der sogenannte Küsten-El Niño (span. El Niño costero, engl. coastal El Niño) ist eine relativ neue Bezeichnung für das mehrere Monate andauernde Auftreten von außergewöhnlich warmen Wassermassen vor den Küsten (Nord-)Perus und Ecuadors. Diese regionale El Niño-Variante basiert auf der ursprünglichen Auffassung von El Niño und wurde von den Mitarbeitern des ressortübergreifenden peruanischen Forschungsverbunds ENFEN (Comité Multisectorial Encargado del Estudio Nacional del Fenómeno El Niño) eingeführt. Ihre nur regionale Erwärmung der Meeresoberflächentemperaturen unterscheidet sie vom Pazifik-weiten El Niño.
Weder die Mechanismen, die den Küsten-El Niño auslösen, noch dessen Auswirkungen auf Land sind Teil seiner Definition. Aber diese El Niño-Variante kann sowohl auftreten als Teil von ENSO mit dessen großskaligen Veränderungen von Luftdruck, Winden und ozeanischen Wellen im äquatorialen Pazifik, wie auch nur regional entstehen aufgrund von Veränderungen der Luftzirkulation über dem Ostpazifik.
In einigen Fällen können die warmen Wassermassen sich südwärts bis zur Küste von Zentral- und Südperu ausbreiten. Ein Küsten-El Niño kann einhergehen mit sehr starken Regenfällen während des Südsommers, von denen die tiefen und mittleren Höhenlagen im Bereich der Küsten Ecuadors und des nördlichen und mittleren Perus betroffen sind. Ebenso können je nach Stärke und Dauer des Ereignisses Auswirkungen auf das marine Ökosystem sowie auf die Wellendynamik vor Peru auftreten.
Anders als der großräumige El Niño ist der Küsten-El Niño nicht Monate im Voraus vorhersagbar. Verursacht wird er durch die Abschwächung des Südwinds (Passat) an der Küste. Normalerweise unterstützt der Südwind den Humboldtstrom, der kühles Wasser nach Norden transportiert, und er bewirkt das Aufquellen von kaltem Tiefenwasser (Upwelling). An der Küste kommt es dadurch tendenziell zum Absinken von Luftmassen, und es regnet nur selten.
Im Zeitraum 1979-2017 hat man sieben küstennahe El Niños identifiziert, nämlich 1983, 1987, 1998, 2008, 2014, 2015 und 2017. Zusammenfassend kann man sagen, dass es eine große Bandbreite von Küsten-El Niños gibt, was ihre Entwicklung, ihren Mechanismus und ihren zeitlichen Ablauf betrifft.
Tritt ein Küsten-El Niño auf, ist das Upwelling wegen der abgeflauten Südwinde vermindert, das Wasser vor der Küste kann sich durch die sommerliche Einstrahlung stark erwärmen, es kann fünf bis sechs Grad wärmer als üblich sein. Die Folgen sind starke Verdunstung und Feuchtetransport auf Land mit z.T. Starkniederschlägen, torrentiellem Abfluss in Bächen und Flüssen, Schlammlawinen (huaicos). Daraus können sich Katastrophenereignisse ergeben, die während des Küsten-El Niño von 2017 besonders im Februar und März vor allem in Peru zu Notsituationen mit entsprechenden Infrastrukturschäden und Menschenverlusten führten, wie während der extremen El Niños von 1983 und 1998. Wegen Überflutungen und Erdrutschen wurden für mehr als 800 der rund 1800 peruanischen Bezirke der Notstand ausgerufen. Landesweit verloren mehr als 70.000 Menschen ihre Unterkunft und ihren Besitz. Der geschätzte Gesamtschaden belief sich auf 3,1 Mrd. Dollar. 177 Personen starben. Zudem führten die Regenmassen zu einer Aussüßung der Küstengewässer. Der Salzgehalt des Meerwassers sank mancherorts auf ein Viertel des üblichen Wertes. Betroffen waren vor allem Muschelzüchter, deren Muscheln im versüßten Meerwasser eingingen.
Die Auswirkungen eines Küsten-El Niños sind nach bisherigem Kenntnisstand auf die erwähnten Regionen beschränkt.
