Ozeanzirkulation

Grundlagen und Antrieb

Die Ozeanzirkulation ist das großräumige, globale System der Wasserbewegungen in den Weltmeeren. Sie entsteht durch das Zusammenspiel von Windantrieb, Dichteunterschieden, Erdrotation, Topographie sowie Wechselwirkungen mit Atmosphäre und Eisbedeckung. Anders als eine einzelne Meeresströmung umfasst sie das gesamte System der Strömungen und Austauschprozesse. Ihre zentrale Bedeutung liegt im Transport und Austausch von Wärme, Kohlenstoff, Nährstoffen und anderen Stoffen zwischen Ozean, Atmosphäre und verschiedenen Meerestiefen. Dadurch beeinflusst sie das Erdklima und marine Ökosysteme.

Zwei Hauptkomponenten werden unterschieden:

• Die windgetriebene Zirkulation wirkt vor allem in den oberen etwa 100 m. Passat- und Westwinde treiben zusammen mit der Corioliskraft große Zirkulationswirbel, sogenannte Gyren, sowie äquatoriale Gegenströmungen an. Auf der Nordhalbkugel drehen sich die großen Wirbel im Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn. Oberflächenströme wie Golfstrom und Kuroshio transportieren Wärme aus den Tropen in höhere Breiten. Diese Zirkulation verändert sich auf Zeitskalen von Wochen bis Jahrzehnten und wird unter anderem von ENSO und der Nordatlantischen Oszillation (NAO) beeinflusst.

• Die dichtegetriebene Tiefenzirkulation wird als thermohaline Zirkulation bezeichnet. „Thermo“ verweist auf die Temperatur, „halin“ auf den Salzgehalt. Beide Größen bestimmen die Dichte des Meerwassers. Die Strömungen sind langsam und bewegen sich mit wenigen cm/s, transportieren aber gewaltige Wassermengen von etwa 20 Sverdrup (Sv) oder mehr. Ein Sverdrup entspricht 1 Million m³/s.

Die Zirkulation ist turbulent, räumlich und zeitlich veränderlich und deshalb nur begrenzt vorhersehbar. Wind- und Tiefenzirkulation sind außerdem nicht unabhängig: Vertikale Vermischung, mesoskalige Wirbel (Eddys) und Rückkopplungen zwischen Ozean und Atmosphäre verbinden beide Komponenten. Das System ist daher nichtlinear; kleine Störungen können unverhältnismäßig große Wirkungen auslösen.

Oberfläche, Tiefe und Förderband

Auftrieb bezeichnet das Aufsteigen von Tiefenwasser an die Oberfläche. Er tritt auf, wenn der durch die Erdrotation beeinflusste Ekman-Transport Wasser von einer Küste wegführt. Das aufsteigende Wasser bringt Nährstoffe und organische Substanz an die Oberfläche und schafft dadurch besonders produktive Meeresgebiete. Wichtige Auftriebszonen liegen am Kalifornien- und Kanarenstrom auf der Nordhalbkugel sowie am Peru- und Benguelastrom auf der Südhalbkugel. Auch am Äquator im Pazifik steigt nährstoffreiches Wasser auf, weil Nord- und Südäquatorialstrom durch den Coriolis-Effekt nach Norden beziehungsweise Süden abgelenkt werden. Das Oberflächenwasser kühlt dadurch in Äquatornähe ab.

Tiefenwasser bildet sich vor allem in der Arktis und Antarktis. In hohen Breiten kühlt kalte Winterluft das Oberflächenwasser ab; Verdunstung und der Salzausstoß bei der Meereisbildung erhöhen zusätzlich seinen Salzgehalt. Das Wasser wird dichter und sinkt bei Temperaturen unter 4 °C in große Tiefen. Von dort breitet sich kaltes Tiefenwasser durch die Ozeanbecken aus. Dichteunterschiede allein reichen jedoch nicht aus: Auftrieb und Vermischung müssen Tiefenwasser wieder an die Oberfläche bringen.

Die beckenübergreifende thermohaline Zirkulation wird oft als „ozeanisches Förderband“ bezeichnet. Im nördlichen Nordatlantik sinkt salzreiches, abgekühltes Wasser des Golfstroms ab und bildet das Nordatlantische Tiefenwasser (NADW). Als Ausgleich entsteht eine kontinuierliche Oberflächenströmung. Das NADW fließt als tiefe Randströmung südwärts entlang des amerikanischen Schelfs und bildet gemeinsam mit der nordwärts gerichteten Oberflächenströmung die Meridionale Umwälzzirkulation (MOC). Über den Antarktischen Zirkumpolarstrom gelangt das Wasser in den Indischen und Pazifischen Ozean. Dort steigt es allmählich auf, vermischt sich mit Oberflächenwasser und kehrt als warme Oberflächenströmung südlich an Afrika und Amerika vorbei in den Atlantik zurück. Der gesamte Kreislauf dauert über 1.000 Jahre.

