Das ENSO-Phänomen

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Pacific Decadal Oscillation (PDO)

Syn. Pacific decadal variability; dt. Pazifische Dekaden-Oszillation; Hypothese von einer langzeitigen, ENSO-ähnlichen Temperatur- und Wasserspiegelfluktuation des Pazifiks mit einem Rhythmus von ca. 20 bis 30 Jahren. Ihre Ursache ist unbekannt. Daten des TOPEX/Poseidon-Satelliten und andere Datenquellen über Ozean und Atmosphäre lassen Wissenschaftler annehmen, dass wir 1999 in die kühle Phase der PDO eingetreten sind. Gegenüber der Normalsituation wird die kühle Phase gekennzeichnet durch einen Keil mit niedrigeren Oberflächentemperaturen und eine tiefer liegende Meeresoberfläche im östlichen äquatorialen Pazifik sowie ein warmes "Hufeisen" mit erhöhter Meeresoberfläche, das den nördlichen, westlichen und südlichen Pazifik verbindet. In der warmen oder positiven Phase, die offensichtlich von 1977 - 1999 andauerte, wird der westliche Pazifik kühl und der Keil im Osten erwärmt sich.

Gegensätzliche Anomaliemuster der PDO

Gegensätzliche Anomaliemuster der PDO

Typische Abweichungsmuster während Warmphasen (links) und Kaltphasen (rechts) der PDO:
- von Winter-SST (Farben),
- von Luftdruck auf NN (Konturen) und
- von Oberflächen-Winden (Pfeile).

Quelle: Joint Institute for the Study of the Atmosphere and Ocean

Während PDO und ENSO ähnliche räumlich-klimatische Fingerabdrücke aufweisen, so ist ihr zeitliches Verhalten doch sehr verschieden. Zwei Hauptmerkmale unterscheiden PDO von ENSO: Zum Einen hatten die PDO-Ereignisse des 20. Jh. eine Dauer von 20-30 Jahren, wohingegen typische ENSO-Ereignisse 6-18 Monate dauern. Zum Anderen sind die klimatischen Fingerabdrücke der PDO am deutlichsten im Bereich Nordpazifik/Nordamerika sichtbar, während in den Tropen nur sekundäre Signaturen auftreten. Für ENSO trifft das Umgekehrte zu.

El Niño und La Niña werden nach der PDO-Hypothese weiterhin auftreten. Sie sind danach als Muster zu verstehen, das der durch die PDO bestimmten, großskaligen Temperaturverteilung aufgesetzt ist. Eine Pressemitteilung des Jet Propulsion Laboratory findet die Metapher: "If El Niño is a brief sonata, then the Pacific Decadal Oscillation is a much larger symphony." In der aktuell angenommenen kühlen Phase rechnet mit weniger El Niños und häufigeren La Niñas.

Zeitreihe für den PDO-Index von 1900 bis 2021

Zeitreihe für den PDO-Index
von 1900 bis 2022

Die rote Linie stellt die Jahresmittelwerte für den PDO-Index dar, die blaue Linie die laufenden Fünfjahresmittelwerte und die grauen Balken die Monatswerte.

Quelle: Japan Meteorological Agency

Als wesentliche Auswirkungen bestimmt PDO die Lage der Jet Streams, den Wassergehalt der Luft und Luftströmungen. Gegenüber El Niño, der seine stärksten Auswirkungen auf das Wetter in einem Streifen von jeweils 1.000 Meilen beidseits des Äquators besitzt, nimmt man an, dass Änderungen der PDO vor allem in den Mittelbreiten der Nordhalbkugel spürbar sind.Markante Veränderungen in den marinen Ökosystemen des nordöstlichen Pazifiks konnten mit Phasenveränderungen der PDO korreliert werden: warme Phasen zeigen eine verstärkte biologische Produktivität vor den Küsten Alaskas und verringerte Produktivität vor der Westküste des Kernraumes der USA. Demgegenüber weist die Kaltphase ein umgekehrtes N-S-Muster bezüglich der marinen Produktivität auf.

Der Begriff 'PDO' wurde 1996 vom Fischereiwissenschaftler Steven Hare von der University of Washington geprägt. Er entdeckte das Muster, als er zusammen mit Kollegen Fluktuationen von Fischpopulationen in Abhängigkeit vom pazifischen Klima untersuchte. Die Hypothese wird intensiv diskutiert. Allerdings halten viele Wissenschaftler es für wahrscheinlicher, dass das PDO-Muster doch rein zufällig fluktuiert und keinen nachvollziehbaren Regeln folgt. Und so wenig wie die Gründe für die PDO bekannt sind, so wenig vermag man z. Z. über die Voraussagbarkeit dieser Klimaoszillation sagen.

Da allerdings keine Einigkeit darüber besteht, dass es sich um eine Oszillation handelt, verwendet die Fachwelt häufig die Bezeichnung "Pacific decadal variability" (PDV), dt. "Pazifische Dekadische Variabilität".

Pacific Disaster Center (PDC)

Dem US-amerikanischen Verteidigungsministerium unterstellte zivile Behörde zur Katastrophenvorsorge und -hilfe im pazifischen Raum. Das Pacific Disaster Center wird in organisatorischer und technologischer Hinsicht als Modell für globales, nationales und lokales Katastophenmanagement aufgebaut.

Pacific Equatorial Divergence (PEQD)

Zu dt. etwa ‚Äquatorial-Pazifische Divergenz‘; Gebiet divergierender Wassermassen im äquatorialen Pazifik zwischen der Equatorial Convergent Front (ECF) im Norden und dem unregelmäßig fließenden südäquatorialen Gegenstrom im Süden. An der Datumslinie, als mittlere Westgrenze angegeben, liegen diese Fronten bei ca. 5°N und ca. 5° S, sowie bei ca. 12° N und fast 20° S im Ostpazifik.

Die PEQD entsteht durch die Einwirkung der Corioliskraft auf den Südäquatorialstrom (South Equatorial Current, SEC). Als Auswirkung dieser Divergenz kommt es zu bedeutendem Upwelling von neuen Nährstoffen von unterhalb der photischen Zone, was die reichsten Oberflächengewässer des tropischen Pazifiks entstehen lässt. Die Wassermassen sind hier gekennzeichnet durch höhere Werte bezüglich Salinität, Partialdruck des Kohlendioxids (pCO2), Nährstoffkonzentration und Phytoplankton (Chlorophyll a).

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Vier typische Fälle unterschiedlicher vertikaler hydrographischer Struktur und ihr Effekt auf die Produktion von Phytoplankton im tropischen Pazifik.

Fall 1: Die Thermokline liegt tief, befindet sich aber noch in der photischen Zone; die Primärproduktion basiert vorwiegend auf wiederverwerteten Nährstoffen (RP), wird aber durch die Zufuhr von neu produzierten Nährstoffen (NP) von unterhalb der Thermokline ergänzt.

Fall 2: Die Deckschicht bleibt nährstoffarm (oligotroph), aber ein Anstieg der Thermokline ermöglicht es kaltem, nährstoffreichem Wasser sowohl die wiederverwertende Nährstoffproduktion, als auch die Neuproduktion in der photischen Zone unterhalb der Thermokline beträchtlich zu verstärken.

Fall 3: Die Thermokline ist schwach und tief und ermöglicht einen gewissen Zustrom von ‚neuen‘ Nährstoffen aus den tiefen oligotrophen Wasserschichten in die photische Zone. Die durch das Plankton dargestellte Biomassen ist jedoch niedrig und wird hauptsächlich durch wiederverwertete Nährstoffe (RP) gebildet.

Fall 4: Neue Nährstoffe versorgen über Upwelling die gesamte photische Zone obwohl die Thermokline tief liegt, was beträchtliche Neuproduktion von Nährstoffen ermöglicht und eine hohe Rate von wiederverwerteten Nährstoffen.

Die photische Zone ist in den Fällen 2 und 4 flacher, da die höherer Planktonkonzentration das Eindringen von Licht mindert.

Quelle: SPC

Diese nährstoffreichen Wassermassen umfassen einen großen Teil des äquatorialen Pazifiks und treiben polwärts bis sie an der Konvergenz mit dem nordäquatorialen Gegenstrom (North Equatorial Counter Current, NECC) bei ca. 5° N und dem südäquatorialen Gegenstrom (South Equatorial Counter Current, SECC) bei ca. 6° S - 8° S abtauchen. Bei diesen Konvergenzen sinken organische Partikel ab und werden mineralisiert, was zu geringen Sauerstoffgehalten führt.

Upwelling im Bereich der Pacific Equatorial Divergence (PEQD)

Upwelling im Bereich der Pacific Equatorial Divergence (PEQD)

Nährstoffreiche Wassermassen vom Äquatorialen Unterstrom (EUC) werden durch Upwelling an die Oberfläche gebracht und nach Norden und Süden verfrachtet. Schließlich tauchen sie an den Konvergenzen zwischen dem Südäquatorialstrom (SEC) und dem südäquatorialen Gegenstrom (SECC) und zwischen dem SEC und dem nordäquatorialen Gegenstrom (SECC) in die Tiefe. Der SEC tranportiert das Auftriebswasser auch nach Westen bis es mit dem Warm Pool an einer Salinitätsfront konvergiert, einer Region mit deutlichen Konzentrationen von gelöstem Kohlendioxid, Nährstoffen und Phytoplankton.

Quelle: SPC

Die oberflächennahen Wassermassen der PEQD treiben auch nach Westen bis sie mit dem Western Pacific Warm Pool konvergieren. Die Grenze zwischen PEQD und Warm Pool ist durch eine klare ‚Front‘ gekennzeichnet bezüglich der Werte von Salinität, pCO2, Chlorophyll a und Zooplankton. Die Konvergenzzone zwischen PEQD und Warm Pool ändert sich in Abhängigkeit von Stärke und longitudinaler Ausdehnung des Südäquatorialstroms zwischen den Jahreszeiten und auch von Jahr zu Jahr als Reaktion auf ENSO-Ereignisse. Während starken La Niña-Episoden reicht die Front weit in den Westen des äquatorialen Pazifiks und verursacht damit eine deutliche Verkleinerung des Warm Pools. Während El Niño-Ereignissen bewegt sich die Front nach Osten und kann bis zu den Galápagos-Inselnreichen, womit sie die PEQD praktisch zum Verschwinden bringt.

Solche Größenfluktuationen der Oberflächen von PEQD und Warm Pool können mithilfe von (Satelliten-)Bildern der Meeresfarbe (ocean colour) veranschaulicht werden und über Klimaindizes, z.B. den Southern Oscillation Index (SOI) vorhergesagt werden. In der Zeit von 1980 bis 2000 lag die Grenze zwischen PEQD und Warm Pool bei 178° W, d.h. nahezu bei der Datumsgrenze.

Pacific Meridional Mode (PMM)

Der Pacific Meridional Mode (PMM, dt. etwa Pazifisch-meridionaler Modus) ist ein Klimamodus im Nordpazifik. Der Begriff "meridionaler Modus" wurde in den 1990er Jahren eingeführt, um diese Art von Schwankungen von der eher zonalen ENSO-Variabilität zu unterscheiden. ENSO ist in der Regel durch Variationen und Entwicklungen in Ost-West-Richtung (zonal) gekennzeichnet, während meridionale Modi eher Variationen in Nord-Süd-Richtung (meridional) beinhalten - daher der Begriff "meridional". Und der Begriff "Mode" bezieht sich lediglich auf die kohärenten Wechselwirkungen zwischen Ozean und Atmosphäre.

In seinem positiven Zustand ist der PMM durch die Kopplung schwächerer Passatwinde im nordöstlichen Pazifik zwischen Hawaii und Baja California mit einer geringeren Verdunstung über dem Ozean gekennzeichnet, was zu einem Anstieg der Meeresoberflächentemperaturen (SST) führt; in seinem negativen Zustand ist es genau umgekehrt. Diese Kopplung entwickelt sich in den Wintermonaten und breitet sich im Frühjahr nach Südwesten in Richtung Äquator und Zentral- und Westpazifik aus, bis sie die intertropische Konvergenzzone (ITCZ) erreicht, die sich als Reaktion auf eine positive PMM tendenziell nach Norden verschiebt.

Die Nordpazifische Oszillation (NPO) und der "Nordamerikanische Dipol" - zwei Klimaschwankungen über dem Nordpazifik und Nordamerika - lösen im Winter PMM-Modi aus. Temperaturschwankungen im Nordatlantik und im Westpazifik sowie Veränderungen im arktischen Meereis wurden ebenfalls als Auslöser für PMM-Ereignisse vorgeschlagen.

PMM ist nicht dasselbe wie die El Niño-Südliche Oszillation (ENSO), aber es gibt Hinweise darauf, dass PPM-Ereignisse ENSO-Ereignisse auslösen können, insbesondere zentralpazifische El Niño-Ereignisse. Der PMM-Zustand kann auch die Hurrikanaktivität im Ostpazifik und die Taifunaktivität im Westpazifik beeinflussen und die Niederschläge auf den den Pazifik umgebenden Kontinenten verändern. Im Südpazifik gibt es einen PMM-ähnlichen Modus, der als "South Pacific Meridional Mode" (SPMM) bekannt ist und ebenfalls den ENSO-Zyklus beeinflusst.

