Ausbildungsseminar Klima und Wetter

Thema 4.2:

Meeresströmungen - Thermohaline Zirkulation (generell und insbesondere die des Golfstroms) Gehalten am 13.11 von Peter Lutz

Inhaltsverzeichnis:

• Was sind Meeresströmungen (Allgemeines)?

• Was sind deren Ursachen?

• Warum gibt es Dichteunterschiede?

• Was hat der Auftrieb mit Meeresströmungen zu tun?

• An welchen Stellen kommt es theoretisch zur Tiefenkonvektion?

• Warum?

• An welchen Stellen kommt es praktisch zur Tiefenkonvektion?

• Warum?

• Wie funktioniert Tiefenkonvektion?

• Warum kommt es zu westlichen Grenzströmen?

• Was spielt der Wärmetransport für eine Rolle?

• Wie sieht die gesamte globale Meeresströmung aus?

• Wie beeinflusst das Klima den Golfstrom?

• Wie beeinflusst der Golfstrom das Klima?

Die Meeresströmungen in den Weltmeeren:

Eine kleine Einführung: Meeresströmungen sind die vertikalen (Gefäll- oder Gradientströme) und überwiegend horizontalen (Driftströme) Transporte von Wassermassen im Weltmeer. Sie treten also sowohl an der Oberfläche auf, was sie für die Schifffahrt wichtig macht, als auch in der Tiefe (Tiefenzirkulation). Es gibt einen großen Zusammenhang zwischen dem Klima von Küstenregionen und den Meeresströmungen, welche sie tangieren. Für das Klima in Deutschland (~50. Breitengrad) sind vor allem der Golf-, der Labrador- und der Nordatlantische Strom wichtig. In den letzten Jahrzehnten wurden diese Strömungen immer mehr untersucht um ihren Zusammenhang mit dem Klima besser zu verstehen, insbesondere im Moment der Klimaerwärmung.

Ursachen für das Auftreten von Meeresströmungen

Es gibt zwei Ursachen, die für das Auftreten von Meeresströmungen verantwortlich sind und diese steuern:

· Windgetriebene Zirkulation: Dabei übertragen vorherrschende Windsysteme durch Oberflächenreibung einen Impuls an die Wassermassen. Somit werden diese an der Oberfläche in Richtung der Winde getrieben, in der Tiefe bestimmt die Ekman-Spirale die Flussrichtung für Wassermassen. · Thermohaline Zirkulation: Die Dichte einer Wassermasse hängt von ihrer Temperatur und ihrem Salzgehalt ab. Verteilt auf die Weltmeere gesehen, gibt es große Unterschiede in der Dichte von solchen Wassermassen. Dies beeinflusst auch deren Auftriebsverhalten. Sinkt nun Wasser mit größerer Dichte ab, kommt es zu Konvektionsströmen. Diese transportieren oberflächennahes Wasser in die Tiefe des Meeres (Abyss).

Der erste Punkt wird nicht mehr genauer erläutert, vielmehr wird im Folgenden auf die Thermohaline Zirkulation eingegangen.

Die Dichte von Wasser

Wie schon erläutert ist die Dichte ist eine Funktion der Temperatur und der Salinität:

r = r(T,S)

Im oberen Diagramm ist die Dichte sowohl in Abhängigkeit vom Salzgehalt (psu = g/kg Wasser) als auch der Temperatur (°C) dargestellt. Die durchgezogenen Linien zeigen Orte gleicher Dichte, deren zugehöriger Wert ebenfalls aufgeführt wurde.

Gleichung für Isoplethe

Die Dichteanomalität ist gegeben durch: s = r - rref

mit: rref = 1000kg/m³

Damit lässt sich die Isoplethengleichung aufstellen:

mit:

Dabei ist aT der thermische Ausdehnungskoeffizient von Wasser mit einem typischen Wert von 0,0001 1/°C und bS die Abhängigkeit der Dichte vom Salzgehalt mit einem typischen Wert von 0,00074 1/psu. Außerdem: aT gibt die Steigung im obigen Graphen in Richtung der Temperatur an, sowie bS in Richtung des Salzgehaltes. Diese Gleichung wird wichtig, wenn wir nun den Auftrieb von Wasser betrachten.

