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Es beginnt mit der Sonne.
Die Sonne ist die Hauptenergiequelle der Erde, und damit auch hauptverantwortlich für die Entwicklung und den Erhalt des Lebens, wie wir es kennen. Ihre Energie treibt zudem die Bewegungen in unserer Atmosphäre und in unseren Ozeanen an.
Diese Energie erreicht uns in Form von Sonnenstrahlen – einer Art elektromagnetischer En-ergie, die wir zumindest teilweise als sichtbares Licht wahrnehmen können.
Sonnenstrahlung
Die Sonnenstrahlung stammt von der Sonne und ist eine Form der elektromagnetischen Energie. Ihre höchste Intensität erreicht sie im Bereich des sichtbaren Lichts, dem Bereich also, den wir mit den Augen wahrnehmen können. Während die Sonnenstrahlen durchs All reisen, sind ihre Wechselwirkungen gering, da sich dort kaum Materie befindet.
Gelangt die Strahlung aber schließlich zur Erde und tritt in die Atmosphäre ein, beginnt ihre Interaktion mit den Molekülen in der Luft. Bei ihrer Reise durch die Atmosphäre wird die Strahlung der Sonne zum Teil von ihr absorbiert, gestreut, oder wieder ins All zurückreflektiert. Nur gut die Hälfte (etwa 55%) erreicht tatsächlich die Oberfläche der Erde. Hier wird sie zum größten Teil vom relativ dunklen Ozean absorbiert. Ein Teil der Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht (etwa 13% der Strahlung, die am Boden ankommt) wird von der Oberfläche zurückreflektiert, insbesondere von hellen Oberflächen wie Eis und Schnee.
Exosphäre
600km Thermosphäre
85 km Mesosphäre
25km Ozonhülle
50km Stratosphäre
12km Troposphäre
Die unterste Schicht ist die Troposphäre, in der auch wir Menschen leben. Die Dichte der Luft, also das Verhältnis zwischen der Masse der Luft und dem Volumen, das sie einnimmt, ist hoch genug, damit wir atmen können. Diese erdnahe Schicht können wir am besten mit Flugzeugen, Wetterballons und anderen Messgeräten beobachten.
Energiebudget und Energiebalance
Die Erde befindet sich in einer Art sich permanent wandelnder Energiebalance zwischen einfallender und aufgenommener kurzwelliger Sonnenenergie und ausgestrahlter langwelliger Infrarotstrahlung. Jeder Körper, der eine Temperatur über absolut null (also über etwa -273,15°C, der Temperatur der kältesten Weiten des Alls) hat, strahlt Energie ab. Je wärmer der Körper, desto energiereicher die Strahlung. Die heiße Sonne strahlt in einem Bereich elektromagnetische Energie ab, an die sich unsere Augen im Laufe der Evolution angepasst haben, weshalb wir sie als sichtbares Licht wahrnehmen. Da unsere Erde immer nur mit einer Hälfte der Sonne zugewandt ist, nimmt nur diese Tagseite unseres Planeten Sonnenenergie auf. Die Erde selbst strahlt aber langwellige elektromagnetische Wärmestrahlung über die gesamte Oberfläche ab, auch auf der Nachtseite. Es entsteht eine Balance zwischen der einfallenden Sonnenstrahlung und der Energie, die von der Erde als Wärmestrahlung abgestrahlt wird. Zudem sind helle Oberflächen in der Lage, einen Teil der Sonnenstrahlung sofort wieder ins All zurückzuwerfen. Dieser Teil fließt dann gar nicht mehr in die Balance ein. Beispiele für eine hohe Reflektionsrate sind weißes Meereis oder bestimmt Wolkenarten. Dunkle Oberflächen hingegen nehmen den Großteil der Sonnenstrahlung auf. Deshalb ist im Sommer weiße Kleidung angenehmer als schwarze.
Energiebalance am Rand der Atmosphäre
Die hier angesprochene Energiebalance kann am Rande der Atmosphäre zum Beispiel von Satelliten gemessen werden. Sie können messen, wieviel Energie von der Sonne einfällt, wieviel Sonnenenergie von der Atmosphäre oder der Erdoberfläche reflektiert wird und wieviel Infrarotstrahlung von der Erde kommt. Diese Balance ist natürlich an unterschiedlichen Orten unterschiedlich. Über den kalten Polarregionen wird viel Sonnenenergie reflektiert, die langwellige Wärmestrahlung der Erde ist weniger energiereich, da es kälter ist, und die Sonne scheint dort selbst tagsüber nur im Sommer. Deshalb ist es nicht so einfach, die Energiebalance überall gleichzeitig zu ermitteln, da sie so stark schwankt.
Energiebalance am Boden
Nicht nur die Energiebalance am oberen Rand der Atmosphäre bedeutend ist. Vielmehr ist es auch wichtig zu wissen, welches Gleichgewicht am Boden herrscht. Hier kommen sogar noch mehr Faktoren zusammen. Zum einen ist da die einfallende und reflektierte Sonnenstrahlung. Dann gibt die Erde selbst Wärmestrahlung ab, sowohl über Land als auch über Wasser. Je wärmer der Boden oder das Wasser, desto mehr Energie wird abgestrahlt. Hinzu kommt, dass ein Teil dieser langwelligen Strahlung in der Atmosphäre absorbiert wird und dann in beiden Richtung, also nach ob und unten, wieder neu abgestrahlt wird. Das heißt, ein Teil der langwelligen Wärmestrahlung verlässt die Erde gar nicht sofort, sondern wird wieder zurück zum Boden geschickt und erwärmt diesen. Dieser Effekt wird auch als Treibhauseffekt bezeichnet und findet insbesondere durch Treibhausgase statt. Den größten Anteil am natürlichen Treibhauseffekt hat Wasserdampf. Nur durch den relativ konstanten Gehalt an Wasserdampf in der Atmosphäre erleben wir auf der Erde eine Durchschnittstemperatur die über dem Gefrierpunkt liegt. Ohne diesen Effekt wäre es auf der Erde bedeutend kälter und für Leben weitaus schwieriger sich zu entwickeln. Nun gibt es aber andere Treibhausgase wie Kohlendioxid und Methan, die es zum Teil auch immer schon gab, die aber nun durch den Menschen verstärkt freigesetzt werden und dazu führen, dass es immer wärmer wird.
Neben diesen Strahlungsbilanzen an der Erdoberfläche gibt es noch andere Formen des Wärmeaustausches. Zum einen sind da fühlbare Wärmeflüsse, die durch den direkten Kontakt zwischen Atmosphäre und Land und Ozeanen zustande kommen. Diese führen zu einem Wärmeaustausch, verleichbar damit, wenn man eine Hand direkt auf eine kalte oder warme Oberfläche legt. Darüber hinaus gibt es latente Wärmeflüsse wie die Verdunstung von Wasser, die zu einem Wärmeverlust führt, da es Energie kostet, Wasser zu verdampfen. Auf diesem Prinzip beruht auch die Kühlung des menschlichen Körpers durch Schweiß. Und schließlich spielt auch Konvektion eine Rolle, also das Aufsteigen leichterer oder Absinken kälterer Luft oder Wassermassen.
Energiebudget der Erde
Aus all diesen Faktoren lässt sich lokal an der Erdoberfläche eine Energiebilanz aufstellen, die sagt, ob dem Boden oder Ozean Wärme hinzugefügt wird oder Wärme verloren geht. Diese Energiebilanz bestimmt wiederum das Energiebudget des Planeten, also wieviel Energie sich in der Atmosphäre, den Ozeanen oder den Landflächen befindet, und wie sich dieses Budget mit der Zeit ändert.
Aus der Energiebilanz lässt sich ableiten, dass in den Tropen in der Regel Energie in das Klimasystem hineingespeist wird, während die Erde an den Polen Wärme verliert. Zudem lässt sich daraus auch ermitteln, dass ein Großteil der derzeitigen durch Menschen verursachten Erderwärmung durch die Ozeane aufgefangen wird, nämlich mehr als 90%. Dies liegt daran, dass Wasser eine 1000fach höhere Dichte hat und deshalb viel mehr Wärme aufnehmen kann, als die Atmosphäre, und deshalb eine große Rolle im globalen Energiebudget spielt.
Satelliten
Ein Erdobservationssatellit oder Erdfernerkundungssatellit ist so konstruiert, dass er die Erde aus einem erdnahen Orbit heraus beobachten kann.
Satellitenbeobachtungen liefern eine große Menge an Observationsdaten. Von Messungen der atmosphärischen und ozeanischen Zirkulation über Observationen der Bioproduktivität an Land oder in den Meeren bis hin zu Messungen von Temperaturen in der oberen Atmosphäre und Weltraumwetter. Darüber hinaus liefern sie Daten über rapide Veränderungen, wie zum Beispiel starke Stürme, Überflutungen oder sogar unter Umständen schädliche Phytoplanktonblüten in küstennahen Gebieten.
Die Bewegungen der Satelliten werden dabei zum einen gesteuert durch die Gravitationskraft der Erde und anderer großer Gestirne wie Sonne und Mond. Zum anderen durch die Zentrifugalkraft, die durch die Umkreisungsgeschwindigkeit des Satelliten auf seinem orbitalen Umlauf entsteht.
Die meisten Erdobservationssatelliten transportieren Instrumente, die nur für eine relativ geringe Umlaufbahnhöhe geeignet sind. Höhen von weniger als 500-600 Kilometern werden in der Regel gemieden, da dort noch ein erheblicher Einfluss des Luftwiderstands zu spüren ist. Dieser könnte dazu führen, dass die Umlaufzeit immer weiter zunimmt und der Satellit wieder vollständig in die Atmosphäre eintreten kann[MOU1].
Atmosphärische Daten können von den Instrumenten der Satelliten insbesondere über elektromagnetische Strahlung wahrgenommen werden. Dies nennt man auch „retrieval“, also eine Art Rückgewinnung von Informationen durch Strahlungscharakteristiken der Atmosphäre mit Hilfe der Instrumente.
Eines der meist verbreiteten Instrumente dabei ist das Spektrometer. Bei Strahlungen natürlichen Ursprungs (zum Beispiel von Sonne, Mond, Sterne, Erde oder der Atmosphäre) spricht man auch von passivem Fernerkunden, wobei hier die Effekte von Streuung und/oder Reflektion der Strahlung ebenso zusammenfließen wie von Strahlung, die noch nicht nennenswert mit Materie in Wechselwirkung stand.
Von aktivem Fernerkunden hingegen spricht man, wenn das Instrument selbst eine Strahlungsquelle zur Erfassung von Daten nutzt, zum Beispiel Laser oder eine Lampe. So vermessen einige Satelliten zum Beispiel ihre Flughöhe mit Hilfe von Laserstrahlen, die zum Erdboden reisen, dort reflektiert werden, und wieder von Satelliteninstrumenten aufgefangen werden. Die Zeit, die der Strahl für den gesamten Weg benötigt, gibt dann Aufschluss über die zurückgelegte Strecke und somit die Flughöhe des Satelliten – inklusive des an Bord befindlichen Instruments.
Details:
Es gibt eine große Spannbreite an Sensoren, die zur Fernerkundung verschiedener Wellenlängen des elektromagnetischen Spektrums genutzt werden:
- UV: Ultraviolette Sensorkanäle können genutzt werden, um Informationen über das vertikale Profil der Atmosphäre zu erhalten. Zudem können sie Aerosole, also in der Luft schwebende Kleinstpartikel, wahrnehmen.