Perus tödliche Regenfälle mit GPM-Daten der NASA untersucht
Die ungewöhnlich starken Regenfälle des Jahres 2017 haben in Peru zu umfangreichen Überschwemmungen und Todesopfern geführt. Extreme Überschwemmungen und zahlreiche Erdrutsche, die im März auftraten, haben viele Menschen aus ihren Häusern gezwungen. Ein El Niño-ähnlicher Zustand mit warmem Ozeanwasser entwickelte sich in der Nähe der peruanischen Küste. Dieses extrem warme Wasser wurde für die Entwicklung dieser Stürme verantwortlich gemacht. Die äquatorialen Meeresoberflächentemperaturen (SSTs) sind in anderen Gebieten des zentralen und östlichen Zentralpazifiks etwa durchschnittlich.
Dieses Bild zeigt die Positionen der Unwetter, die schwere Niederschläge über dem Nordwesten Perus fallen ließen, als der Satellit des GPM Core Observatory am 20. März 2017 um 0826 UTC darüber flog. Die von den GPM-Instrumenten Microwave Imager (GMI) und Dual-Frequency Precipitation Radar (DPR) während dieses Überflugs gesammelten Daten zeigten, dass in diesem Gebiet sehr starke Niederschläge fielen. Die Radardaten von GPM (DPR Ku-Band) zeigten, dass einige Stürme Regen mit einer extremen Menge von mehr als 137 mm pro Stunde absetzten.
Das Radar des GPM-Satelliten (DPR Ku-Band) wurde ebenfalls verwendet, um die 3-D-Struktur des Niederschlags innerhalb der Stürme zu untersuchen. Die Analyse von GPM zeigte, dass mehrere Unwetter im Pazifik Höhen von über 13 km erreichten.
Man sieht starke Küsten-El Niños nicht in einem direkten Zusammenhang mit dem Klimawandel, dies wird aber diskutiert. Klimaforscher weisen immer wieder darauf hin, dass Extremwetterereignisse infolge der Erderwärmung zunehmen.
Aus praktischen Gründen hat sich ENFEN dafür entschieden, Küsten-El Niños mit Hilfe der Anomalien der Meeresoberflächentemperaturen in der Region Niño 1+2 zu bestimmen, da deren Werte eng mit entsprechenden Auswirkungen (z.B. Küstenniederschläge, Fischerei usw.) verbunden sind und sie auch Teil der großskaligen Ozean-Atmosphärendynamik sind, die bei der Vorhersage behilflich sind.
Um das Auftreten und die Stärke von Küsten-El Niños in operativer Weise zu bestimmen, hat das ENFEN den “El Niño-Küstenindex” (Índice Costero El Niño, ICEN) geschaffen, der aus dem Mittelwert der dreimonatigen Anomalien der SST in der Region “Niño 1+2” besteht. Um als Küsten-El Niño zu gelten, muss der ICEN mindestens drei Monate in Folge +0,4°C übersteigen (Nota Técnica ENFEN, 2012). Die Stärke des Ereignisses kann schwach, mäßig, stark oder außergewöhnlich stark sein, abhängig von den jeweiligen Höchstwerten des ICEN.
Im Jahr 2015 hat das ENFEN ein Warnsystem für Küsten-El Niños eingeführt (Nota Técnica ENFEN, 01-2015), um früher vor dem Auftreten eines Küsten-El Niño zu warnen, ohne warten zu müssen, bis der o.g. Grenzwert erreicht ist.
Im Allgemeinen kann ein bestimmtes Ereignis eine Kombination aus einer El Niño-, La Niña- oder Neutralphase in ihrer Küstenvariante und ihrer Zentralpazifik-Variante sein. Beispielsweise hat sich ein Küsten-El Niño im Südsommer 2017 ereignet und gleichzeitig waren im Zentralpazifik neutrale Bedingungen anzutreffen. Demgegenüber haben sich während der El Niños 1982-83 und 1997-98 El Niño-Bedingungen sowohl an der Küste, als auch im Zentralpazifik entwickelt. Diese Kombinationen und die entsprechenden Intensitäten gehen mit verschiedenen Auswirkungen in Peru einher.
