Upwelling


Upwelling
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Auftriebsphänomen (auch Auftrieb oder englisch Upwelling) bezeichnet das länger als eine Periode der Trägheits-Schwingung andauernde Aufsteigen von Wasser aus tiefer liegenden Schichten bis in die oberflächennahe, lichtdurchflutete Schicht von Ozeanen, Nebenmeeren und Seen. Die mit dem Auftrieb verbundenen Vertikalgeschwindigkeiten liegen in der Größenordnung von 10 m/Tag. Sie sind somit kleiner als die Messfehler gegenwärtig verfügbarer Strömungsmesser. Das Wasser in den tiefer liegenden Schichten von Meeren und Seen ist meistens kälter und nährstoffreicher als das Wasser in der Oberflächenschicht. Auftrieb führt daher im Allgemeinen zu einer Abkühlung und Nährstoffanreicherung des Oberflächenwassers.


Inhaltsverzeichnis

Ursachen

Ursache für den Auftrieb des Tiefenwassers ist in den meisten Fällen die Divergenz des windgetriebenen Ekman-Transports in der turbulenten Deckschicht der Meeresoberfläche. Divergenter Ekman-Transport wird in der Deckschicht des offenen Ozeans angeregt, wenn das Feld der Windschubspannung an der Meersoberfläche dividiert durch den Coriolisparameter eine positive Rotation aufweist. Darüber hinaus erzeugt ein über dem Äquator wehender, räumlich konstanter Ostwind äquatorialen Auftrieb. An den Küsten der Meere wird Auftrieb angeregt, wenn auf der Nord- (Süd)halbkugel ein räumlich konstanter Wind parallel zur Küste weht, so dass in Richtung des Windvektors schauend, die Küste linker (rechter) Hand liegt.

Auswirkungen des Auftriebs

Abiotische Effekte

Wenn die Deckschicht wärmer als die tieferen Schichten eines Meeres ist, was gewöhnlich äquatorwärts der ozeanischen Polarfront der Fall ist, führt Auftrieb zu einer regionalen Abkühlung der Meeresoberflächentemperatur. Dies beeinflusst die darüber liegende Atmosphäre in unterschiedlicher Weise. Die atmosphärische Grenzschicht über einem kälterem Oberflächenwasser wird stabilisiert und damit die Turbulenz in der Grenzschicht reduziert. Dies hat zur Folge, dass der Impuls des Gradientwindes in den höheren Luftschichten nicht so stark auf die maritime Grenzschicht übertragen werden kann und somit die Windgeschwindigkeit über kaltem Wasser geringer als über warmen Oberflächenwasser ist. Dieser Einfluss der Oberflächentemperatur auf den Wind an der Meeresoberfläche bewirkt, dass Temperaturgradienten quer zur Windrichtung die Rotation des Windvektors und Temperaturgradienten parallel zur Windrichtung die Divergenz des Windfeldes verstärken, Risien and Chelton (2008). Die kühle Oberflächentemperatur in Auftriebsgebieten setzt den Taupunkt der darüber befindlichen Luftschichten herab, so dass sich über dem Auftriebsgebiet häufiger Nebel bildet. Der sich tagsüber bildende Seewind advehiert den Nebel vom Küstenauftriebsgebiet bis zu einigen 10 km in das Landesinnere, wo er insbesondere in Wüsten zur Wasserversorgung der Pflanzen- und Tierwelt beiträgt.

Biotische Effekte

Einen wichtigen Effekt auf den Ozean und dessen Lebewelt haben die Nährstoffe des Tiefenwassers. Es handelt sich dabei größtenteils um Nährsalze wie Nitrate und Phosphate, die bei der Zersetzung des aus der Deckschicht absinkenden organischen Materials, Detritus oder auch Meeresschnee genannt, wieder im Wasser der tieferen Schichten in Lösung gehen. Die mit dem Auftrieb in die euphotische Zone aufquellenden Nährstoffe bewirken dort eine starke Vermehrung des Phytoplanktons, wobei dieses nicht selten die Ausmaße einer Algenblüte annimmt, die selbst aus dem Weltraum zu erkennen ist. Diese hohe Primärproduktion ist die Basis für die ozeanischen Nahrungskette und daher ist auch die Populationsdichte höherer Arten des marinen Ökosystems in permanenten Auftriebsgebieten vergleichsweise groß. Diese Auftriebsgebiete mit außerordentlich hoher Rate der Biomasseproduktion haben eine große wirtschaftliche Bedeutung insbesondere, da sie sich oft in der Nachbarschaft wenig produktiver Regionen befinden.