- VIS: Kanäle für sichtbares (eng. „visible“) Licht liefern Informationen über die Erdbodenbeschaffenheit und Vegetation. Sie können auch einige Daten zu Aerosolen liefern.
- IR: Infrarot-Sensoren sind dazu geeignet, Temperaturmessungen vorzunehmen, Wolkendaten zu sammeln und ebenso zwischen Wasser und Eis in Wolken zu unterscheiden. Sie können außerdem auch Informationen zum vertikalen Profil der Atmosphäre liefern.
- MW: Mikrowellen-Sensoren dringen durch Wolken hindurch und liefern Daten über den Unterschied zwischen Wasser, Meereis und Erdoberflächenbeschaffenheit.
Es gibt 3 Arten von Satellitenorbits:
- Der polnahe Orbit, der nahe des Pols verläuft und globale Messung ermöglicht. Der Orbit ist erdnah (typischerweise etwa 850 km) und kann somit Oberflächenstrukturen gut auflösen, bis hin Objekten von 1 km oder sogar deutlich kleiner. Die Nähe zur Erde verringert allerdings die Größe des Sichtfeldes.
- Der sonnensynchrone Orbit ermöglicht es, dass der Satellit immer zur gleichen, lokalen Tageszeit über einen Breitengrad hinwegfliegt, und somit immer gleiche Lichtverhältnisse bestehen. Satelliten dieser Gruppe behalten immer die gleiche Beziehung in Hinblick auf die Linie zwischen Sonne und Punkt auf der Erde.
- Der geostationäre Orbit sorgt dafür, dass der Satellit eine feste Position im Verhältnis zur Erdoberfläche hat. Er ermöglicht zeitgleiche Messungen in einem begrenzten Gebiet in niedrigen und mittleren Breitengraden. Satelliten mit diesem Orbit werden in eine Höhe von 36.000 km gebracht. Von der Erde aus gesehen erscheinen sie stationär über einem bestimmten Punkt
Links:
- https://en.wikipedia.org/wiki/Earth_observation_satellite
- https://www.nap.edu/read/10658/chapter/3
- https://earth.esa.int/documents/973910/2642313/MR1.pdf
- http://www.meteor.iastate.edu/gccourse/satellite/satellite_lecture_new.html
- https://www.sparc-climate.org/wp-content/uploads/sites/5/2017/12/SPARC_Report_No8_Mar2017_Chapter2_Satellite_instruments.pdf
Leuchtende Nachtwolken und hoch gelegene Wolken
Leuchtende Nachtwolken verdanken ihren Namen der Tatsache, dass sie insbesondere in der Dämmerung sichtbar sind. Sie sind die höchsten Wolken in der Erdatmosphäre mit einer Höhe von über 80 km und befinden sich oft direkt unterhalb der Mesopause während des polaren Sommers. Normale Wolken hingegen sind meist nur bis zu Höhen von maximal 20 km zu finden.
Damit diese Wolken entstehen können sind besonders kalte Temperaturen nötig, zudem auch hinreichend Wasserdampf, der in der Regel in solchen Höhen sehr selten ist, und Kleinstpartikel, so genannte Kondensationskeime, an denen sich Eis bilden und die Eiskristalle wachsen können, aus denen die Wolken bestehen.
Ähnlich den bodennäheren Streifenwolken zeigen sie oft Wellenmuster und vergleichbare Strukturen, die auf die Gegenwart von internen Schwerewellen hindeuten und dadurch einen Prozess sichtbar machen, der sonst zumeist mit unseren herkömmlichen Sinnen nicht wahrzunehmen ist. Damit ermöglichen sie es uns durch ihre Beobachtung Rückschlüsse auf die dynamischen Vorgänge in der oberen Atmosphäre zu ziehen.
Weitere Informationen:
Troposphärische Messungen
Es gibt eine Reihe verschiedener Instrumente und Methoden, mit denen Messungen in der untersten Schicht der Atmosphäre, der so genannten Troposphäre (bis etwa 8-12 km Höhe) vorgenommen werden können. Diese Messungen sind besonders wichtig, da sich unser Leben und die Teile des Wetters, die unsere Leben besonders beeinflussen, in dieser untersten Atmosphärenschicht abspielen
Bodenbasierte Messungen
Wetterballon:
Ein Wetter- oder Messballon ist ein Ballon, der für extreme Höhen geeignet ist und Instrumente hinauf in die Atmosphäre trägt, die dort Messungen von atmosphärischem Druck, Temperatur, Luftfeuchtigkeit und Winden vornehmen und diese Daten dann zurück an den Boden senden. Diese Messungen werden von kleinen, austauschbaren Instrumenten vorgenommen, die man als Radiosonden bezeichnet. Um Winddaten zu sammeln, wird die Bewegung der Ballons mit Hilfe von Radar, Radiokompass oder Navigationssystemen wie satellitenbasiertem GPS nachverfolgt. Solche Ballons, die sich über einen langen Zeitraum in gleicher Höhe aufhalten, werden im Englischen als „transosondes“ bezeichnet. Wetterballons, die keine Instrumente transportieren, dienen der Messung von Winden in der oberen Troposphäre oder der Ermittlung der Höhe von Wolkenschichten.
Lidar:
Ein LIDAR (eng. “Light Detection and Ranging”) ist eine Fernerkundungsmethode, die Licht in Form von Laserimpulsen nutzt, um Distanzen zur Erdoberfläche zu messen. Bodenbasierte LIDARs für atmosphärische Messungen schicken Laserstrahlen in die Luft, wo sie von Luftmolekülen und Kleinstpartikeln gestreut werden. Ein Teil des zurückgeworfenen Lichts wird mit Hilfe von Teleskopen fokusiert und von Photodetektoren wahrgenommen. Die Menge an zurückgeworfenem Licht gibt dann Aufschluss darüber, wie stark die Luft das Licht gestreut hat. Geht man von einigen grundlegenden Annahmen aus, kann mit Hilfe des Verhältnisses aus ausgesandtem und zurückgeworfenem Licht ein vertikales Profile der atmosphärischen Dichte ermittelt werden und über dieses Dichteprofil wiederum können Temperaturen in verschiedenen Höhen ermittelt werden.
Flugzeugbasierte Messungen
Flugzeugbasierte Messungen sind Messungen von einer oder mehreren meteorologischen Variablen, die zu einem bestimmten Zeitpunkt oder nach einem fixen Zeitplan an einem oder mehreren Orten mit Hilfe von Instrumenten ermittelt wurden, die an oder in einem Flugzeug angebracht sind.
Diese Messungen können von kommerziellen, privaten, militärischen, ferngesteuerten oder anderen Flugzeugen vorgenommen werden, und nutzen entweder speziell angefertigte oder bereits vorliegende Sensoren oder Messsysteme. Da es täglich tausende kommerzielle Flüge gibt bieten sie eine effiziente und kostgünstige Methode, um an Messdaten an vielen Orten auf der Erde zu kommen. Dabei messen die meisten modernen Flugzeuge bereits automatisch während des Fluges die Lufttemperatur, Windgeschwindigkeiten inklusive Windrichtung, Luftdruck und andere atmosphärische Variablen. Dies dient oft einfach der Navigation und der Kontrolle der Flugleistung. Sie werden aber oft auch direkt über das Kommunikationssystem an die Bodenstationen weitergeleitet. Darüber hinaus gibt es spezielle Messflugzeuge, die zum Beispiel bei intensiven Messkampagnen zum Einsatz kommen und noch weitere Instrumente transportieren. Sie dienen oft der gezielten Messung von atmosphärischen Bedingungen oder können zum Beispiel auch genutzt werden, um Messungen über dem Meereis, Landstrichen oder dem Meer vorzunehmen.
Weitere Informationen:
- https://en.wikipedia.org/wiki/Weather_balloon
- Hildebrand, J.: Wind and temperature measurements by Doppler Lidar in the Arctic middle atmosphere, Ph.D. thesis, Universität Rostock, 2014.
- https://www.iap-kborn.de/en/research/department-optical-soundings-and-sounding-rockets/instruments-and-models/alomar-rmr-lidar
- https://oceanservice.noaa.gov/facts/lidar.html
- https://library.wmo.int/doc_num.php?explnum_id=4120
Der Teil der Sonnenenergie, der schließlich die Erdoberfläche erreicht und unseren Tag erhellt, wird zum Teil vom Land oder den Ozeanen wieder nach oben reflektiert, zum Teil aber auch von ihnen aufgenommen. Bei der Aufnahme der Sonnenenergie wird diese in Wärme umgewandelt.
Während unsere Erde Sonnenenergie aufnimmt, strahlt sie auch selbst elektromagnetische Energie ab. Genau wie die Sonne, nur wesentlich weniger intensiv und für unsere Augen nicht sichtbar. Heizen sich der Boden oder das Wasser durch die Sonnenstrahlung auf, erwärmen sie umliegende Luftmassen. Warme Luft ist leichter als kalte und steigt auf. Durch das Aufsteigen der Luftmassen wird Wärme in Bewegungsenergie umgewandelt.
Wasser wird durch Wärme zum Teil verdampft und steigt dann mit den Luftmassen in Form von Wasserdampf auf. Kondensiert das Wasser in Wolken zu kleinen Tröpfchen, wird die gespeicherte Wärme wieder freigesetzt, erwärmt die Luft weiter und treibt sie noch höher hinauf. Und wo die Luft aufsteigt, muss Luft von den Seiten nachströmen. So entstehen Winde.
Dies findet im Kleinen bei Sommergewittern statt, jedoch auch in den großen Windsystemen über tausende Kilometer hinweg. Am heißen Äquator steigt die Luft auf, an den kalten Polen sinkt sie wieder herab. Globale Windsysteme sind die Folge.
Der Wind fegt über Hindernisse wie Bäume und Berge hinweg und wird dabei ab- oder umgelenkt. Durch diesen Vorgang überträgt er einen Teil seiner Energie, zum Beispiel an Windkraftanlagen.
Durch dieses Zusammenspielen mit dem Boden entstehen Turbulenzen und Wellen in der Atmosphäre.
Manche dieser Wellen, die für uns eigentlich unsichtbar sind, werden durch Wolkenformationen sichtbar.
Die Tide, ausgelöst durch die Gravitationskraft von Mond und Sonne, sorgt für das Anheben und Senken des Meeresspiegels entlang der Küsten.