Die Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation (AMOC) transportiert warmes Wasser nach Norden und kaltes Tiefenwasser nach Süden. Sie wirkt auf Zeitskalen von Jahrhunderten bis Jahrtausenden und ist für die langfristige Wärmeregulierung zwischen Nord- und Südhalbkugel besonders wichtig. Die Tiefsee speichert große Mengen Wärme, Kohlenstoff, Sauerstoff und Nährstoffe. Die langsame Umwälzung verteilt diese Stoffe und führt Sauerstoff in tiefe Wasserschichten, wodurch die Tiefsee als größter Lebensraum der Erde erhalten wird.

Klimawirkung und mögliche Kipppunkte

Die Ozeanzirkulation verteilt Wärmeenergie von den Tropen zu den Polen sowie zwischen Oberfläche und Tiefe. Die Ozeane speichern über 90 % der überschüssigen Energie, die durch anthropogene Treibhausgase in das Klimasystem gelangt. Der Golfstrom und sein nördlicher Ausläufer, der Nordatlantikstrom, mildern das Klima Westeuropas; ohne diesen Wärmetransport wären die Durchschnittstemperaturen etwa in Großbritannien und Skandinavien deutlich niedriger.

Über physikalische und biologische Pumpen transportiert der Ozean atmosphärisches CO₂ in tiefere Schichten, wo es Jahrzehnte bis Jahrtausende gespeichert werden kann. Der Ozean hat bisher 30 % des anthropogenen CO₂ aufgenommen. Wärmeres Oberflächenwasser kann jedoch weniger CO₂ lösen. Eine Abschwächung der AMOC oder des Atlantischen Subpolarwirbels könnte die Kohlenstoffaufnahme zusätzlich vermindern und den Klimawandel beschleunigen. Klimawandel und geochemische Prozesse wirken umgekehrt auf die Zirkulation zurück.

Die Zirkulation beeinflusst regionale Klimamuster. ENSO bewirkt im Pazifik den Wechsel zwischen Warm- und Kaltphasen mit globalen Auswirkungen. Die Atlantische Multidekaden-Oszillation (AMO) verändert Niederschläge in Westafrika, die Hurrikanaktivität und die europäischen Sommer. Die Stärke und Lage des südasiatischen und afrikanischen Monsuns hängen von Ozeanwärmespeichern und Strömungen ab.

Die globale Erwärmung schwächt die thermohaline Zirkulation, insbesondere im Nordatlantik. Schmelzendes Grönlandeis und mehr Niederschlag bringen Süßwasser ein, verringern den Salzgehalt und damit die Dichte des Oberflächenwassers. Die Erwärmung hemmt zusätzlich die Konvektion. Studien zufolge hat sich die AMOC seit dem 20. Jahrhundert bereits um etwa 15 % abgeschwächt; unter hohen Emissionsszenarien werden weitere Verlangsamungen um 34–45 % bis 2100 genannt. Mögliche Folgen sind eine Abkühlung Nordwesteuropas trotz globaler Erwärmung, eine Verlagerung tropischer Niederschlagsgürtel, Dürren in Afrika und stärkere Monsunregen in Asien.

Kipppunkte sind kritische Schwellenwerte, nach deren Überschreitung sich Teile des Erdsystems abrupt, unumkehrbar oder selbstverstärkend verändern können. Ein kritischer Süßwassereintrag in den Nordatlantik könnte das Absinken von Wasser stark schwächen oder unterbrechen und die AMOC möglicherweise kollabieren lassen. Genannte Folgen sind eine Abkühlung Westeuropas, ein verstärkter Meeresspiegelanstieg an der Ostküste der Vereinigten Staaten, eine Verlagerung tropischer Niederschlagszonen sowie veränderte Monsune und marine Ökosysteme.

Auch der Nordatlantische Subpolarwirbel ist wichtig. Er dreht sich zwischen Grönland und Europa gegen den Uhrzeigersinn, liefert kaltes, dichtes Wasser für die AMOC und transportiert normalerweise Süßwasser Richtung Tropen. Süßwassereintrag, höhere Temperaturen, geringere Konvektion im Labrador- und Irmingermeer sowie veränderte Windverhältnisse schwächen ihn. Dies kann lokal zur Abkühlung im Nordatlantik führen, dem „Cold Blob“, die Nährstoffverteilung verändern und den Anstieg an nordatlantischen Küsten beschleunigen. Zusammen mit einer AMOC-Abschwächung könnte ein Kollaps abrupte Klimaänderungen ähnlich den Dansgaard-Oeschger-Ereignissen auslösen. In der Antarktis kann Süßwasser aus Eisschmelze die Bildung von Antarktischem Bodenwasser (AABW) behindern; Modellsimulationen erwarten dadurch möglicherweise eine erhebliche Erwärmung des Tiefenwassers im Pazifik.

Folgen für marine Ökosysteme

Die Ozeanzirkulation verteilt Nährstoffe, Sauerstoff und Wärme, steuert die biologische Produktivität und ermöglicht die Wanderung von Arten. Auftriebsgebiete wie der Humboldtstrom vor Peru und der Benguelastrom vor Südafrika bringen nährstoffreiches Tiefenwasser an die Oberfläche. Dort entsteht Biomasse, von der Zooplankton wie Kleinkrebse und Fischlarven leben. Zooplankton wird wiederum von Fischen gefressen. Rund 10 % der globalen Fischerei hängen direkt von Auftriebsgebieten ab. Kaltwasserwirbel im Nordatlantik fördern die Vermischung und bringen Eisen und Nitrat an die Oberfläche, die für Algenblüten und die Bindung von CO₂ wichtig sind.