Muster in Verbindung mit dem positiven Zustand der pazifischen und atlantischen Meridionalen Modi

Muster in Verbindung mit dem positiven Zustand der pazifischen und atlantischen Meridionalen Modi

Tropische Muster in Verbindung mit dem positiven Zustand der pazifischen (links) und atlantischen (rechts) Meridionalen Modi. Die oberen Felder zeigen die SST-Anomalien (Schattierung) und die Anomalien der oberflächennahen Winde (Vektoren), die unteren Felder die Niederschlagsänderungen. Rote (grüne) Schattierungen zeigen überdurchschnittliche SST (Niederschläge) und blaue (braune) Schattierungen unterdurchschnittliche SST (Niederschläge) an. Die Abbildungen basieren auf Chiang und Vimont (2004) und wurden von Climate.gov geändert.

Quelle: ENSO Blog 2016

ENSO und PMM

Weitere Informationen unter:

Paläoklima

Bezeichnung für das Klima bzw. die Klimaentwicklung in Zeiten vor der Entwicklung von Messinstrumenten, einschließlich historische und geologische Zeiträume, für die nur indirekte Daten (Proxydaten) verfügbar sind.

Als besonders geeignete Zeugen unterschiedlichster Vorzeitklimate gelten Sedimente mit Ablagerungen von tierischen und pflanzlichen Organismen, Lagerstätten, vulkanischen Ablagerungen und Vorgänge, Meeres- und Seespiegelstände, glaziale Ablagerungen, Periglazialerscheinungen, fossile Bodenhorizonte, Lößstratigraphien, Gletscherbewegungen, Inlandeisverbreitung und Flussterrassen.

Diese Proxy-Klimadaten erweitern das Archiv der Wetter- und Klimainformationen um Hunderte bis Millionen von Jahren. Die Daten umfassen geophysikalische oder biologische Messzeitreihen und einige rekonstruierte Klimavariablen wie Temperatur und Niederschlag. Wissenschaftler nutzen paläoklimatologische Daten und Informationen, um die natürliche Klimavariabilität und den künftigen Klimawandel zu verstehen.

Wichtige paläoklimatische Datenerhebungs- und Datierungsmethoden:

Standardmethoden zur Erfassung der Klimaschwankungen der vergangenen 40.000 Jahre sind Warvenzählung, Dendrochronologie, Radiokarbon- und Thermolumineszenzverfahren zusammen mit der Pollenanalyse. Für die Rekonstruktion des pleistozänen Klimas werden auch eine sehr verfeinerte Lößstratigraphie und Untersuchungen fossiler Böden in Verbindung mit Meeres- und Seespiegelständen sowie der Lage und Abfolge von Flussterrasen und Moränen angewandt.

Verständlicherweise werden Aussagen zum Paläoklima umso unsicherer, je weiter man in die Erdgeschichte zurückgeht.

Weitere Informationen:

Palmer Dürre-Index

Engl. Palmer Drought Index, auch Palmer Drought Severity Index (PDSI); der am weitesten verbreitete Index für Dürre. Er ist in elf Stufen unterteilt und wird von vielen US-Regierungsinstitutionen genutzt. Der PDSI wurde in den 1960er Jahren von Wayne C. Palmer entwickelt und 1965 veröffentlicht. Der Index ist mittlerweile mehrfach weiterentwickelt und modifiziert worden und wird nun neben anderen Dürreindizes genutzt.

Der PDSI nutzt Temperatur- und Niederschlags-Informationen, um Trockenheit vorhersagen zu können. Er stellt die positive bzw. negative Abweichung zum für die Jahreszeit normalen Trockenheitsgrad des jeweiligen Ortes dar. Auf diese Weise können auch überdurchschnittliche Regenmengen dargestellt werden.

Palmöl

Pflanzenöl, das aus dem Fruchtfleisch der Ölpalme gewonnen wird. Die Früchte werden sterilisiert und gepresst, dabei entsteht das rohe Palmöl, CPO (Crude Palm Oil). Früchte und Öl haben wegen ihres hohen Carotingehaltes eine orangerote Färbung, die bei der Raffination entfernt wird. Reines und frisches Palmöl hat einen spezifischen Veilchengeruch, einen süßlichen, angenehmen Geschmack und ist von klarer und heller Farbe. In den Fett-Molekülen sind zu 44 % die gesättigte Palmitinsäure und zu 39 % die einfach ungesättigte Ölsäure gebunden.

Palmkernöl wird aus den Kernen der Früchte gewonnen und besteht zu über 80 % aus gesättigten Fetten (überwiegend ist Laurinsäure gebunden). Die Kerne werden getrocknet, gemahlen und dann gepresst. Das Palmkernöl gehört zu den festen Pflanzenfetten.

Ernte der Palmöl-Fruchtstände (Malaysia) Mitte: Aufgeschnittene Palmfrüchte mit Fruchtfleisch und Palmkern Palmölmühle in der Provinz Riau auf Sumatra

Ernte der Palmöl-Fruchtstände (Malaysia)

Quelle: PalmOilWorld

 

Aufgeschnittene Palmfrüchte mit Fruchtfleisch und Palmkern

Quelle: aware environmental

 

Palmölmühle in der Provinz Riau auf Sumatra

Im Hintergrund Teile der Ölpalmenpflanzung

Quelle: idenan yoga / Google Maps

Verwendung

Im Jahr 2019 wurden weltweit 74,6 Millionen Tonnen Palmöl produziert.

Die weltweite Verwendung von Palmöl und Palmkernöl betrug in 2011 über 55 Mio. Tonnen. Zwei Drittel davon (68 %) nutzte die Nahrungsmittelindustrie. Mehr als ein Viertel (27 %) wurden für Seifen und andere kosmetische Industrieerzeugnisse benötigt und nur 5 % dienten der energetischen Nutzung, also der Strom-, Wärme- und Kraftstoffproduktion. Mit 36 Prozent Marktanteil ist Palmöl vor Sojaöl das wichtigste Pflanzenöl der Welt.

Ausdehnung der Palmölplantagen

Die Palmölproduktion ist eine der am schnellsten expandierenden Formen der landwirtschaftlichen Flächennutzung, die erhebliche Umweltbelastungen mit sich bringt, gleichzeitig aber der regionalen Wirtschaft zugute kommt und die Erträge ähnlicher Pflanzenöle übertrifft.

Palmöl ist zu einem unumstrittenen Grundnahrungsmittel in der ganzen Welt geworden, denn die Hälfte aller verpackten Waren in Supermärkten enthält dieses pflanzliche Produkt in irgendeiner Form. Seine Verwendung in verschiedenen Industriezweigen, einschließlich der landwirtschaftlichen Energieerzeugung, hat in Verbindung mit der hohen Produktivität der Pflanze dazu geführt, dass die weltweite Palmölproduktion seit 1980 von 4,5 Millionen Tonnen auf 70 Millionen Tonnen gestiegen ist. Bis 2050 wird die Produktion voraussichtlich 240 Mio. Tonnen erreichen. Dieser beträchtliche Produktionsanstieg hat erhebliche ökologische und soziale Folgen. Der wirtschaftliche Nutzen, insbesondere in armen Gebieten, in Verbindung mit der vielseitigen Verwendbarkeit als Nahrungsmittel und der im Vergleich zu ähnlichen Pflanzenölen besseren Flächennutzung veranlasst die Landwirte jedoch zunehmend, den Palmölanbau zu bevorzugen. Die Überwachung der Ausdehnung neuer Plantagen ist daher der Schlüssel zu einer nachhaltigeren Entwicklung des Sektors.

Während eine kleinskalige Produktion von Palmöl zwar in nachhaltiger Weise erfolgen kann, stellen große Plantagen ein größeres Problem für die Umwelt dar. Die Region mit dem höchsten Anteil an kleinbäuerlichem Ölpalmenanbau war Westafrika (68,7 % der gesamten Anpflanzungen). In den anderen Regionen reichte der Anteil der Kleinbauern von 14,5 % in Zentralafrika bis 26,8 % im Pazifik. Wie aus folgender Grafik hervorgeht, können jedoch Länder in ein und derselben Region unterschiedliche Anteile von Kleinbauern und industriellen Plantagen aufweisen. So wies beispielsweise Thailand den höchsten Anteil an Kleinbauern auf (71,5 %), während der Anteil im benachbarten Malaysia eher gering war (15,4 %).

Ölpalmenanbaufläche nach Typologie (industriell versus kleinbäuerlich)

Ölpalmenanbaufläche nach Typologie (industriell versus kleinbäuerlich)

Ölpalmenanbaufläche nach Typologie (industriell versus kleinbäuerlich) für das zweite Halbjahr 2019 in den 10 ersten Ländern mit der größten Ölpalmenfläche. Die Abbildung zeigt die kartierte Fläche (Sternchen), die sich aus der Klassifizierung von Sentinel-1 und Sentinel-2 ergibt, und die Flächenschätzung mit einem Zuverlässigkeitsgrad von 95 %.

Quelle: ESSC Copernicus (2021)

Die stetig wachsende Nachfrage auf dem Weltmarkt führt dazu, dass für Palmölplantagen in großem Stil tropische Wälder gerodet werden. Angebaut wird die Ölpalme heute hauptsächlich in Indonesien und Malaysia, aber auch in Südamerika und Afrika. Seit 1990 hat sich die Fläche für Ölpalmen weltweit verdoppelt, in Indonesien sogar verzehnfacht. Im Jahr 2019 wurden weltweit 74,6 Millionen Tonnen Palmöl produziert.

Die zeitliche Dynamik der Plantagengründungen in SO-Asien seit 1984

Die zeitliche Dynamik der Plantagengründungen in SO-Asien seit 1984

Die Abbildung zeigt die Entwicklung der Ölpalmenplantagen in Südostasien seit 1984. Die Ausdehnung des Ölpalmenanbaus begann in Malaysia und auf der indonesischen Insel Sumatra, die sich bald zu einem bedeutenden Produktionsgebiet entwickelte, in dem um 1990 jährlich etwa 50.000 ha neue Plantagen angelegt wurden, was 2012 mit 380.000 ha neuer Plantagen einen Höchststand erreichte.

Auf Kalimantan begann die großflächige Expansion erst in den späten 1990er Jahren, und um 2010 wurde es zu einem wichtigen Anbaugebiet. In den letzten Jahren der Analyse ist die Expansion weiter auf dem Vormarsch, und 2015 kamen 293 500 ha neue Plantagen hinzu - das größte einzelne Umstellungsereignis in dieser Region. In Thailand expandieren die Ölpalmenplantagen mit einer geringeren durchschnittlichen Rate von 35.000 ha pro Jahr.

Quelle: Copernicus 2021

Palmölplantagen bedecken weltweit inzwischen zwölf Millionen Hektar Fläche. Das ist etwa ein Drittel der Bundesrepublik Deutschland. Die Liste der Naturschäden ist lang: Riesige Monokulturen bedrohen die biologische Vielfalt und rauben Arten wie Orang-Utan und Tiger den Lebensraum. Das Abbrennen von Wäldern, um Platz für den Anbau von Palmen zu schaffen, ist auch eine wichtige Quelle für Treibhausgasemissionen.

Tropische Regenwälder auf Torfmoorflächen sind in dieser Kombination gigantische Kohlenstoffspeicher. Sie enthalten bis zu 50-mal mehr Kohlenstoff als eine gleichgroße Fläche „normalen“ Regenwaldes. Tropische Torfmoorwälder gibt es vor allem in Indonesien, meist in tiefliegenden, küstennahen Gebieten auf Sumatra, Borneo und Neuguinea. Werden sie bei der Einrichtung von Palmölplantagen trockengelegt, werden Treibhausgase frei. Indonesien ist dadurch zum drittgrößten Treibhausgas-Emittenten der Erde geworden.

Dennoch ist Palmöl auch unter ökologischen Gesichtpunkten kein grundsätzlich schlechtes Öl. Mit Palmöl kann auf vergleichsweise geringer Fläche ein großer Teil des weltweiten Bedarfs an Pflanzenölen gedeckt werden. In vielen Ländern ist Palmöl ein schwer zu ersetzendes Nahrungsmittel und bildet die Lebensgrundlage von Kleinbauern. Vielerorts ist der Einsatz von Palmöl eine Chance zur Armutsbekämpfung. Doch wie bei fast allem kommt es auch bei Palmöl auf das Wie der Produktion an. Die Herstellung muss anders werden, als sie heute größtenteils ist – nämlich ökologisch, ökonomisch und sozial verträglich. Davon sind die meisten Produzenten von Palmöl aus Sicht von Umweltschutzverbänden noch weit entfernt. Einen Mindeststandard für den Anbau von Palmöl bietet der Runde Tisch für Palmöl (RSPO), an dem der WWF und andere NGOs, sowie Firmen und Institutionen aus der Wertschöpfungskette des Palmöls mitarbeiten.