Wärmestrahlung
Die Erdoberfläche strahlt, ebenso wie die Sonne, elektromagnetische Strahlung ab. Die Art und Intensität dieser Strahlung hängt von der Temperatur ab. Da die Erde wesentlich kälter ist, als die Sonne, unterscheidet sich die Strahlung beträchtlich. Während die Sonne insbesondere im ultravioletten und sichtbaren Licht strahlt, liegt die Strahlung der Erde zum größten Teil im infraroten Bereich. Wir nehmen diese Strahlung selbst nur als Wärmestrahlung wahr, da wir sie mit unseren Augen nicht sehen können. Zur Verdeutlichung: Sonnenstrahlung hat Wellenlängen von etwa 500 Nanometern (1 Nanometer entspricht 1 milliardstel Meter) und entspricht einer Strahlungstemperatur von 5600 °C. Dies wird als sichtbares Spektrum bezeichnet. Die Erde hingegen strahlt mit Wellenlängen von etwa 4 bis 100 Mikrometern (1 Mikrometer entspricht 1 millionstel Meter), was einer Strahlungstemperatur von etwa 15 °C entspricht. Atmosphärische Treibhausgase wie Kohlenstoffdioxid, Wasserdampf und Methan spielen hier eine entscheidende Rolle, da sie die vom Erdboden ausgehende infrarote Strahlung absorbieren und sie dann in alle Richtungen, also auch zum Erdboden zurück, wieder ausstrahlen. Dadurch wird ein Anteil von etwa 86% der vom Erdboden ausgestrahlten infraroten Strahlung wieder zurück zur Erde geworfen. Dies trägt dazu bei, dass die Temperatur auf der Erde um mehr als 30°C höher ist, als sie es ohne eine Atmosphäre wäre. Man spricht auch vom Treibhauseffekt. Eine Kombination aus infraroter Strahlung, die vom Boden und der Atmosphäre ausgestrahlt wird, verlässt schließlich die Atmosphäre und wird ins All abgestrahlt. Im langfristigen zeitlichen und globalen Mittel gleichen sich der Energieeintrag durch die Sonnenstrahlung und der Energieverlust durch die infrarote Strahlung, die unseren Planeten und unsere Atmosphäre verlässt, größtenteils aus.
Treibhauseffekt
Der Treibhauseffekt ist der Prozess, der erklärt, wie sich das Klima der Erde aufgrund natürlicher aber auch anthropogener (das heißt menschlicher) Treibhausgas-Konzentrationen (CO2 und anderer Treibhausgase wie Methan und Ozon, und vor allem Wasserdampf) erwärmt. Die Erde erhält ihre Energie, die die atmosphärische und ozeanische Zirkulation antreibt, von der Sonne. Diese Sonnenstrahlung liegt hauptsächlich im sichtbaren Bereich. Ein Teil der Sonnenstrahlung wird von Wolken oder der Erdoberfläche direkt in den Weltraum zurück reflektiert. Etwa 60% werden von der Atmosphäre und der Oberfläche aufgenommen und wärmen die Erde. Eine sich wärmende Erde und Atmosphäre löst selbst Strahlung aus, jedoch im für den Menschen unsichtbaren Bereich, sogenannte Wärmestrahlung. Ein Heizkörper im Haus heizt zum Beispiel Räume auch durch Strahlung auf, selbst wenn diese Strahlung für das menschliche Auge unsichtbar ist. Während die Sonnenstrahlung nicht mit den Treibhausgasen interagiert, interagieren die Treibhausgase mit dieser unsichtbaren Strahlung, indem sie diese absorbieren und zurück auf die Erdoberfläche reflektieren. Daher ist die Wärme wie in einem Gewächshaus in der Atmosphäre eingeschlossen; daher der Name Treibhauseffekt.
Turbulente Wärmeflüsse and Energiebalance an der Erdoberfläche
Der Energieaustausch an der Erdoberfläche befindet sich in einem Gleichgewicht. Was der Luft an Energie entnommen wird, muss dem Boden, dem Meer, oder dem Meereis wieder hinzugefügt werden, und andersherum. Dieses Gleichgewicht wird, neben der Strahlungsbilanz, durch turbulente Wärmeflüsse erzielt. Es gibt zwei Arten turbulenter Wärmeflüsse: Latente und fühlbare Wärme.
Latente Wärmeflüsse
Latente Wärmeflüsse hängen mit der Phasenänderung von Wasser zusammen, das heißt dem Verdunsten oder Kondensieren oder Schmelzen und Gefrieren von Wasser, Wasserdampf und Eis. Immer, wenn Wasser eine Phasenumwandlung vollzieht, wird entweder Wärme aufgenommen (zum Beispiel bei der Änderung von Wasser zu Wasserdampf) oder freigesetzt (zum Beispiel bei der Änderung von Wasserdampf zu Wasser), ohne dass sich dabei die Temperatur ändert. In vereinfachter Form kann man das so betrachten, dass die hinzugefügte Wärme genutzt wird, um intermolekulare Verbindungen zu schwächen, oder die freigesetzte Wärme dadurch zustande kommt, dass sich solche Verbindungen stärken.
Fühlbare Wärmeflüsse
Fühlbare Wärmeflüsse hingegen kommen zustande, wenn zwischen der Erdoberfläche und der darüber liegenden Atmosphäre ein Temperaturunterschied besteht. Wir kennen dies, wenn wir eine Hand auf eine warme Fläche legen und sich dann auch unsere Hand erwärmt.
Energiebalance an der Erdoberfläche
Insgesamt, im zeitlichen und Mittel, wenn man die eintreffende (sichtbare) Sonnenstrahlung, die sowohl eintreffende als auch abgestrahlte infrarote (Wärme-) Strahlung, und die latenten und fühlbaren Wärmeflüsse zusammenzählt, herrscht an der Oberfläche eine fast vollständige Energiebalance zwischen diesen Flüssen. Wäre das nicht der Fall, würde sich entweder der Boden oder die Luft dauerhaft erwärmen (wie es zum Beispiel beim langfristigen Klimawandel der Fall ist).
Mit anderen Worten: Die Erdoberfläche tauscht kontinuierlich Energie mit ihrer Umgebung aus, in einem konstanten Klima jedoch verliert sie die gleiche Menge an Energie wie jene, die sie auch von der Umgebung zurückerhält, jedoch sind die Arten der Energieflüsse unterschiedlich.
Wetterballons
Text folgt.
Atmosphärische Konvektion
Als Konvektion bezeichnet man den Vorgang, der angetrieben wird durch eine instabile Schichtung, also schwerere Luft oder schwereres Wasser gelagert über leichterer Luft, beziehungsweise leichterem Wasser. Dabei steigt der leichtere Teil des Medium auf, während der schwerere Teil absinkt. Dies führt zu einer Umschichtung, die letztlich stabil ist. Zudem tauschen sich die beiden unterschiedlich schweren Anteile des gleichen Mediums bei diesem Vorgang zu einem gewissen Teil aus und vermischen sich teilweise. Man kennt das zum Beispiel, wenn heißes Wasser vom Boden eines Kochtopfes zur kühleren Oberfläche aufsteigt.
Insbesondere tiefe Konvektion im Ozean und starke Konvektion in der Atmosphäre haben eine besondere Bedeutung. In diesem Fall ist der Dichteunterschied zwischen einem Teil des Medium im Vergleich zu seiner Umgebung so stark, dass es zu relativ starken vertikalen Geschwindigkeiten kommt und der schwere Anteil über weite Strecken absinkt, beziehungsweise der leichte Anteil über große Distanzen aufsteigt.
Atmosphärische Konvektion und Gewitter
In der Atmosphäre geschieht diese Art starker Konvektion zum Beispiel, wenn sich große Gewitterwolken bilden. Starke Aufwinde tragen die warme, leichte Luft nahe dem Boden bis weit hinauf in die Atmosphäre. Weil diese Luft oft auch sehr angereichert ist mit Wasserdampf, insbesondere über wasserreichen Flächen, fallen die Aufwinde sogar noch intensiver aus. Denn aufsteigende Luft gelangt in höhere Bereiche in denen der Luftdruck abnimmt, da der darüber liegende Teil der Atmosphäre dünner wird und somit weniger Druck ausgeübt wird. Am Boden auf Höhe des Meeresspiegels spüren wir den Druck der gesamten atmosphärischen Luftsäule, das ist in der Regel ein Bar. Befinden wir uns allerdings auf hohen Bergen oder im Flugzeug, hat der Luftdruck bereits bedeutend abgenommen, da nur noch ein Teil der Atmosphäre auf uns lastet. Im Flugzeug muss dies mit Hilfe der Technik der Maschine ausgeglichen werden, damit wir überhaupt atmen können. Steigt nun warme Luft auf, dehnt sie sich automatisch aus, da der Druck nachlässt. Die Ausdehnung der Luft führt dazu, dass sie kühler wird. Allerdings ist sie dann immer noch leichter als ihre Umgebung und steigt weiter auf. Durch das Abkühlen kondensiert Wasserdampf zu kleinen Wassertröpfchen, was erneut (latente) Wärme freisetzt und die Luftmassen erneut erwärmt und weiter aufsteigen lässt. Denn um Wasser zu verdampfen bedarf es Wärme, so wie beim Kochen. Kondensierender Wasserdampf hingegen setzt die Wärme wieder frei. Bei der Entstehung von Gewittern führt also die warme Luft zu starken Aufwinden, unterstützt von der freigesetzten Wärme des kondensierenden Wasserdampfes. Die Aufwinde werden sehr stark und es bilden sich aus unzähligen Wassertröpfchen große Wolken, die bis viele Kilometer hoch in den Himmel ragen können. Je stärker der Temperaturunterschied zwischen Boden und hohen Höhen ist und je mehr Wasserdampf sich in der Luft befindet, desto stärker werden die Aufwinde und die resultierenden Gewitterwolken. Dies kann unter Umständen über dem offenen Ozean sogar dazu führen, dass sich ein Hurrikan ausbildet, also ein gigantisches Unwetter, das so groß ist, dass es anfängt sich auf Grund der drehenden Erdkugel - und der dadurch wirkenden Corioliskraft - selbst zu drehen.
Großskalige atmosphärische Zirkulation
Die großskalige Zirkulation dient dazu, Wärme polwärts zu transportieren. Die Sonne erwärmt die tropischen Regionen und die Erde verliert Wärme in den Polarregionen. Dieser Temperaturgradient in Süd-Nord-Richtung dient als Antrieb für die atmosphärischen und ozeanischen Zirkulationen. Eine Möglichkeit, mit der die Atmosphäre Wärme transportiert, sind Wettersysteme, d.h. Tief- und Hochdrucksysteme. Wie man aus den täglichen Wetternachrichten weiß, haben Wettersysteme sogenannte Fronten; dies ist der Bereich von Wettersystemen, in dem die kalten und warmen Temperaturen aufeinander treffen. Warme Luft steigt auf, während kalte Luft sinkt. Dieser Prozess wandelt potentielle in kinetische Energie um, die dann Wind erzeugt und die Wettersysteme vorwärts bewegt. Gleichzeitig kondensiert Feuchtigkeit in der Luft und setzt sogenannte latente Energie frei, die auch in kinetische Energie umgewandelt werden kann, zum Beispiel in der atmosphärischen Konvektion.
Ein weiterer Ausdruck der atmosphärischen großskaligen Zirkulation ist eine Zellstruktur (Siehe Abbildung 1) in Nord-Süd-Richtung. Am Äquator steigt die warme Luft auf, gibt dabei ihre Feuchtigkeit in Form von Regen ab und sinkt schließlich wieder, während sie sich gleichzeitig polwärts bewegt. Da sich die Erde am Äquator viel schneller dreht als polwärts, hat ein Luftpaket, das auf dem Äquator beginnt, eine höhere Geschwindigkeit als Luftpakete die weit ab vom Äquator starten. Dies zwingt unser Luftpaket, das vom Äquator aus gestartet ist, nach Osten zu gehen, in Richtung der Drehung der Erdkugel, während es sich ebenfalls nach oben bewegt. Bei etwa 30N (30S) erreichen diese Luftpakete auch den Boden und bewegen sich zurück zum Äquator, wird nun aber nach Westen abgelenkt. Diese Zirkulationsmuster erklären die Tatsache, dass es in den tropischen Regionen reichlich Niederschlag gibt, während es in den subtropischen Regionen Wüsten gibt, z.B. die Sahara Wüste. Dieses Zirkulationssystem wird Hadley-Zelle genannt. In den mittleren Breiten haben wir die Ferrel-Zelle, die von den Wettersystemen angetrieben wird und von 30N-60N (30S-60S) reicht. Die Zirkulationsrichtung der Ferrel-Zelle ist der der Hadley-Zelle entgegengesetzt, wie zwei ineinandergreifende Zahnräder.
