Globales Förderband

Aus Klimawandel
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Abb.1: Das "große marine Förderband"; rot bis hellrosa: warme Oberflächenströmungen, blau-lila: kalte Tiefenströmungen

1 Ursachen von Ozeanströmungen

Die Oberflächenströme des Ozeans sind größtenteils eine Folge der atmosphärischen Zirkulation, d.h. vor allem der Passat- und der Westwinde, und erfahren durch die Erdrotation eine charakteristische Ablenkung (Corioliskraft). Einige wichtige Ströme werden aber auch durch windbedingten Wasserstau an den Rändern der Kontinente angetrieben, andere durch Dichteunterschiede.

Viele dieser Strömungen sind zusammen mit wichtigen Tiefenströmen Teil eines alle drei Ozeane umspannenden Strömungssystems, des "großen marinen Förderbands" (engl.: the great ocean conveyor belt), das sich vom Nordatlantik über das antarktische Zirkumpolarmeer und den Indischen Ozean bis in den nördlichen Pazifik und zurück erstreckt. Es wurde nach seinen wichtigsten Antriebsfaktoren Temperatur und Salzgehalt bislang auch als "thermohaline Zirkulation" (THC) bezeichnet.[1] Ein wichtiger Motor der THC ist nämlich das durch hohe Dichte bedingte Absinken von kaltem und salzreichem Wasser im Nordatlantik. Allerdings wird diese Umwälzung in Teilen auch durch den Wind angetrieben. Zwar geschieht das Absinken natürlich als direkte Folge von Abkühlung und Meereisbildung, welche das Wasser schwerer machen. Gleichzeitig aber muss Wasser aus der Tiefe aufsteigen, um Platz für das neue Tiefenwasser zu machen. Dieses Aufsteigen ist bei weitem nicht so stark lokalisiert wie das Absinken und kann über große Räume verstreut passieren. Dabei spielen Winde eine wesentliche Rolle, die z.B. leichtes Oberflächenwasser beiseite schieben und dadurch schwereres Tiefenwasser nach oben ziehen können. Außerdem kann durch Wind Energie in die Tiefe hinunter transportiert werden, die das Tiefenwasser erwärmt und so leichter macht.

Das Heruntermischen von Wärme geschieht durch verschiedene Prozesse wie z.B. Gezeitenenergie, aber auch Mischungsvorgänge, die letztlich durch den Wind getrieben sind. Da man also die Einflüsse des Windes und der Temperatur- und Salzunterschiede gar nicht sauber voneinander trennen kann, ist die Bezeichnung "Thermohaline Zirkulation" in der Wissenschaft unbeliebt geworden und durch den Term "Meridional Overturning Circulation" (MOC) ersetzt worden, was soviel heißt wie Meridionale Umwälzbewegung. Das Wort "meridional" bezeichnet einfach eine Bewegung in Nord-Süd-Richtung. Die Wassermassen, die in begrenzten Regionen im nördlichen Atlantik und auch im Weddellmeer (einem Teil des Südpolarmeers) in die Tiefe sinken, finden also kein Gegenstück in bestimmten Regionen mit rasch aufsteigendem Wasser. Vielmehr gelangt ein großer Teil des Wassers mehr oder weniger an nahezu allen anderen Stellen des Weltozeans durch langsame Diffusionsprozesse wieder an die Oberfläche. Ohne diese Beschränkung würde die Umwälzbewegung sehr viel schneller stattfinden. Wie groß genau der Einfluss dieser Mischungsprozesse auf die globale Umwälzzirkulation (MOC) ist, war in den letzten Jahren ein wichtiger Gegenstand der wissenschaftlichen Diskussion.

2 Nordatlantikstrom

Im Atlantik strömt warmes und aufgrund der hohen Verdunstung in den Subtropen salzreiches Oberflächenwasser über den Äquator und den Golf von Mexiko bis in das Gebiet zwischen Grönland, Island und Norwegen (auch als GIN-See bezeichnet) und in die Labradorsee. Diese als Golfstrom und in ihrem nordöstlichen Ausläufer als Nordatlantikstrom bekannte Meeresströmung transportiert bei 24oN die enorme Energiemenge von 1,3 Petawatt (1 PW = 109 Megawatt = 1015 Watt) und bei 48oN noch 0,6 PW in den Nordatlantikraum,[2] wo sie zu einem großen Teil an die Atmosphäre abgegeben wird, das regionale Klima um bis zu 10 °C erwärmt und in Folge der vorherrschenden Westwinde für das außerordentlich milde Klima in nordöstlichen Nordwesteuropa sorgt.

