Thermohaline Zirkulation - Wikipedia

Ein Teil der großräumigen Ozeanzirkulation, die durch globale Dichtegradienten, die durch Oberflächenwärme und Süßwasserflüsse erzeugt werden, angetrieben wird.

Eine Übersicht über den Weg der thermohalinen Zirkulation. Blaue Pfade stellen tiefe Wasserströmungen dar, während rote Pfade Oberflächenströmungen darstellen.

Thermohaline Zirkulation ( THC ) ist ein Teil der großflächigen Ozeanzirkulation, die durch globale Dichtegradienten erzeugt wird durch Oberflächenwärme und Süßwasserflüsse. ^[1][2] Das Adjektiv Thermohaline leitet sich von Thermo- ab, das sich auf die Temperatur bezieht, und -Haline die zusammen den Salzgehalt bestimmen die Dichte von Meerwasser. Windgesteuerte Oberflächenströmungen (z. B. der Golfstrom) strömen vom Äquatorialatlantik weg, kühlen sich ab und sinken in hohen Breiten (und bilden Nordatlantisches Tiefwasser). Dieses dichte Wasser fließt dann in die Meeresbecken. Während der Großteil davon im Südlichen Ozean aufwindet, steigen die ältesten Gewässer (mit einer Laufzeit von etwa 1000 Jahren) ^[3] im Nordpazifik auf. ^[4] Daher findet eine intensive Vermischung zwischen den Ozeanbecken statt, wodurch die Unterschiede zwischen ihnen verringert werden und die Ozeane der Erde zu einem globalen System machen. Auf ihrer Reise transportieren die Wassermassen sowohl Energie (in Form von Wärme) als auch Masse von Stoffen (Feststoffe, gelöste Stoffe und Gase) rund um den Globus. Der Zustand der Zirkulation hat somit einen großen Einfluss auf das Klima der Erde.

Die thermohaline Zirkulation wird manchmal als Ozeanförderband, großer Ozeanförderer oder globales Förderband bezeichnet. Es wird gelegentlich verwendet, um sich auf die Meridian-Umsturzzirkulation (oft als MOC abgekürzt) zu beziehen. Der Begriff MOC ist genauer und klarer definiert, da es schwierig ist, den Teil der Zirkulation zu trennen, der allein durch Temperatur und Salzgehalt bestimmt wird, im Gegensatz zu anderen Faktoren wie Wind und Gezeitenkräften. [19659010] Außerdem können Temperatur- und Salzgehaltsgradienten zu Zirkulationseffekten führen, die nicht im MOC selbst enthalten sind.

Überblick [ edit ]

Das globale Förderband auf einer Continuous-Ocean-Karte

Die Bewegung der vom Wind gedrückten Oberflächenströmungen ist ziemlich intuitiv. Zum Beispiel erzeugt der Wind leicht Wellen auf der Oberfläche eines Teichs. Daher wurde das tiefe Meer - ohne Wind - von frühen Ozeanographen als vollkommen statisch angesehen. Moderne Instrumente zeigen jedoch, dass die aktuellen Geschwindigkeiten in tiefen Wassermassen erheblich sein können (wenn auch viel weniger als die Oberflächengeschwindigkeit). Im Allgemeinen reichen die Geschwindigkeiten des Meerwassers von Bruchteilen von Zentimetern pro Sekunde (in der Tiefe der Ozeane) bis hin zu mehr als 1 m / s bei Oberflächenströmungen wie Golfstrom und Kuroshio.

Im tiefen Ozean ist die vorherrschende treibende Kraft die durch Salzgehalt und Temperaturschwankungen hervorgerufene Dichteunterschiede (zunehmender Salzgehalt und Erniedrigung der Temperatur eines Fluids erhöhen dessen Dichte). Es gibt oft Verwirrung über die Komponenten der Zirkulation, die vom Wind und der Dichte bestimmt werden. ^[6][7] Man beachte, dass Meeresströmungen aufgrund von Gezeiten an vielen Orten ebenfalls von Bedeutung sind. Vor allem in relativ flachen Küstengebieten sind Gezeitenströmungen auch im tiefen Ozean von Bedeutung. Dort wird gegenwärtig angenommen, dass sie das Vermischen erleichtern, insbesondere das diapyknische Mischen. ^[8]