The anomalous 2017 coastal El Niño event in Peru (Abstract)
"Remarkably heavy and devastating rainfalls affected large parts of Peru during the austral summer 2016–2017. These rainfalls favoured widespread land sliding and extensive flooding and generated one of the most severe disasters of Peru since the 1997–1998 El Niño event. The amount of rainfall recorded between January and March 2017 only compares to the biggest El Niño events of the last 40 years (i.e. 1982–1983 and 1997–1998) and exceeded the 90th percentile of available records (1981–2017) over much of the northern and central coasts of Peru, the Andean region and Amazonia. The occurrence of these heavy rainfalls was highly anomalous as it occurred during the first austral summer following the development and decay of a very strong El Niño in 2015–2016. Here, we propose that the likely cause of the anomalous rainfalls is linked to the combination of an especially intense wet spell over the Central Andes related to a deep, long-lasting anticyclone located adjacent to the Chilean coast, and to the unusual development of warm water off the coast of Peru in the nominal El Niño 1 + 2 region. This warming has been related to an anomalous weakening of the mid-upper level subtropical westerly flow, which in turn led to a weakening of the southeasterly trades off the coast, thus hindering the upwelling near the Peruvian coast and favoring the eastern Pacific warming. This development is counter to the usual evolution of sea surface temperature in the eastern equatorial Pacific following very strong El Niño events, such as those occurred in 1982–1983, 1997–1998, and 2015–2016."
Durch extreme Trockenheit geprägtes Gebiet an den subtropischen Westseiten mancher Kontinente. Zu den markantesten Beispielen dieses Wüstentyps gehören etwa die Atacama nahe der pazifischen Küste von Südamerika oder die an der südwestlichen Küste Afrikas gelegene Namib. In Südamerika erstreckt sich dieser hyperaride Trockengürtel über fast 3.500 km (nach Blümel 3.700 km) und ist nur gelegentlich durch Flusstäler aus den Anden unterbrochen.
Bromeliaceen der Gattung Tillandsia
Tillandsien 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.
Küstenregion von Pachcamac bei Lima/Peru
An der pazifischen Küste ist die Wüste fast pflanzenfrei, nur im Kontakt mit kleinen Flüssen sind Bewässerungskulturen möglich.Quelle: Seibert, Paul (1996): Farbatlas Südamerika, Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart
Die trockenen Bedingungen der küstennahen Bereiche sind eine Folge der subtropischen Hochdruckgebiete und des Auftretens von kaltem Wasser vor dem Festland. Hierbei kann es sich um Meeresströmungen handeln, die aus Gebieten hoher geographischer Breite in Richtung Äquator fließen. Eine andere Erscheinung mit ähnlichen klimatischen Konsequenzen ist kaltes Auftriebswasser, das aufgrund der Verlagerung des Oberflächenwassers durch küstenparallele oder ablandige Winde nach oben gelangt. Durch Abkühlung der unteren Luftschichten wird eine thermisch stabile Schichtung innerhalb der Luftmassen erreicht, wodurch der vertikale Austausch unterbunden wird. Durch fehlende Konvektion unterbleibt auch die Bildung von Konvektionswolken, die den küstennahen Gebieten Niederschlag bringen könnten. Vorhandene Feuchtigkeit kondensiert überwiegend zu Nebel; solche Nebeldecken bleiben tagsüber als Hochnebel meist über dem Meer, nachts können sie in Bodennähe einige Zehner Kilometer weit ins Landesinnere ziehen. Mit der Morgensonne löst sich der Nebel rasch auf. Die Aufheizung über dem Festland führt zu rascher Verdunstung der Nebelnässe an der Bodenoberfläche. Bei über mehrere Monate bestehenden optimalen Bedingungen für die Nebelbildung entstehen Nebelwüsten.
Die peruanisch-chilenische Küstenwüste
An der Westabdachung der Anden verläuft am Westrand Südamerikas eine Wüstenzone von Süd-Ecuador (ca. 5° S), weiter entlang der peruanischen Küste bis über 25° S zur Grenze des mittelchilenischen Winterregengebiets. Sie bildet einen schmalen Streifen, der die Küstenebene und die angrenzende Küstenkordillere bis etwa 2.000 m NN umfasst, und hat unmittelbar Anschluss an die Hochgebirgssteppen (Puna), -halbwüsten und -wüsten der Anden in Peru, Bolivien und Argentinien.
Im Norden Perus heißt der Wüstenbereich Sechura und umfasst einen 100 - 150 km breiten Streifen der Küstenebene. Ab Chiclayo südwärts (ca. 7° S) gilt die Bezeichnung Atacama, wie auch im anschließenden Chile.
