Die Warmwassersphäre und ihre Schichtung
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3. Hydrosphäre (1) Sie kennen die globale Verteilung der Wasserresourcen. Wasser der Erde Anteil in % global Gesamtwassermenge 100 Wasser im Meer 96.2 Wasser auf Festland 3.8 - Wasser in Polar-, Gletscher-, Meer und Schelfeis, Schnee, Permafrost 2.15 - Grundwasser: Süsswasser: Salzwasser: 1.68 0.76 0.92 - Seen Süsswasser Salzwasser 0.0127 0.0065 0.0061 - Wasser in Flussläufen 0.0002 - Wasser in Sümpfen 0.0008 - Bodenwasser (Bodenfeuchte) 0.0012 Wasser in Lebewesen 0.0001 Zum Wasser in Eis: Ist alles Süsswasser, gefrierendes Salzwasser gibt Eis an die flüssige Phase ab, auch Meereis enthält also kein Salz. (2) Sie können die besonderen Eigenschaften des Wassers und ihre Bedeutung für das Leben auf der Erde benennen. Wasser ist der einzige Stoff, der in allen drei Aggregatszuständen vorliegt. Mit dem Aggregatszustand ändert das Wasser seine Strahlungseigenschaft: Eis (Schnee noch mehr) reflektiert Sonnenstrahlung, Wasser ist dunkel, absorbiert, Dampf in der Atmosphäre absorbiert und trägt zur diffusen Strahlung bei. Hohe spezifische Wärme (Energiemenge, die gebunden wird bei Temperaturanstieg und die frei wird bei Temperatursenkung). Kein anderer Stoff weist eine so hohe spezifische Wärme auf. Diese Eigenschaft ist Voraussetzung für den sehr effizienten Energietransport durch die Meeresströmungen. Aber auch die reine Energiespeicherung ist wesentlich: Meer und (lokal) Seen wirken als Klimamilderer. Sie geben im Winter Wärme ab, binden im Sommer Wärme (=kühlen). Hohe Schmelz- und Verdunstungswärme: Umsatz grosser Energiemengen zum Gefrieren/Schmelzen bzw. Kondensieren/Verdampfen. Ermöglicht effizienten meridionalen Wärmeausgleich (s. Fig. 2.13 S.21). Mit der gleichen Energiemenge, die in Wasser eine Temperaturänderung von 1°C bewirkt, kann das 3000-fache Luftvolumen um 1°C verändert werden. CO2 ist wasserlöslich, in den Ozeanen sind riesige Mengen CO2 gespeichert Phytoplankton und Algen in den Ozeanen sind wichtige Sauerstoffproduzenten. Zentrale Stellung der Ozeane im ganzen Klimasystem. Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 1 (3) Sie können die am Wasserkreislauf beteiligten Komponenten nennen und erklären. zu Niederschlag Tau, Regen, Schnee zu Zufluss oberflächlich Rinnsale, Bäche, Flüsse Versickerung, GW-Ströme zu Zufluss unterirdisch = Summe der örtlichen Mengenzunahme weg Abfluss oberflächlich Rinnsale, Bäche, Flüsse Versickerung, GW-Ströme weg Abfluss unterirdisch weg Verdunstung Evaporation alle Uebergänge in die Luft weg Verdunstung Transpiration weg Verdunstung Interzeption weg Rücklagen Bilanz der Reserven in Eis und Schnee zu Aufbrauch = Summe der örtlichen Mengenabnahme Evaporation = Bodenfeuchte verdunstet, Boden wird trockener Transpiration = Wasser wird durch Pflanzen verdunstet und sofern vorhanden aus dem Boden (oder im Regenwald direkt von den Blattoberflächen) aufgenommen, Boden wird trockener (ausser im Regenwald) Interzeption = Wasser (z.B. Tau) verdunstet direkt ab Pflanzenoberflächen, dieses Wasser war weder vom Boden noch von den Pflanzen aufgenommen, es machte nur einen „Transithalt“ auf den Pflanzenoberflächen. Für langjährige generelle Durchschnitte fallen die örtlichen und zeitlichen Zu- und Abnahmen weg, es resultieren unterschiedliche Gleichungen