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Erölraffinerie bei Usinsk, Russland.
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Die Bedeutung der Meere im Klimawandel


30.3.2009
Die Meere unseres Planeten reagieren nicht nur auf Veränderungen des Klimas, sondern sie beeinflussen dieses auch aktiv. An diesem Vorgang sind physikalische Faktoren wie der Salzgehalt des Wassers, aber auch biologische Faktoren, etwa das Vorkommen und Verhalten von Krill oder Fischarten, gleichermaßen beteiligt.

Luftaufnahme von Gletschern und Eisbergen der grönländischen Eiskappe im Jahr 2005. Über 85 Prozent der Fläche Grönlands ist von einer bis zu 3.200 Meter dicken Eisschicht bedeckt. Diese wird, wie Schnittmuster zeigen, von Gletschern weg von der Mitte der Insel gedrückt. Die von den Bergen abrutschenden Gletscher werden so langsam zu schwimmenden Eisbergen. NASA-Satelliten, die diesen Prozess überwachen, zeigen, dass die grönländischen Gletscher heute doppelt so schnell wie noch 1996 ins Meer abwandern. Dieser Prozess unterstüzt die Erhöhung des Meeresspiegels.Die Gletscher auf Grönland nehmen derzeit stark ab. (© AP)

Die Weltozeane übernehmen wichtige Funktionen, eine davon ist die Regulation des globalen Klimas. In den vergangenen 200 Jahren haben die Ozeane vor allem Klimagase (etwa Kohlendioxid, CO2) und Wärme aufgenommen und auf diese Weise dem durch Menschen verursachten Treibhauseffekt abgemildert. Viele dieser Prozesse ändern sich derzeit rapide; einige wirken dem Treibhauseffekt entgegen, andere verstärken ihn. Der folgende Text basiert auf wissenschaftlichen Erkenntnissen, die im Literaturverzeichnis nachgewiesen sind.

Wassertemperatur steigt



Abb. 1: Wärmegehalt der oberen 700 Meter der Weltozeane relativ zum Jahr 1961. Die gestrichelte Gerade zeigt den gemittelten Anstieg zwischen 1961 und 2003. Verändert nach WWF Report (siehe Literatur).Abb. 1: Wärmegehalt der oberen 700 Meter der Weltozeane relativ zum Jahr 1961. Die gestrichelte Gerade zeigt den gemittelten Anstieg zwischen 1961 und 2003. Verändert nach WWF Report (siehe Literatur).
Die Erdoberfläche ist zu 71 Prozent mit Wasser bedeckt, 97 Prozent davon sammeln sich in den Weltmeeren. Die Ozeane sind der wichtigste Wärmespeicher der Erde. Die Temperatur der Wasserschicht in den oberen 700 Metern steigt derzeit mit zunehmender Tendenz schnell an. Konsequenzen daraus zeigen sich in jährlichen und dekadischen Klimaschwankungen, im Wärmetransport in der Ozeanzirkulation, der Schichtung von Wassermassen sowie in der Biologie und Biogeochemie.

Das globale Mittel der Oberflächentemperaturen der Ozeane steigt seit 50 Jahren mit etwa 0,64 Grad Celsius pro Jahr (Abb. 1), dieser Bereich macht rund 90 Prozent der globalen Erwärmung zwischen 1961 und 2003 aus. Dieser Trend wird sich verschiedenen Modellen zufolge bis ins 21. Jahrhundert fortsetzen.

Auswirkungen von Salzgehalt und Strömungen



Die Salinität, der Salzgehalt der Ozeane, bleibt derzeit nicht konstant. In der Arktis nimmt die Salinität ab, vor allem aufgrund der zunehmenden Eisschmelze. Im Nordatlantik steigt der Salzgehalt durch verstärkten Zustrom salzigeren Wassers aus dem Mittelmeer. In den Subtropen des Atlantiks verdunstet mehr Wasser an der Oberfläche – die Salinität steigt –, über den Subtropen des Indischen Ozeans regnet es verstärkt – das Wasser wird süßer.