Ausdehnung unter Beobachtung

Diese schwerwiegenden Auswirkungen auf die Umwelt haben viele Verbraucher auf der ganzen Welt dazu veranlasst, Produkte zu boykottieren, die Palmöl enthalten. Ein Verbot aller Palmölimporte oder die Einstellung des Palmölanbaus ist jedoch keine Lösung. Die IUCN warnt in einem Bericht aus dem Jahr 2018: "Ein Verbot von Palmöl würde höchstwahrscheinlich die Produktion anderer Ölpflanzen erhöhen, um die Nachfrage nach Öl zu befriedigen, und damit die durch Palmöl verursachten signifikanten globalen Biodiversitätsverluste verdrängen, anstatt sie zu stoppen".

Die nachhaltige Produktion von Palmöl ist daher von entscheidender Bedeutung. Aus diesem Grund ist es wichtig, die Palmölproduktion zu überwachen und bestehende und neue Plantagen zu beobachten. In diesem Zusammenhang bieten die Copernicus-Daten Instrumente, die diesen Prozess erleichtern können.

Politische Entscheidungsträger, die ein Gleichgewicht finden wollen, um die steigende Nachfrage nach Palmöl zu befriedigen und gleichzeitig die negativen Auswirkungen auf die Umwelt zu begrenzen, können sich nun auf Erdbeobachtungsdaten stützen, um ihre Entscheidungen zu treffen.

Die Copernicus Sentinel-2-Mission führt uns über Palmölplantagen in Ost-Kalimantan - dem indonesischen Teil der Insel Borneo. Indonesien ist der größte Produzent von Palmöl, gefolgt von Malaysia. Zusammen machen sie 84 % der weltweiten Palmölproduktion aus. Die Anbauflächen in Malaysia und Indonesien haben sich seit 1990 versechsfacht (2019).

Palmölplantagen auf Ostkalimantan (Indonesien)

Palmölplantagen auf Ostkalimantan (Indonesien)

Auf diesem Bild, das am 15. Februar 2019 aufgenommen wurde, sind die verschiedenen Stadien der Abholzung deutlich zu erkennen - die grünen Flecken in den Plantagen sind die bereits etablierten Palmölfarmen, während die hellbraunen Flecken das neu abgeerntete Land zeigen. Der umgebende üppige Regenwald ist in dunklem Grün zu sehen.

Palmöl wird in einer Vielzahl von Produkten verwendet - von Eiscreme und Schokolade über Kosmetika wie Make-up und Seife bis hin zu Biokraftstoff. Palmöl ist nicht nur vielseitig, sondern auch einzigartig ertragreich.

Copernicus Sentinel-2 ist eine Zwei-Satelliten-Mission, die vor allem dazu dient, Veränderungen in der Landnutzung zu verfolgen und die Gesundheit der Vegetation zu überwachen. Jeder Satellit trägt eine hochauflösende Kamera, die die Erdoberfläche in 13 Spektralbändern abbildet.

Quelle: ESA

Die Verfügbarkeit neuer Satellitendatensätze und die Fortschritte bei den Technologien des maschinellen Lernens haben erst in jüngster Zeit genaue und aktualisierbare Karten zur Erkennung und Messung der weltweiten Ölpalmenfläche ermöglicht. Die jüngste globale Ölpalmenkarte wurde 2020 veröffentlicht (Descals et al., 2020), bei der ein hochmoderner Algorithmus für maschinelles Lernen (Convolutional Neural Network) und frei verfügbare Satellitendaten aus dem Copernicus-Programm (Sentinel-1 und Sentinel-2) zum Einsatz kommen. Durch die Kombination von zwei verschiedenen Satellitendatenquellen (Radar- und optische Daten) kann dieses Projekt Ölpalmenplantagen weltweit genau erkennen und quantifizieren. Darüber hinaus lässt sich feststellen, ob eine Plantage großflächig (d. h. industriell) oder kleinflächig (d. h. kleinbäuerlich) ist. Außerdem wird eine globale "Wahrscheinlichkeitskarte" erstellt, die angibt, wie wahrscheinlich es ist, dass es sich bei einem Ort auf der Karte um eine Ölpalmenplantage handelt.

Paludikultur

Nach lat. palus „Morast, Sumpf“ und cultura "Bewirtschaftung"; die landwirtschaftliche Nutzung von nassen oder wiedervernässten Moorböden. In Europa ist der Anbau von Röhrichten für Dachreet ist ein traditionelles Beispiel. Neue Verfahren sind die Energiegewinnung aus Schilfbiomasse oder die Kultivierung von Torfmoosen als Torfersatz in Kultursubstraten im Gartenbau. Ein wichtiges Ziel der Paludikultur ist der Erhalt oder die Neubildung von Torf und die Unterstützung der ökosystemaren Funktionen der Torfgebiete.

Die Nutzung von drainierten Torfflächen bewirkt Torf-Oxidation, Bodensenkung, Nährstoffabfuhr in Grund- und Oberflächenwasser, Treibhausgasemissionen sowie Torfbrände mit einhergehender Aerosolbelastung (haze). Einige dieser Prozesse zerstören die Grundlage einer produktiven Nutzung der Torfgebiete nachhaltig. Für übliche landwirtschaftliche oder forstwirtschaftliche Nutzung wurden und werden Torfgebiete mittels Bodenmelioration vorbereitet. Die wichtigste Maßnahme dabei ist intensive Drainage, da die meisten Nutzpflanzen niedrige Grundwasserspiegel benötigen, und schwere Landmaschinen sind für wassergetränkte Böden nicht geeignet.

Die Erhaltung oder die Erneuerung des Feuchtegehaltes der Torfflächen verhindert oder mindert diese nachteiligen Umweltwirkungen, aber dies bedeutet auch, dass diese Flächen dann nicht für übliche landwirtschaftliche Nutzung verfügbar sind.

Paludikulturen nutzen nur jenen Teil der Netto-Primärproduktion, der nicht für die Torfbildung nötig ist. In den gemäßigten Breiten, den Subtropen und Tropen, also jenen Zonen, in denen eine hohe Pflanzenproduktivität besteht, wird Torf i. A. durch Wurzeln und Rhizome im Untergrund gebildet. Torfgebiete unterstützen natürlicherweise Vegetation, deren über dem Boden befindliches Pflanzenmaterial (selektiv) geerntet werden kann, ohne dass es zu einer substantiellen Beeinträchtigung der Torfschichten kommt. Die Biomassenutzung von Paludikulturen kann Spontanvegetation auf naturbelassenen Flächen umfassen oder künstlich angebaute Erzeugnisse auf wieder vernässten Flächen.

Paludikulturen können eine Doppelrolle bei der Minderung des Klimawandels spielen: Sie vermeiden durch den Erhalt der Torfkörper Treibhausgasemissionen, und zusätzlich kann Biomasse, die auf ihren Flächen produziert werden, fossile Roh- und Brennstoffe ersetzen.

Eine naheliegende Praxis der Paludikultur ist das Sammeln von Nahrungsmitteln für den direkten Verzehr. In der borealen Zone Eurasiens werden eine Vielzahl von essbaren Wildbeeren und Pilzen zur Nahrungs- und Vitaminversorgung gesammelt. In anderen Teilen der Welt ernten Einheimische verschiedenste Pflanzen von Torfgebieten zur menschlichen Ernährung und für medizinische Zwecke. Dazu gehören wilder Reis (Zizania aquatica) in Nordamerika, Fieberklee (Menyanthes trifoliate), Kalmus (Acorus calamus) und Duftendes Mariengras (Hierochloe odorata) in Europa, ferner die Sagopalme (Metroxylon sagu) in Indonesien und Malaysia.

Andere traditionelle Nutzungsarten mit geringer Intensität oder sanften Eingriffen sind die Jagd und die Fischerei. Besonders in tropischen Torfsumpfwäldern ist die Fischerei eine wichtige ökonomische Aktivität. Aquakultur mit einheimischen Fischarten kann ferner eine attraktive Nutzungsart sein und ökonomische Anreize für die einheimische Bevölkerung in Regionen bieten, in denen Entwässerungskanäle zur Wiederherstellung des Wasserhaushalts aufgestaut werden müssen.

Passatcumulus

Großräumige Absinktendenzen sorgen im Bereich der subtropischen Hochdruckgürtel für die Ausbildung einer markanten Inversion, der Passatinversion. Als statisch stabile Schicht verhindert diese sehr effizient die Bildung hochreichender Cumulus. Deswegen wird die Obergrenze der Cumuluswolken in den Passatregionen (subtropische Hochdruckgürtel) durch die Passatinversion festgelegt. Gleichzeitig ist die Passatinversion auch die Oberkante der recht gut durchmischten planetarische Grenzschicht in der Passatregion. Da Passatcumuli nicht besonders hochreichend sind, fällt aus ihnen normalerweise kein Regen.

Passatcumuli im N und NO der Kanaren

Passatcumuli im N und NO der Kanaren

Die Obergrenze der Cumuluswolken in den Passatregionen (subtropische Hochdruckgürtel) wird durch die Passatinversion festgelegt. Die Passatinversion ist gleichzeitig auch die Oberkante der recht gut durchmischten planetarischen Grenzschicht in der Passatregion.
Weil Passatcumuli nicht sehr hochreichend sind, fällt aus ihnen normalerweise kein Regen. Die Ausnahme bilden die Luvseiten von Gebirgen, die eine staubedingte Konvektion verursachen (La Palma - die 'isla verde' der Kanaren).

Die Aufnahme wurde am 30.6.2001 von der ISS aus 383 km Höhe aufgenommmen.

Quelle: NASA, ISS-Aufnahme

Passate

Beidseitig des Äquators bis ca. 25° N und S auftretende Winde, die zum Druckausgleich aus den Hochs der Rossbreiten in Richtung der äquatorialen Tiefdruckrinne strömen. Für die Südhalbkugel z. B. ergibt sich daraus eine allgemeine Strömungsrichtung Südost bis Süd aus dem pazifischen Hoch. NO-Passat (N-HK) und SO-Passat (S-HK) wehen beständig und sind 20-25 km/h schnell. In den Passatzonen sinkt Luft ab. Luft, die wegen der Erwärmung des Bodens aufsteigt, wird deshalb am weiteren Aufstieg gehindert, kann nicht abkühlen, nicht kondensieren und keine Niederschlagswolken bilden (Passatinversion). Erst beim Zusammenströmen der Passate in der äquatorialen Tiefdruckrinne werden die Luftmassen zum Aufsteigen gezwungen und regnen sich aus. An Küsten mit kalten Meeresströmungen oder mit Upwelling kann es zu ausgeprägter Nebelbildung, aber nicht zu Regenniederschlag kommen. Während der Wintermonate sind die Passate der betreffenden Halbkugel besonders markant.

Mustergültig sind die Passate über dem Pazifik in ein Ozean-Atmosphäre-System mit positiven Rückkopplungen eingebunden. Die dortigen Verhältnisse während einer Normal- und einer Kaltphase von ENSO lassen sich wie folgt zusammenfassen:

Während eines El Niño-Jahres schwächen sich die Passate über dem Pazifik ab. Über dem Westpazifik kehren sie sogar ihre Richtung um, sogenannte Westwindausbrüche treten auf. Die Ursache für das Abflauen der Passate ist ungeklärt.

Passatinversion

In etwa 500 m (Nähe Subtropenhoch) bis 2.500 m (Nähe ITK) Höhe gelegene Temperaturumkehrschicht, in der die vom Boden nach oben abnehmende Lufttemperatur wieder zunimmt. Besonders im Bereich der Ostflanken der subtropischen Hochdruckgebiete, wo die Absinkbewegungen ihre größte Intensität erreichen, ist die Höhenlage der Passatinversion sehr gering.
Sie trennt relativ wasserdampfhaltige, etwas kühlere Luft unten von etwas wärmerer und trockenerer Luft oben. Diese Absinkinversion unterbindet das Aufsteigen von am Boden erhitzter Luft und damit die Ausbildung von Konvektionswolken. Diese sind aber Voraussetzung für Regen. Unmittelbar unterhalb der Passatinversion bilden sich in der recht gut durchmischten Grundschicht lediglich - meist sehr regelmäßig angeordnete - Passatcumuluswolken aus.

Oberseite von Passatwolken im Norden von Teneriffa Ozeanische Luftschicht, von einer Absinkinversion gedeckelt (Schema)

Witterungserscheinungen unter Passateinfluss

Links: Passatwolken im Norden von Teneriffa (Februar 2009)

Die markante Obergrenze ergibt sich durch die Absinkinversion.

Foto: Sybal

Rechts: Ozeanische Luftschicht, von einer Absinkinversion gedeckelt

Quelle: University of California

Das Absinken von Luftmassen der äquatorwärts wehenden Passate ergibt sich aus der Verbreiterung der Flächen zwischen den Längengraden (Flächendivergenz). Dadurch muss eine meridional äquatorwärts bewegte Luftmasse ihre anfänglich eingenommene Grundfläche laufend vergrößern. Dies ist jedoch nur möglich, wenn sie ihre Schichtdicke verringert. Aus dieser vertikalen Schrumpfung folgt ein Absinken von Luft aus größerer Höhe mit entsprechender Erwärmung und Bildung einer Absinkinversion. In einer Passatströmung herrscht somit durch Flächendivergenz und Absinkinversion eine weitgehend stabile atmosphärische Schichtung, die sich im Bereich der innertropischen Konvergenzzone jedoch auflöst.