für die Kontinente und die Ozeane: Kontinente: NL = VL + AL „Summe der Niederschläge ist gleich Summe von Verdunstung und Abfluss“ Ozeane: NM = VM + AL „Summe der Niederschläge ist gleich Summe von Verdunstung und Abfluss Land (hier also Zufluss)“ grösste Variable ist hier die Verdunstung, weil sie gleich gross ist, wie Niederschlag und Zufluss Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 2 (4) Sie können die Ekman Drift und ihre Konsequenzen für ozeanische Strömungen aufzeigen. Antrieb der Ekman-Drift ist der Coriolis-Effekt. Dieser entsteht durch die Rotation der Erde: Eigentlich lineare Bewegungen nach Süden oder Norden werden abgelenkt, weil die Umfangsgeschwindigkeit der Erdkugel und der mitkreisenden Atmosphäre abhängig ist vom jeweiligen Breitengrad (am schnellsten am Aequator und Null an den Polen). Bewegungen zum Aequator hin kommen von der kleineren Umfangsgeschwindigkeit her zur grösseren und „rutschen“ deshalb gemessen an der Erdoberfläche nach Westen, Bewegungen vom Aequator weg kommen von der grösseren Umfangsgeschwindigkeit her zur kleineren und „rutschen“ deshalb nach Osten. Ebenfalls dem Coriolis-Effekt unterliegen Strömungen, die sich parallel zum Aequator bewegen: Wind- oder Wasserteilchen, die eine Ost-West-Richtung verfolgen, werden von den weiter polwärts liegenden Teilchen gebremst, weil diese wegen dem kleineren Abstand zur Erdachse eben langsamer sind. Wenn sich Teilchen gegen Osten bewegen, , kommen ihnen die aequatorwärts liegenden Teilchen schneller entgegen, als die polwärts liegenden, sie werden dadurch Richtung Aequator abgelenkt. Resultat: Auf der Nordhalbkugel drehen Strömungen (Wind, Wasser), unabhängig von ihrer anfänglicchen Richtung, immer nach Rechts, auf der Südhalbkugel drehen Strömungen immer nach links. Ekman-Drift: Wasser, das vom Wind in Süd- oder Nordrichtung getrieben wird, erfährt an der Meeresoberfläche ebenfalls die Ablenkung nach Coriolis. Die nächst untere Schicht Wasser wird von der oberen in deren Richtung bewegt und dreht infolge Coriolis nochmals weiter nach Rechts oder Links. Undsoweiter. Unter idealen Verhältnissen (nur Wind und Wasser und Erdumdrehung, keine Küsten, keine anderen Meeresströmungen) kann man sich die Ekman-Spirale vorstellen, wie in Fig. 3.2 S.30. Die Wasserschichten bewegen sich mit zunehmender Tiefe zwar immer weniger weit, aber zunehmend abgelenkt, sodass zuunterst noch eine kleine Bewegung gerade in die Gegenrichtung der Kraft geht, die der Wind auf der Wasseroberfläche ausübt. In der ganzen Tiefe, in der die Umwendung um 180° gescheiht, drängt somit das Wasser mehr oder weniger schräg nach rechts (Nordhalbkugel) bzw. nach links (Südhalbkugel). Konsequenzen Die Ekman-Drift bewirkt auf der Nordhalbkugel, dass das Oberflächenwasser der Ozeane durch die Winde nach Rechts gedrängt wird, auf der Südhalbkugel hingegen nach links. Global gesehen drängen drum aequatorwärts blasende Winde das Oberflächenwasser nach Westen, polwärts blasende Winde drängen es hingegen nach Osten. Das hat zur Folge, dass auf den Ozeanen und an den Küsten Zonen entstehen, in denen das Oberflächenwasser akkumuliert wird und andere, aus denen es abgedrängt wird. Es entstehen Niveau-Unterschiede von einigen Metern. In den Defizit-Zonen strömt zum Druckausgleich kühles Wasser aus unteren Meeresschichten zu (Upwelling), in den Akkumulationszonen drückt der „Berg“ aus warmem Oberflächenwasser sich selber in die Tiefe (Downwelling). Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 3 Auf der Karte in Fig. 3.4 S. 31 sind jene globalen Zonen eingezeichnet, in denen die vorherrschende Windrichtung ein Upwelling verursacht. In der Passatwind-Zone entsteht an den Westküsten der Kontinente Upwelling. Die Abkühlung der Luft durch das kühlere Upwelling-Wasser verursacht Wolkenbildung, auf dem Festland hingegen herrscht Trockenheit (Sahara, Anden). Am Aequator enstehen zwei Upwelling-Zonen. Die Südostpasste wehen nämlich etwas über den Aequator nach Norden. Damit verursachen sie südlich eine Ekman-Drift, die linksdrehend vom Aequator weg zieht und nördlich eine Ekman-Drift, die rechtsdrehend vom Aequator weg zieht. Damit entsteht eine Rinne mit Wasserdefizit am Aequator selber (s. Fig. 3.8 S. 33) und eine weitere Rinne in etwa 10° nördl. Breite, weil dort die rechtsdrehende Ekmandrift der Nordostpassate das Oberflächenwasser nach Norden drückt. In beiden Rinnen (aequatoriale Divergenz und nordäquatoriale Divergenz) strömt Tiefenwasser herauf = Upwelling. (5) Sie kennen die wichtigsten ozeanischen Strömungsarten und wichtige Oberflächenströmungen der Weltmeere. Strömungsarten Name Gravitationsströmungen Auftreten Gezeiten Triftströmungen Oberflächenzirkulation Thermohaline Strömungen Tiefenzirkulation Kompensations- und Druckausgleichsströmungen Folgeerscheinungen von Trift- und thermohalinen Strömungen Ursachen, Phänomene Periodische Schwingungen durch Gravitation des Mondes (werden nicht weiter behandelt) Windsysteme, Folgeerscheinungen wie Ekman-Trift Dichteunterscheide des Wassers in Folge verscheidener Temperaturen und Salzgehalte Strömungen zum Ausgleich von Defiziten, die durch andere Strömungen enstehen (z.B. Upwelling) Die wichtigen Oberflächenströmungen sind zu verstehen, wenn man sie im System von Aequatorialströmen sowie den nördlich und südlich davon liegenden „Drehsystemen“ von Passat-, Freistrahl- und Westwindzonen versteht, bei denen die ruhigen Rossbreiten-Zonen im Zentrum liegen, während sie polwärts durch die ozeanischen Polarfronten begrenzt sind (typisch die auf der Südhemisphäre ausgebildete antarktische Konvergenz). Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 4 Wichtige Oberflächenströmungen Art Nord- und SüdTriftströmunAequatorialströme gen (westwärts) Aequatroialer AusgleichsGegenstrom strömung (ostwärts) Aequatorialer Unterstrom = Cromwellstrom Passatströme Strömungen in den Freistrahlregionen (in diesen Regionen keine festen Windmuster) Monsunströme Ursachen und Effekte Durch SE bzw. NE-Passate angetrieben Wann? Wo? Ganzjährig im ind. Ozean nur südlich Aeq. Im Atlantik ganzjährig, im ind. Ozean nur im Südsommer und dann südl. des Aequators „Wasserhügel“ an Ostküste durch Nord- und Südäquatorialströme bewirkt Druck, welcher durch den windfreien Korridor zwischen den Passaten (in 5°-10°N) AusgleichsEbenfalls Druckgefälle wie Keine weiteren strömung oben, Rückströmung unter Angaben (ostwärts) der Oberfläche zwischen 2°S und 2°N, also unterhalb der Aequatorialen Divergenz Triftströmungen Aequatoriale Tiefdruckrinne An Westküsten zieht Luft aus Nord und Süd der Kontinente nach, durch Coriolis-Effekt äquatorwärts, abgelenkt ergibt Südost bzw. auf freiem Meer Nordostwind in westwärts