Interne Schwerewellen in der Atmosphäre und Streifenwolken
Wenn in der Atmosphäre oder im Ozean schwere Luft- bzw. Wassermassen unter leichteren liegen, spricht man von einer stabilen Schichtung. An der Grenzfläche zwischen solchen Schichten können Wellen auftreten, die als "interne Schwerewellen" bezeichnet werden; "intern", weil sie im Inneren des Mediums vorkommen und nicht etwa an seiner Oberfläche, und "Schwerewellen", weil die Kraft, die die Wellen hervorruft und antreibt, die Schwerkraft ist. Wenn Luft über ein Gebirge strömt, müssen die Luftmassen nach oben in die leichteren Schichten ausweichen. Da sie dort aber schwerer sind als ihre neue Umgebung, zieht die Schwerkraft sie wieder nach unten. Sobald sie das Gebirge überwunden haben, zieht es sie zurück in ihre Ausgangsposition. Da sie jedoch zu schnell wieder herabsinken, kommen sie nicht exakt in ihrer ursprünglichen Gleichgewichtslage zum Halten, sondern etwas niedriger, wo die umliegenden Luftmassen schwerer sind, und erfahren dadurch nun einen Auftrieb nach oben. Auch bei dieser Aufwärtsbewegung halten die Luftmassen nicht genau in ihrer Gleichgewichtslage an, sodass sich schließlich eine Reihe von Auf- und Abwärtsbewegungen ergibt, die zusammen eine Welle bilden.
Interne Schwerewellen transportieren Energie und Impuls über weite Strecken und geben diese ab, wenn sie brechen. In der Atmosphäre sorgt dieser Impulsübertrag für ein Abbremsen der horizontalen Luftströme, im Ozean ist vor allem der Energieübertrag von den brechenden Wellen in kleine, turbulente Bewegungen relevant, da diese wiederum dazu beitragen, die großen Meeresströme anzutreiben.
Streifenwolken
Interne Schwerewellen in der Atmosphäre werden zum Beispiel durch sogenannte Streifenwolken sichtbar. Wenn eine Luftströmung durch einen Berg oder Hügel behindert wird, fließt die Luft in der Regel über dieses Hindernis hinweg. Da die Luftmassen sich dadurch aber aufwärts bewegen, kühlen sie ab und es kommt zum Kondensieren von Wasserdampf. Wassertröpfchen bilden sich, aus denen sich nahe der Bergspitze Wolken formen. Nehmen wir an, dass in einer bestimmten Situation die Luftmassen um das Gebirge eigentlich stabil geschichtet sind, also leichtere Luft über schwerer Luft liegt. Die gezwungene Aufwärtsbewegung der Luftströmung führt nun aber dazu, dass schwerere, kältere Luft in einen Bereich hinaufgetragen wurde, in dem sie von leichterer Luft umgeben ist. Das heißt, hinter dem Berg, wo die Luftströmung nicht mehr in eine Bahn gezwungen wird, will die leichtere Luft wieder absinken. Bringt man ein Luftpaket aus hoher Höhe allerdings herab, erhöht sich der atmosphärische Druck, da die darüber liegende Luftsäule höher wird. Höherer Druck bedeutet aber, dass das Paket stärker komprimiert wird und dadurch nimmt seine Temperatur zu. Sinkt also nun die Luftströmung wieder ab, erwärmt sie sich. Dies führt dazu, dass die Wassertröpfchen wieder verdunsten und die Wolken verschwinden. Die Luftmassen sind aber nun ein wenig zu weit nach unten gesunken, da sie zu schnell herabgesunken sind. Nun sind sie von schwereren Luftmassen umgeben und müssen wieder aufsteigen. Beim Aufsteigen kondensiert aber wieder Wasser zu Wolken. Doch erneut sind die Luftmassen zu weit aufgestiegen. Sie sind nun wieder von zu leichten Luftmassen umgeben und müssen wieder absinken. Dieses Auf und Ab kann sich lange fortsetzen, bis sich die Luftströmung schließlich wieder auf der Höhe und in der Luftdichtenumgebung einpendelt, in der sie weder zu leicht, noch zu schwer ist und somit stabil. Da nur bei der Aufwärtsbewegung Wolken entstehen und diese bei der Abwärtsbewegung wieder verdunsten, sieht man Streifenwolken in Strömungsrichtung der Luftströmung hinter dem Hindernis, also dem Hügel, Berg, oder manchmal sogar auch hohen Gebäuden. Sie verdeutlichen die Wellenform, in die die Luftströmung durch das Hindernis gezwungen wurde, wie bei Wasser, das in einem Bach über einen Stein fließt und dadurch Oberflächenwellen entstehen.
Gezeiten
Gezeiten sind die Wasserbewegungen, die im Ozean und in größeren Seen durch die Anziehungskraft der Sonne und des Mondes hervorgerufen werden. Diese Anziehungskraft hängt zum einen von der Masse der anziehenden Körper ab, zum anderen aber auch von ihrer Distanz: auf der Seite der Erde, die dem Mond oder der Sonne zugewandt ist, wird das Wasser stärker angezogen als auf der anderen. An dem Punkt, wo die Anziehungskraft am stärksten ist, ist sie nur weg von der Erde gerichtet. Überall sonst auf dieser Erdseite hat die Anziehungskraft zwei Anteile, einen, der weg von der Erde zeigt, und einen, der entlang der Erdoberfläche zeigt. Letzterer sorgt für Wasserbewegungen entlang der Erdoberfläche, die sich zu einem Flutberg im Punkt der stärksten Anziehungskraft auftürmen: die Gezeiten. Auf der mondabgewandten Seite bildet sich ein zweiter Flutberg dort, wo die Anziehungskraft am schwächsten ist, die Wassermassen sich also am einfachsten vom Mond und damit von der Erdoberfläche wegbewegen können.
Dadurch, dass Erde und Mond bzw. Erde und Sonne um ihren gemeinsamen Schwerpunkt kreisen, wandern diese Flutberge um die Erde; bis sie wieder im gleichen Punkt ankommen, dauert es etwas länger als einen Erd-Tag, genau 25 Stunden und 50 Minuten, da die Erde sich zusätzlich noch um sich selbst dreht. Außerdem werden die Gezeiten davon beeinflusst, wie Sonne und Mond zueinander stehen, denn die beiden Anziehungskräfte können sich gegenseitig verstärken oder schwächen, je nachdem, ob sie in die gleiche Richtung wirken (bei Neu- oder Vollmond) oder nicht. Und schließlich spielt für die Stärke der Gezeiten, die wir an der Küste beobachten, auch noch eine Rolle, wie das jeweilige Ozeanbecken geformt und die örtliche Geografie ausgeprägt ist - im Mittelmeer ändert sich der Wasserpegel kaum zwischen Ebbe und Flut, an manch anderen Orten beträgt der Tidenhub über 10 m.
Im tiefen Ozean hingegen breiten sich dadurch Wellen aus, mit zum Teil tausenden Kilometern Länge. So lang, dass man sie nicht merkt, wenn man auf einem Schiff fährt.
Über den Meeren treibt der Wind das Wasser an – das sorgt in den Meeren für gewaltige Strömungen.
Sowohl Regen und Verdunstung, als auch Erwärmung und Abkühlung in Wechselwirkung mit der darüber liegenden Atmosphäre ändern die Dichte des Wassers. Die Dichte ist das Verhältnis zwischen der Masse des Meerwassers und seinem Volumen. Die Dichteänderungen und der Antrieb durch Winde sorgen im Ozean für ein globales Netzwerk aus Strömungen und riesigen Wirbeln. Wärme und Wasser unterschiedlicher Dichte sowie andere schwimmende Partikel werden so weltweit transportiert.
Dieses Netzwerk wiederum interagiert mit kleineren Phänomenen, wie zum Beispiel so genannte ozeanische Eddies, jeder mit einem Durchmesser von vielen Kilometern. Man sagt auch: Eddies erzeugen das Wetter des Ozeans.
Großskalige Zirkulation im Ozean
Die Zirkulation des Ozeans wird in erster Linie angetrieben durch die Atmosphäre und die Einstrahlung der Sonne. Dabei spielen zwei grundlegende Prozesse eine Rolle.
Antrieb durch Winde
Zum einen wird der Ozean direkt durch Reibung an der Oberfläche in Bewegung gesetzt, also durch den Einfluss von Winden. Insbesondere die großskalige atmosphärische Zirkulation mit ihren über große Distanzen relativ gleichförmigen Winden überträgt ihre kinetische Energie an den Ozean. Ein Teil dieser Energieübertragung wird durch Oberflächenwellen sichtbar. In der Regel gilt, je stärker und gleichförmiger der Wind, desto höher sind die Wellen und desto mehr Bewegungsenergie gelangt von der Atmosphäre in den Ozean. Gerade die großen Ozeanwirbel, von denen es fünf riesige gibt, je zwei im Pazifik und im Atlantik und einen im Indischen Ozean, werden durch die unterschiedliche Richtung des Windes an ihren nördlichen und südlichen Rändern angetrieben, eingespannt zwischen östlichen und westlichen Winden wie ein riesiges Zahnrad.
Antrieb durch Dichteänderungen
Neben den Winden sind es Dichteänderungen der Wassermassen, die globale Strömungen antreiben. Die Dichte des Wassers wird in erster Linie durch zwei Faktoren bestimmt: Temperatur und Salzgehalt. Je höher der Salzgehalt oder je niedriger die Temperatur, desto höher ist die Wasserdichte. Da Wasser höherer Dichte sich in der Regel über Wasser mit geringerer Dichte lagern will, kommt es zu vertikalen Strömungen. Dies geschieht zum Beispiel, wenn an einem Ort viel Verdunstung stattfinden und deshalb viel Salz an der Wasseroberfläche zurückbleibt. In dem Falle ist das Oberflächenwasser schwerer als das Wasser darunter und sinkt deshalb ab. Man spricht dann von einer instabilen Schichtung der Wassermassen. Ist hingegen warmes Wasser mit geringem Salzgehalt über kälterem, salzigem Wasser gelagert, spricht man von einer stabilen Schichtung. Diese kennen wir, wenn wir im Sommer im See baden gehen. Das Wasser an der Oberfläche ist oft deutlich wärmer als das Wasser darunter. Und so ist es auch in den Ozeanen. Während das Wasser an der Oberfläche zum Beispiel nahe den Tropen durchaus weit mehr als 20°C erreichen kann, ist es im tiefen Ozean, mehrere Kilometer unter der Oberfläche oft nur geringfügig, höchsten aber ein paar Grad über dem Gefrierpunkt.