Auftreten von Auftrieb

Bedingt durch die Eigenschaften der planetrischen Zirkulation gibt es nur bestimmte Gebiete auf der Erde, in denen permanenter oder saisonaler Auftrieb angeregt werden kann. Im offenen Ozean wird lang anhaltender Auftrieb vor allem in den subpolaren Gebieten, in denen sich die Kerne der Tiefdruckgebiete bewegen, und entlang des äquatorialen Ozeans über dem der Südostpassat weht, beobachtet, siehe Sverdrup and Fleming (1942) und Tomczak and Godfrey (1994).

Oberflächentemperatur der Erde von Mitte März bis Anfang April 2000

Küstenauftriebsgebiete befinden sich bevorzugt an den Westküsten der Kontinente im Einflussbereich der Passatwinde, siehe Sverdrup and Fleming (1942) und Tomczak and Godfrey (1994). Die bedeutendsten Auftriebsgebiete finden man an den Westküsten Südamerikas (Peru, Chile) und Nordamerikas (Kalifornien, Oregon) sowie den Westküsten Nordafrikas (Marokko, Mauretanien und Senegal) und des Südlichen Afrika (Namibia,Südafrika). All diese Gebiete stellen reiche Fischgründe dar, die ein wesentlicher Wirtschaftsfaktor der angrenzenden Länder sind. Darüber hinaus verstärken die permanenten Küstenauftriebsgebiete in den Passatgebieten das Wüstenklima der angrenzenden Landflächen durch die Wechselwirkung des kalten Oberflächenwassers an der Küste mit der Atmosphäre. In zwischenjährlichen Zeiträumen verändern sich die sonst sehr stabilen Auftriebserscheinungen in den Passatgebieten durch Fernwirkung aus den westlichen Teilen des äquatorialen Pazifiks und des Atlantiks. Eine zeitweise Abschwächung des Passats im westlichen äquatorialen Ozean löst die Ausbreitung einer äquatorialen Kelvinwelle entlang des Äquators aus, die den ganzen Ozean überquert und sich schließlich als Küsten-Kelvinwelle polwärts an den Ostküsten der Ozeane ausbreitet. Die Kelvinwelle führt das warme Oberflächenwasser aus dem westlichen äquatorialen Ozean mit sich und senkt die thermische Sprungschicht entlang ihres Ausbreitungsweges ab. Dieser Prozess unterbindet den Auftrieb nährstoffreichen, kalten Wassers in die Oberflächenschicht. Es kommt dann zum Zusammenbruch der Fischpopulation und die Erhöhung der Oberflächentemperatur verändert die Wechselwirkung mit der Atmosphäre derart, dass es in den sonst ariden Küstengebieten zu starken Niederschlägen kommt. Diese Erscheinung wird im Pazifik El Niño genannt und tritt im Mittel alle 5 Jahre auf. Im Atlantik wir sie Benguela Niño genannt und tritt hier jedoch nur im Abstand von ungefähr 10 Jahren auf.

Anomalie der Meeresoberflächentemperatur (ºC), beobachtet im Dezember 1997 während des letzten starken El Niños (Quelle: NCEP, NOAA)

Der Südwestmonsun verursacht Auftrieb während des Nordsommers im arabischen Meer, an der Küste Somalias, der Südküste der Arabischen Halbinsel, siehe Tomczak and Godfrey (1994), sowie an der Küste Vietnams.

Kurzzeitiger Auftrieb kann sich an allen Küsten bilden, wenn der Wind parallel zur Küste weht, so dass die Küste auf der Nord-(Süd)halbkugel links(rechts) in Richtung des Windvektors schauend liegt und er länger als eine Trägheitsperiode andauert.

Literatur

  • Risien, C. M. AND D. B. Chelton, 2008. A Global Climatology of Surface Wind and Wind Stress Fields from Eight Years of QuikSCAT Scatterometer Data. J. Phys. Oceanogr. 38, 2379-2413, DOI: 10.1175/2008JPO3881.1
  • Sverdrup, H. U., and R. H. Fleming, 1942: The Oceans: Their Physics, Chemistry, and General Biology. Prentice-Hall, 1087 pp.
  • Tomczak, M., and J. S. Godfrey, 1994: Regional Oceanography: An Introduction. Pergamon, 422 pp.

Siehe auch


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