Pazifisch-Nordamerikanische Telekonnektion (PNA)

Engl. Pacific-North American (teleconnection) pattern (PNA); klimatologischer Begriff zur Beschreibung für ein großskaliges Wettermuster mit zwei Modi (als positiv und negativ bezeichnet), das die atmosphärischen Zirkulationmuster über dem Nordpazifik und Nordamerika in Beziehung setzt. Das PNA-Muster, das von Wallace und Gutzler 1981 zuerst beschrieben wurde, besteht aus statistisch deutlich erkennbaren Korrelationen zwischen vier Aktionszentren: zwei Hochdruckzellen über Hawai'i und dem westlichen Nordamerika und zwei Tiefdruckzellen über dem Nordpazifik und der Golfküste der USA. Dieses Muster beschreibt die Klimavariabilität auf zwischensaisonalen, saisonalen und dekadischen Zeitskalen und wird vermutlich durch ein tropisches Signal ausgelöst, wie z.B. verstärkte Konvektion in einem Teilraum der Tropen. Dies macht es vergleichbar dem ENSO-Phänomen.

Der Mechanismus, über den die PNA das Wetter in Nordamerika beeinflusst, erfolgt über die Stärke und die Lage des ostasiatischen Jetstreams, was letztlich das Wetter bestimmt, das der Jet nach Amerika mitbringt.

Die positive Phase der PNA ist durch ein Muster mit überdurchschnittlich hohem Luftdruck in der Nähe von Hawai'i und über den Gebirgsregionen des westlichen Nordamerika, sowie unterdurchschnittlichem Luftdruck südlich von Alaska und über dem SO der USA gekennzeichnet. Diese Druckverteilung verstärkt den Jetstream der Mittelbreiten auf seinem Weg von Ostasien über den Pazifik. Sie erhöht die Wahrscheinlichkeit von überdurchschnittlich hohen Temperaturen im westlichen Kanada und den westlichsten Staaten der USA und gleichzeitig die Wahrscheinlichkeit für unterdurchschnittliche Temperaturen in den mittleren Südstaaten und den Staaten im SO der USA. Im Winter ist die positive Phase auch verknüpft mit unterdurchschnittlichen Niederschlagsmengen im pazifischen Nordwesten und in der Osthälfte der USA.

Die negative Phase des PNA-Musters ist verbunden mit einem schwächeren Jetstream über dem zentralen Pazifik, einer durch hohen Druck bedingten Blockade der atmosphärischen Strömung in den höheren Breiten des Nordpazifiks und einer Aufspaltung des Jetstreams über dem zentralen Nordpazifik. Die Temperatur- und Niederschlagsabweichungen gegenüber normalen Verhältnissen sind im Allgemeinen invers zu denen der positiven Phase.

Obwohl das PNA-Muster ein eigenständiger Modus von Klimavariabilität ist, wird es auch vom ENSO-Zyklus beeinflusst. Die positive Phase des PNA-Musters ist eher mit El Niño-Bedingungen verknüpft und die negative Phase eher mit La Niña-Bedingungen.

Pazifischer Ozean

Syn. Pazifik oder Stiller Ozean; mit 179,7 Mio km² Fläche der größte Ozean der Erde. Der Pazifik, der sich sowohl auf der West-, wie auch der Osthalbkugel der Erde befindet, liegt zwischen der Arktis im Norden, Nordamerika im Nordosten, Mittelamerika im Osten, Südamerika im Südosten, der Antarktis im Süden, Australien im Südwesten, Ozeanien im Westen und Asien im Nordwesten. Im Norden grenzt er an das Nordpolarmeer, im Süden an das Südpolarmeer.

Die Fläche des Pazifischen Ozeans macht rund 35 Prozent der gesamten Erdoberfläche und die Hälfte der Meeresfläche der Erde aus. Das Wasservolumen beträgt 723,7 Mio. km³. Während seine mittlere Tiefe 4.028 m (andere Angaben siehe hier) beträgt, liegt seine tiefste Stelle bei 11.034 m unter NN (s.u.).

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Links: Oberflächenströmungen im Pazifik

Abbreviations: Mindanao Eddy (ME), Halmahera Eddy (HE), New Guinea Coastal (NGCC), North Pacific Current (NPC), Kamchatka Current (KC), Subtropical Front (STF), Subantarctic Front (SAF), Polar Front (PF), Continental Water Boundary (CWB), Weddell Gyre Boundary (WGB). The shaded region indicates banded structure (Subtropical Countercurrents).

Quelle: M. Tomczak (2002)

Rechts: Ozeanboden des Pazifik (Ausschnitt aus der GEBCO World Map)

Die GEBCO-Weltkarte zeigt die Bathymetrie des weltweiten Meeresbodens in Form einer farbigen Reliefkarte. Die Karte basiert auf Bathymetriedaten aus dem GEBCO_08-Gitter, Version 20100927, einem globalen bathymetrischen Gitter mit 30 Bogensekunden Abstand. Das Gitter basiert größtenteils auf einer Datenbank von Schiffslotungen, wobei die Interpolation zwischen den Lotungen durch satellitengestützte Schwerkraftdaten gesteuert wird. Wo sie das bestehende Gitter verbessern, wurden Datensätze, die mit anderen Methoden entwickelt wurden, einbezogen.

Quelle: GEBCO

Im Pazifik liegt die tiefste Stelle des Weltmeeres, die sich im Marianengraben befindet; dies ist die 11.034 m unter NN liegende Witjastiefe 1.

Der Name Pazifischer Ozean kommt vom spanischen bzw. portugiesischen Wort pacífico – friedlich. Ferdinand Magellan hatte ihn so benannt, weil ihm 1521 die Winde bei seiner Weltumsegelung auf diesem Meer wohl gesonnen waren. Als erster Europäer seit Marco Polo hatte der Spanier Vasco Núñez de Balboa 1513 den Pazifik erreicht.

Innerhalb des Pazifiks bzw. auf dessen Meeresboden befinden sich teils hohe und langgestreckte Mittelozeanische Rücken, viele niedrigere Schwellen, riesige Tiefseebecken, Tiefseerinnen, verschiedene Meerestiefs und der Pazifische Feuerring.

Zu den Mittelozeanischen Rücken gehört insbesondere der Ostpazifische Rücken, der sich durch den Südosten des Stillen Ozeans zieht. Zu den Tiefseerinnen bzw. Meerestiefs gehört der Marianengraben mit seiner 11.034 m unter NN liegenden Witjastiefe 1, welche die tiefste Stelle des Pazifiks darstellt. Zu den Tiefseebecken gehört das äußerst große Nordpazifische Becken, das den Großteil des nördlichen Pazifiks ausmacht, in Richtung Süden sogar über den Äquator hinaus reicht und nur wenig von Mittelozeanischer Rücken und Schwellen durchzogen ist.

Der Pazifische Feuerring

Der Pazifische Feuerring (Ring of Fire) ist ein weitausgedehnter bzw. um den Ozean verlaufender Ring von aktiven Vulkanen verbunden mit Tiefseerinnen. Hier , fanden bezeichnenderweise einige der gewaltigsten Erdbeben des 20. Jahrhunderts statt (z. B. in Chile 1960 und 1923 in der japanischen Stadt Kobe). Auslöser für die regelmäßigen Beben entlang des Pazifischen Feuerrings sind häufig sogenannte Subduktionszonen. Dort treffen zwei tektonische Platten aufeinander und die schwerere Ozeanische Platte taucht unter die leichtere Kontinentalkruste ab.

Entlang des Pazifischen Feuerrings treten neben Vulkanausbrüchen auch regelmäßig Erd- und Seebeben auf. Letztere führen oft zu Tsunamis, die besonders die Küstenregionen entlang des Feuerrings mit meterhohen Flutwellen bedrohen.

So löste das Tohoku-Beben von 2011 das größte bekannte Tsunami-Ereignis in der Geschichte Japans aus, das zu schweren Zerstörung entlang der japanischen Pazifikküste führte. Als direkte Folge erzeugte eine 14 Meter hohe Flutwelle schwere Schäden im Kernkraftwerk Fukushima, die zu einer Serie von Nuklearunfällen führten. Weit über hunderttausend Menschen mussten aus dem Gebiet evakuaiert werden, um sie vor Verstrahlung zu schützen.

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Der Pazifische Feuerring

Der Pazifische Feuerring umrahmt den Pazifik von drei Seiten. Er zieht sich über 40.000 Kilometer entlang der Westküste Süd-, Mittel- und Nordamerikas zum Aleutengraben, über Kamtschatka, Japan, Philippinen, Indonesien bis nach Neuseeland. Es handelt sich um eine der aktivsten Vulkanregionen der Welt.

Quelle: MetEd

Die zahllosen Inseln der Südsee werden mehr nach kulturellen als nach geographischen Gesichtspunkten in die Archipele Melanesien, Polynesien und Mikronesien unterteilt.

Die am Pazifik und an seinen Randmeeren liegenden Küstenstaaten sind:
Russland, Japan, Nordkorea, Südkorea, Volksrepublik China, Taiwan, Philippinen, Vietnam, Thailand, Kambodscha, Malaysia, Brunei, Palau, Mikronesien, Marshallinseln, Australien, Neuseeland, Papua-Neuguinea, Salomonen, Vanuatu, Nauru, Tuvalu, Kiribati, Fidschi, Tonga, Samoa, Chile, Peru, Ecuador, Kolumbien, Panama, Costa Rica, Nicaragua, Honduras, El Salvador, Guatemala, Mexiko, USA, Kanada.

Merkmale des tropischen Pazifiks

Großflächige Meeresströmungen: Die Hauptströmungen im tropischen Pazifik (Abbildung 6.3) werden von den SO-Passatwinden angetrieben. Aufgrund der Wechselwirkung zwischen den Passatwinden und der Corioliskraft werden die äquatornahen Oberflächengewässer durch den Ekman-Transport in subtropische Breitengrade getrieben. Gewässer in Breitengraden über 25°S und 25°N werden durch Westwinde zum Äquator gezwungen. Die Konvergenz der sich in verschiedene Richtungen bewegenden Gewässer erzeugt zwei nach Westen fließende Strömungen: den Nordäquatorialstrom (NEC) und den Südäquatorialstrom (SEC). Diese Ströme werden umgeleitet, wenn sie auf Inseln und Land treffen, was eine Reihe von kleineren Strömungen und Unterströmungen sowie den West Pacific Warm Pool speist.

Der NEC und der SEC werden auch durch das Vorhandensein der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) und der Südpazifischen Konvergenzzone (SPCZ) verändert. Diese Konvergenzzonen verändern die lokalen Windverhältnisse und führen zu zwei ostwärts gerichteten Gegenströmen: dem Nordäquatorialen Gegenstrom (NECC) unterhalb der ITCZ und dem Südäquatorialen Gegenstrom (SECC) unterhalb der SPCZ. Die Grenzen, an denen sich die West- und die Ost-Gegenströmung treffen, bilden Wirbel, die zum Auftrieb von nährstoffreichem Wasser führen können. Die Strömungen im Südostpazifik bleiben das ganze Jahr über ziemlich konstant, während die Strömungen im Westpazifik je nach Jahreszeit und ENSO-Situation in Intensität und Richtung variieren.

Pacific Main Ocean Currents

Die wichtigsten Ozeanströmungen im Pazifik innerhalb der oberen 100 bis 200 m Wassersäule

Die dargestellten Ströme sind: North Subtropical Counter Current (NSTCC); Kuroshio Current (KURO); Mindanao Current (MC); Mindanao Eddy (ME); Halmahera Eddy (HE); North Equatorial Current (NEC); North Equatorial Counter Current (NECC); Equatorial Undercurrent (EUC); Indonesian Throughflow (ITF); New Guinea Coastal Undercurrent (NGCUC); North Queensland Current (NQC); East Australian Current (EAC); North Vanuatu Jet (NVJ); North Caledonian Jet (NCJ); South Caledonian Jet (SCJ); South Equatorial Counter Current (SECC); South Equatorial Current (SEC) and South Subtropical Counter Current (SSTCC).

Quelle: SPC

Meerestemperatur: Die Meeresoberflächentemperatur (SST) im tropischen Pazifik variiert räumlich und zeitlich. Räumliche Abweichungen treten dort auf, wo Winde Oberflächenwasser bewegen oder Auftrieb verursachen. Zum Beispiel drücken die südostlichen Passatwinde warmes Wasser in den westlichen Pazifik und bilden den Warm Pool. Die wärmsten ozeanischen Temperaturen der Welt treten im West Pacific Warm Pool auf, der durch SSTs über 28°C definiert ist. Die vorherrschenden SO-Passate entlang des Äquators verursachen auch Auftrieb, der tiefes, kühles, nährstoffreiches Wasser an die Oberfläche bringt und SSTs reduziert. Die saisonalen Schwankungen der SST in der Nähe des Äquators sind schwach und die zwischenjährlichen Schwankungen sind auf 2 bis 3°C begrenzt. Die saisonalen Schwankungen der SST sind am größten außerhalb des Äquators, wo sie das ganze Jahr über um bis zu 7°C schwanken können. Die Temperatur des tropischen Pazifiks variiert ebenfalls mit der Tiefe und nimmt mit zunehmender Tiefe ab. Das wärmere Oberflächenwasser hat auch eine geringere Dichte als das tiefere kühlere Wasser. Wo sich die beiden Schichten an der Thermokline treffen, ändert sich die Wassertemperatur schnell. Im tropischen Pazifik liegt die Thermokline meist in den oberen 500 m und die Temperatur entlang der Thermokline sinkt um 20°C.