Da das Wasser in den hohen Breitengraden meist kalt ist, sinkt es dort besonders häufig als schweres Wasser tief ab. Hinzu kommt, dass bei der Bildung von Meereis Salz aus dem Eis gepresst wird, da Meereis zum Großteil aus Süßwasser besteht. Dieses Salz trägt nun noch dazu bei, dass das kalte Wasser noch schwerer wird. Wenn allerdings Wasser an der Oberfläche absinkt, muss es von den Seiten nachströmen, damit der Verlust ausgeglichen wird. Somit strömt wärmeres Wasser aus den niedrigeren Breitengraden zu den hohen Breitengraden, wo es dank der kalten Atmosphäre abkühlt und wieder absinkt. Diesen Vorgang nennt man die thermohaline Zirkulation, also eine Zirkulation, die von Änderungen der Temperatur (thermo) und des Salzgehalts (halin) des Wassers angetrieben wird.
Westliche Randströme
Neben den großen Ozeanwirbeln und der globalen thermohalinen Zirkulation gibt es auch noch starke Strömungen entlang der Ostküsten der Kontinente, die man westliche Randströme nennt, da sie am westlichen Rand der Ozeanbecken entlanglaufen. Zu ihnen zählen der Golfstrom im Atlantik und der Kuroshio im Pazifik. Sie sind besonders starke und schnelle Ozeanströmungen die Geschwindigkeiten von mehr als einem Meter pro Sekunde erreichen und die warmes Wasser bis weit in die hohen Breitengrade transportieren. Sie sind zum Beispiel dafür mitverantwortlich, dass das Wasser - und dadurch häufig auch die Luft - bei gleichem Breitengrad entlang der Westküste Europas wärmer sind als entlang der Ostküste Nordamerikas, insbesondere im Winter. Außerdem gibt es entlang dieser starken Strömungen besonders viele Verwirbelungen von vielen Kilometern Durchmesser, die auch mesoskalige Wirbel oder Eddies genannt werden.
Weitere Informationen:
- Clockwork Ocean und Videos von Nasa und FESOM einbinden
- Climate and the oceans von Geoffrey Vallis als Buchempfehlung
- http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Meeresströmungen
- https://www.youtube.com/watch?v=nynY62-ziSY
- https://oceanservice.noaa.gov/facts/gyre.html
Mesoskalige ozeanische Eddies
Mesoskalige Eddies erzeugen das Wetter der Ozeane. Diese Wirbel von Durchmessern zwischen einigen Kilometern und etwa hundert Kilometern sind essentielle Bestandteile der Ozeanzirkulation. Ihre Lebenspanne reicht von Wochen bis hin zu vielen Monaten und sie können weite Strecken vom Ort ihrer Entstehung bis zum Ort ihres Verschwindens zurücklegen. Sie transportieren Wärme, Salz und im Wasser gelöste Nährstoffe und Gase und wechselwirken mit den großen Ozeanströmungen und zentralen Wirbeln, die ihrerseits Durchmesser von tausenden Kilometern haben. Ebenso wie die großen Meeresströmungen, kann die Drehung der Eddies beachtliche Geschwindigkeiten erreichen, von einigen Dezimetern pro Sekunde bis hin zu einem Meter pro Sekunde und mehr. Geschwindigkeiten, die ein olympischer Schwimmer im Sprint erreicht. Ihre Größe und Intensität wird durch verschiedene Faktoren beeinflusst. Ein wichtiger Aspekt ist die Corioliskraft, die durch die Drehung der Erde und ihre Kugelform zustande kommt. Dabei sind Eddies in den hohen Breitengraden kleiner als in der Nähe des Äquators, denn die Corioliskraft nimmt zu den Polen hin zu und zum Äquator hin ab. Weiterhin spielt die Schichtung und Tiefe des Ozeans eine Rolle, wenn es um die Größe der Eddies geht. Auf den flacheren kontinentalen Schelfs sind Eddies in der Regel kleiner als im tiefen, offenen Ozean.
Rolle der Eddies im Energiekreislauf
Eddies sind ein wichtiger Bestandteil des Energiekreislaufs der Ozeane. Sie wandeln potentielle Energie, die durch die vertikale Schichtung der Wassermassen zur Verfügung steht, in kinetische Bewegungsenergie um. Dadurch erhöhen sie oft die Variabilität von Oberflächenströmungen und deren Verlauf und können deren Fluss sowohl beschleunigen als auch reduzieren. Angetrieben werden Eddies dabei durch lokale Instabilitäten, die eine vertikale Dichtenschichtung der Wassermassen voraussetzt. Aus einer solchen Instabilität entwickeln sich Turbulenzen, die die Form von Eddies annehmen können. In der Regel sorgen zum Beispiel
- Winde, die an der Oberfläche mit dem Meer wechselwirken und Bewegungsenergie an den Ozean übertragen
- der Eintrag von Süßwasser oder Verdunstung
- der Wärmeaustausch mit der Atmosphäre
für eine stetige Änderung der Wassermassenschichtung. Insbesondere Winde können dafür sorgen, dass auch schwereres, also kälteres oder salziges Wasser an die Oberfläche gezogen wird. Diese instabile Schichtenänderung, mit schweren Wassermassen über leichteren, führt zu einer erhöhten zur Verfügung stehenden Menge an potentieller Energie, die durch die Eddies dann wieder freigesetzt und in kinetische Energie umgewandelt werden kann.
Beobachtungen von Eddies
Die Art und Weise wie Eddies entstehen und mit anderen Prozessen im Ozean wechselwirken ist sehr komplex. Da sie auf der einen Seite im Verhältnis zu den großen Strömungen der Ozeane recht klein sind, aber dabei dennoch Ausmaße von vielen Kilometern erreichen, sind sie auch recht schwer zu messen und zu erforschen. Mit Schiffen und anderen, autonomen Messgeräten im Ozean kann man ihre Struktur an der Oberfläche, aber auch ihre Ausdehnung in der Tiefe näher studieren, allerdings immer nur in einzelnen Fällen als eine Art Ausschnitt. Will man mehr über ihre Anzahl, Lebensdauer und Verteilung erfahren, nutzt man bisher zumeist Satellitendaten. Denn so wie sich die Wirbel in der Atmosphäre als Hoch- und Tiefdruckgebiete ausprägen, sind Eddies an der Meeresoberfläche dadurch sichtbar, dass sie lokal den Meeresspiegel anheben oder absenken können. In Eddies, deren Kern wärmer ist als die Umgebung, ist der Meeresspiegel höher, während er niedriger ist in solchen, die einen kalten Kern besitzen. Auch die Richtung ihrer Rotation ist immer genau andersherum. Warme Eddies drehen sich in der nördlichen Hemisphäre rechts herum im Uhrzeigersinn, während sie sich in der südlichen Hemisphäre in die andere Richtung, gegen den Uhrzeigersinn drehen. Für Eddies mit kaltem Kern verhält es sich genau anders herum. Dass sie sich in den beiden Hemisphären unterschiedlich verhalten liegt wieder an der Corioliskraft, also der Kraft, die durch die Drehung der Erde entsteht. Sie lenkt großflächige Bewegungen von Wasser oder Luft im Norden immer nach rechts, im Süden aber nach links ab. Da bei warmen, erhöhten Eddies das Wasser nahe der Oberfläche versucht aus dem Kern herauszufließen, wird es im Norden im Uhrzeigersinn um den Kern herumgelenkt. Bei kalten Eddies strömt das Wasser in den Kern hinein, wird jedoch auch hier durch die Corioliskraft abgelenkt und somit entsteht im Norden die charakteristische Drehung gegen den Uhrzeigersinn.
Eddies in Klimamodellen
Die aktuelle Forschung versucht immer noch besser zu verstehen, wie Eddies entstehen, sich durch die Ozeane bewegen und sich schließlich auflösen. Dabei ist es nicht nur recht schwierig sie zu messen - insbesondere ihre Ausdehnung in die Tiefen des Ozeans - sondern es ist auch recht aufwendig, sie in Ozeanmodellen am Computer korrekt darzustellen. Deshalb müssen ihre Auswirkungen bis in die Tiefe des Ozeans oft mit Hilfe von Formeln beschrieben werden, die anhand von physikalischen Ansätzen und Beobachtungen entwickelt wurden. Doch diese Formeln haben immer einen vereinfachten Anteil, der dazu führt, dass die Darstellung der Eddies nie vollständig perfekt ist. Es ist deshalb wichtig zu verstehen, welchen Teil des Lebenszyklus‘ der Eddies wir gut simulieren können, und wo wir noch nicht am Ziel sind und weiterhin Unsicherheiten vorliegen. Denn bei Vorhersagen ist es wichtig zu wissen, wann und wo man sich sicher ist, und was potentielle Fehlerquellen sind. Da der Ozean im Klima und gerade bei steigenden Temperaturen wegen des Klimawandels eine tragende Rolle spielt, ist es essentiell zu begreifen, welche Aufgabe die Eddies im Energiekreislauf der Ozeane spielen und wie sich diese Aufgabe mit steigenden Temperaturen, veränderten atmosphärischen Bedingungen und ozeanischen Strömungen verhält.
Weitere Informationen
Konvektion im Ozean
Als Konvektion bezeichnet man den Vorgang, der angetrieben wird durch eine instabile Schichtung, also schwerere Luft oder schwereres Wasser gelagert über leichterer Luft, beziehungsweise leichterem Wasser. Dabei steigt der leichtere Teil des Medium auf, während der schwerer Teil absinkt. Dies führt zu einer Umschichtung, bis die Schichtung letztlich wieder stabil ist. Zudem tauschen sich die beiden unterschiedlichen schweren Anteile des gleichen Mediums bei diesem Vorgang zu einem gewissen Teil aus und vermischen sich teilweise.
Insbesondere tiefe Konvektion im Ozean und starke Konvektion in der Atmosphäre haben eine besondere Bedeutung. In diesem Fall ist der Dichteunterschied zwischen einem Teil des Medium im Vergleich zu seiner Umgebung so stark, dass es zu relativ starken vertikalen Geschwindigkeiten kommt und der schwere Anteil über weite Strecken absinkt, beziehungsweise der leichte Anteil über große Distanzen aufsteigt.
Im Ozean findet tiefe Konvektion insbesondere in den hohen Breiten statt. Hier kühlt das Oberflächenwasser aufgrund der kalten atmosphärischen Temperaturen oftmals relativ schnell sehr stark ab und wird dabei immer schwerer. Bildet sich dann noch Meereis an der Oberfläche, das bei seiner Entstehung das Salz verdrängt – denn Meereis besteht vorwiegend aus Süßwasser – so führt der erhöhte Salzgehalt dazu, dass das Wasser noch schwerer wird. Dann kann es vorkommen, dass das Wasser über hunderte Meter hinabsinkt, bis hinunter auf den Grund. Das bezeichnet man dann als tiefe Konvektion, und sie entsteht in erster Linie an einigen wenigen Orten im Nordatlantik und im südlichen Ozean rund um die Antarktis.
Weitere Informationen:
- https://www.whoi.edu/page/preview.do?pid=12076&tid=441&cid=19474&ct=61&article=10146
Oberflächenwellen und die ozeanische Deckschicht
Die Wasseroberfläche stellt eine der wichtigsten Grenzschichten im Erdsystem dar, da durch sie der Austausch von Energie, Impuls und Materie zwischen Ozean und Atmosphäre stattfindet. Beispielsweise wird fast die gesamte Sonnenenergie in den obersten Metern der Meere absorbiert, der an der Oberfläche wirkende Wind stellt einen der wichtigsten Antriebe für die Meeresströmungen dar und der Austausch von Sauerstoff und Treibhausgasen wie CO2 und Methan durch die Meeresoberfläche hat einen wichtigen Einfluss auf das Leben auf der Erde.