Die Abkühlung des Oberflächenwassers in der GIN- und Labrador-See und der mitgebrachte hohe Salzgehalt, der durch die Bildung von Meereis noch weiter erhöht wird, verleihen den Wassermassen eine so hohe Dichte, dass sie in gewaltigen Mengen bis in Tiefen von zwei bis drei Kilometern absinken. Diese Absinkvorgänge wirken wie ein Sog und ziehen immer wieder neue warme und salzreiche Wassermassen nach Norden. In der Tiefe strömen sie dann als nordatlantisches Tiefenwasser (NADW) in einer Größenordnung nach Süden zurück, die etwa 20 Mal so hoch wie der Abfluss aller Flüsse der Erde und um einiges größer als die gesamte globale Niederschlagsmenge ist. Der größte Teil davon gelangt in den antarktischen Zirkumpolarstrom, der sie dann an den Indischen und Pazifischen Ozean verteilt. Hier strömen sie in der Tiefe nach Norden, steigen in die oberen Wasserschichten auf und strömen um die Südspitze von Afrika und Südamerika wieder in den Atlantik zurück.

Man darf sich diese Strömungen allerdings nicht als ständig beobachtbare Erscheinungen vorstellen. Stattdessen sind sie eher ein statistischer Mittelwert über lange Zeiten, da sie ständig überlagert sind von turbulenten Wirbeln und Wellen, die sich durch Wind, Geschwindigkeitsunterschiede und Dichteunterschiede bilden. Eine Boje, die an einem bestimmten Ort im Ozean ausgesetzt wird, würde also keinesfalls genau den eingezeichneten Pfeilen der Ozeanströmungen folgen, sondern scheinbar willkürlich in wechselnde Richtungen wandern. Dies ist auch einer der Gründe, warum die Struktur der globalen Ozeanzirkulation erst seit dem 20. Jahrhundert genauer bekannt und verstanden ist. Um den Transport oder Änderungen desselben in einer Meeresströmung zu messen, braucht man daher sehr aufwändige und langwierige Messungen über viele Jahre hinweg. Auch die Änderungen des Wärmetransports im Atlantik der letzten Jahrzehnte sind nicht sehr gut bekannt.

3 Antrieb des globalen Förderbandes

Auch wenn der Wind eine gewisse Rolle spielt, liegt die eigentliche Ursache dieser weltumspannenden Zirkulation in der hohen Dichte, die im Nordatlantik unter bestimmten Bedingungen entstehen kann. Das Absinken des schweren Wassers wird dadurch erleichtert, dass der Atlantik gegenüber den anderen Ozeanen einen sehr hohen Salzgehalt besitzt.[3] Im Durchschnitt liegt der Salzgehalt des Atlantiks um 1 (gemeint sind practical salinity units, "1" entspricht dabei etwa einem Promille) über dem des Pazifiks, im Nordatlantik sogar um 2-3 darüber. Zwar ist auch gerade im subtropischen Atlantik der Salzgehalt sehr hoch, da dort eine hohe Verdunstung herrscht und zudem eine Zufuhr sehr salzhaltigen Wassers aus dem Mittelmeer erfolgt. Allerdings übt der Salzgehalt erst bei niedrigen Temperaturen, wie sie in höheren Breiten zu finden sind, einen größeren Einfluss auf die Dichte des Meerwassers aus. Nur das Zusammenspiel von Temperatur und Salzgehalt und deren Unterschiede bewirken also die nötigen Dichteunterschiede zum Antrieb der globalen Umwälzbewegung.