Meeresoberflächentemperatur (Sea Surface Temperature, SST)

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Meeresoberflächentemperatur (Sea Surface Temperature, SST)

Die Temperaturen der Meeresoberfläche haben einen großen Einfluss auf Klima und Wetter. So erwärmt sich beispielsweise alle 3 bis 7 Jahre ein breiter Teil des Pazifischen Ozeans entlang des Äquators um 2 bis 3 Grad Celsius. Diese Erwärmung ist ein Markenzeichen von El Niño, der die Niederschlagsmuster rund um den Globus verändert und zu starken Regenfällen im Süden der USA, in Peru und schweren Dürren in Australien, Indonesien und Südasien führt. In kleinerem Umfang beeinflussen die Meerestemperaturen die Entwicklung tropischer Wirbelstürme (Hurrikane und Taifune), die Energie aus warmem Meerwasser beziehen, um sich zu bilden und zu intensivieren.
Diese Karten basieren auf Beobachtungen des Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) auf dem NASA-Satelliten Aqua. Der Satellit misst die Temperatur des oberen Millimeters der Meeresoberfläche. In dieser Karte erscheinen die kühlsten Gewässer in blau (ca. -2 Grad Celsius) und die wärmsten Temperaturen in rosa-gelb (35 Grad Celsius). Landmassen und das große Gebiet des Meereises um die Antarktis herum erscheinen in Grautönen, was darauf hinweist, dass keine Daten erhoben wurden. Quelle: NASA

Ozeaneddies: Wirbel im Ozean und in Küstengebieten können nährstoffreiches Wasser aus den tieferen Schichten des Ozeans an die Oberfläche ziehen und die Primärproduktion anregen. Wirbel transportieren auch Wärme, Nährstoffe, Partikel und Fischlarven und wirbellose Tiere im regionalen Maßstab. Die Größe der Wirbel hängt stark vom Breitengrad ab - im tropischen Pazifik reichen sie von ~ 150 bis 300 km im Durchmesser. Der Durchgang von Wirbeln ist mit erheblichen Schwankungen der lokalen Strömungen, der Höhe der Meeresoberfläche und der vertikalen Struktur der Wassersäule verbunden. (SPC)

Nährstoffversorgung: Biologische Prozesse (z.B. Photosynthese durch Phytoplankton) an der Meeresoberfläche reduzieren die Nährstoffversorgung. Folglich sind die Nährstoffkonzentrationen in Tiefen von >100 m wesentlich höher als an der Oberfläche. Die Ozeanzirkulation oder eine tiefe Durchmischung der Wassersäule ist notwendig, um Nährstoffe an die Oberfläche zurückzugeben. Die starke Dichteschichtung im Pazifischen Ozean verhindert jedoch den vertikalen Austausch von Wasser (und damit von Nährstoffen) zwischen den tiefen und seichten Schichten des Ozeans. Die wichtigsten Prozesse, die die Schichtungsbarriere überwinden und nährstoffreiches Wasser an die oberen Schichten abgeben können, sind Turbulenzen in der oberflächennahen Mischschicht, windgetriebenes Upwelling und Wirbel.

Marines Chlorophyll

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Marines Chlorophyll

Die Chlorophyllkarten zeigen mg Chlorophyll pro m³ Meerwasser und Monat. Orte, an denen die Chlorophyllmengen sehr niedrig waren, was auf eine sehr geringe Anzahl von Phytoplankton hinweist, sind blau. Orte, an denen die Chlorophyllkonzentrationen hoch waren, sind dunkelgrün. Die Beobachtungen stammen vom MODIS-Sensor auf dem NASA-Satelliten Aqua. Das Land ist dunkelgrau, und Orte, an denen MODIS keine Daten sammeln konnte (Gründe sind Meereis, Polardunkelheit oder Wolken), sind hellgrau.
Die höchsten Chlorophyllkonzentrationen, in denen winzige oberflächenbewohnende Meerespflanzen gedeihen, befinden sich in kalten polaren Gewässern oder an Orten, an denen Meeresströmungen kaltes und nährstoffreiches Wasser an die Oberfläche bringen, wie etwa um den Äquator und an den Ufern von Kontinenten.

Die Pol- Ãquatordifferenz verschärft sich in der Hemisphäre, die den Sommer erlebt. So ist beispielsweise der Unterschied in der Chlorophyllkonzentration zwischen dem Südlichen Ozean und den äquatorialen Meeresgebieten im Dezember größer als im September. In polaren Gewässern sammeln sich Nährstoffe in den dunklen Wintermonaten, in denen Pflanzen wachsen können, in Oberflächengewässern an. Wenn das Sonnenlicht im Frühjahr und Sommer zurückkehrt, gedeihen die Pflanzen in hoher Konzentration.

Wenn das Oberflächenwasser kalt ist, ist es einfacher für tieferes Wasser, an die Oberfläche zu gelangen und Nährstoffe in sonnenbeschienene Bereiche zu bringen, wo Phytoplankton sie nutzen kann.

Quelle: NASA

Gelöster Sauerstoff: Der Gehalt an gelöstem Sauerstoff (O2) in Oberflächengewässern des tropischen Pazifiks wird bestimmt durch (1) die Rate des Sauerstofftransfers aus der Atmosphäre (die von der SST abhängt); (2) die Menge an Sauerstoff, der aus der Photosynthese erzeugt wird; und (3) die Geschwindigkeit, mit der das sauerstoffreiche Oberflächenwasser über Meeresströmungen und Durchmischungsvorgänge eingetaucht wird. Diese Wassermassen verlieren allmählich O2, da die organische Substanz durch Bakterien remineralisiert wird. Die Konzentration von O2 an jedem Punkt der Wassersäule ist ein Gleichgewicht zwischen dem ursprünglichen O2-Gehalt, der Wirkung der Remineralisierung organischer Substanz durch Bakterien und der Rate, mit der Wasser durch die Ozeanzirkulation ersetzt wird.

Ozeanversauerung: Der Säuregehalt des Ozeans ist seit Millionen von Jahren relativ stabil. Aufgrund dieser Stabilität sind Karbonationen von Natur aus reichlich vorhanden und die üblichen reinen Mineralien des Kalziumkarbonats (Aragonit und Calcit) werden in Oberflächengewässern gebildet und lösen sich nicht auf. Der pH-Wert des Ozeans ist abhängig von der Menge an Kohlendioxid in der Atmosphäre. Der durchschnittliche pH-Wert des Ozeans liegt jetzt bei ~ 8,1. Der pH-Wert des Ozeans variiert saisonal und räumlich um ~ 0,3 Einheiten aufgrund von Veränderungen in der SST und dem Auftrieb von kohlendioxidreichem Tiefenwasser.

Wellenhöhe: Die Größe der Oberflächenwellen auf dem Ozean hängt ab von der Stärke des Windes, der Entfernung, über die der Wind weht, der Dauer der Windbewegung und der Wassertiefe. Wellen haben einen großen Einfluss auf die Durchmischung an der Meeresoberfläche, die Sedimentsuspension und den Transport. Im tropischen Pazifik zeigen Modellsimulationen, dass die durchschnittliche signifikante Wellenhöhe im Bereich von 1,5 bis 2,5 m liegt und im Allgemeinen nach Westen abnimmt. Es gibt große natürliche Schwankungen in den Wellenbedingungen des tropischen Pazifiks aufgrund von Sturmaktivität und großmaßstäbigen Klimamustern, wie z.B. ENSO.

Meereshöhe: Der Meeresspiegel an einem bestimmten Ort wird durch eine Reihe von Faktoren bestimmt, die in Zeit und Raum variieren. Die Gezeiten beeinflussen den Meeresspiegel auf einer vorhersehbaren, periodischen Basis, die Auswirkungen von Stürmen und Wirbelstürmen sind episodisch und können von Stunden bis zu Tagen anhalten, und Veränderungen der Zirkulation (wie sie mit ENSO verbunden sind) können zu großen interannuellen Schwankungen führen. Das Zusammenspiel dieser Faktoren führt zu erheblichen Schwankungen des Meeresspiegels. So können beispielsweise regionale Veränderungen des Meeresspiegels aufgrund von ENSO-Ereignissen bis zu 20 bis 30 cm groß sein.

Küstennahe Zirkulation und Inseleffekte: Regionale ozeanische Prozesse, die entlang der Küsten und um Inseln herum stattfinden, beeinflussen auch die Eigenschaften der Küstenumgebung auf lokaler Ebene. Zwischen den einzelnen Küstengebieten des Großraums gibt es erhebliche Unterschiede in Bezug auf Zirkulation (z.B. Strömungen und Wirbel), SST, Nährstoffversorgung und letztlich Produktivität.

Fünf ökologische Provinzen im Pazifik: Die große Fläche des tropischen Pazifiks bietet keinen einheitlichen Lebensraum für die Organismen, die die Nahrungsnetze z. B. für Thunfisch umfassen. Stattdessen ist die Region in fünf ökologische Provinzen unterteilt. Die Grenzen dieser Provinzen werden im Allgemeinen durch Konvergenzzonen von Oberflächenströmungen definiert, und jede Provinz hat ein spezifisches Windregime und eine vertikale hydrologische Struktur. Die Position der Pazifischen äquatorialen Divergenz (PEQD) und dem West Pacific Warm Pool ändern sich von Jahr zu Jahr, je nach den Bedingungen der El Niño-Southern Oscillation (ENSO).

Pazifische äquatoriale Divergenz (PEQD): Die PEQD (dt. Äquatorial-Pazifische Divergenz) wird durch die Auswirkungen der Erdrotation (Corioliskraft) auf den Südäquatorialstrom (SEC) in den beiden Hemisphären erzeugt. Es gibt einen signifikanten Anstieg der Nährstoffe, wodurch das reichste Oberflächenwasser der Region entsteht. Die Gewässer von PEQD zeichnen sich durch höhere Werte bei Salzgehalt, Partialdruck von Kohlendioxid (pCO2), Nährstoffkonzentration und Phytoplanktonreichtum (Chlorophyll a) aus. Diese nährstoffreichen Gewässer überspannen einen Großteil des äquatorialen Pazifiks und driften polwärts, bevor sie an der Konvergenz mit dem North Equatorial Counter Current (NECC) und dem South Equatorial Counter Current (SECC) untergehen. Obwohl die in PEQD verfügbaren Nährstoffe jene, die für das üppige Wachstum von Phytoplankton nötig sind, übersteigen, ist die Primärproduktion durch niedrige Eisenkonzentrationen begrenzt. Daher bleibt die Phytoplanktonbiomasse unabhängig vom Gehalt an Makronährstoffen relativ konstant.

Westpazifischer Warmwasserkörper: Das Oberflächenwasser des Western Pacific Warm Pool weist aufgrund der hohen Niederschläge einen deutlich geringeren Salzgehalt auf, als das der PEQD. Der Warmpool ist auch nährstoffarm, da es keinen Auftrieb gibt. Die Thermokline im Warmpool liegt unter durchschnittlichen Bedingungen verhältnismäßig tief (~ 80 m), wird aber bei El Niño-Episoden flacher (~ 40 m). In diesem Fall steigt die Primärproduktion an, stimuliert durch die Zufuhr von mehr Nährstoffen in die photische Zone unterhalb der Thermokline.

Nordpazifischer Tropischer Wirbel und Südpazifischer Tropischer Wirbel (NPTG, SPSG): NPTG und SPSG entstehen durch die großen atmosphärischen Antizyklone im nördlichen und südlichen subtropischen Pazifik, die ozeanische Gyres erzeugen. Diese beiden Provinzen zeichnen sich durch eine sehr tiefe, aber schwache Thermokline aus, die einige Nährstoffeinträge aus dem Tiefwasser durch Vermischung und Diffusion in die Photische Zone ermöglicht. Im Sommer wird jedoch eine starke und flachere (40-60 m) Thermokline über die Hauptthermokline gelegt, die eine effektive Barriere für den Nährstoffeintrag bildet. Dies führt im Sommer zu einer geringeren Primärproduktion im oberen Teil der Photischen Zone.