Kopplung zwischen Atmosphäre und Ozean
Im Gegensatz zu anderen Bereichen des Klimasystems beeinflussen Prozesse an dieser wichtigen Schnittstelle unmittelbar sowohl den Ozean als auch die Atmosphäre. So ist zum Beispiel bekannt, dass die hohe Oberflächentemperaturen des tropischen Ozeans eine wichtige Energiequelle für den Antrieb tropischer Wirbelstürme bilden, die aber ihrerseits durch extreme Windgeschwindigkeiten einen starken Einfluss auf die oberflächennahen Prozesse im Ozean haben. Diese wiederum beeinflussen die Oberflächentemperatur – und koppeln so die Atmosphäre an den Ozean.
Oberflächenwellen
Windgetriebene Oberflächenwellen spielen eine besonders wichtige Rolle bei der Kopplung von Ozean und Atmosphäre. So werden Meeresströmungen zum größten Teil nicht direkt durch die Reibung des Windes an der Wasseroberfläche angetrieben, sondern indirekt über den Effekt der Oberflächenwellen. Diese gewinnen ihre Energie aus dem Windfeld und verlieren sie später wieder an den Ozean durch das Brechen von Wellen. Bei diesem Prozess wird neben der Energie auch ein Teil des Impulses der Wellen an die oberflächennahe Schicht übertragen, wobei Strömungen erzeugt oder verändert werden.
Ozeanische Deckschicht
Durch Wellenbrechen und andere Prozesse ist die oberflächennahe Schicht des Ozeans, die ozeanische Deckschicht, in der Regel stark turbulent und daher gut durchmischt, wie man an den in der Abbildung gezeigten Temperaturprofilen erkennen kann. Die Dicke dieser durchmischten Schicht beträgt in den Sommermonaten typischer Weise mehrere zehn Meter, kann aber im Winter auf 50-100 m anwachsen. In einigen Gebieten, besonders in den Polarregionen, erreicht sie sogar mehrere hundert Meter. Die Tiefe der Mischungsschicht hat einen starken Einfluss auf die Wassertemperatur an der Oberfläche und ist damit ein wichtiger Faktor bei der Regulierung des Wärmeflusses zwischen Ozean und Atmosphäre. Daher ist ein besseres Verständnis der Prozesse, die die Dynamik der Mischungsschicht beeinflussen, von zentraler Bedeutung bei der Weiterentwicklung von Klimamodellen.
Ozeanische Messungen
Verlässlichen Messungen innerhalb des Ozeans sind notwendig um unsere komplexen und riesigen Ozeane verstehen zu können. Die Grundlage der ozeanischen Forschung ist die Messung von physikalischen, biologischen und chemischen Strukturen im Ozean. Es gibt ein Netzwerk aus Satelliten, die Messungen von verschiedenen Eigenschaften und Parametern an der Ozeanoberfläche vornehmen können, zum Beispiel Oberflächentemperatur oder auch die Höhe des Meeresspiegels. Dadurch können große Teile des Ozeans in relativ kurzer Zeit beobachtet und untersucht werden. Um jedoch in die Tiefen des Ozeans vorzudringen, müssen die Daten direkt vor Ort im Ozean gesammelt werden.
Schiffsbasierte Messungen
Schiffbasierte Messungen durch Fahrten auf dem offenen Ozean liefern immer noch die Mehrzahl ozeanischer Messungen. Verschiedene Instrumente und Messtechniken werden an Bord dieser großen Forschungsschiffe verwendet. Die meistverwendeten sind die so genannten CTD-Sonden, ADCP Strömungsmessgeräte und Mikrostruktursonden.
Mobile Messplattformen
Die neuste Gruppe ozeanographischer Messinstrumente sind unabhängig von Schiffen und Ozeanographen. Sie sind mobile Plattformen, an denen unterschiedliche Sensoren angebracht sind, weshalb Messungen nicht nur an einem einzelnen Ort sondern über eine große Fläche hinweg vorgenommen werden können. Gleiter bewegen sich selbstständig durch den Ozean, wobei sie in einer Zickzackbahn auf- und abtauchen, indem sie sich Dichteänderungen zunutze machen, vergleichbar mit der Technik in U-Booten. Sie messen kontinuierlich physikalische und biochemische Parameter und wurden bereits als Plattformen zur Messung von Strömungsgeschwindigkeiten, der Geschwindigkeitsscherung zur Ermittlung von Turbulenzen (ebenso wie die Mikrostruktursonde), von Chlorophyll und der Trübheit des Wassers genutzt und wurden sogar mit Hydrophonen (Unterwassermikrophonen) ausgestattet, um Meeressäuger zu untersuchen. Gleiter können im Ozean für mehrere Monate am Stück eingesetzt werden und können dabei Distanzen von über 3000 Kilometern zurücklegen.
Weitere Informationen:
Meereis
Meereis bedeckt einen großen Teil der polaren Regionen im Winter, und hält selbst bis in die jeweiligen Sommermonate hindurch stand. Dabei entsteht Meereis vornehmlich in den Wintermonaten, wenn kein oder kaum Sonnenlicht in die Polarregionen vordringt und die Lufttemperaturen bis weit unter den Gefrierpunkt fallen. Der Ozean verliert dann seine Wärme an die Atmosphäre, bis dieser Wärmeverlust so stark wird, dass sich Eis bildet. Denn beim Gefrieren von Wasser wird Wärme frei, die an die Atmosphäre abgegeben werden kann. Wenn sich Eis im salzigen Meerwasser bildet, wird ein Großteil des Salzes verdrängt, denn Meereis besteht eigentlich aus Süßwasser. Lediglich kleine Bläschen aus Salzlake bleiben hin und wieder im Eis eingeschlossen. Erst wächst das Eis in erster Linie durch den Wärmeverlust an die Atmosphäre, sowohl an der Oberfläche als auch später an der dem Ozean zugewandten Unterseite. Hat das Eis allerdings eine gewisse Dicke von – jene nach Region – etwa ein bis drei Metern erreicht, isoliert es den Ozean derart effizient von der Atmosphäre, dass das Eis an der Oberfläche zwar kälter wird, aber kaum noch neues Eis an der Unterseite gefriert. Um Eis noch dicker zu machen bedarf es dann Strömungen, die das Eis zusammentreiben, Eischollen gegeneinander schieben und sie schließlich dazu bringen zu brechen und sich aufzutürmen. Dann können auch schon mal Eiskämme entstehen die mehr als zehn Meter dick sind und wie Segel in die Luft und in den Ozean reichen. An anderer Stelle hingegen kann das Eis auseinanderbrechen und auch im Winter zu offenen Wasserrinnen führen, die jedoch bei kalten Temperaturen schnell wieder zufrieren (siehe Video).
Meereis und Klimawandel
Da Meereis auf der Oberfläche des Wassers schwimmt, trägt sein Schmelzen übrigens nicht zu einem Meeresspiegelanstieg bei. Dafür sind vielmehr Gletscher verantwortlich, die sich an Land befinden und dort Wasser gespeichert haben, so zum Beispiel die gigantischen Gletschermassen auf dem antarktischen Kontinent. Allerdings liefert das Meereis einen guten Hinweis auf Klimaveränderungen. Zwar schwankt die Ausdehnung des Meereises an den Polen von Jahr zu Jahr, allerdings hat es in den letzten Jahren bedingt durch den menschenverursachten Klimawandel insbesondere am Nordpol stark abgenommen (siehe Video 1, Video 2). Wärmere Temperaturen, die früher im Jahr einsetzen und bis in den späten Herbst anhalten, sorgen dafür, dass im Frühjahr und Sommer mehr Eis schmilzt und im Herbst und Winter weniger Eis neu entsteht. Das Meereis ist dabei nicht nur wichtig für die Lebewesen in den polaren Regionen, so wie zum Beispiel den Eisbären. Es spielt auch eine entscheidende Rolle im Energiehaushalt der Erde. Da Eis im sichtbaren Licht weiß erscheint, reflektiert es einen großen Teil der einfallenden Sonnenstrahlen und der damit verbundenen Sonnenenergie zurück in den Weltraum. Man sagt auch, das Eis hat ein hohes Albedo, es sorgt also für einen hohen Anteil zurückreflektierter Sonnenstrahlung. Der Ozean hingegen ist relativ dunkel und absorbiert die meiste Sonnenstrahlung. Schmilzt das Eis aufgrund von hohen Temperaturen, führt dies dazu, dass der Ozean noch mehr Strahlung aufnimmt und die Energiebalance gestört wird. Es wird wärmer und noch mehr Eis schmilzt. Man nennt dies eine positive, also selbstverstärkende Rückkopplung oder auch ein positives Feedback.
Mikrostruktursonden
Mikrostruktursonden wurden entworfen, um kleinskalige Geschwindigkeitsstrukturen des Ozeans mit vertikalen Ausdehnungen von weniger als 1mm zu messen. Mit Hilfe von Messungen der Geschwindigkeitsscherung, also der Änderung der Höhe der Geschwindigkeit mit dem Ort, können Dissipationsraten der turbulenten Bewegungsenergie ermittelt werden. Diese ermöglichen Rückschlüsse auf die Stärke der Turbulenzen und der sich daraus ergebenden Vermischungsprozesse im Ozan. Je nach Typ können Mikrostruktursonden bis zu 6000 Meter tief herabsinken und sind oftmals noch mit anderen Sensoren ausgestattet, die andere physikalische Parameter wie elektrische Leitfähigkeit, Temperatur oder Tiefe messen. Die Sonden werden vom Schiff aus eingesetzt und sind freifallend, so dass die Bewegung des Schiffes oder die Spannung angehängter Kabel das Wasser nicht zusätzlich stört und eigene Turbulenzen generiert. Mit Hilfe der gemessenen Parameter können andere Eigenschaften der Turbulenzen ermittelt werden, die das Verständnis turbulenter Vermischung und deren Abhängigkeit von Ort und Zeit, an der die Messungen vorgenommen wurden, verbessern.
Turbulenzen im Ozean
Die Zirkulation in unseren Ozeanen ist turbulent. Das bedeutet, dass die Wasserbewegungen in den Ozeanen mit Größenordnungen von tausenden Kilometern (den so genannten „Makroskalen“ und den etwas kleineren „Mesoskalen“) bis hin zu Zentimetern (den „Mikroskalen“) kontinuierlich Wechselwirken. Dabei wird die meiste Energie unterhalb der Ozeanoberfläche durch Winde und die Gezeiten eingespeist. Auf großen Skalen, d.h. in großflächigen Strukturen, werden die Bewegungen des Wassers vom Wind und dem Austausch von Wärme und Süßwasser wie zum Beispiel Regenwasser angetrieben. Die Energie und Wärme, die sich in diesen großen Skalen befindet, wird zum Teil zu immer kleineren und kleineren Skalen transferiert, bis die Energie schließlich in Wärme umgewandelt wird und somit "verloren" geht. Man spricht dann auch von der Dissipation der Energie. Um die großskalige Ozeanzirkulation, die unser Klima beeinflusst, zu verstehen, ist es von großer Wichtigkeit die Wechselwirkung zwischen großen, mittleren und kleinen Skalen zu verstehen und wie zwischen ihnen verschiedene Formen der Energie ausgetauscht werden.