Auftrieb als entscheidender Faktor Zunächst braucht man die Gleichungen für die Entwicklung von Temperatur und Salzgehalt:

Dabei ist rref die Referenzdichte von oben, cw die spezifische Wärmekapazität von Wasser, Q die virtuelle Flussdichte von Wärme und e der Frischwassertransport durch Luft-Meer-Austausch. Nun wollen wir die Auftriebsanomalität einführen:

Diese bestimmt nun, ob Wasser aufsteigt oder nicht. Das Differential nach der Zeit der Auftriebsanomalität ist nun gleich dem nach der Wassertiefe z abgeleiteten Auftrieb:

Es wurde in die Gleichung schon die Isoplethengleichung (siehe oben) und die Gleichung für die Entwicklung von T und S (siehe oben) eingesetzt.

Integriert man nun diese Gleichung nach der Meerestiefe, so erhalt man die Gleichung für den vertikalen Auftriebsfluss: mit

und E - P = Verdunstung – Niederschlag (Wasser) Q stellt immer den Wärmefluss zwischen Atmosphäre und Meer dar:

· QSW ist die Wärme, die auf der Meeresoberfläche durch die Sonneneinstrahlung entsteht

· QLW ist die Wärme, die durch Schwarzkörperstrahlung des Meeres an die Atmosphäre abgegeben wird

· QS ist die Wärme, die durch turbulenten Austausch über die Meeresoberfläche an die Atmosphäre abgegeben wird

mit rair = Dichte der Luft, cp = spezifische Wärme von Luft, cS = stabilitätsabhängiger Massentransportkoeffizient für Wärme, u10 = Windgeschwindigkeit in 10m Höhe, Tair = Lufttemperatur in 10m Höhe und SST = Sea Surface Temperature · QL ist der Wärmeverlust des Meeres durch latente Wärme

mit Le = latente Wärme von Verdunstung und m = Masse von herabfallenden Wasser

Diese Abbildung zeigt noch mal das Schema, wie bei der Verdunstung von Wasser und späteren Abkühlen Wärme (latente) entsteht. Die Bilanz für den Hitzefluss Atmosphäre – Meer:

Dabei trägt nur QSW zur Erwärmung der Ozeane bei, die anderen führen Wärme ab, jedoch ist QSW um ein vielfaches größer als die anderen Wärmekomponenten Insgesamt: à Der erste Teil der Gleichung für den Auftriebsfluss stellt den

temperaturabhängigen Anteil am Auftrieb dar, der zweite den salzgehaltabhängigen.

Wärmefluss auf Erdoberfläche: Diese Abbildung stellt den Hitzefluss für die gesamten vier Komponenten dar. Die bräunlichen Stellen sind Orte, an welchen Wärme durch Sonneneinstrahlung in das Meer übergeht. Grüne Stellen zeigen einen Wärmefluss von Meer nach Atmosphäre, hauptsächlich in Form von latenter Wärme. In den Tropen geht viel Wärme in das Meer über, in den Subtropen und auch nördlich davon wird dagegen mehr Wärme an die Atmosphäre abgegeben.

Niederschlag und Verdunstung: In der nachfolgenden Abbildung sind die Verdunstungsrate und die Niederschlagsrate auf der Meeresoberfläche aufgetragen. Die grünen Stellen markieren nun niederschlagskräftige Orte in den Meeren, die braunen Stellen Orte vermehrter Verdunstung. Durch die kräftige Sonneneinstrahlung in den Tropen verdunstet dort auch mehr, was hauptsächlich in den Subtropen in Form von Regen wieder niedergeht. Insgesamt kann man aus den beiden Graphen sagen, dass die Temperatur des Wassers im mittel von Äquator zu den Polen zunimmt und der Salzgehalt dagegen weniger wird.

Auftriebsverhalten entlang geographischer Länge:

Wendet man nun die Formel für den vertikalen Auftriebsfluss auf die thermischen und salzhaltigen Gegebenheiten der Ozeane an, so bekommt man dessen Verhalten, wie oben gezeigt.

Wie man in der Graphik sieht, ist der thermale Einfluss auf den „Abtrieb“ viel größer, als jener der durch Salzhaltigkeit des Wassers entsteht. Dieser schwächt den thermalen Einfluss nur an dessen Extremstellen ab und gleicht den totalen vertikalen Auftriebsfluss über die geographische Breite an. Außerdem stellt man fest, dass die Stellen mit größtem Tiefenfluss in den Subtropen liegen müssten, hauptsächlich in der Nordhemisphäre. Weitere kleine Peaks finden sich in der polaren Zone. Doch entspricht dies nicht der Realität, da noch ein weiterer Faktor eine wichtige Rolle spielt, nämlich der der „Thermocline“.