Um eine hohe Dichte zu bekommen (also, auf ein bestimmtes Volumen bezogen, schwer zu werden), muss das Wasser möglichst kalt und salzreich sein. Eine Abkühlung kommt dabei durch zwei Effekte zustande: Zum einen kann das Wasser Wärme an die Luft über der Wasseroberfläche abgeben. Die zweite Ursache ist das Verdunsten von Wasser. Um Wasser zu verdunsten wird nämlich enorm viel Energie benötigt, die danach dem Oberflächenwasser fehlt und es somit kühler macht (siehe auch Temperatur). Eine Erhöhung des Salzgehalts kommt ebenfalls durch Verdunstung zustande, da das Salz nicht mit verdunstet. Außerdem aber kommt es auch bei der Bildung von Meereis zu einer Salzanreicherung: Da Meereis viel weniger Salz in seine Struktur einbaut, als es dem Anteil am Meerwasser entspricht, bleibt ein großer Teil des Salzes im Wasser zurück und macht es schwerer.

Die Tiefenwasserbildung geschieht im Wesentlichen durch zwei Mechanismen: als Konvektion im offenen Ozean und durch die Bildung dichten Wassers auf den Schelfen mit anschließendem Abgleiten an den Kontinentalabhängen, d.h. am Rand der Schelfgebiete. Das Absinken ist jedoch in keinem Fall ein permanenter Prozess, findet also nicht immer statt. Damit überhaupt ein so starkes Absinken einsetzen kann, muss das Wasser an der Oberfläche sehr dicht werden, was nur unter bestimmten Bedingungen der Fall ist. Normalerweise wird ein solches Absinken nämlich durch eine Oberflächenschicht aus Süßwasser (meistens als Resultat von Schmelzwasser) verhindert. Da das von Schmelzwasser geprägte Oberflächenwasser zu leicht ist, wird es zunächst nicht absinken und verhindert so die Tiefenwasserbildung.

4 Bildung von Tiefenwasser durch Konvektion

Abb.2: Skizze des Golfstroms und Nordatlantikstroms sowie der relevanten Absinkregionen; rot: warme Oberflächenströmungen, blau: kalte Tiefenströmungen

Im Fall der Konvektion im offenen Ozean müssen folgende Voraussetzungen erfüllt sind:

  • Das Gebiet sollte eine zyklonale Zirkulation aufweisen, d.h. es sollte auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn strömen, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Das hängt damit zusammen, dass eine solche Zirkulation mit einer hohen Oberflächendichte im Zentrum solcher Wirbel verbunden ist. Solche Systeme kann man z.B. mit den Tiefs in der Atmosphäre vergleichen.
  • Es müssen starke Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Ozean bestehen, die das Wasser schwerer machen als seine Umgebung. Das Ozeanwasser muss also möglichst viel Wärme und Süßwasser an die Luft abgeben, um möglichst dicht zu werden. Das allerdings setzt voraus, dass die Atmosphäre gegenüber dem Ozean sehr kalt und möglichst trocken ist, Bedingungen wie sie nur im Winter vorkommen können.
  • Die Schichtung des Wassers muss zu Anfang schon schwach genug sein. Das bedeutet, dass nur eine dünne Schicht leichten Wassers oben aufliegen darf, die durch die stattfindenden Prozesse aufgebrochen werden kann.

Bei den Gebieten, auf die diese Bedingungen in der Nordhemisphäre am besten zutreffen, handelt es sich um die Grönlandsee (östlich von Grönland), die Labradorsee (zwischen Grönland und Nordostkanada) und den Golf von Lyon im europäisch-afrikanischen Mittelmeer.

In der Grönlandsee ist die Erhöhung der Dichte dabei stark von der Meereisbildung beeinflusst. Sobald im späten Winter die Oberflächentemperaturen des Wassers auf den Gefrierpunkt gesunken sind, bildet sich eine Eisschicht. Damit aber zusätzlich eine Abkühlung stattfinden kann, darf dieses Eis nicht vor Ort liegen bleiben, denn dann würde es den Transport von Wärme vom Ozean in die Luft blockieren und die Bildung von neuem Eis verhindern. Es müssen also Winde das Eis vom Ort seiner Entstehung abführen. Insbesondere Winde, die von der kalten grönländischen Landmasse her kommen, können dem Ozean so viel Wärme und Süßwasser entziehen.

Die zentrale Labradorsee dagegen ist auch im Winter meist eisfrei. Hier sind es vor allem die gelegentlich sehr kalten und trockenen Winde vom nordamerikanischen Kontinent, die den Wärmeverlust und die Verdunstung bewirken.