bzw. Aequatornähe welche die weiter südlich Triften nach Westen und die nach Südwest beiden Divergenzen am und unter dem Aequator erzeugen. Auf der Wendekreis Südhemisphäre drehen die nach Süd Passate südlich weiter nach drehend (s. links, sodass sie polwärts Karte S. 32). In wehen. der Karibik auch nach Norden abgelenkt. AusgleichsFortsetzung der Im N: strömungen mit Passatströmungen polwärts Golfstrom, thermohaliner entlang der Ostküste der Kuroschio Komponente Kontinente. Im S: Spezielle Stellung des Brasilstrom, Golfstromes: Agulhastrom, Wärmetransport nach Ostaustralstrom Norden. Triftströmungen Monsunwinde, welche im Im Indischen Frühjahr und im Herbst die Ozean (MT) und Richtung umkehren. in höheren Mechanismus ist im Skript nördlichen nicht erklärt. Wegen der Breiten entlang Monsune gibt es im der Ostküste indischen Ozean keinen Asiens Nordpassat. Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 5 Fortsetzung Strömungen in der Rossbreitenregion Art Triftströmungen mit Ausgleichskomponente Westwindtriften Triftsrömungen Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Ursachen und Effekte Schwache Strömungen, zwischen Passatströmen und Westwindtriften. Sie drehen zwischen den benachbarten Triften, auf der Nordhalbkugel nach Rechts, auf der Südhalbkugel nach links. Ekmantrift drängt das Wasser ins Zentrum der Drehung, dort „türmt“ es sich auf, wobei die Schwerkraft dem Ekman entgegenwirkt. Es fliesst praktisch kein Wasser nach aussen weg, es erwärmt sich, Verdunstung führt zu hohem Salzgehalt. Wärmste und salzhaltigste Meeresgegend en. Aus dem subtropischen Hochdruckgürtel wehen Winde ganzjährig zur subpolaren Tiefruckrinne. Dazu Coriolis, also Westwinde. Dort, wo sie beginnen, ins Tief hineinzudrehen, verläuft im S die ozeanische Polarfront. Dort drehen die Westwinde polwärts. Die Strömungen verhalten sich ebenso. An der Polarfront (auch antarktische Konvergenz) trennt sich Kalt- und Warmwasserzone. Bis hieher reicht die Verbreitung der Kieselalgen. Wann? Wo? s. Karte, um die Wendekreise. Achtung: Das Mittelmeer liegt in dieser Zone. Im Indischen Ozean singen: „Wir lagen vor Madagaskar“. Westwindgürtel Nord und Süd, im Süden typisch ausgeprägt, im N können Ausläufer des Golf- und Kuroschiostromes dazugerechnet werden. Die polare Grenze dieser Strömungen liegt bei der Treibeisgrenze im Winter. Seite 6 Nicht eigentlich als Strömungen bzw. Strömungszonen anzusprechen: Nördliche v.a. thermoUnter dem Eis eine dünne, Umfasst das Polarregion haline Vorgän- relativ salzarme Schicht von ganze (keine festen ge; ca. 50 m Mächtigkeit. In der NordpolarWindmuster in Oberflächen äusseren Zone beginnen der becken, die dieser Region) mindestens Ostgrönland und der einzige breite zeitweise Labradorstrom, welche Oeffnung nach eisbedeckt Packeisschollen (aus dem Süden liegt im Polareis) und Eisberge (von Nordatlantik. den Gletschern Grönlands) südwärts treiben. Im Winter ist auch die äussere Zone von Packeis bedeckt (Packeis = immer wieder zerbrochene und wieder zusammengefrorene Eisschollen) Südliche In der äusseren Zone zwei Polarregion (keine Divergenzen, wo festen Tiefenwasser auftreibt. Dort Windmuster) viel Plankton und Krill (Kleinkrebse), Nahrungsgrundlage für Blauwale. Die innere Zone liegt unter dem Schelfeis = Anteile des antarktischen Eisschildes, welche vom Land her aufs Wasser hinausragen. Eisberge brechen ab und driften mit nordwestlichem Polarstrom weg. Eine Konvergenz (= Wasser sinkt ab). Aus Figur 3.6.S. 32 zu kennen gem. Dozent: Golfstrom, Humboldtstrom, Benguelastrom, Agulhastrom (wurden an der Vorlesung weitere genannt ??). Erwähnt wurde ausserdem der Kuroshio. Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 7 (6) Sie wissen um die Ursachen der thermo-halinen Zirkulation. Meerwasser enthält durchschnittlich 3.5% Salz (0% an Flussmündungen oder in der Umgebung von schmelzendem Eis, 41% im Roten Meer. Im Wesentlichen ist der Salzgehalt abhängig von Verdunstung und Niederschlag über dem betrachteten Meeresgebiet, weitere Einflussgrössen sind Eisbildung und Eisschmelze sowie Zufuhr durch Strömung und Vermischung und auch der Zufluss aus Flüssen (=Festlandabfluss). Dieser ist bezogen auf das Gesamtvolumen vernachlässigbar (s. Gleichungen S.37). Temperaturunterschiede von Wassermassen sind Resultat von Erwärmungen und Abkühlungen an der Oberfläche, somit setzen alle Einflussgrössen für die thermohalinen Effekte an der Meeresoberfläche an, es gibt keine wesentlichen Einflüsse „von unten“. Ein zusammenhängendes Wasservolumen von ca. gleicher Temperatur und ca. gleichem Salzgehalt bezeichnet man als Wassermasse. Die Dichte von Wasser ändert sich nach folgenden Parametern: Hohe Temperatur und niedriger Salzgehalt: geringe Dichte = relativ leichtes Wasser Tiefe Temperatur und hoher Salzgehalt: grosse dichte = relativ schweres Wasser. (Fig. 3.14 S.38: Kurven gleicher Dichte – je höher die Temperatur, desto höher ist der Salzgehalt bei derselben Dichte). Also tendieren Wassermassen, die abgekühlt werden, zum Absinken. Dieselbe Tendenz haben Wassermassen, deren Salzgehalt zunimmt. Die entstehenden vertikalen Bewegungen (aufwärts und abwärtas?) von Wassermassen werden thermohaline Konvektion genannt. (Beachte den Unterschied: Konvektion / Zirkulation) Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 8 Thermohalinen Zusammenhang haben: die Zirkulation zwischen salzreichen Nebenmeeren und den Ozeanen (S. 40) der Zufluss von salzreichem Meerwasser in salzarme Nebenmeere die Bildung und die Schichtung der Warmwassersphäre an der Oberfläche der Ozeane die Bildung von ozeanischem Tiefen- und Bodenwasser die Tiefenzirkulation, die im „ozeanischen Förderband“ mit der Oberflächenzirkulation zusammenhängt DieTiefenwasserbildung an der Eisgrenze würde mit Süsswasser nicht funktionieren, weil dieses bei 4°C schwerer ist, als bei 0°C, es würde sich eine stabile Schichtung ergeben. Im Meerwasser des Nordatlantiks liegt der Gefrierpunkt bei –1.9°C, die höchste Dichte erreicht es aber erst bei – 3°C. Alles Meerwasser, das nicht gerade gefriert, ist somit umso schwerer, je kälter es ist. Die Kühlung an der Eisgrenze, hat deshlab ein kontinuierliches Absinken der gekühlten Wassermassen zur Folge. Wasseraustausch mit den Nebenmeeren Die Zirkulationen Mittelmeer – Atlantik Rotes Meer – Ind. Ozean Persischer Golf – Ind. Ozean sind Tiefenzirkulationen nach dem Schema A auf S. 40. In den Nebenmeeren verdunstet Wasser, dadurch entsteht a) ein Wasserdefizit, das von irgendwoher ausgeglichen werden muss b) eine erhöhte Salzkonzentration, die Wassermassen absinken lässt (=Konvektion). Verdunstung und Absinken des Wassers in den Nebenmeeren werden durch den oberflächlichen