Die „Thermocline“ als Hindernis

Die „Thermocline“ ist eine Schichtung von Wassermassen mit unterschiedlicher Temperatur und unterschiedlichem Salzgehalt. Diese findet sich fast überall an der Meeresoberfläche der Ozeane und geht bis zu 1000 Meter in die Tiefe hinein. Durch einen vertikalen Schnitt durch den Ozean kann man dies feststellen. Es wird also durch sie ein direktes Absinken von Wassermassen verhindert, da Temperaturunterschiede und Unterschiede in der Salinität überwunden werden müssen. Doch gibt es auch Stellen im Ozean, welche eine solche Schichtung nicht besitzen. Die Ursache liegt darin, dass sich auch „Mixed Layer“ ausbilden kann, die einen direkten Kontakt zum Tiefenwasser herstellt.

Die Bedeutung der „Mixed Layer“

Die „Mixed Layer“ stellt das Prinzip einer Vermischung unterschiedlich tiefer Wassermassen dar. Durch

· Sonneneinstrahlung · Schwarzkörperstrahlung des Wassers · Wärmeverlust und Verdampfung, aus welchen Konvektionsströme

resultieren · Windreibung, aus welcher Turbulenzen im Wasser entstehen

vermischen sich Wasserschichten unterschiedlicher Temperatur und unterschiedlichem Salzgehalt.

à Es entsteht eine fast homogene Wasserschicht, die annähernd gleiche Dichte besitzt. Dadurch wird eine Verbindung zum Tiefenwasser (Abyss) hergestellt und oberflächennahes Wasser kann absinken.

Genau solche Stellen finden sich in der polaren Zone. Und da dort auch laut obiger Formel und Graphik ein potentieller negativer Auftrieb vorherrscht, tritt auch nur an diesen Stellen Tiefenkonvektion auf.

Schema für Tiefenzirkulation

Es sinken nun durch die oben genannten Gründe Wassermassen in den Polargebieten ab (großer dicker Pfeil). Dies muss nun durch einen Auftrieb wieder kompensiert werden. Dadurch gibt es im ganzen Ozean verteilt ein so genanntes „upwelling“ von Wasser (viele kleine Pfeile). Der Wasserstand wird somit also wieder angeglichen. Außerdem entsteht in der Tiefe eine Strömung, die in Richtung der Stelle der Tiefenkonvektion zeigt (zwei lange Pfeile). Auch diese muss wieder kompensiert werden, wodurch in der Tiefe westliche Grenzströme entstehen. Diese Ströme sind kräftiger als die Ströme, durch welche sie verursacht werden. Warum ausgerechnet westliche Grenzströme entstehen, werden wir noch in den folgenden Seiten klären. Sie sind auf jeden Fall mitsamt ein Grund, warum man auch an der Oberfläche von westlichen Küstenregionen stärkere Meeresströmungen beobachten kann, als an östlichen. Eine Graphik zur Anschauung der Tiefenströmung befindet sich auf der nächsten Seite.

Westliche Grenzströme

Zunächst betrachten wir die Gleichungen für bewegte Flüssigkeiten: horizontale Bewegung:

Der rechte Term stellt eine Reibung dar, der mittlere Term die Bewegung aufgrund Druckunterschiede und der linke die durch die Corioliskraft getriebene Bewegung. Leitet man nun die erste Gleichung nach y ab, die zweite nach x und subtrahiert die beiden Gleichung, erhält man: à

mit

Durch eine Umschreibung bekommt man dann: à

mit

Der linke Term der untersten Gleichung ist immer positiv, da nach unserer Argumentation oben, die Tiefenkonvektion durch ein breites „upwelling“ kompensiert wird. Es muss, damit die Gleichung erfüllt ist, der rechte Term auch immer positiv sein. Per Definition ist v viel größer als u (da x-Richtung auch N-S-Richtung ist), also muss dv/dx > 0 sein! Dies ist nur durch eine westliche Grenze gegeben, wie untere Abbildung zeigt:

Das Schaufelrad bewegt sich bei einer westlichen Grenze in Richtung der Geschwindigkeit v, bei einer östlichen Grenze dagegen bewegt sich die Geschwindigkeit entgegengesetzt der x-Richtung. Deswegen ist eine Westliche Grenzströmung bevorzugt.