Archipelagische Tiefbecken (ARCH): Wie der Name schon sagt, wird ARCH durch das Vorkommen vieler Archipele und Tiefseeberge geprägt. Es ist ein Flickenteppich von Prozessen auf einer Vielzahl von räumlichen Skalen mit unterschiedlichen vertikalen Strukturen, angetrieben von der Art und Weise, wie die Landmassen Oberflächenströme umleiten und Wirbel erzeugen. ARCH erhält auch Nährstoffe über den Abfluss von hohen Inseln. (SPC)

Fünf ökologische Provinzen im Pazifik

Die fünf ökologischen Provinzen des tropischen Pazifiks zusammen mit den wichtigsten Meeresströmungen der Region:

  • Pacific Equatorial Divergence (PEQD)
  • Western Pacific Warm Pool (Warm Pool)
  • North Pacific Tropical Gyre (NPTG)
  • South Pacific Subtropical Gyre (SPSG)
  • Archipelagic Deep Basins (ARCH)
Quelle: SPC

Weitere Informationen:

Pegel

Eine Vorrichtung an einer Küstenstelle (und an einigen Stellen in der Tiefsee), die laufend die Höhe des Meeres in Bezug auf das angrenzende Land messen. Der Durchschnitt über die Zeit des so aufgezeichneten Meeresspiegels ergibt die beobachtete relative Meeresspiegeländerung über Jahrhunderte.

Weitere Informationen:

Pelagial

Auch Freiwasserzone; Bereich des freien Wassers in einem Meer oder einem Binnensee. Die oberste, von Licht durchflutete Schicht wird Epipelagial genannt. Hier entwickelt sich das Phytoplankton. Die zur Tiefsee gehörenden Regionen werden zwischen 800 und 2.400 m Tiefe als hemipelagial, die noch tieferen als eupelagial bezeichnet. Die im Pelagial vorherrschenden Organismen stehen nicht mehr mit dem Meeresgrund in Verbindung. Sie bildeten besondere Fähigkeiten aus, etwa wie das Plankton zu schweben oder wie das Nekton (Fische, Krebstiere u. a.) aktiv, auch gegen die Strömung, zu schwimmen. Das Pleuston existiert auf der Wasseroberfläche als eine Lebensgemeinschaft von Schwimmpflanzen und -tieren.

Pelagial_Tiefenzonierung

Die Tiefenzonen des marinen Pelagials
(nicht maßstabsgetreu)


Im Meer gliedert sich das Pelagial, gemäß der geomorphologischen Unterteilung des Gewässerbodens entlang des Kontinentalhangs, in fünf Tiefenzonen.

Quelle: Wikipedia

Die pelagischen Zonen:

Epipelagial

Das Epipelagial (gr. επί epi „auf“) reicht bis in eine Tiefe von 200 m im Meer und zeichnet sich durch eine positive Bioproduktivität sowie den höchsten Artenreichtum innerhalb des Ökosystems aus. Neben Plankton lebt hier auch das Nekton – insbesondere Fische, Meeressäuger, Krebse und Kopffüßer. Die epipelagische Zone wird von der Sonne durchflutet und erlaubt daher vielzelligen Algen, höheren Pflanzen und photoautotrophen Kleinstlebewesen, Photosynthese zu betreiben. Der Bereich des Epipelagials, in welchem dies möglich ist, hängt von den Eigenschaften eines Gewässers ab und heißt Euphotische Zone.

Mesopelagial

Das Mesopelagial (gr. μέσον méson „mittig“) erstreckt sich von 200 bis 1000 m Tiefe und liegt damit zwischen der hellen und den dunklen Tiefenzonen, woher auch sein Name rührt. Seine Untergrenze markiert den Beginn der eigentlichen Tiefsee, der aphotischen Zone. Obgleich noch ein wenig blaues Licht in diese Tiefen vordringt, gibt es keine Photosynthese und somit auch keinen Pflanzenbewuchs mehr; ab und zu findet sich jedoch Plankton. Im Mesopelagial leben beispielsweise die Tiefsee-Beilfische.

Bathypelagial

Das Bathypelagial (gr. βαθύς bathýs „tief“) reicht von 1000 bis zu 4000 m Tiefe. Der Druck beträgt in dieser Tiefenzone bis etwa 400 bar. Es ist kein Sonnenlicht mehr vorhanden, nur einige Fische und Bakterien erzeugen Licht durch Biolumineszenz. Unter den in dieser Zone lebenden Tieren finden sich unter anderen Kalmare, Kraken, Seesterne und große Wale.

Abyssopelagial

Das Abyssopelagial (gr. ἄβυσσος ábyssos „bodenlos“) reicht von 4000 bis 6000 m Tiefe. Die hier lebenden Tiere, unter anderem Tiefsee-Anglerfische und Riesenkalmare, müssen Temperaturen nahe dem Gefrierpunkt sowie Drücken von bis zu 600 bar standhalten.

Hadopelagial

Das Hadopelagial (gr. Ἁΐδης, der Hades, die Unterwelt) ist die tiefste Zone und reicht von 6000 bis zu ca. 11000 m Tiefe, dem tiefsten Punkt im Ozean. Hier ist der Druck bis zu 1100-mal höher als an der Wasseroberfläche. Sonnenlicht ist im Hadopelagial nicht mehr vorhanden und die Temperatur wie im Abyssopelagial nahe am Gefrierpunkt. Zu den hier vorkommenden Lebewesen gehören die Borstenwürmer.

Produktionsbiologische Zonen:

Das Pelagial lässt sich ähnlich wie das Benthal in zwei produktionsbiologische Zonen einteilen:

  1. In eine trophogene Zone (Nährschicht, d. h. es wird mehr Sauerstoff und Biomasse erzeugt als verbraucht)
  2. In eine tropholytische Zone (Zehrschicht, d. h. es wird weniger Sauerstoff und Biomasse erzeugt als verbraucht).
Schematische Struktur eines pelagischen Meereökosystems

Schematische Struktur eines pelagischen Meereökosystems


Grüne Pfeile: Input in die Primärproduktion
Schwarze Pfeile: Wechselwirkungen mit dem Karbonatsystem
Braune Pfeile: Abbau von Biomasse


Meeressäuger und Vögel sind der Übersicht halber nicht berücksichtigt.


Quelle: WBGU

Perzentil

Engl. percentile oder centile; Perzentil ist eine Bewertungsgröße aus der statistischen Auswertung von z. B. Messergebnissen, bezogen auf 100% der Messwerte. Ein Perzentil ist dabei ein sogenannter Verteilungskennwert. Das Perzentil wird oft genutzt, um die Extremwerte einer Verteilung abzuschätzen. So ist z. B. das 90. Perzentil der Wert, unter dem 90 Prozent der Messwerte liegen; 10 Prozent hingegen liegen über dem 90. Perzentil.

Siehe auch Median und Perzentil

Weitere Informationen:

photische Zone

Siehe Euphotische Zone

Photosynthese

Grundlegende Stoffwechselreaktion chlorophyllhaltiger (autotropher) Organismen (Samenpflanzen, Farne, Moose, Algen, Cyanobakterien und andere phototrophe Bakterien), bei der aus anorganischen Stoffen unter katalytischer Mitwirkung des Blattgrüns und unter Ausnutzung der Sonnenenergie organische Stoffe (Kohlehydrate) aufgebaut werden. Die Photosynthese verläuft nach der Gleichung:

6 CO2 + 6 H2O ⇒ C6H12O6 + 6 O2

Bei dieser oxygenen Photosynthese wird Wasser gespalten. Der heutige Sauerstoffgehalt der Atmosphäre (21%) beruht allein auf der Sauerstofffreisetzung durch die Photosynthese. Ohne den freigesetzten Sauerstoff und die aufgebaute Glucose wäre ein Leben für Tiere und Menschen auf der Erde unmöglich. Die Photosynthese ermöglicht eine Primärproduktion, von der letztlich auch die nicht zur Photosynthese fähigen heterotrophen Organismen leben.

physikalische Pumpe

Auch Löslichkeitspumpe genannte Bezeichnung für die langzeitige Verfrachtung von in oberen Ozeanschichten gelöstem Kohlendioxid in tiefe Wasserschichten durch thermohaline Meeresströmungen.

Der Prozess beruht auf der Abhängigkeit der CO2-Löslichkeit von der Temperatur. In den Tropen, wo es warm ist, kann das Wasser nicht viel CO2 aufnehmen, im Gegenteil gibt der Ozean dort sogar mehr CO2 ab als er aufnimmt. In den hohen Breiten wie dem Südpolarmeer, dem Nordatlantik und dem Arktischen Ozean nimmt das Wasser mehr CO2 auf als es abgibt. Da an diesen Orten aber auch der absinkende Ast der globalen Ozeanzirkulation zu finden ist (Tiefenwasserbildung), wird das CO2-reiche Wasser in die Tiefe befördert. Dann breitet es sich in Richtung Äquator aus, so dass sich das kalte, CO2-reiche Wasser unter das warme und CO2-arme oberflächennahe Wasser schiebt.

Phytoplankton

Pflanzlicher und mikrobieller Anteil des Planktons, der zur Photosynthese und damit zur photoautotrophen Ernährung fähig ist. Die Organismen des Phytoplanktons besitzen eine Größe von maximal 2 mm, die wichtigsten Phytoplanktongruppen sind Blaualgen (Cyanophyceae), Grünalgen (Chlorophyceae), Kieselalgen (Bacillariophyceae) und Dinoflagellaten (Dinophyceae).

Biologisch gesehen gehören diese Spezies nur zum Teil dem Reich der Pflanzen an (z.B. Grünalgen), zum Teil dem der Protisten (Kieselalgen, Goldalgen), dem der Stramenopilen (Dinoflagellaten) und zum Teil dem Reich der Bakterien (Cyanobakterien).

Phytoplankton baut als Primärproduzent mit Hilfe der Photosynthese aus Kohlenstoffdioxid und Nährstoffen seine Körpersubstanz (Biomasse) auf (Primärproduktion). Das Phytoplankton ist damit die Basis der autochthonen Nahrungspyramide in stehenden und langsam fließenden Gewässern. Gleichzeitig leistet es einen wesentlichen Beitrag zur aquatischen Primärproduktion und damit zur Abgabe von Sauerstoff („Quelle für O2“) an die Atmosphäre und zur Aufnahme von Kohlenstoffdioxid („Senke für CO2“) aus der Atmosphäre. Es wird geschätzt, dass Phytoplankton für die Produktion von 50 - 80 % des Sauerstoffs in der Atmosphäre verantwortlich ist. Vor allem durch ansteigende Meerestemperaturen ist die Menge des marinen Phytoplanktons seit 1950 um 40 % zurückgegangen.
Ein massenhaftes Auftreten von Phytoplankton wird als Algenblüte oder Planktonblüte bezeichnet und hat oft Hypoxie zur Folge.

In großen Teilen des Pazifiks sind die Konzentrationswerte an pflanzlichem Leben in Äquatornähe im Allgemeinen niedrig. Diese „Meereswüste“ existiert, weil dieser Teil des Ozeans arm an Eisen ist, ein Schlüsselnährstoff, den das Plankton benötigt. Dieser Zustand ist besonders unter El Niño-Bedingungen ausgeprägt, ganz im Gegensatz zu den Verhältnissen bei La Niña (vgl. Abb. unten).

Der Eisengehalt in entfernten Pazifikregionen ist niedrig, da die Gebiete weit entfernt vom Land liegen, das ihnen über Flüsse oder Staubeintrag Eisen liefern könnte. Das im Wasser verfügbare Eisen stammt aus dem Auftrieb („Upwelling“) von tieferen Ozeanschichten. Während normalen Jahren treiben östliche Winde das Oberflächenwasser in Richtung Westen und bewirken dadurch ein Aufquellen von kaltem nährstoffreichem Wasser um es zu ersetzen.

Während El Niño-Ereignissen erlahmen diese Winde, und das Upwelling wird sehr schwach. Ohne Nährstoffe sinken die Konzentrationen an Phytoplankton stark ab, wie auch in der Folge die des Zooplanktons, welches sich vom Phytoplankton ernährt und schließlich auch die der Fische, die sich vom Zooplankton ernähren.

Ein extremes Beispiel lieferte der El Niño von 1997/98. Mit dessen Abschwächung kamen die Winde zurück, das Upwelling kam wieder in Gang und ermöglichte eine Erholung des Phytoplanktons. Die Entwicklung wurde durch den raschen Übergang zu La Niña-Bedingungen gefördert. Satelliten dokumentierten nun eine massive Planktonblüte im äquatorialen Pazifik. Etwa einen Monat lang wurde die Wüste zum Garten.

Der zweite Faktor für das Entstehen der außergewöhnlich starken Blüte war die geringe Zahl an Zooplankton, denn diese Kleinsttiere hatten ja während des vorangegangenen El Niño an Nahrungsmangel gelitten und waren entsprechend dezimiert. Eine nicht unerhebliche Menge an Kohlenstoff versank bei der Blüte über abgestorbenes Phytoplankton in der Tiefe. (Chlorophyll and Climate in the Pacific Ocean)

surfchlor_2005196

Chlorophyll-Konzentrationen und Klima im Pazifischen Ozean

Oben links: La Niña-Blüte im August 1998
Oben rechts: Dezember 1999 neutral-typisches Jahr
Unten rechts: El Niño im Dezember 1997
Unten links: Chlorophyll-Konzentration der Region von September (S) 1997 bis Dezember (D) 2000.