Die Dichte des Meerwassers ist nicht global homogen, sondern variiert signifikant und diskret. Es gibt scharfe Grenzen zwischen Wassermassen, die sich an der Oberfläche bilden und anschließend ihre eigene Identität innerhalb des Ozeans beibehalten. Diese scharfen Grenzen sind jedoch nicht räumlich vorzustellen, sondern eher in einem T-S-Diagramm ^{[ zur Klarstellung} wo Wassermassen unterschieden werden. Sie positionieren sich entsprechend ihrer Dichte, die sowohl von der Temperatur als auch vom Salzgehalt abhängt, über oder unter einander.

Warmes Meerwasser dehnt sich aus und ist daher weniger dicht als kühleres Meerwasser. Salzwasser ist dichter als frisches Wasser, da die gelösten Salze die Zwischenräume zwischen den Wassermolekülen füllen, wodurch sich mehr Masse pro Volumeneinheit ergibt. Leichtere Wassermassen schweben über dichteren (so wie ein Stück Holz oder Eis auf dem Wasser schwimmt, siehe Auftrieb). Dies wird als "stabile Schichtung" bezeichnet, im Gegensatz zu einer instabilen Schichtung (siehe Frequenz von Brunt-Väisälä) ^{[ benötigte Klarstellung} wo dichtere Gewässer über weniger dichten Gewässern liegen (siehe Konvektion oder Tiefe) Konvektion für die Wassermassenbildung erforderlich). Wenn dichte Wassermassen zuerst gebildet werden, sind sie nicht stabil geschichtet, und sie versuchen sich entsprechend ihrer Dichte in der richtigen vertikalen Position zu befinden. Diese Bewegung wird Konvektion genannt. Sie ordnet die Stratifizierung durch die Gravitation an. Angetrieben durch die Dichtegradienten bildet dies die Hauptantriebskraft für tiefe Meeresströmungen wie der tiefe westliche Grenzstrom (DWBC).

Die thermohaline Zirkulation wird hauptsächlich durch die Bildung von Wassermassen im Nordatlantik und im Südlichen Ozean verursacht, die durch Temperaturunterschiede und Salzgehalte verursacht werden.

Die großen Mengen an dichtem Wasser, die in hohen Breiten absinken, müssen durch gleiche Wassermengen ausgeglichen werden, die anderswo ansteigen. Beachten Sie, dass kaltes Wasser in polaren Zonen relativ schnell in einem kleinen Bereich sinkt, während warmes Wasser in gemäßigten und tropischen Zonen in einem viel größeren Bereich allmählich ansteigt. Dann kehrt er langsam in die Nähe der Oberfläche zurück, um den Zyklus zu wiederholen. Der ständige, diffuse Auftrieb des tiefen Wassers hält die permanente Thermokline aufrecht, die überall in niedrigen und mittleren Breiten vorkommt. Dieses Modell wurde 1960 von Henry Stommel und Arnold B. Arons beschrieben und ist als Stommel-Arons-Boxmodell für den MOC bekannt. ^[9] Diese langsame Aufwärtsbewegung wird ungefähr 1 cm pro Tag über die meisten geschätzt des Ozeans. Wenn dieser Anstieg aufhört, würde die Wärmeleitung durch Abwärtsbewegung der Wärme abfallen und die Steilheit verringern.

Bildung tiefer Wassermassen [ edit ]

Die dichten Wassermassen, die in die tiefen Becken sinken, bilden sich in ganz bestimmten Bereichen des Nordatlantiks und des südlichen Ozeans. Im Nordatlantik wird das Meerwasser an der Meeresoberfläche durch den Wind und niedrige Umgebungslufttemperaturen stark gekühlt. Wind, der sich über dem Wasser bewegt, erzeugt auch viel Verdunstung, was zu einer Abnahme der Temperatur führt, die als Verdunstungskühlung bezeichnet wird, die auf latente Wärme zurückzuführen ist. Durch die Verdampfung werden nur Wassermoleküle entfernt, was zu einer Erhöhung des Salzgehaltes des zurückbleibenden Meerwassers und somit zu einer Zunahme der Dichte der Wassermasse mit der Abnahme der Temperatur führt. Im norwegischen Meer ist die Verdunstungskühlung vorherrschend, und die sinkende Wassermasse, das North Atlantic Deep Water (NADW), füllt das Becken und fließt nach Süden durch Spalten in den U-Bootbrettern, die Grönland, Island und Großbritannien verbinden, die als Grönland bekannt sind -Schottlandkamm. Es fließt dann sehr langsam in die tiefen Abgründe des Atlantiks, immer in südlicher Richtung. Die Strömung vom arktischen Ozeanbecken in den Pazifikraum wird jedoch durch die schmalen Untiefen der Beringstraße blockiert.