Zustrom von weniger salzhaltigem Wasser aus dem angrenzenden Ozean kompensiert. Die abgesunkene Wassermasse füllt das Becken bis zur Schwelle an und drückt über diese unter der zufliessenden Oberflächenströmung zurück in den Ozean, weil sie schwerer ist, als das Ozeanwasser. Aus den salzreichen Nebenmeeren ergiessen sich deshalb dauernd salzreiche Strömungen in die Ozeane. Achtung: Kine thermohaline Konvektion im umgekehrten Fall. Salzarme Nebenmeere (Fjorde, Schwarzes Meer, Ostsee) haben einen Ueberschuss an Süsswasser aus Zufluss und Niederschlägen. Daraus ergeben sich salzarme Wassermassen, die als Oberflächenströmung ins benachbarte salzreichere Meer strömen. Von diesem gibt es einen (kleinen), thermohalin begründeten Zufluss von salzhaltigeren Wassermassen unter der Oberfläche, welche weniger salzreiche Wassermassen nach oben verdrängen (Schema B S.40). Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 9 Die Warmwassersphäre und ihre Schichtung Niederschlag, Verdunstung und Temperaturverlauf an der Meeresoberfläche sind in den Graphiken S. 39 dargestellt. Ebenso deren Resultierende: Salzgehalt und Dichte. Vom Aequator polwärts gilt also: Hohe Niederschlge in der aequatorialen Tiefdruckrinne (5 – 10°N), hohe Verdunstung in den angrenzenden trop. Hochdruckgürteln. Genau dort die Rossbreitenregionen mit deutliche Maxima in den Salzgehalten. Temperaturmaximum in der aequ. Tiefdruckrinne, beidseitig zu den Polen hin absinkend. Dichte des Oberflächenwassers am geringsten in der aequ. Tiefdruckrinne (warm und von Niederschlägen verdünnt). Fig. 3.17 scheint genauer zu sein: Zwischen 50 und 60°N Anstieg des Salzgehaltes im atlantischen Oberflächenwasser schlägt auf die Dichtekurve durch (Zufluss aus dem europ. Mittelmeer unter der Oberfläche in rund 35°N? ). Warmwassersphäre zwischen 52°N und 42°S (Fig. 3.19 S.40). Die Grenzen liegen in den beiden Westwindtriften (ozeanische Polarfronten). Die Warmwassersphäre ist vertikal geschichtet. So tief, wie das Wasser vom Wind durchmischt wird, bildet es eine warme, salzarme Deckschicht. In den Tropen und Subtropen ganzjährig, in gemässigten Breiten nur im Sommer. Darunter liegen Wassermassen, die ebenfalls zur Warmwasserschicht gehören, die aber wesentlich kühler und salzreicher sind. Die thermische Sprungschicht zwischen diesen Schichten verhindert einen vertikalen Austausch. Also kein Nährstofftransport von unten nach oben: Fischarme Gewässer (vgl. Rossbreitenregion), ausser in Upwelling-Zonen. (7) Sie können die Bildung von Tiefenwasser und das Ozeanische Förderband erklären. Tiefen- und Bodenwasser gehören zur Kaltwassersphäre (Fig. 3.19, S. 40). Darauf schwimmt die Warmwassersphäre. Wie Fig. 3.19 zeigt, fliessen von den Polen her Wassermassen unter die Warmwassersphäre. Dies erfolgt durch thermohalines Absinken infolge Kälte und Salzgehalt. Zu kennen sind erstens das Tiefenwasser und zweitens das Bodenwasser. Bodenwaser sinkt in den Polarzonen ab, den genauen Mechanismus müssen wir vermutlich nicht kennen. Das Tiefenwasser bildet sich an der arktischen Polarfront (also innerhalb der Westwindtrift) im Nordatlantik. Der Golfstrom verlangsamt und verbreitet sich zum nordatlantischen Strom. Diese warmen , relativ salzreichen (Salzfracht aus dem Mittelmeer im Nordatlantik??) Wassermassen treffen auf die salzarme Kaltwasserzone und