Der Golf von Lyon spielt eine Ausnahmerolle, da dort zwar starke Konvektion stattfinden kann, das dichte Wasser aus dem Mittelmeer aber nur in mittleren Tiefen des Atlantiks verbleibt ("Mediterranean Intermediate Water", MIW). Das liegt daran, dass es sich erst über die Schwelle von Gibraltar ergießen muss, dass es sich dabei stark mit anderem atlantischen Wasser vermischt, und dass seine Temperatur zu hoch ist. Der wichtigste Grund für die starke Konvektion im Golf von Lyon ist der kalte winterliche Wind, der durch das Rhonetal aufs Mittelmeer hinaus weht und unter dem Namen Mistral bekannt ist.

Die Tiefenwasserbildung durch Konvektion darf man sich keinesfalls so gerichtet vorstellen, wie Wasser durch ein Rohr strömt. Zum einen ist es nämlich nicht die gesamte dichter gewordene Wassermasse, die einheitlich absinkt, und zum anderen werden die einzelnen absinkenden Schwaden durch im Gegenzug aufsteigendes Wasser kompensiert. Diese Schwaden haben Ausmaße von etwa einem Kilometer, während das gesamte den obigen Kriterien entsprechende Gebiet etwa 100 km groß ist. Sie bewirken also kein sofortiges Absinken, sondern eine einheitliche Durchmischung des Wassers bis in große Tiefen (etwa 1000 - 2000 m). Nach wenigen Tagen gewinnt die Corioliskraft einen prägenden Einfluss auf diesen Prozess, indem sich Wirbel bilden, die verhindern, dass eine weitere Vertiefung dieser Mischungsschicht stattfindet. Ab diesem Zeitpunkt hätte das Anhalten der entsprechenden Wetterbedingung keinen Einfluss mehr. Es zeigt sich also, dass nicht nur die Wetterlage selbst, sondern das Timing der Wetterereignisse für die Konvektion im offenen Ozean wichtig ist. Dies ist einer der Gründe dafür, dass die Bildung von Tiefenwasser von Jahr zu Jahr stark unterschiedlich sein kann. Das durch die Konvektion einheitlich durchmischte schwere Wasser sinkt dann erst sehr langsam nach unten hin ab und sammelt sich in den Tiefen des Ozeans.

5 Bildung von Tiefenwasser an den Kontinentalabhängen

Der zweite Mechanismus der Tiefenwasserbildung wirkt über die Schelfe. Schelfgebiete sind die Ozeanränder nahe den Kontinenten, wo die Wassertiefe noch sehr flach ist, im Gegensatz zum so genannten "offenen Ozean". Erst weiter vom Festland entfernt senkt sich der Meeresboden dann steiler in die eigentlichen Ozeanbecken ab; man spricht vom Kontinentalabhang. So ist z.B. die Nordsee ein Schelfmeer und daher nur wenige Dutzend Meter tief. Im arktischen Ozean existieren sehr große Schelfgebiete, die nur um die 50 m tief sind. Der Wärmeinhalt des Wassers auf diesen Schelfen ist daher so gering, dass er innerhalb eines Winters an die Atmosphäre verloren gehen kann. Auch hier bildet sich Meereis und reichert das Wasser mit Salz an, was Konvektion verursacht. Zusätzlich wird die Vermischung des Wassers durch Gezeiten angetrieben. Das so erzeugte einheitlich dichte Wasser rutscht nun an den Kontinentalrändern in die Tiefe und vermischt sich dabei nacheinander mit den Wassermassen der Schichten im offenen Ozean.