Die Chlorophyll-Konzentrationen steigen von lila (sehr niedrig) zu rot (hoch) an.

Während der La Niña-Blüte tritt ein Bereich mit sehr hohem Chlorophyll um 140 Grad West auf; dieser Bereich entspricht der Spitze in der Grafik, die ihr Maximum im August 1998 erreicht. Diese Daten wurden mit dem Sea-viewing Wide Field-of-view Sensor (SeaWiFS) gesammelt.

Quelle: NASA Earth Observatory

Weitere Informationen:

Pineapple Express

Eine informelle Bezeichnung für eine Strömung feuchter Luft in niedriger und mittlerer Höhe, die durch den subtropischen Jetstream angetrieben wird und sich manchmal von der Region um Hawaii (daher "pineapple/Ananas") bis zur Westküste des US-Festlands erstreckt. Dieses Strömungsmuster bildet sich häufig, wenn eine Senke im Jetstream mit atmosphärischer Feuchtigkeit im Zusammenhang mit der Madden-Julian-Oszillation zusammenfällt. Der Ananas-Express kann mehrere Tage andauern und an der Küste von Kalifornien, Oregon und Washington sehr starke Regenfälle verursachen. Er tritt etwas wahrscheinlicher auf, wenn ein El Niño im Gange ist.

Siehe auch atmosphärischer Fluss

Planetarische Zirkulation

Syn. allgemeine Zirkulation der Atmosphäre; nach Weischet (1977) der mittlere Zirkulationsmechanismus in der Lufthülle der Erde, welcher sich, von der solar bedingten unterschiedlichen Energiezufuhr in Gang gesetzt, zum großräumigen Ausgleich von Masse, Wärme und Bewegungsenergie unter den erdmechanischen und geographischen Bedingungen einstellt. Danach ist die planetarische Zirkulation der mittlere Ablauf eines weltweiten Austauschvorganges in der Atmosphäre.

Die planetarischen Wind- und Luftdruckgürtel

Die planetarischen Wind- und Luftdruckgürtel

 

 

Quelle: medienwerkstatt-frank (R.o.)

planktivor

Lebewesen, die sich vom Plankton (Mikroalgen, Fisch- und Muschellarven oder Kleinstkrebsen) ernähren, werden als planktivor bezeichnet.

Plankton

Von altgriech. "das Dahintreibende"; Sammelbegriff für alle Organismen sowie deren Eier und Entwicklungsstadien, die sich in Seen oder Meeren schwebend aufhalten. Diese Mikroorganismen und kleinwüchsigen Pflanzen und Tiere vermögen sich nicht mit eigenen Mitteln und eigener Kraft fortzubewegen oder Wasserströmungen zu widerstehen. Größere Angehörige tierischen Planktons vermögen allerdings z.T. ausgedehnte, periodische Vertikalwanderungen durchzuführen. Die zum Plankton gehörenden Lebewesen bezeichnet man als Planktonten oder Plankter. Ein übliches Gliederungskriterium des äußerst heterogenen Planktons ist die Unterscheidung nach Phytoplankton (pflanzliches Plankton) und Zooplankton (tierisches Plankton).

Das assimilatorisch aktive Phytoplankton ist, was seine Biomasse und seine Produktionsmenge anbetrifft, der Hauptträger der marinen Primärproduktion. Es besteht fast ausnahmslos aus mikroskopisch kleinen, einzelligen Organismen, deren Aufenthaltsraum jener bis in ca. 200 m Tiefe reichende Wasserkörper ist, in dem das für die Photosynthese erforderliche Sonnenlicht zur Verfügung steht. Die Vermehrung der dahintreibenden Einzeller erfolgt vorwiegend durch deren vegetative Zweiteilung. Die Intensität dieser sogenannten Phytoplanktonblüte ist abhängig von der Einstrahlung des Sonnenlichts, vom Angebot an CO2, von der Düngung, d.h. vom Gehalt des Wassers an stickstoff-, phosphor- und schwefelhaltigen Anionen, sowie - im Falle der Kieselalgen (Diatomeen) - von der Verfügbarkeit der Kieselsäure, die sie für ihre aus SiO2 bestehende Zellenhülle benötigen.

Mit bloßem Auge betrachtet, hinterläßt eine angereicherte Phytoplanktonprobe den Eindruck einer braun-grünlichen Suppe. Erst mit dem Mikroskop wird der Reichtum an formschönen bis bizarren Gestalten deutlich. Zu den größeren Vertretern des Phytoplanktons gehören Diatomeen und Dinoflagellaten, zu den kleineren die Flagellaten.

Das Plankton des Meeres wird Haliplankton, das des Brackwassers Hyphalmyroplankton und das des Süßwassers Limnoplankton genannt. Beim Meeresplankton wird das der Hochsee als ozeanisches Plankton von dem der Küstenmeere als neritischem Plankton abgetrennt und nach der Tiefenverteilung von Epiplankton (obere 200 m), Bathyplankton (unterhalb 200 m) und Hypoplankton (über dem Meeresboden) gesprochen.

Die Verteilung des Phytoplanktons im Meer wird seit 1979 von speziellen satellitengestützten Instrumenten gemessen. Diese Instrumente, sogenannte Ocean Colour Scanner messen die Farbe des Meeres. Die Meeresfarbe ist proportional zur Menge der oberflächennahen Chlorophyllpigmente mit Ausnahme der sedimentreichen Gewässer in unmittelbarer Küstennähe. Die Menge des Chlorophylls wiederum ist proportional zur Menge des Phytoplanktons im Wasser. Wasser mit viel Phytoplankton ist grün, reines Ozeanwasser erscheint tief marineblau.

Das Phytoplankton ist ein sehr bedeutender Sauerstofflieferant. Ferner entwickeln sich auf Kosten des Phytoplanktons das heterotrophe Zooplankton, wie auch höhere marine Tiere.
Das aus heterotrophen Konsumenten zusammengesetzte Zooplankton ist, hinsichtlich Größe und systematischer Zugehörigkeit deutlich vielfältiger als das Phytoplankton. Zum Zooplankton gehören Protozoen (Einzeller), kleine Krebstiere, Quallen, Würmer und Mollusken sowie die Eier und Larven vieler meeres- und süßwasserbewohnender Tierarten.
Alle Planktonten sind wichtige Glieder der Nahrungsketten. Viele Fische und die Bartenwale ernähren sich ausschließlich von Plankton.

Weitere Informationen:

Pleistozän

Das Eiszeitalter der jüngeren Erdgeschichte, das vor ca. 2,3 Millionen Jahren einsetzte und vor ca. 10.000 Jahren vom Holozän abgelöst wurde. Das Pleistozän ist durch wenigstens 4 Eiszeiten und dazwischen liegende Warmzeiten geliedert.

Pollenanalyse

Pflanzengeographische Methode zur Ermittlung der historischen Floren- und Vegetationsverhältnisse anhand von fossil abgelagerten Pollenkörnern und Sporen. Ermöglicht wird die Pollenanalyse durch die Resistenz der Pollenkörner gegenüber Zersetzung. Besonders unter anaeroben Bedingungen, wie sie in Sedimenten, Torfen etc. herrschen können, sind die Außenwände des Pollens (Exine) extrem haltbar. Die charakteristisch ausgeprägten Strukturen der Exine ermöglichen eine systematische Zuordnung zu den entsprechenden Pflanzensippen. Für die Pollenanalyse genutzt wird vor allem der Pollen windblütiger Pflanzenarten, weil nur dieser flächendeckend verbreitet und sedimentiert wird. Daraus folgt, dass die Pollenanalyse kein reales Abbild der wahren Vegetationsverhältnisse vergangener Perioden rekonstruieren kann, da z.B. der Pollen insektenblütiger Arten keine vergleichbar starke Verbreitung findet. Anhand der Mengenverhältnisse bestimmter Pollengruppen können Rückschlüsse auf die nacheiszeitliche Klimaentwicklung sowie auf menschliche Einflüsse auf die Pflanzendecke gezogen werden. Dies wird dadurch ermöglicht, dass sowohl die wichtigsten Baumarten Mitteleuropas wie auch die Süßgräser zu den windblütigen Pflanzensippen gehören.

Besonders für die Abschätzung anthropogener Einflüsse wie Rodungen oder die Zunahme von Ackerflächen spielt das Verhältnis von Baumpollen zu Nichtbaumpollen (NBP) eine wichtige Rolle. Die Bestimmung von Pflanzenarten anhand ihres Pollens kann sehr schwierig sein, daher erfolgt teilweise eine Zusammenfassung zu Gruppen (z.B. Gräserpollen). Durch Pollendiagramme lässt sich besonders gut die nacheiszeitliche Vegetationsentwicklung und der Wechsel der dominierenden Gehölze darstellen. Dies wird ermöglicht durch mächtige Torflagerstätten, die durch ihr permanentes Wachstum während des Holozäns ein lückenloses Pollenarchiv darstellen können. Bei dieser Darstellungsform werden Mengenanteile von Pollen gegen eine Zeitskala aufgetragen. Diese Zeitskala wird häufig in Pollenzonen unterteilt. Pollenzonen kennzeichnen die Mengenverhältnisse von Pollen, die durch die Gesamtheit von klimatischen, ausbreitungsbiologischen und anthropogenen Faktoren bedingt werden. Eine wichtige Anwendung der Pollenanalyse ist die Datierung von Torfen, Sedimenten oder Böden.

Hasel- und Eichenpollen zeigen eine Warmzeit an, Kiefern und Birken wachsen dagegen stärker in Kaltzeiten. Findet man frostempfindliche Pflanzenpollen wie Ilex und Efeu, müssen die Winter relativ mild gewesen sein.

letzteeiszeit_pollenanalyse_con01

Pollendiagramm aus dem Meerfelder Maar (Eifel)
von 15.000 vor heute bis zur Gegenwart


Anhand der Pollenfunde im Meerfelder Maar in der Eifel lassen sich die verschiedenen Zeitabschnitte charakterisieren: Die in der Eiszeit entstandenen Sedimente enthalten Birken-, Kiefern-, Süßgras- und Kräuterpollen. Die Baumpollen machen nur einen kleinen Teil der gefundenen Pollen aus. Es gab keine Wälder. Die Klimaerwärmung zeigt sich an der Zunahme von Hasel- und Eichenpollen.


Quelle: Deutsches Museum (R.o.)

Pollutant Standards Index (PSI)

Ein vor allem in Singapur verwendeter Luftqualitätsindex, der mittels einer veröffentlichten Zahl der Bevölkerung auf leicht verständliche Weise vermittelt, wie stark die Luft in einem bestimmten Gebiet mit Schadstoffen belastet ist. Die Skala reicht von 0 bis 500.
Ursprünglich wurde der PSI in Singapur auf der Grundlage von fünf Luftschadstoffwerten berechnet, aber seit April 2014 sind auch die Feinstäube unter 2,5 Mikrometer (PM2.5) einbezogen.
Damit berücksichtigt der PSI folgende sechs Parameter:

Singapur veröffentlicht Tagesdurchschnittswerte des PSI, ferner alle drei Stunden PSI-Werte unter Einbeziehung der PM2.5-Feinstaubkonzentrationen und jede Stunde die PM2.5-Werte. Wären Episoden mit Tropical Haze stellt PM2.5 den bedeutendsten Schadstoff für die menschliche Gesundheit dar.
Der PSI beruht auf einer Skala, die ursprünglich von der United States Environmental Protection Agency (USEPA) entwickelt wurde und auch in anderen Ländern Anwendung findet.
Seit 1999 hat die EPA den PSI durch den Air Quality Index (AQI) ersetzt und dabei auch PM2.5- und Ozon-Grenzwerte einbezogen.
Die in anderen Staaten verwendeten Luftqualitätsindices können abweichende Berechnungsgrundlagen haben. Auch werden unterschiedliche  Bezeichnungen verwendet wie Air Quality Health Index, Air Pollution Index oder Pollutant Standards Index.

PSI-Tabelle mit Index-Werten, Deskriptoren und möglichen Effekten auf die Gesundheit nach Angaben der National Environment Agency (NEA) von Singapur
PSI Descriptor General Health Effects

0–50

Good

None

51–100

Moderate

Few or none for the general population

101–150

Unhealthy for sensitive groups

Members of sensitive groups may experience health effects. The general public is not likely to be affected.

151–200

Unhealthy

Everyone may begin to experience health effects; members of sensitive groups may experience more serious health effects.

201-300

Very unhealthy

Health warnings of emergency conditions. The entire population is more likely to be affected.

301+

Hazardous

Health alert: everyone may experience more serious health effects

Singapur wird immer wieder von Tropical Haze betroffen, der seine Ursache im benachbarten Sumatra (Indonesien) mit seiner ungezügelten Brandrodung hat. Im Juni 2013 führte dies zum bisherigen Rekordwert von 401 PSI.