Diagramm, das die Beziehung zwischen Temperatur und Salzgehalt für das Maximum der Meerwasserdichte und die Gefriertemperatur des Meerwassers zeigt.

Im Südpolarmeer wird der neu gebildete Meereis durch starke, katabatische Winde vom antarktischen Kontinent auf die Eisregale geblasen. Polynyas entlang der Küste eröffnen. Der Ozean, der nicht mehr durch Meereis geschützt ist, erleidet eine brutale und starke Abkühlung (siehe polynya). Mittlerweile beginnt sich das Meereis zu reformieren, so dass die Oberflächengewässer salziger werden und daher sehr dicht sind. Tatsächlich trägt die Bildung von Meereis zu einer Erhöhung des Salzwassers an der Oberfläche von Meerwasser bei. Die salzigere Sole bleibt zurück, da sich das Meereis um sie herum bildet (reines Wasser wird vorzugsweise gefroren). Die Erhöhung des Salzgehalts senkt den Gefrierpunkt von Meerwasser, so dass kalte flüssige Sole in Einschlüssen innerhalb einer Eiswabe gebildet wird. Die Sole schmilzt allmählich das Eis direkt darunter, tropft schließlich aus der Eismatrix und sinkt. Dieser Vorgang wird als Salzabstoßung bezeichnet.

Das resultierende antarktische Unterwasser (AABW) sinkt und fließt nach Norden und Osten, ist aber so dicht, dass es tatsächlich die NADW unterfließt. Die im Weddell Sea gebildete AABW wird hauptsächlich die Becken des Atlantiks und der Indianer befüllen, während die im Ross Sea gebildete AABW in Richtung Pazifik fließt.

Die dichten Wassermassen, die durch diese Prozesse gebildet werden, fließen am Meeresgrund abwärts wie ein Strom in der umgebenden, weniger dichten Flüssigkeit und füllen die Becken der Polarmeere. So wie Flusstäler Bäche und Flüsse auf die Kontinente lenken, schränkt die Topographie des Bodens die Tiefen- und Bodenwassermassen ein.

Es ist zu beachten, dass Meerwasser im Gegensatz zu Süßwasser kein Dichtemaximum bei 4 ° C hat, aber dichter wird, wenn es bis zu seinem Gefrierpunkt von ungefähr -1,8 ° C abkühlt. Dieser Gefrierpunkt ist jedoch eine Funktion des Salzgehalts und des Drucks. Daher ist -1,8 ° C keine allgemeine Gefriertemperatur für Meerwasser (siehe Diagramm rechts).

Bewegung von tiefen Wassermassen [ edit ]

Bildung und Bewegung der tiefen Wassermassen am Nordatlantik, erzeugt sinkende Wassermassen, die das Becken füllen und sehr langsam hineinfließen die tiefen Abgründe des Atlantiks. Diese Kühlung mit hohem Breitengrad und die Heizung mit niedrigem Breitengrad treiben die Bewegung des tiefen Wassers in einer polaren Südströmung an. Das tiefe Wasser fließt durch das Antarktische Ozeanbecken um Südafrika, wo es in zwei Routen unterteilt ist: eine in den Indischen Ozean und eine über Australien in den Pazifik.

Am Indischen Ozean bewirkt ein Teil des kalten und salzigen Wassers aus dem Atlantik - gezogen durch den Fluss von wärmerem und frischerem Oberwasser des Ozeans aus dem tropischen Pazifik - einen vertikalen Austausch von dichtem, sinkendem Wasser mit leichterem Wasser darüber. Es ist bekannt als Umsturz . Im Pazifik durchläuft der Rest des kalten und salzigen Wassers aus dem Atlantik einen Halin-Druck und wird schneller wärmer und frischer.