Die Dichte (Schwere) des Wassers wird durch dessen Temperatur und Salzgehalt bestimmt. Tiefere Temperaturen und höhere Salzgehalte machen das Wasser schwerer, es wird dichter. Schweres Wasser sinkt ab (thermo-haline Zirkulation) und treibt damit die Ozeanzirkulation an: Oberflächenwasser wird in die Tiefe gerissen, an der Oberfläche muss dann Wasser in solche Gebiete nachströmen (meridionale Zirkulation). Diese Zirkulationen sorgen beispielsweise dafür, dass Wasser und damit Wärme aus den Subtropen (Karibik) weit nach Nordeuropa strömt (Golfstrom). Bei Island und Grönland hat sich das salzreiche Wasser dann soweit abgekühlt, dass es tief in den Ozean absinkt. Diese Wärmepumpe für Nordeuropa hat sich in den vergangenen 60 Jahren um 30 Prozent verringert.

Meeresspiegel und Tropenstürme als Warnzeichen



Tropenstürme (Hurrikane, Zyklone, Taifune) entstehen, wenn die oberen 50 bis 100 Meter des Ozeans Wassertemperaturen über 26 Grad Celsius erreichen. Die Stürme wühlen den Ozean auf, angestaute Wärmeenergie wird in die Atmosphäre abgegeben. Zwischen 1970 und 2004 hat die Intensität solcher Stürme um 75 Prozent zugenommen. Die Häufigkeit atlantischer Hurrikane nimmt bei nur 0,5 Grad Celsius höheren Wassertemperaturen in den Tropen um bis zu 40 Prozent zu.

Die Höhe des Meeresspiegels wird durch zwei Prozesse beeinflusst, die Wassertemperatur und die Dynamik der Gletscher. Der Effekt der Erhöhung durch eine Ausdehnung des Wassers durch Wärme beträgt nur wenige Zentimeter. Hingegen ist der Beitrag abschmelzender Eisschilde auf Land viel größer. Während der letzten Eiszeit lag der Meeresspiegel gut 120 Meter unter dem heutigen Niveau. Beim Abschmelzen der Eiskappen stieg der Meeresspiegel dann mit 1 Meter je 100 Jahre an (zeitweilig bis zu 4 Meter). Vor 125.000 Jahren, als während der letzten Warmzeit die heutigen Temperaturen um 3 bis 5 Grad Celsius überschritten wurden, lag der Meeresspiegel dann gut 6 Meter höher als heute.

Die Gletscher auf Grönland nehmen derzeit stark ab. Falls die dortigen Temperaturen um mehr als 3 Grad Celsius ansteigen, ist der Abschmelzprozess unumkehrbar. Dies wird vermutlich im 21. Jahrhundert erreicht, wenn keine effektiven Vorsorgemaßnahmen getroffen werden. Ein komplettes Abschmelzen des Grönlandeises ließe den Meeresspiegel um rund 7 Meter ansteigen, wahrscheinlich in einem Zeitraum von 100 bis 1000 Jahren. Der Eispanzer über der Westantarktis erwärmt sich ebenfalls, ob allerdings in ähnlich bedrohlicher Weise, wird derzeit noch untersucht.

Plankton als Kohlendioxidspeicher



Mikroskopisch kleine, einzellige Algen im Ozean, das Phytoplankton, bilden die Grundlage fast allen Lebens im Meer. Mithilfe der Sonnenenergie binden sie Kohlendioxid und bauen daraus organische Substanz auf (Kohlehydrate, Eiweiße, Fette). Der Anteil des Phytoplanktons an der weltweiten Primärproduktion beträgt 45 Prozent. Diese ist abhängig von Licht und Nährsalzen (unter anderem Phosphat, Nitrat, Silikat, Eisen) und damit von Ozeanströmungen, der Wasserdurchmischung und dem geographischen Breitengrad.

Die Algenbiomasse wird zu über 60 Prozent dort wieder konsumiert, wo sie gebildet wurde, nämlich in den oberen 100 Metern der Ozeane, die von Licht durchflutet sind. Damit wird ein Teil des gebundenen Kohlendioxids wieder veratmet, der Rest sinkt mit abgestorbenen Algenteilen, als Kotprodukte oder in Form wandernder Tiere in die Tiefe. Nur was dort nicht verwertet wird, gelangt zum Meeresboden in einigen Hunderten oder Tausenden von Metern, wo erneut Nahrungsspezialisten auf den Futterregen von oben warten. Weniger als 1 Prozent des einstmals fixierten Kohlenstoffs gelangt am Ende dieser Nahrungskaskade letztendlich in solch große Tiefen am Meeresboden, dass das gebundene Kohlendioxid dem Kreislauf von Ozeanwasser und Atmosphäre entzogen ist.