Das Alter der Küstenwüste ist umstritten; wahrscheinlich datiert ihre Entstehung in das mittlere Miozän (13 - 15 Mio. Jahre BP), als der Humboldtstrom bereits vorhanden war und die Anden etwa die Hälfte ihrer gegenwärtigen Höhe erreicht hatten. Für das vollaride Klima sind jedenfalls beide Faktoren verantwortlich: Die Wüste liegt im Regenschatten der Anden (bei dem vorherrschenden NO-Passat) und die niedrige Wassertemperatur verhindert die Entstehung feuchter regenbringender Luftmassen.
Peruanische Täler im Nebel
Marine Stratocumulus-Wolken, die sich häufig vor der Küste Perus bilden, ziehen gelegentlich ins Landesinnere und füllen die Täler mit einem dichten Nebel.
Im Juli 2015 nahm Landsat 8 diesen Blick auf die wolkengefüllten Schluchten auf, durch die die Flüsse Yauca und Acarí in den Pazifischen Ozean münden.
Südlich vom 8. Breitenkreis kennzeichnen die Garua-Nebel die Wüste mit ihrer Obergrenze bei 500-700 m. Bis zu 30/40 km dringt der Nebel in Taleinschnitten ins Hinterland ein. An den Berghängen des Nebelstockwerks findet sich die zugehörige Loma-Vegetation, bedingt durch den Garua-Nebel. Er benetzt den Boden und durchfeuchtet ihn 1-2 cm tief, was regional für die Bildung einer nahezu geschlossenen Pflanzendecke ausreicht. Vor allem die Winter sind neblig und kühl-feucht, wohingegen die nördlichen Kordilleren ein ausgeprägtes Tageszeitenklima mit trockenem, wolkenlosem Himmel aufweisen. Im Sommer (November bis April) verdrängt die Erwärmung der Küstenebene die Garuas durch das temperaturbedingte Ausbleiben der Kondensation.
In Peru beschränkt sich die extreme Wüste auf einen schmalen Küstenstreifen (Einfluss des Garua-Nebels) und die Fußzone der Anden-Westabdachung (niederschlagslose Binnenwüste). Mit zunehmender Höhe steigen die monsunalen Niederschläge, die über die Kordilleren hinweg auch die Westhänge erreichen.
Der Garua-Nebel (in Chile: Camanchaca) ist die Grundlage für die untere Vegetationsstufe, in der hauptsächlich Tillandsien wachsen. Tillandsien versorgen sich über die durch Nebel oder Tau benetzten Blätter, die sogenannte Saugschuppen besitzen. Der Garua-Nebel reicht in der Küstenkordillere bis ca. 1.000 m ü. NN. Mit der Höhe nimmt zunächst die Übersättigung mit verstärkter Tröpfchenbildung zu, ab 700 m NN schwächt sie sich wieder ab. Vor allem in den Südwintermonaten Juli und August mildert die Nebelwirkung den Wüstencharakter. Weiter hangaufwärts schließt sich die eigentliche Loma-Vegetation an, da mit der Höhe die Kondensation stärker wird und die Nebelfeuchtigkeit regelrecht von den Pflanzen ausgekämmt wird.
Außer der Loma gibt es kontrahierte Vegetation entlang von allochthonen Flüssen, die ihr Einzugsgebiet in den vergletscherten Hochanden haben. Sie setzt sich aus verschiedenen Acacia- und Prosopis-Arten zusammen und ist heute weitgehend in landwirtschaftliche Kulturflächen umgewandelt (Flussoasen, s. Abb. unten).
In Chile greift die Wüste weit ins Landesinnere bis in den andinen Gebirgskomplex hinein. Der längste Abschnitt dieser Küstenzone, die Atacama, wird zwar unter genetischen Gesichtspunkten als Küstenwüste eingeordnet, ist in ihrem Wesen und internen Gliederung aber deutlich komplexer (vgl. Blümel 2013).
Flussoase im küstennahen Nordchile mit starkem Kontrast zwischen landwirtschaftlicher Nutzung und Wüste (Putre - Arica)
Quelle: Seibert, Paul (1996): Farbatlas Südamerika, Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart
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.
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).