Das abfließende Unterwasser von kaltem und salzigem Wasser führt dazu, dass der Meeresspiegel des Atlantiks etwas niedriger als der Pazifik und der Salz- oder Halinitätsgehalt des Wassers im Atlantik höher als der Pazifik ist. Dies erzeugt einen großen, aber langsamen Fluss von wärmerem und frischerem Oberwasser des oberen Ozeans vom tropischen Pazifik bis zum Indischen Ozean durch das indonesische Archipel, um das kalte und salzige antarktische Grundwasser zu ersetzen. Dies wird auch als "Haline-Forcing" (Nettogewinnzuwachs und hohe Verdunstungsrate) bezeichnet. Dieses wärmere, frischere Wasser aus dem Pazifik strömt durch den Südatlantik nach Grönland, wo es sich abkühlt, verdunstet abkühlt und zum Meeresboden sinkt, wodurch eine kontinuierliche thermohaline Zirkulation erfolgt. ^[10]

Ein aktueller und populärer Name für die thermohaline Zirkulation, die den vertikalen Charakter und den Charakter dieser Art der Ozeanzirkulation hervorhebt, ist daher die meridionale Umkehrzirkulation .

Quantitative Schätzung [ edit ]

Direkte Schätzungen der Stärke der thermohalinen Zirkulation werden seit 2004 vom UK-US-amerikanischen RAPID-Programm bei 26,5 ° N im Nordatlantik vorgenommen. ^[11] Durch die Kombination von direkten Schätzungen des Seetransports unter Verwendung von Stromzählern und Unterseekabelmessungen mit Schätzungen des geostrophischen Stroms aus Temperatur- und Salinitätsmessungen liefert das RAPID-Programm fortlaufende, umfassende Tiefenschätzungen der thermohaline Zirkulation oder genauer: der meridionale Umlaufkreislauf.

Die am MOC beteiligten Tiefwassermassen sind mit chemischen, Temperatur- und Isotopenverhältnis-Signaturen versehen und können verfolgt, ihre Fließgeschwindigkeit berechnet und ihr Alter bestimmt werden. Dazu gehören ²³¹ Pa / ²³⁰ Th-Verhältnisse.

Golfstrom [ edit ]

Der Golfstrom, zusammen mit seiner nördlichen Ausdehnung nach Europa, der Nordatlantikdrift, ist eine kraftvolle, warme und schnelle Strömung des Atlantiks an der Spitze Floridas und folgt den östlichen Küsten der Vereinigten Staaten und Neufundlands, bevor es den Atlantik überquert. Der Prozess der westlichen Intensivierung bewirkt, dass der Golfstrom vor der Ostküste Nordamerikas nach Norden beschleunigt. ^[12] Bei etwa 40 ° 0′N 30 ° 0′W / 40.000 ° N 30.000 ° W / 40.000; -30.000 spaltet sich in zwei Teile auf, wobei der nördliche Bach nach Nordeuropa übergeht und der südliche Bach vor Westafrika umläuft. Der Golfstrom beeinflusst das Klima der Ostküste Nordamerikas von Florida bis Neufundland und die Westküste Europas. Obwohl es vor kurzem eine Debatte gegeben hat, herrscht Einigkeit darüber, dass das Klima in Westeuropa und Nordeuropa wärmer ist, als es ansonsten durch die nordatlantische Drift ^[13][14] eine der Abzweigungen des Golfstroms, herrscht. Es ist Teil des nordatlantischen Gyre. Seine Anwesenheit hat zur Entwicklung starker Zyklone aller Art geführt, sowohl in der Atmosphäre als auch im Ozean. Der Golfstrom stellt auch eine bedeutende potentielle Quelle für die Erzeugung erneuerbarer Energie dar. ^[15][16]

Aufschwung [ edit ]

