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Der Ozean ist ein wesentlicher Bestandteil des Klimasystems und bestimmt im Austausch mit der Atmosphäre in Zeiträumen von Jahren bis Jahrzehnten.
Wie für die Atmosphäre, so besitzt die Sonneneinstrahlung auch für den Ozean eine wesentliche Bedeutung. Das Meer absorbiert und reflektiert die solare Einstrahlung je nach Breitenlage in unterschiedlichem Masse. Bei hoher Einstrahlung, d.h. vor allem in niederen Breiten bei geringer Bewölkung, also in den Subtropen, nimmt das Meerwasser viel Energie auf. Dadurch wird das Oberflächenwasser erwärmt, und ein Teil verdunstet, wodurch Energie verbraucht wird und der Salzgehalt des Meerwassers ansteigt.
Die Bildung einer warmen Deckschicht in tropischen und subtropischen Gebieten hat zur Folge, dass sich eine stabile Wasserschichtung mit leichtem Oberflächen- über schwererem Tiefenwasser ausbildet, die verhindert, dass Oberflächenwasser in die Tiefe absinken kann. Das kalte Oberflächenwasser in den höheren Breiten kann sich dagegen aufgrund seiner hohen Dichte mit dem Tiefenwasser leicht austauschen.
Die Unterschiede in der Energieaufnahme und im Salzgehalt, an denen allerdings auch Wechselwirkungen mit der Atmosphäre und der Kryosphäre beteiligt sind, führen zu unterschiedlichen Dichteverhältnissen im Meerwasser. Dadurch entsteht unter Mitwirkung der atmosphärischen Zirkulation ein Strömungssystem, die sogenannte thermohaline Zirkulation, das im Mittel Energie von den niederen in höhere Breiten transportiert und so zusammen mit der atmosphärischen Zirkulation die Einstrahlungsgegensätze auf der Erde ausgleichen hilft. 1
Die Atlantische Meridionale Umwälzbewegung (AMOC, Atlantic Meridional Overturning Circulation) transportiert warmes Oberflächenwasser bis in die hohen Breiten und strömt von dort nach einer Abkühlung und dem damit verbundenen Absinken als kaltes Tiefenwasser wieder nach Süden. Schwankungen der AMOC beeinflussen wesentlich den nordwärts gerichteten Wärmetransport im Ozean und damit das Klima in Europa und im Nordatlantik. Die AMOC wird auch als Golfstrom bezeichnet.
Die Wasseroberflächentemperaturen des Nordatlantiks bestimmen dabei Klimaphänomene wie die Dürren im Sahel und in Ostafrika oder die Häufigkeit von Hurrikanen in der Karibik . Es ist also von grossem Interesse, Vorhersagen über Zeiträume von Jahren bis zu Jahrzehnten machen zu können, um diese Klimaänderungen abzuschätzen. 2
Klimaschwankungen werden in klimatisch kurzen Zeiträumen von Jahren oder Jahrzehnten sowohl durch menschliche Einflüsse als auch durch die natürliche und interne Variabilität des Systems hervorgerufen, wobei der Ozean für die nötige Trägheit sorgt, in dem er die schnellen Schwankungen der Atmosphäre integriert.
Um Vorhersagen über diese klimatisch kurzen Zeiträume treffen zu können, muss man das Vorhersagemodell von dem gegenwärtigen Zustand des Ozeans aus starten ("initialisieren"). Damit kann man die Phase der Umwälzbewegung im Atlantik bestimmen und ist in der Lage, deren weiteren Verlauf und auch die Oberflächentemperatursowie die davon abhängenden Phänomene zu prognostizieren. Die Güte der Vorhersagbarkeit eines Systems wird in der zeitlichen Rückschau bestimmt; man nennt es im Englischen treffend "hindcast", also "retrospektive Vorhersage".
Die gesamte im Ozean gelöste Menge an CO2 ist 50 Mal grösser als der atmosphärische Kohlendioxid-Gehalt und 20 Mal grösser als das an Land (Vegetation und Böden) gespeicherte Kohlendioxid. Der Ozean tauscht CO2 mit der Atmosphäre aus und fungiert bei einer steigenden CO2-Konzentration in der Atmosphäre über längere Zeiträume als wichtigste CO2-Senke.
Der CO2-Austausch mit der Atmosphäre findet über die ozeanische Deckschicht statt, und erfolgt durch Gas-Austausch. Er wird hauptsächlich durch die Differenz im CO2-Partialdruck zwischen Ozean und Atmosphäre angetrieben. D.h. bei höherem CO2-Druck in der Atmosphäre wird Kohlendioxid im Oberflächenwasser des Ozeans gelöst.