Der Meridionale Hitzetransport

Man muss außerdem den Wärmehaushalt des Wassers betrachten. Dieser ist bei einer Wassersäule durch folgende Gleichung gegeben:

mit

Das heißt soviel, dass der Wärmehaushalt von der eingestrahlten Wärme und von der durch Meeresströmung entstehenden Wärme abhängt. Der Wärmefluss resultiert dann wie folgt:

Das heißt, wird eine Wassersäule durch Sonneneinstrahlung erwärmt, so entsteht ein Wärmefluss in Regionen geringerer Wärme. Für die Erde heißt das, dass warmes Wasser von den Tropen (hohe Sonneneinstrahlung) Richtung der Pole transportiert wird. Dies sieht man auch in der nächsten Abbildung.

Muster der globalen Meeresströmung Aus diesen Fakten entsteht dann folgendes Muster für die Meeresströmungen:

In dieser Graphik symbolisieren blaue Pfeile kalte Strömungen in der Tiefe des Meeres, dagegen sind rote Pfeile oberflächennahe warme Strömungen. Wie man sieht erfolgt die Tiefenströmung von der Arktis, also der Polarregion, Richtung Äquator bis zum Antarctic Circumpolar Current, den Strom mit nahezu gerader ununterbrochener West-Ost-Strömung. Außerdem erfolgt ein Wärmefluss vom Äquator in die Polarregion. Dieses Schema wird durch folgende Abbildung verdeutlicht:

Einfluss des Klimas auf den Golfstrom

· Wie verändert sich der Golfstrom/die MOC (Meridional Overturning

Circulation) bei Klimaerwärmung?

– Der Wasserkreislauf wird verstärkt – Die Polkappen bei Grönland schmelzen ab – Die Temperatur des Wassers nimmt zu

› Geringere Dichte des Wassers › Schwächung des MOC

– Durch anthropologischen Einfluss wird dieser Effekt weiter verstärkt (siehe CO2-Emission und Treibhaus-Effekt)

– Bricht der Golfstrom oder MOC in den nächsten Jahren komplett

zusammen?

Nein! Warum nicht?

· Es gibt Oszillationen von Wassermassen im Atlantik, die im Laufe von Jahrzehnten regelmäßig auftreten:

– Nordatlantische Oszillationen (NAO): Entstehen durch Schwankung des Druckverhältnisses zwischen Islandtief und Azorenhoch – Atlantische Multidekaden-Oszillationen (AMO): Entstehen durch zyklisch auftretende Zirkulationsschwankungen der Ozeanströmung im Nordatlantik

· Der Einfluss des Windes, sowie hydrologische Veränderungen müssen berücksichtigt werden.

· Falls keine weiteren großen Temperatur-Veränderungen für einen

längeren Zeitraum eintreten, kann sich der MOC wieder regenerieren.

Einfluss des Golfstroms auf das Klima

• Was geschieht bei einer Abnahme des MOCs?

– Warme Wassermassen von den Subtropen würden nicht mehr in dem großen Maße in Gebiete des Nordatlantiks transportiert werden.

• Würde dies das Wetter in diesen Gebieten beeinträchtigen und vielleicht

bei einem „möglichen“ Stillstand zu einer Eiszeit führen?

– Nein, weil die vermehrt einfallende Strahlung einen größeren Einfluss hätte und sich dadurch die Gebiete eher erwärmen würden.

• Doch in der Frühzeit der Erde gab es abrupte Oszillationen im Klima, die

man auf eine Veränderung des MOCs zurückführen könnte:

– Jüngere Dryas: Scharfer Kälterückfall am Ende der Weichsel-Kaltzeit (zw. 10800-9640 v. Chr.)

– Misox-Schwankung: Abkühlung des Erdklimas zum 2°C (~6200 Jahre v. Chr.)

Fazit

• Es stehen noch viele unbeantwortete Fragen aus, die die Komplexität der Thermohalinen Zirkulation betreffen (aktuelles Forschungsgebiet).

• Es gibt viele Modelle, die jeweils unterschiedliche Voraussagungen über

die Entwicklung des MOCs machen (wegen unterschiedlichen Parametern).

• Auch wenn diese immer exakter werden, so kann die tatsächliche

Entwicklung nicht exakt vorausgesagt werden.

Quellen:

· Atmosphere, Ocean and Climate Dynamics: An Introductory Text Von John Marshall, R. Alan Plumb

· The Physical Science Basis: Climate Change 2007 · Physics of climate: Peixoto, José P.

· Erde und Planeten: Raith,Wilhelm