Alle diese dichten Wassermassen, die in den Meeresbecken versinken, verdrängen die älteren Tiefenwassermassen, die das Wasser versenken wurden durch die Vermischung der Meere weniger dicht gemacht. Um das Gleichgewicht zu halten, muss das Wasser anderswo steigen. Da dieser thermohaline Auftrieb jedoch weit verbreitet und diffus ist, sind seine Geschwindigkeiten selbst im Vergleich zu den Bewegungen der Bodenwassermassen sehr niedrig. In Anbetracht aller anderen windgesteuerten Prozesse, die im Oberflächenmeer ablaufen, ist es daher schwierig zu messen, wo Aufwinde mit aktuellen Geschwindigkeiten auftreten. Tiefe Gewässer haben ihre eigene chemische Signatur, die sich aus dem Zerfall von Feinstaub zusammensetzt, der im Verlauf ihrer langen Tiefenreise in sie hineinfällt. Eine Reihe von Wissenschaftlern hat versucht, diese Tracer zu verwenden, um zu bestimmen, wo der Auftrieb stattfindet.

Wallace Broecker hat unter Verwendung von Box-Modellen behauptet, dass der Hauptteil des tiefen Auftriebs im Nordpazifik stattfindet, wobei die hohen Siliziumwerte in diesen Gewässern als Beweismittel verwendet werden. Andere Ermittler haben solche eindeutigen Beweise nicht gefunden. Computermodelle der Ozeanzirkulation stellen zunehmend den größten Teil des tiefen Aufschwungs im Südpolarmeer ^[17] dar, der mit den starken Winden in den offenen Breiten zwischen Südamerika und der Antarktis verbunden ist. Während dieses Bild mit der globalen Beobachtungssynthese von William Schmitz in Woods Hole und mit niedrigen beobachteten Diffusionswerten übereinstimmt, stimmen nicht alle Beobachtungssynthesen überein. Kürzlich veröffentlichte Arbeiten von Lynne Talley an der Scripps Institution of Oceanography und Bernadette Sloyan und Stephen Rintoul in Australien legen nahe, dass eine beträchtliche Menge dichtes, tiefes Wasser irgendwo nördlich des Südozeans in leichtes Wasser umgewandelt werden muss.

Auswirkungen auf das globale Klima [ edit ]

Die thermohaline Zirkulation spielt eine wichtige Rolle bei der Wärmeversorgung der Polargebiete und damit bei der Regulierung der Meereismenge in diesen Regionen. Obwohl der Wärmetransport von Polen aus außerhalb der Tropen in der Atmosphäre wesentlich größer ist als im Ozean. ^[18] Man nimmt an, dass Änderungen der thermohalinen Zirkulation erhebliche Auswirkungen auf das Strahlungsbudget der Erde haben.

Es wird angenommen, dass große Zuströme von Schmelzwasser niedriger Dichte aus dem Agassiz-See und die Gletscherung in Nordamerika zu einer Verschiebung der Tiefenwasserbildung und Absenkung im extremen Nordatlantik geführt haben und die als Younger Dryas bekannte Klimazone in Europa verursacht haben. ^[19]

Abschaltung der thermohalinen Zirkulation [ edit ]

2005 stellten britische Forscher fest, dass der Nettofluss des nördlichen Golfstroms seit 1957 um etwa 30% zurückgegangen war Woods Hole hatte die Auffrischung des Nordatlantiks gemessen, als die Erde wärmer wurde. Ihre Ergebnisse deuten darauf hin, dass der Niederschlag in den hohen nördlichen Breiten zunimmt und als Folge Eiseis schmilzt. Durch die Überschwemmung der nördlichen Meere mit viel frischem Süßwasser könnte die globale Erwärmung theoretisch die normalerweise nach Norden vorbeiziehenden Gewässer des Golfstroms an den britischen Inseln und Norwegen ablenken und sie stattdessen in Richtung Äquator zirkulieren lassen. Wenn dies passieren würde, wäre das Klima in Europa ernsthaft betroffen. ^[20] [21] ^[1945970]

Abschwung der AMOC (Atlantik-Umgehungssturz) Umwälzung) ist mit einem extremen regionalen Meeresspiegelanstieg verbunden. ^[23]

Im Jahr 2013 führte eine unerwartete deutliche Abschwächung des THC zu einer der ruhigsten Hurrikan-Zeiten des Atlantiks, die seit 1994 beobachtet wurden Ursache für die Inaktivität war die Fortsetzung des Frühlingsmusters im gesamten Atlantikbecken.

Siehe auch [ edit ]

Referenzen [ edit ]

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Andere Quellen [ bearbeiten ]

Externe Links [ bearbeiten ]