Die für den Austausch zwischen Atmosphäre und Ozean entscheidenden Eigenschaften von Kohlendioxid sind seine leichte Löslichkeit und seine chemische Reaktivität im Wasser. Wasser mit höherer Temperatur kann weniger Kohlenstoff aufnehmen als Wasser mit geringerer Temperatur. Durch eine Reihe chemischer Reaktionen mit dem Ozeanwasser verändert sich das CO2 in eine inorganische Form und steht dem Austausch zwischen Ozean und Atmosphärenicht mehr zur Verfügung. 3
Der ozeanische Kohlenstoffkreislauf
Unterhalb der ozeanischen Deckschicht nimmt die Konzentration des gelösten anorganischen Kohlenstoffs deutlich zu. Die Ursache liegt in zwei fundamentalen Prozessen im Innern des Ozeans:
der "physikalischen Pumpe" und der "biologischen Pumpe".
Bei der physikalischen Pumpe wird CO2 durch absinkende Wassermassen in die Tiefe verfrachtet, bei der biologischen Pumpe durch das Absinken von organischen Substanzen, in denen Kohlenstoff gebunden ist.
Durch den globalen Klimawandel wird auch das Oberflächenwasser des Ozeans erwärmt, und es bilden sich weniger kalte Wassermassen, die in die Tiefe absinken könnten. Dadurch wird der Transport von Kohlenstoff in den tieferen Ozean durch die "physikalische Pumpe" reduziert.4
Durch den kombinierten Effekt von ...
1. der zunehmenden chemischen Sättigung des Oberflächenwassers und ...
2. der zunehmenden Schichtung der Wassersäule sowie einem verlangsamten vertikalen Austausch werden zwei wichtige negative Rückkopplungen im Kohlenstoff-Klima-System geschwächt und damit die Rate der Aufnahme von anthropogenem Kohlenstoff durch den Ozean reduziert.
Die Grössenordnung ist entscheidend davon abhängig, wie die ozeanische Zirkulation und die chemische Mischung auf den klimatischen Antrieb reagieren.
Durch die Erwärmung und durch die stabilere Schichtung des Ozeans reduziert sich der Nachschub an Nährstoffen aus dem tiefen Ozean für das pflanzliche Phytoplankton.
Ozeanversauerung - das "andere CO2-Problem"
Durch diese Reaktion und durch die Freisetzung von Wasserstoff-Ionen wird der Säuregrad gesteigert und der pH-Wert reduziert. Daneben kommt es zu einer zweiten Reaktion zwischen Karbonat-Ionen, CO2 und Wasser, bei der Hydrogenkarbonat-Ionen entstehen.
Der gemeinsame Effekt dieser beiden Reaktionen steigert nicht nur den Säuregrad, sondern sorgt auch dafür, dass weniger Karbonat-Ionen verfügbar sind. Diese werden zur Kalkbildung benötigt, der Produktion und dem Wachstum von Kalkschalen und Kalkskeletten.
Eine Reduktion der Karbonat-Ionen hat grosse biologische Bedeutung, weil sie die Geschwindigkeit beeinflusst, mit der Korallen, Muscheln, Schnecken, Seeigel und einige Algen ihre Kalkschalen und Skelette aufbauen. Bei niedrigen pH-Werten (höherem Säuregrad) sind weniger Karbonat-Ionen verfügbar, und der Kalkbildungsprozess wird eingeschränkt oder sogar verhindert. Diese Folge der Ozeanversauerung kann darum katastrophale Konsequenzen für das Leben im Ozean und damit für viele Arten haben, die auch wirtschaftliche Bedeutung besitzen. 5
1. http://bildungsserver.hamburg.de/das-klimasystem/2063982/ozean-artikel.html
2. http://www.mpimet.mpg.de/nc/aktuelles/single-news/article/mehrjaehrige-vorhersage-der-atlantischen-meridionalen-umwaelzbewegung-bei-265-n-moeglich.html
3. IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change
4. nach IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, Figure 3.1
5. Ocean Acidification Reference User Group (2010). Ocean Acidification: Questions Answered. Laffoley, D. d’A., and Baxter, J.M. (eds). European Project on Ocean Acidification (EPOCA). 24 pp.
Nach Dr. Dieter Kasang, http://bildungsserver.hamburg.de/das-klimasystem/2064130/kryosphaere-artikel.html