Fisch und Benthos



Der zunehmend wärmere Ozean führte dazu, dass sich die Verbreitungsgebiete vieler Tiere in Richtung der Pole verschoben. In den letzten 50 Jahren wanderten die Wärme liebenden Arten einer wichtigen Tiergruppe im Zooplankton (die Copepoden) im Atlantik und im Pazifik um 1.000 Kilometer nach Norden. Das entspricht etwa 200 bis 250 Kilometer pro Jahrzehnt und ist somit schneller als vergleichbare Wanderungen von Arten an Land. Diese Nordwärtsbewegungen werden auch von vielen Fischen registriert, wie etwa dem nordatlantischen Kabeljau, der aus der Nordsee fast vollständig verschwunden ist und vor Grönland jetzt wieder verstärkt auftaucht.

Ozeanische Kohlenstoff-Pumpen



Abb. 5: Vertikalprofile von gelöstem anorganischem Kohlenstoff im Ozean. Die Kurve A zweigt die theoretische Verteilung von vor Zeiten der industriellen Revolution bei 280 ppmv CO2 in der Atmosphäre (ppmv = Volumenmischungsverhältnis Parts per million). Die Kurve B ist für das Jahr 1995 berechnet bei 380 ppmv. Die Differenz zwischen den Kurven A und B gibt an, wie viel anthropogen freigesetztes CO2 vom Ozean aufgenommen wurde. Kurve C stammt aus Messwerten aus dem Pazifik. Die Differenz zu B gibt ein Maß der Effektivität biologischer Prozesse beim Transport von Kohlenstoff im Ozean. Veränderte Abbildung aus Raven, Falkowski (1999).Abb. 5: Vertikalprofile von gelöstem anorganischem Kohlenstoff im Ozean. Die Kurve A zweigt die theoretische Verteilung von vor Zeiten der industriellen Revolution bei 280 ppmv CO2 in der Atmosphäre (ppmv = Volumenmischungsverhältnis Parts per million). Die Kurve B ist für das Jahr 1995 berechnet bei 380 ppmv. Die Differenz zwischen den Kurven A und B gibt an, wie viel anthropogen freigesetztes CO2 vom Ozean aufgenommen wurde. Kurve C stammt aus Messwerten aus dem Pazifik. Die Differenz zu B gibt ein Maß der Effektivität biologischer Prozesse beim Transport von Kohlenstoff im Ozean. Veränderte Abbildung aus Raven, Falkowski (1999).
Im Ozean sind mit 32.000 Pg (1 Petagramm = 1012 Gramm) über 40-mal mehr Kohlenstoff gespeichert als in der Atmosphäre. Kleine Änderungen im ozeanischen CO2-Reservoir bewirken signifikante Änderungen in der Atmosphäre (IPCC 2007). Kohlenstoff wird durch vier Transportpumpen zwischen Oberfläche und Tiefenwasser transportiert; der Kohlenstoffgehalt nimmt in der Tiefe zu (Abb. 5).

Die so genannte Löslichkeitspumpe transportiert physikalisch gelöstes CO2 im absinkenden, kalten, salzreichen Wasser in größere Tiefen (2.000 - 4.000 m), von wo es nach 500 bis 1.000 Jahren wieder zur Oberfläche gelangt. Sie transportiert etwa ein Viertel bis die Hälfte des gelösten anorganischen Kohlenstoffs im Ozean.

Absinkendes organisches Material betreibt die Biologische Pumpe. Planktonschalen aus Kalk oder Kieselsäure (Glas), Ton und anderes Material von Land können mit Schleimprodukten der Plankter (Engel et al 2004) verkleben, sodass sie absinken (Passow 2004).

7 Prozent der Ozeanfläche liegen über Kontinentalschelfen, die bis zu 30 Prozent der marinen Primärproduktion beitragen. Auf den relativ flachen (200 Meter) Schelfen lagert sich viel organisches Material ab. Durch Auswaschungen (Wechsel von Wassermassen; starke Meeresströmungen) kann dieses Material direkt hangabwärts in die Tiefsee gelangen (1 Pg Kohlenstoff pro Jahr). Starke Überdüngung der Küstengewässer erhöht diese Schelfpumpe; ein Zurückhalten von Nährstoffen (etwa durch Klärwerke) würde ihre Leistung vermindern.