Weitere Informationen:

Primärproduktion

Menge der Biomasse, die von den grünen Pflanzen, somit auch vom pflanzlichen Plankton, aus anorganischen Verbindungen während einer bestimmten Zeitspanne aufgebaut wird. Dieser Prozess vollzieht sich ganz überwiegend mit Hilfe der Photosynthese, die im Wasser nur in den oberen, lichtdurchfluteten Schichten möglich ist. Einige wenige, relativ einfache Lebensformen stellen mit Hilfe der Chemosynthese direkt aus energiereichen anorganischen Molekülen in ihrer Umgebung nutzbare Energie her und tragen zur Primärproduktion bei.

Primärproduktion wird oft als die in Gramm angegebene Masse oder das Trockengewicht von organischem Kohlenstoff definiert, der unter einem Quadratmeter Meeresoberfläche pro Zeiteinheit (gC/m²/Zeiteinheit) entstanden ist. Obwohl 71 % der Erdoberfläche vom Meer bedeckt sind, entfallen auf die Ozeane nur ca. 44 % der gesamten Bruttoproduktion der Biosphäre und lediglich ca. 32 % von der Nettoproduktion. Die Hauptmenge mariner Produktion leisten die mikroskopischen Algen des Phytoplanktons mit ca. 95 %.

Primärproduktion im Meer vollzieht sich vor allem in Auftriebsgebieten, in denen aufquellendes Tiefenwasser die Nährstoffe (vor allem Phosphat, Nitrat und Silikat) in die euphotische Zone liefert. Das Silikat-Ion SiO4- wird für den Aufbau der äußeren Schale der einzelligen pflanzlichen Diatomeen und des Skeletts einiger Protozoen benötigt.

Primärproduktion stellt die erste Stufe trophischer (die Nährstoffversorgung betreffend) Ebenen innerhalb einer Nahrungskette - z.B. vom Phytoplankton zum Killerwal - dar. Die durchschnittliche Effizienz des Energietransfers von einer trophischen Stufe zur nächsten innerhalb einer Nahrungskette im offenen Meer beträgt etwa 10 Prozent. Würde darüber hinaus ein Mensch ein Kilogramm an Körpergewicht zunehmen wollen, benötigte er 10 kg Lachs. Die jeweils nächstniedrigere Stufe müsste folgende Massen bereitstellen um das erstgenannte Ziel zu erreichen: 100 kg kleine Fische, 1.000 kg fleischfressendes Zooplankton, 10.000 kg pflanzenfressendes Zooplankton, 100.000 kg Phytoplankton. Der 90-prozentige Energieverlust auf jeder Trophiestufe erklärt sich aus dem Energiebedarf für Stoffwechselvorgänge, Atmung, Bewegung, Fortpflanzung, Fütterung und Wärmeverlust.

In Auftriebsgebieten ist die Nahrungskette kürzer, da die dort fischereiwirtschaftlich wichtigen Fische wie Anchoveta und Sardinen direkt Phytoplankton aufnehmen und so die Effizienz deutlich erhöhen können. Dies ist auch eine Erklärung für den dortigen Fischreichtum.

Die Primärproduktion wird von mehreren Klimafaktoren beeinflusst:

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Produktivität in tropischen Ozeanen

Obwohl die Tropen ganzjährig ausreichend Sonnenlicht zur Primärproduktion empfangen, verhindert eine permanente Thermokline die Vermischung von Oberflächen- und Tiefenwasser. Da Phytoplankton das in der oberflächennahen Deckschicht vorhandene Nährstoffangebot aufbraucht, ist die Produktivität begrenzt, denn die Thermokline verhindert den Nachschub von Nährstoffen aus den teiferen Wasserschichten. Daher bleibt die Produktivität auf einem konstant niedrigen Niveau.

Quelle: Thurman / Trujillo 2002

Das Verständnis der klimagesteuerten Prozesse bei der Primärproduktion – z. B. deren Temperatursensitivität – ist offensichtlich unzureichend. Die Qualität gekoppelter Klima-, Ozean- und Ökosystemmodelle lässt derzeit keine belastbaren Aussagen hinsichtlich der künftigen Entwicklung zu.

Bitte beachten Sie auch die Abbildungen zu Formen des Planktons im Anhang.

Weitere Informationen:

Probabilistische ENSO-Vorhersage

Hier bezogen auf den CPC/IRI Official Probabilistic ENSO Forecast. Das CPC/IRI ENSO-Team besteht aus elf Meteorologen (2016). Sie verwenden eine Reihe von statistischen und dynamischen Computermodellen, daneben Informationen von verschiedenen Klimabeobachtungssystemen und ihre persönliche Expertise. Bei der Erstellung der Prognose beziehen die Meteorologen auch den Kenntnisstand von weiteren Klimaexperten der NOAA mit ein.
Jeder Meteorologe liefert eine Vorhersage für den Oceanic Niño Index (ONI), die dreimonatige SST-Anomalie in der Niño3.4-Region. Dies ist eine aus drei Kategorien bestehende Wahrscheinlichkeitsvorhersage: Eine Wahrscheinlichkeit dafür, dass der ONI unter -0,5 °C liegen wird, eine, dass er über +0,5 °C und eine, dass er zwischen den beiden Werten liegen wird.
Diese Vorhersagen erstrecken sich über zehn Monate in die Zukunft. Beispielsweise bezieht sich der erste Vorhersagezeitraum des Beispiels in der folgenden Abbildung auf den Juni-Juli-August 2016 und der letzte gilt für Februar-März-April 2017. Diese Wahrscheinlichkeiten gehen in den consensus probabilistic forecast ein.

CPC/IRI Early-July Official ENSO Forecast Probabilities

CPC/IRI Early-July Official ENSO Forecast Probabilities - Table CPC/IRI Early-July Official ENSO Forecast Probabilities - Diagram
Links: Tabelle - Rechts: Diagramm - Quelle: IRI (14. Juli 2016)

Proxydaten

Auch Proxy oder Proxy-Klimaindikator; dies sind näherungsweise Daten über hydrologische und meteorologische Bedingungen in historischen und prähistorischen Zeiten, die unter Anwendung physikalischer und biophysikalischer Methoden aus der Analyse von lokalen Datenquellen, den Proxies gewonnen werden. Solche Indikatoren für Paläoklima sind Eisbohrkerne, Pollen, Warven, Baumringe, Speläotheme, Eigenschaften von Korallen, Hinweise auf Gletscherstände, historische Quellenangaben, Ernteertragszahlen, phänologische Phasen, Vereisungs- und Hochwasserangaben, Zerfallseigenschaften von Isotopen. Meist wird bei der Analyse nach dem Prinzip des Aktualismus verfahren.

Zeitlicher Bereich und potentieller Informationsgehalt von paläoklimatischen Proxies
Proxy-Typ Proben-
Intervall
(min.)
Zeitbereich
(Einheit: a)
Temp. Niederschlag
oder Wasserbilanz
Chem. Zusam-
mensetzung
(Luft oder Wasser)
Biomasse
oder Vegetation
Vulkan-
ausbrüche
Meeres-
spiegel
Sonnen-
Aktivität
Historische Aufzeichnungen d/h ~103 X X X X X X X
Baumringe a/Jahreszeit ~104 X X 0 X X 0 X
Seesedimente a - 20 a ~104~106 X X 0 X X 0 0
Korallen a ~104 X X X 0 0 X 0
Eisbohrkerne a ~5 X 105 X X X X X 0 X
Pollen 20 a ~105 X X 0 X 0 0 0
Speleotheme 100 a ~5 X 105 X X X 0 0 0 0
Löss 100 a ~106 0 X 0 X 0 0 0
Geomorphologische Charakteristika 100 a ~106 X X 0 0 X X 0
Meeressedimente 500 a ~107 X X X X X X 0
Quelle: NOAA (übersetzt)

Proxydaten werden zu Zeitreihen aufbereitet und mit statistischen Methoden kalibriert, d. h. zu Klimaparametern (Hilfsgrößen) in Beziehung gesetzt. Zeitreihen aus natürlichen Archiven reichen Tausende, ja Hunderttausende von Jahren in die Vergangenheit zurück. Ihr zeitliches Auflösungsvermögen ist jedoch für historische Klimawirkungsforschung unzureichend, die auf zeitlich hoch aufgelöste jahreszeitliche oder monatliche Daten angewiesen ist. Wesentlich größere Bedeutung kommt diesbezüglich den frühinstrumentellen Messreihen der Temperatur und des Niederschlags zu, die von Meteorologen aufgearbeitet und homogenisiert, d. h. mit den späteren Messungen vergleichbar gemacht worden sind. Die längste dieser Messreihen, jene von Zentralengland, reicht bis ins Jahr 1659 zurück.

Für die Daten aus den Archiven der Gesellschaft hat sich seit einigen Jahren der Begriff documentary data eingebürgert. Der Begriff des Dokuments für diese Quellengattung ist insofern gut geeignet, als er neben Text- auch Bild- und Tondokumente einschließt. Wer genau hinsieht, kann außerdem Informationen über das Klimageschehen in alten Karten, Plänen, Zeichnungen und Gemälden finden - man denke nur an die Winterszenen auf den Gemälden von Pieter Breughel d.Ä. aus dem 16. Jahrhundert oder an Jahreszeitenbilder, auf denen erstmals im 14. Jahrhundert realistisch Schnee dargestellt wurde.

„Proxi“ war ursprünglich ein Etikett, das Klimatologen den biotischen Aufzeichnungen wie Pollen gaben, weil daraus das Klima nur approximativ, also annähernd zu ermitteln ist.

Bei der Verwendung von Proxies sind verschiedene Einschränkungen zu beachten: Jede Art von Proxy repräsentiert einzigartige Signale aus verschiedenen Regionen der Welt (Tropen gegenüber Extra-Tropen) und Umweltkontexten (terrestrische gegenüber maritime Bedingungen), die ergänzende Informationen zur Untersuchung der umfassenden Charakteristik von ENSO-Signaturen ermöglichen. Die Beschränkungen und Verzerrungen der einzelnen Proxys sind ziemlich gut verstanden. Dazu gehören unter anderem Unterschiede in der zeitliche Auflösung (saisonal-jährlich) und Einschränkungen der zeitlichen Abdeckung; sie reichen von ein paar Jahrhunderten bei Korallen und historischen Dokumenten, zu Tausenden von Jahren für die Baumring- und Eiskernsequenzen. Darüber hinaus ist eine Aufzeichnung von Klima-Proxies typischerweise nur für ein bestimmtes Jahreszeitenfenster geeignet, sie erfasst selten mehr als 50% der instrumentellen Varianz und ist in der Regel nicht in der Lage, Varianz über eine Reihe von Häufigkeitsbereichen hinweg gleichermaßen gut zu erkennen.

Trotz ihrer Grenzen sind Rekonstruktionen des vergangenen Klimas einzigartig in ihrer Fähigkeit, einen langfristigen Kontext für die Bewertung des Klimawandels des 20. Jahrhunderts zu schaffen. Die außergewöhnliche Natur von ENSO Ende des 20. Jahrhunderts ist offensichtlich. Die Hochphase der La Niña-Aktivität fand im 16. und 19. Jahrhundert statt, während das 20. Jahrhundert als die Hochphase der El Niño-Aktivität identifiziert wird. Insgesamt finden 55% der seit 1525 n. Chr. rekonstruierten Jahre mit extremen El Niño-Ereignisssen im 20. Jahrhundert statt. Obwohl extreme ENSO- Ereignisse während der gesamten 478-jährigen ENSO-Rekonstruktionsreihe zu beobachten sind, treten etwa 43% der extremen und 28% aller lang anhaltenden ENSO-Ereignisse im 20. Jahrhundert auf.
Besonders hervorzuheben ist, dass allein in der Zeit nach 1940 30% der extremen ENSO-Jahre seit 1525 n. Chr. auftraten. (Gergis & Fowler 2009)

Pyknokline

Dichtesprungschicht, in der sich eine starke vertikale Veränderung der Dichte vollzieht. Sie liegt gewöhnlich in Tiefen zwischen 300 m und 1.000 m Tiefe. Ist eine Pyknokline ausgebildet, so stellt sie eine sehr starke Behinderung für die Mischung der oberen, weniger dichten Wasserschicht (Deckschicht) und der darunter liegenden, dichteren Wasserschicht dar. So stellt sie den Boden für die Oberflächenzirkulation mit ihren saisonalen Temperatur- und Salinitätsänderungen dar. Nur in höheren Breiten und in Polarregionen, wo gewöhnlich keine Pyknokline und keine Deckschicht ausgebildet sind, sind Tiefenwässer der Atmosphäre ausgesetzt und können Gase (z.B. CO2) austauschen.
Die Pyknokline entsteht aus der kombinierten Wirkung der Thermokline und der Halokline, da sowohl Temperatur, wie auch Salzgehalt die Dichte beeinflussen.

eutrophication

Pyknokline

Die Schichtung in diesem Schema verläuft horizontal zwischen der trophogenen Zone (obere, helle, salzarme, warme Schicht) und der tropholytischen Zone (untere, dunkle, salzreiche, kalte Schicht) (engl. Beschriftung)
Die Abtrennung wird durch die Pyknokline mit ihrem markanten, vertikal verlaufender Dichtegradienten gewährleistet.


Quelle: Wikipedia, 18.11.10