vermischen sich oberflächlich. Die Temperaturdifferenz führt aber nicht zu einer Erwärmung des Umgebungswassers, solange die Wärme von schmelzendem Eis absorbiert wird. Ergo kühlt sich das gemischte Atlantikwasser ab auf die Umgebungstemperatur (um 0°C). Wenn es jetzt – etwas weiter nördlich – selber zu gefreieren beginnt, bleibt das Salz in der flüssigen Phase zurück (Meereis nimmt beim Gefrieren kein Salz auf ). Die abgekühlten Wassermassen weden also immer salzhaltiger und also immer schwerer und sinken schliesslich ab. Sie strömen unter der Warmwasserzone durch bis in den Pazifik. Im Nordatlantik entsteht durch dieses Absinken ein Wasserdefizit, das durch Zustrom an der Oberfläche kompensiert wird. Der Golfstrom wird also nicht nur vom „PassatWestwindkreisel“ und einer thermischen Komponente (??) angetrieben, sondern gleichermassen vom absinkenden Tiefenwasser „nachgezogen“. (Dieses Thema wird unter Kryosphäre nochmals aufgenommen). Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 10 (8) Sie wissen wie das El Nino Phänomen zustande kommt. El Nino = das Christkind. Die Fischer in Peru wissen, dass immer um Weihnachten herum die Fischbestände verschwinden, weil kein nährstoffreiches Tiefenwasser mehr an der Südamerikaischen Westküste „upwellt“. Stattdessen fliesst oberflächlich warmes, nährstoffarmes Wasser zu (s. Warmwassersphäre, s. Rossbreitenregion) an die Küste. Solage das Phänomen jeweils von Weihnachten bis ins Frühjahr dauert, beklagt sich niemand. Es gibt aber Jahre, in denen sich die normalen Verhältnisse nicht wieder einstellen. Man beobachtet, dass in denselben Jahren das Klima auf der ganzen Südhalbkugel und bis nach Kaliforien und Indien verrückt spielt mit Hurricanes und Ueberschwemmungen und ungewonter Trockenheit (Kugler S. 264). Wie funktioniert El Nino? Der Südäquatorialstrom und der Humboldtstrom im Pazifik werden angetrieben durch die Südostpassate. Durch Upwelling bzw. Humboldtstrom erfolgt Zufuhr von nährstoffreichem Kaltwasser in den Ostpazifik. Am Aequator steigen über den Kontinenten Luftmassen auf (Konvektion) und sinken über den Ozeanen wieder ab. Das ist die Walkerzirkulation (Schema Fig. 3.23 S. 44). Wenn sich der Passat abschwächt, geht das Upwelling zurück, es wird wärmer an der Ostküste und es kann sich ein Tiefdruckgebiet bilden, welches am Andenwesthang ungewohnte Regenfälle und Ueberschwemmungen verursacht. Das normalerweise über dem östlichen Pazifik liegende Hoch zerfällt. Dafür entsteht Trockenheit in Indonesien und Australien, weil dort plötzlich Hochdruck herrscht. Im Ostpazifik schwappt warmes Oberflächenwasser, das bisher vom Passat äequatorund westwärts getrieben wurde, zurück bis an die Küste und solange der Passat nicht wieder stärker bläst, unterbleibt das Upwelling. Die Sprungschicht in der Warmwasserzone unterbindet jede vertikale Wasserbewegung. Der Walkerindex umfasst die Luftdruckdifferenz zwischen Tahiti (mitten im Pazifik) und Darwin (in Australien). Solange kaltes Wasser im Ostpazifik ein Hochdruckgebiet sichert, hat Tahiti gegenüber Darwin positiven Luftdruck, die Welt ist in Ordnung. Kehren sich die Luftdruckverhältnisse (Druck Tahiti – Druck Darwin = negativ) , herrscht El Nino. Die Tabelle Wasserverteilung und die beiden Graphiken kommen von Petra Kälin – vielen Dank Lernziele „Physische Geographie“ (GG 420) Seite 11