Großskalige Zirkulation und mesoskalige Eddies
Der erste große Energietransfer findet zwischen der großflächigen Ozeanzirkulation und den so genannten mesoskaligen Eddies oder mesoskaligen Wirbeln statt. Instabilitäten in den großen Ozeanströmungen erzeugen diese Eddies mit Ausmaßen von 10-100 Kilometern. Mesoskalige Eddies transportieren Wärme, Kohlenstoff und andere wichtige Substanzen und Partikel – so genannte „Tracer“ – durch den Ozean. Im Durchschnitt wird etwa 90% der gesamten Bewegungsenergie des Ozeans durch mesoskalige Eddies beigesteuert.
Mesoskalige Eddies und sub-mesoskalige Strukturen
Die Eddies wechselwirken miteinander und erzeugen kleinere, sub-mesoskalige Bewegungen und Strukturen von Größenordnungen zwischen 10 Kilometern und 10 Metern. Dabei wird die Größe der mesoskaligen Eddies durch die Rotation und vertikale Dichteunterschiede, der so genannten vertikalen Schichtung des Ozeans bestimmt. Sub-mesoskalige Strömungen und Strukturen selbst bilden und erhalten Wassermassen unterschiedlicher Temperaturen und unterschiedlichen Salzgehalts und spielen eine wichtige Rolle beim Transport von Wärme sowie von im Wasser gelöstem Sauerstoff und Kohlenstoff hinunter in die tieferen Schichten des Ozeans.
Mikroskalige Turbulenz
Unterhalb von 100 Metern Ausdehnung spricht man von mikroskaliger Turbulenz. Obwohl nur ein sehr kleiner Teil der Bewegungsenergie der Ozeane in dieser kleinskaligen Turbulenz vorzufinden ist, spielt sie eine entscheidende Rolle bei der letztlichen Dissipation der Energie. Im oberen Teil des Ozeans wird mikroskalige Turbulenz von Oberflächenwinden, dem tageszeitlichen Erwärmen und nächtlichen Kühlen, sowie von Verdunstungsprozessen angetrieben. Unterhalb der oberen Schichten des Ozeans sind es die Wechselwirkungen interner Wellen und das Brechen dieser Wellen, die mikroskalige Turbulenzen verursachen, ganz ähnlich der Turbulenzen, die Oberflächenwellen beim Brechen am Strand verursachen. Dabei vermischt das Brechen dieser internen Wellen dichtes Wasser im tiefen Ozean mit den leichteren Wassermassen weiter oben, was ein wichtiger Prozess für die globale Ozeanzirkulation ist.
Messungen und Modelle der Turbulenz
Um die Umwandlungen und den Transfer von Energieformen durch dieses Spektrum an unterschiedlich großen Strukturen, von großen zu kleinen Skalen, besser zu verstehen, nutzen Ozeanographen eine Kombination aus Messungen innerhalb des Ozeans, aus der Theorie physikalischer Turbulenzen und aus hochauflösenden numerischen Computermodellen.
CTD-Sonden und ADCP Strömungsmessgeräte
Um die Eigenschaften des Ozeans in der Tiefe zu messen, gibt es verschiedene Messgeräte. Zwei dieser Geräte, die häufig verwendet werden, sind CTD-Sonden und ADCP Strömungsmessgeräte.
CTD-Sonden
Sie bestehen aus einer Ansammlung von Instrumenten, welche gleichzeitig die Leitfähigkeit, die Temperatur und Tiefe des umliegenden Meerwassers messen, aus denen man Salzgehalt und die Dichte des Wassers herleiten kann. Das Gerät wird mit Hilfe einer Winde vom Schiff herabgelassen und kann Tiefen von 10 000 Metern erreichen. Die Dichte des Ozeans, zusammen mit anderen Parametern, ermöglicht es, Wassermassen zu analysieren, inklusive ihres Ursprungs und ihrer Bewegungen. Andere Sensoren können zudem zur CTD-Sonde hinzugefügt werden, um Parameter wie Sauerstoffgehalt und Chlorophyll zu messen, mit deren Hilfe chemische und biologische Prozesse studiert werden können.
ADCP Strömungsmessgeräte
Dies sind Geschwindigkeitssonden, die Akustik verwenden um vertikale Geschwindigkeitsprofile von Ozeanströmungen zu messen. Hochfrequente Schallwellen werden vom Messgeräte ausgesendet, streuen an im Wasser schwebenden Teilchen und gelangen so vom umliegenden Wasser zurück zum Sensor. Das ADCP berechnet dann die Geschwindigkeit, indem es Änderungen in den Schallwellen misst. Dies beruht in der Theorie auf dem so genannten Doppler Effekt, der zum Beispiel auch dafür verantwortlich ist, dass die Sirene eines herannahenden Krankenwagens einen anderen Ton zu haben scheint als die eines davonfahrenden. Die Instrumente können an einer festen Verankerung im Ozean angebracht sein und an einem Ort für eine längere Zeit Messungen vornehmen, sie können aber auch auf Forschungsschiffen installiert werden, um Wassergeschwindigkeitsdaten entlang einer Schiffsroute zu erhalten. Sie können sogar zusammen mit dem CTD angebracht und in die Tiefe herabgelassen werden, um ein Profil horizontaler Geschwindigkeiten in verschiedenen Tiefen zu erhalten.
Interne Schwerewellen im Ozean
Wenn in der Atmosphäre oder im Ozean schwere Luft- bzw. Wassermassen unter leichteren liegen, spricht man von einer stabilen Schichtung. An der Grenzfläche zwischen solchen Schichten können Wellen auftreten, die als "interne Schwerewellen" bezeichnet werden; "intern", weil sie im Inneren des Mediums vorkommen und nicht etwa an seiner Oberfläche, und "Schwerewellen", weil die Kraft, die die Wellen hervorruft und antreibt, die Schwerkraft ist.
Wenn Wasser über ein unterseeisches Gebirge strömt, müssen die Wassermassen nach oben in die leichteren Schichten ausweichen. Da sie dort aber schwerer sind als ihre neue Umgebung, zieht die Schwerkraft sie wieder nach unten. Dabei kommen sie jedoch nicht exakt in ihrer ursprünglichen Gleichgewichtslage zum Halten, sondern etwas niedriger, wo die umliegenden Wassermassen schwerer sind, und erfahren dadurch einen Auftrieb nach oben. Auch bei dieser Aufwärtsbewegung halten die Wassermassen nicht genau in ihrer Gleichgewichtslage an, sodass sich schließlich eine Reihe von Auf- und Abwärtsbewegungen ergibt, die zusammen eine Welle bilden. Im Ozean können interne Schwerewellen entstehen, wenn zum Beispiel Gezeiten über die Berge am Meeresboden fließen (siehe Video). Aber auch an der Meeresoberfläche können interne Schwerewellen entstehen, wenn Windbewegungen zu Schwingungen in der oberflächennahen Deckschicht führen, die wiederum Wellen im geschichteten Ozean darunter anregen.
Interne Schwerewellen spielen in vielerlei Hinsicht eine wichtige Rolle: Für die Seefahrt besonders von Belang ist das Phänomen des sogenannten toten Wassers, bei dem Boote ohne erkennbaren Grund an der Wasseroberfläche ausgebremst werden, und zwar von den internen Wellen in der Schicht darunter, die durch den Antrieb des Bootes erzeugt wurden (siehe Video).
Darüber hinaus transportieren interne Schwerewellen Energie und Impuls über weite Strecken und geben diese ab, wenn sie brechen. In der Atmosphäre sorgt dieser Impulsübertrag für ein Abbremsen der horizontalen Luftströme, im Ozean ist vor allem der Energieübertrag von den brechenden Wellen in kleine, turbulente Bewegungen relevant, da diese wiederum dazu beitragen, die großen Meeresströme anzutreiben.
Overflows
Als Overflow bezeichnet man einen Prozess, den man auch Unterwasserwasserfall nennen könnte. Am Grund des Ozeans gibt es ebenso Gebirge und Täler wie auf dem Land. An einigen Stellen gibt es steile Hänge, an deren oberem Rand eine Art Wall aufgetürmt ist. Auf der anderen Seite hinter dem Wall liegt eine Art flaches Tal in dem sich schweres Wasser, das heißt kaltes und/oder salziges Wasser, am Grund ablagert. Ist die Strömung nun so, dass sie aus diesem Tal hin zum Wall und dahinter befindlichen Hang führt, muss dieses schwere Wasser erst den Wall überwinden, bevor es den Hang herabfließen kann. Staut sich genug Wasser vor dem Wall auf oder ist die Strömung stark genug, gelingt es dem Wasser schließlich über den Wall hinweg zu fließen und, da dieses Wasser in der Regel wesentlich schwerer ist als das Wasser auf der anderen Seite des Walls und entlang des Hangs, stürzt es daraufhin den gesamten Hang herab wie ein unterseeischer Wasserfall. Ein ähnliches Phänomen kann man manchmal nach warmen Tagen entlang von Hügeln beobachten, wenn die Luft am Boden auf den Hügeln schneller auskühlt als in den Tälern, und kalte, schwerere Luft die Hänge der Hügel hinabströmt und man plötzlich mit den Füßen in kalter, strömender Luft steht, während es darüber noch recht warm und ruhig ist.
Overflows, Turbulenzen und tiefe Meeresströmungen
Overflows sind von besonderer Bedeutung in hohen Breiten, wo sich am Meeresgrund oft besonders kaltes und salziges Wasser ablagert und dann durch die Strömung zu einem Hang getrieben wird. Während dieses schwere Wasser dann den Hang hinabstürzt, verwirbelt es sich und es bilden sich Turbulenzen, wie in einem Wasserfall. Dies führt dazu, dass die schweren Wassermassen sich mit dem umliegenden Wasser vermischen und austauschen. Overflows können auch Auslöser von internen Schwerewellen sein. Zudem sind die entstehenden Strömungen durch das Herabfallen des Wassers oft sehr stark und transportieren Unmengen von Wasser. Da in der Regel die Bewegungsgeschwindigkeit des Wassers am Meeresgrund recht langsam ist, bilden sie oft eine Ausnahme im Vergleich zu ihrer direkten Umgebung und sind somit ein besonderer Antrieb von Meeresströmungen in der Tiefsee.
An der Oberfläche sorgen Wellen dafür, dass das Wasser gut durchmischt ist, und sowohl Dichte als auch Wärme in den oberen Metern relativ gleichmäßig verteilt sind. Die Oberfläche können Forschende recht gut beobachten. Schwerer ist es hingegen, in die Tiefen vorzudringen.
Wenn zum Beispiel im eisigen Norden sehr kalte oder salzige Wassermassen mit höherer Dichte absinken, können sie die Wasseroberfläche durch die Schichten hindurch mit Meerestiefen von mehreren hundert Metern in Kontakt bringen.
Im Innern des Ozeans wandern interne Wellen umher, vergleichbar mit denen an der Oberfläche, nur zwischen Wassermassen unterschiedlicher Dichte. Diese Wellen können große Distanzen zurücklegen, bevor sie schließlich brechen – so wie Oberflächenwellen am Strand. Dabei wird Bewegungsenergie durch Reibung wieder in Wärme umgewandelt.