6 Export des Tiefenwassers in den Atlantik

Das neu gebildete Tiefenwasser strömt aber nicht unmittelbar nach Süden, wie es das Bild vom globalen Förderband glauben macht. Da es so schwer ist und das Becken des arktischen Ozean tief, sammelt es sich dort am Boden an. Zwischen Grönland und Schottland ist der Meeresboden nur wenige hundert Meter tief; diese Schwelle hält das meiste des Tiefenwassers zurück. Im Wesentlichen sind es zwei Bereiche, wo das Wasser durchdringen kann: Die Dänemarkstraße zwischen Grönland und Island, sowie der Färöer Bank Kanal zwischen den Färöer Inseln und Schottland. Besonders dann, wenn Wind- und Druckverhältnisse an der Oberfläche das dichte Wasser dort etwas steigen lassen, kann das Tiefenwasser gut durch diese Kanäle dringen. Das auf den Schelfen und in der Grönlandsee durch Konvektion gebildete Wasser schießt durch die Lücken hindurch und macht etwa einen Transport von 4-6 Sv (Millionen Kubikmeter pro Sekunde) aus. Da es sich mit Wasser der Umgebung vermischt, verdoppelt sich der Transport auf etwa 12 Sv und fließt aufgrund der Erddrehung und der Form des Bodens am westlichen Rand des Nordatlantiks entlang, wo es in der Labradorsee weiteres durch Konvektion entstandenes Tiefenwasser einsammelt. Der so entstandene Transport beträgt etwa 18-20 Sv und macht den atlantischen Teil der meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC) aus.

7 Aufrechterhaltung der Süßwasserbilanz

Abb.3: Wasserdampfexport vom Atlantik zum Pazifik und die Folgen für die Meeresströmungen

Grob gesehen strömt also das dichtere Atlantikwasser in der Tiefe in die beiden anderen Ozeane ein und leichteres Oberflächenwasser in den Atlantik zurück. Wie aber wird trotz dieser Ausgleichsströmung der Dichteunterschied und damit die thermohaline Zirkulation zwischen den Ozeanen aufrechterhalten? Die thermohaline Zirkulation hat nicht nur einen entscheidenden Einfluss auf die Atmosphäre und das Klima der Erde, sie ist selbst wiederum durch die atmosphärische Dynamik bestimmt. Denn die Ursache für den höheren Salzgehalt des Atlantiks liegt in dem hohen Wasserdampfexport aus der Atlantikregion durch die Passatwinde über die schmale mittelamerikanische Landbrücke in den pazifischen Raum, für den der Atlantik weder in der Passatzone vom Indischen Ozean (wegen der Breite des afrikanischen Kontinents) noch in der Westwindzone vom Pazifik her (wegen des nordamerikanischen Kontinents mit den Rocky Mountains) einen Ausgleich erhält. Die in den Subtropen aus dem Atlantikwasser verdunsteten und Richtung Pazifik exportierten Wasserdampfmassen sind so groß, dass der Atlantik ständig mehr Frischwasser an die anderen Ozeane abgibt, als er von ihnen zurückerhält. Dieser Wasserdampfexport hält den Dichteunterschied und damit die thermohaline Zirkulation aufrecht.

8 Einzelnachweise

  1. Der Begriff "thermohalinen Zirkulation" ist in den letzten Jahren in der Wissenschaft weitgehend durch den Begriff "meridionale Umwälzzirkulation" (abgekürzt MOC nach engl. Meridional Overturning Circulation) abgelöst worden. Grund ist die Erkenntnis, dass das Globale Förderband, auch in seinem nordatlantischen Abschnitt, nicht nur durch Temperatur- und Salzgehaltsunterschiede angetrieben wird, sondern dass u.a. auch der Wind eine wichtige Rolle spielt.
  2. Ganachaud, A. and C.W. Ganachaud (2000): Improved estimates of global ocean circulation, heat transport and mixing from hydrographic data, Nature 408, 453-457
  3. Vgl. Broecker, W.S. (1991): The great ocean conveyor, Oceanography 4, 79-91; Broecker, W.S. (1996): Plötzlicher Klimawechsel, Spektrum der Wissenschaft, Januar 1996, 86-92

9 Literatur

  • Meincke, J. und D. Quadfasel, 2006: Konvektion und Frischwasserflüsse im Nordatlantik. In: Lozán (ed.) Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Fakten Hamburg, 73-77.

10 Unterricht

  • Vergleichen Sie die Wintertemperaturen in Norddeutschland, Irland und Norwegen (Bergen) mit Gebieten auf der selben geographischen Breite an der West- und Ostküste Nordamerikas und erklären Sie den Unterschied.

11 Siehe auch

12 Weblinks


13 Lizenzhinweis

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