Abb.6: Planktonblüte (im gelben Kreis) von Coccolithophoriden (Kalkalgen) in der Barentssee im August 2008. Quelle: Esa-Satellit "Envisat" mit dem Sensor MERIS
http://www.esa.int/esa-mmg/mmg.pl?b=b&keyword=barents&single=y&start=1Abb.6: Planktonblüte (im gelben Kreis) von Coccolithophoriden (Kalkalgen) in der Barentssee im August 2008. Quelle: Esa-Satellit "Envisat" mit dem Sensor MERIS http://www.esa.int/esa-mmg/mmg.pl?b=b&keyword=barents&single=y&start=1
Kalkbildende Organismen im Ozean (wie Korallen, Coccolithophoriden) setzen CO2 frei (Karbonat-Gegenpumpe). Kalkalgen (Coccolothophoriden) binden entsprechend weniger CO2 als Kieselalgen. Kalkalgen sind zum Beispiel typisch für den Nordatlantik, werden aber seit fast 15 Jahren im arktischen Ozean (Barentssee) immer häufiger, wie eine Satellitenaufnahme veranschaulicht (Abb. 6).

Ozeanversauerung und Karbonatchemie



Durch vermehrte Aufnahme von CO2 und Eintrag von Schwefel- und Stickstoffverbindungen aus Landwirtschaft und Industrie werden die Ozeane immer saurer. 40 Prozent des durch Menschen seit der Industrialisierung in die Atmosphäre freigesetzten CO2 wurde in den Ozeanen gebunden. Dadurch schwächen die Ozeane den Klimaeffekt von CO2 erheblich. Im Wasser (pH-Wert 8) liegt der gelöste anorganische Kohlenstoff aber nur zu etwa zu 1 Prozent als CO2 vor, er reagiert relativ schnell zu Bikarbonat weiter. Der Ozean kann daher mehr CO2 aufnehmen, als dies durch reine Lösung des Gases möglich wäre. Bei erhöhter CO2-Konzentration in der Atmosphäre wird mehr eingetragen (Tabelle 1), der pH-Wert sinkt weiter, das Wasser wird saurer und die Gasaufnahme reduziert.

Die Löslichkeit von Kalk erhöht sich mit stärkerem Wasserdruck (Wassertiefe) und kälteren Temperaturen. Im Atlantik löst sich Kalzit bei 4.000 bis 5.000 Metern Wassertiefe, im Pazifik bei 4.000 Metern. In den Polarregionen dagegen sind die Lösungstiefen für Kalk deutlich flacher; die polaren Meere sind viel empfindlicher gegenüber Kalklösung. Organismen der Polarregionen (beispielsweise Flügelschnecken) haben schon heute Probleme, ihre Kalkschale zu stabilisieren. Aber auch in tropisch warmen Gewässern bedroht der sinkende pH-Wert die Kalkbildner. Bis zu 30 Prozent aller Korallenriffe werden sich in den nächsten 50 bis 100 Jahren aufgelöst haben.

Effekte auf die Tierwelt



Die Physiologie höherer mariner Tiere (wie Fische) wird durch die beiden Effekte der Ozeanversauerung und des zunehmenden Temperaturanstiegs geschwächt. In der Evolution haben sich die Tiere an relativ konstante Bedingungen im Ozean angepasst. Wird das Wasser saurer, müssen die Tiere mehr Energie für Atmung und Reparaturen aufwenden, so bleibt weniger für Wachstum und Reproduktion übrig. Durch erhöhte Temperaturen werden optimale Lebensbedingungen zusätzlich seltener. Als Konsequenz wird die ökologische Bandbreite beispielsweise verschiedener Fische eingeengt, sodass sich ihr Verbreitungsraum verkleinert.

Ausblick



In der Vergangenheit haben Ozeane bewiesen, dass sie in der Lage sind, das Klima auf unserem Planeten zu regulieren. Sie haben die Auswirkungen der Industrialisierung abgepuffert, indem sie wie ein Schwamm große Mengen Kohlendioxid und Wärme aufgenommen haben. Derzeit zeigen sich jedoch negative Auswirkungen auf Organismen und Ökosysteme. Die Ozeane sind in einem Zustand, in dem sie auch verstärkend zu den Klimaveränderungen beitragen könnten. Dies wird am Verlust des Meereises in der Arktis und der damit einhergehenden immer stärker werdenden Wärmeaufnahme des Wassers besonders deutlich.

Literatur



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