Den Verlauf von Wellen und Turbulenzen im Innern des Ozeans können Forschende nur mit einigem Aufwand und mit Hilfe von fortschrittlichen Messgeräten erforschen. Und auch innerhalb des Ozeans gibt es Schichten, die man aufgrund ihrer Eigenschaften unterscheidet. Wenngleich dies wegen der unterschiedlichen Meerestiefen nicht so eindeutig ist wie in der Atmosphäre.
Erreichen wir schließlich den Grund der Meere, kommt es zu wichtigen Wechselwirkungen zwischen den verschiedenen Bewegungsprozessen des Wassers mit dem Untergrund. Auch hier wird Bewegungsenergie durch Reibung in Wärme umgewandelt. Strömungen werden umgelenkt, Wassermassen treffen auf Hindernisse, die sie überwinden müssen, und Wellen werden reflektiert oder in ihrer Form verändert. Dies geschieht auch entlang der Küsten.
Gitterpunkte
All diese und noch viele weitere Prozesse und ihre Wechselwirkungen sind von größter Wichtigkeit, wenn wir unseren Planeten, unser Wetter und das langfristige Klima verstehen wollen.
Um zuverlässige Vorhersagen für das morgige Wetter oder das Klima in 50 Jahren treffen zu können, müssen wir diese Energietransfer-Prozesse erforschen. Wir müssen begreifen, wie sie funktionieren und wie durch sie Energie kontinuierlich von einer Form in eine andere umgewandelt wird. Mathematik, Physik, Meteorologie, Ozeanographie sowie Computerwissenschaften helfen uns dabei, auf Hochleistungsrechnern Modelle unseres Klimasystems zu entwickeln. Mit der Zeit werden diese Modelle immer genauer.
So wie im Märchen der Wahrsager mit seiner Kugel können wir damit schon jetzt tatsächlich relativ zuverlässig in die Zukunft schauen. Doch es gibt natürlich immer noch viel zu tun.
Klimamodelle
Klimamodelle sind Computermodelle, die genutzt werden um das Klima auf unserer Erde zu simulieren, also nachzustellen, und somit Vorhersagen machen zu können, wie sich das Wetter und Klima auf unserem Planten mit der Zeit ändern wird.
Klimamodelle und ihre Verbindung zu Mathe und Physik
Klimamodelle nutzen zu diesem Zweck fundamentale Grundgesetze der Physik, die mit mathematischen Formeln dargestellt werden können. Ein Beispiel so eines fundamentalen Grundgesetzes ist die Massererhaltung: Sofern aus einem bestimmten Gebiet oder Volumen keine Masse abgeführt oder hinzugefügt wird, bleibt die Masse in dem Gebiet konstant. Wird etwas hinzugefügt oder herausgenommen, so ändert sich die Masse in dem Gebiet entsprechend. Diese für uns oft intuitiven Sachverhalte kann man mit Hilfe von mathematischen Formeln ausdrücken, welche die Änderungen physikalischer Größen wie Windgeschwindigkeit oder Temperatur mit der Zeit beschreiben. Am Computer werden diese Gleichungen dann mit Hilfe von numerischen Methoden, das heißt mathematischen Computeralgorithmen, gelöst. Dafür allerdings muss man diese mathematischen Gleichungen oder Formeln diskretisieren. Das bedeutet, man muss aus einer Formel, die zu jedem beliebigen Zeitpunkt und Ort gilt, mehrere einfacherere Gleichungen machen, die jeweils an ganz bestimmten, "diskreten" Zeit- und Ortspunkten gelten. Nur so kann man die einfacheren Gleichungen am Computer lösen und damit Vorhersagen machen. Dabei gilt, je mehr Punkte in Ort und Zeit man hat, desto genauer werden die Vorhersagen. Man sagt auch, die Auflösung des Models wird höher. Dies ist in etwa so ähnlich wie die Auflösung bei einer Digitalkamera. Je mehr Pixel man hat, desto schärfer wird das Bild. Je feiner also die Auflösung ist, desto besser sind die Vorhersagen des Models.
Klimamodelle und Rechengitter
Zu diesem Zweck werden so genannte Gittermodelle genutzt. Man überzieht die ganze virtuelle Erde mit einem Gitternetz aus Punkten, auf denen dann große Supercomputer für jeden Zeitpunkt die entsprechenden Gleichungen lösen. Ein solches Gitternetz hat in der Regel Gitterabstände zwischen den Punkten die von wenigen Kilometern bis hin zu mehreren hundert Kilometern reichen. Nun kann man sich vorstellen, dass viele Prozesse, die in der Atmosphäre oder im Ozean eine Rolle spielen, relativ klein sind im Verhältnis zu dutzenden Kilometern. Wolken haben in der Regel zum Beispiel Ausdehnungen von einigen hundert Meter bis einigen Kilometern. Sie fallen also so zu sagen durch das Gitter, da man mehr als nur einen Punkt braucht, um sie korrekt darzustellen. Dies kann man sich wieder mit dem Beispiel der Digitalkamera verdeutlichen. Zoomt man ganz stark an ein digitales Bild heran, erkennt man, dass Objekte, die kleiner sind als ein Pixel der Kamera, nicht mehr zu erkennen sind, da jeder Pixel schließlich nur eine Farbe haben kann. Man kann dann nicht mehr unterscheiden, ob es noch weitere Details gibt, die kleiner sind als dieser eine Pixel. In Klimamodellen ist das ähnlich. Alles, was sich innerhalb einer sogenannten Gitterzelle abspielt, ist dem Model unbekannt. Solche feinen Prozesse, die durchaus mit größeren Prozessen wechelwirken können, müssen auf anderem Wege mathematisch und physikalisch beschrieben werden.
Klimamodelle und Parametrisierungen
Man spircht bei solchen weiteren, genährten Prozessbeschreibungen, die nicht mit Hilfe des normalen Models und der klassischen physikalischen Grundgleichungen gelöst werden können, von Parametrisierungen. Man versucht damit bestimmte Prozess, die zu klein sind, zu parametrisieren, also durch einfache Formeln annähernd zu beschreiben. Dabei sind diese Parametrisierungen niemals tatsächlich korrekt. Sie sind immer nur Näherungen. Je besser sie sind, desto besser ist das Model, insbesondere dann, wenn es um sehr wichtige Prozesse wie zum Beispiel Wolken oder ozeanische Eddies geht. Solche Prozesse haben nämlich eine große Auswirkung auf andere, größere Prozesse in der Atmosphäre und im Ozean und somit auch auf das globale Klima. Eigentlich würde man sich wünschen, dass man die Auflösung des Models so weit nach oben schraubt, dass man alle wichtigen Prozesse auflösen kann. Allerdings gibt es so viele unterschiedliche Prozesse in der Atmosphäre und im Ozean, die alle andere Ausmaße haben, dass dies schlicht nicht möglich ist. Denn je höher die Auflösung ist, desto besser ist zwar das Model, desto mehr Rechenzeit und Supercomputer benötigt man allerdings, um die ganzen Gleichungen zu lösen. Denn für jeden weiteren Gitterpunkt müssen auch weitere Gleichungen gelöst werden. Dadurch das mit der Zeit unsere Supercomputer größer und besser geworden sind, sind inzwischen aber auch unsere Wetter- und Klimamodelle besser geworden. Auch dies kann man damit vergleichen, dass heutige Digitalkameras eine wesentlich höhere Pixelzahl und somit Auflösung haben als noch vor einigen Jahren.
Klimamodelle und Messungen
Um Klimamodelle zu verbessern benötigt man mathematisches und physikalisches Verständnis und Einblicke in die Abläufe innerhalb unseres Klimas. Ebenso wichtig sind hier aber auch Messungen von Satelliten, Flugzeugen, Schiffen und vielen anderen Messplattformen und Messgeräten. Denn nur mit einem kontinuierlichen Vergleich mit der Realität und mit Hilfe von diesen Messdaten kann man erkennen, welche Prozess das Model nicht gut darstellt, und dann Wege finden, diese Darstellung zu verbessern. Wettermodelle mit tatsächlichen Wetterdaten zu vergleichen ist dabei jeden Tag aufs Neue möglich. Jeden Tag kann man vergleichen, ob das Model am Vortag eine gute Vorhersage gemacht hat. Klimamodelle jedoch versuchen wesentlich weiter in die Zukunft zu schauen, über Jahrzehnte hinweg, weshalb es schwieriger ist, sie mit Messungen zu vergleichen, da man lange warten muss, um zu schauen, ob die Vorhersagen richtig waren. Auch gibt es viele der modernen Messmethoden wie Satellitenmessungen noch nicht so sehr lange, so dass man oft nur einen begrenzten Zeitraum verlässlicher Messdaten hat. Diese können dann durch natürliche Archive, so genannte Proxys erweitert werden. Das sind Messungen der klimatischen Verhältnis, die indirekt vorgenommen werden, zum Beispiel durch Baumringe oder Eisbohrkerne. In Eiskernen der Antarktik, die zum Teil tausende Jahre altes Eis enthalten, kann man zum Beispiel uralte, eingeschlossene und dadurch archivierte Luftbläschen nach ihrer molekularen Zusammensetzung analysieren um zu sehen, wie viel CO2 es in der Vergangenheit gegeben hat. Allerdings sind solche Messwerte nicht so genau, wie die Methoden die moderne Messgeräte heutzutage direkt in unserer derzeitigen Atmosphäre verwenden, um den aktuellen CO2-Gehalt zu messen. Trotzdem werden sowohl Proxys als auch direkte Messungen zusammen verwendet, um unser Klima besser zu verstehen, Prozesse dadurch besser beschreiben zu können, Klimamodelle zu verbessern und schließlich kontinuierlich auf ihre Qualität zu prüfen.
Das Forschungsprojekt "Energietransfer in der Atmosphäre und im Ozean"
Das Forschungsprojekt TRR181 beschäftigt sich mit vielen verschiedenen Energietransferprozessen, wie sie hier an verschiedenen Stellen beschrieben wurden. Der Sonderforschungsbereich „Energy transfers in Atmosphere and Ocean“ erforscht diese geophysikalischen Prozesse, um sie in Klimamodelle einzuspeisen und diese dadurch zu verbessern. Somit zählt dieses Projekt zur Grundlagenforschung im Bereich Klimaforschung. Das Projekt ist interdisziplinär angelegt, es arbeiten Forschende aus den Disziplinen Ozeanographie, Meteorologie und Mathematik an verschiedenen Fragestellungen zu dem gemeinsamen Oberthema „Energy transfers in Atmosphere and Ocean“.
Die knapp 70 Forschenden (DoktorandInnen, Nachwuchsforschende und ProfessorInnen) sitzen an verschiedenen Universitäten und Instituten in Norddeutschland:
- Universität Hamburg
- Max-Planck-Institut für Meteorologie Hamburg
- Universität Bremen
- Jacobs University Bremen
- Alfred-Wegener-Institut Bremerhaven
- Helmholtz Zentrum Geesthacht
- Institut für Ostseeforschung Warnemünde
- Institut für Atmosphärenforschung Kühlungsborn
Mit diesem Scrollytelling wollen wir den Versuch wagen, die verschiedenen Energietransfer-Vorgänge in der Atmosphäre und im Ozean darzustellen. An dem Scrollytelling haben viele Wissenschaftlers des Projekts TRR 181 "Energy transfers in Atmosphere and Ocean" teilgenommen.