Strömungen transportieren Larven und Jungtiere über Tausende Kilometer. Europäische Aale nutzen beispielsweise den Nordatlantikstrom, um aus der Sargassosee in europäische Flüsse zu gelangen. Diese Route kann durch eine Abschwächung der AMOC gefährdet werden. Korallenriffe sind auf warme, stabile Strömungen angewiesen, die Plankton heranführen.

Der Klimawandel kann Auftriebsgebiete nach Modellprognosen um 10–30 % schwächen. Dann nimmt die Phytoplanktonproduktion ab, wodurch unter anderem Sardellen- und Thunfischbestände sowie Pinguinpopulationen zurückgehen können; als Beispiel werden El-Niño-Jahre in Peru genannt. Wärmeres Wasser enthält weniger Sauerstoff. Wird die Durchmischung schwächer, entstehen größere Sauerstoffminimumzonen, etwa im Arabischen Meer.

Arten verschieben ihre Lebensräume: Kälteliebende Arten wie Kabeljau weichen erwärmten Gewässern aus, finden aber im abgeschwächten Subpolarwirbel möglicherweise zu wenige Nährstoffe. Tropische Arten wandern polwärts und können heimische Ökosysteme verdrängen. Der Feuerfisch gelangte in den 1990er Jahren durch Aussetzen aus Aquarien oder durch Ballastwasser in den tropischen Westatlantik, breitete sich entlang der Ostküste der Vereinigten Staaten aus und kommt inzwischen im Karibischen Becken und im Golf von Mexiko vor. Er bedroht dort biologische Vielfalt und lokale Wirtschaft.

Erwärmung und veränderte Strömungen begünstigen Hitzewellen im Meer und Korallenbleiche. Das Great Barrier Reef verlor laut Artikel 50 % seiner Korallen seit 995. Steigende CO₂-Konzentrationen senken den pH-Wert des Meerwassers; diese Ozeanversauerung schädigt Kalkschalen von Muscheln, Schnecken und Korallen, besonders Kaltwasserkorallen in Tiefenströmungen. Giftige Algen wie Pseudo-nitzschia können Muscheln vergiften und Küstenökosysteme beeinträchtigen. Schwindendes Meereis vermindert außerdem Eisalgen, die die Basis der arktischen Nahrungskette bilden: Krill, Wale und Eisbären.

Weniger Phytoplankton bedeutet weniger CO₂-Aufnahme und kann die Erwärmung verstärken. Zerstörte Korallenriffe schwächen zudem den Küstenschutz. Als mögliche Maßnahmen werden nachhaltige Fischerei in Auftriebsgebieten, Korallenrestaurierung etwa durch künstliche Larvenansiedlung und vor allem die Reduktion von CO₂-Emissionen genannt.

Beobachtung, Modelle und offene Fragen

Die Erforschung verbindet numerische Modelle mit Beobachtungen. Erdsystemmodelle wie das Kiel Climate Model simulieren Ozean, Atmosphäre und Meereis und können vergangene Klimazustände, etwa die Kreidezeit, rekonstruieren. Stark vereinfachte Boxmodelle teilen den Ozean meist in zwei oder drei vertikale Schichten. Hochauflösende, Eddy-auflösende Modelle wie MPI-OM bilden kleinräumige Wirbel genauer ab. Modelle wurden auch verwendet, um den Zusammenbruch der thermohalinen Zirkulation während vergangener Eiszeiten zu untersuchen.

Wichtige Beobachtungssysteme sind:

• Satellitenmissionen wie TOPEX/Poseidon, Jason-1/2/3 und SWOT (ab 2022), die über Altimetrie Meeresspiegelhöhen und damit großskalige Strömungen und Wirbel erfassen. Schwerefeldmissionen wie GRACE liefern Hinweise auf Dichteverteilungen und Tiefenströmungen.

• Über 3.900 Argo-Floats, autonome Tauchbojen, messen Temperatur, Salzgehalt und Strömungen bis 2.000 m Tiefe. Verankerungen wie das RAPID-Array überwachen langfristig die Stärke der AMOC.

• Sedimentkerne und Korallenarchive dienen als Proxy-Daten, also indirekte Hinweise auf frühere Zustände. Durch die Verbindung solcher Daten mit Modellsimulationen wurde etwa die natürliche AMOC-Variabilität des letzten Jahrtausends rekonstruiert.

Die Datenassimilation integriert Beobachtungen in Echtzeit, beispielsweise über Ocean Data Assimilation Systems und GODAS-Daten der NOAA, und verringert Modellfehler. Für kleinräumige Prozesse sind Simulationen mit weniger als 1 km Auflösung wünschenswert; sie bleiben jedoch rechenintensiv und teuer. Unsicherheiten bestehen weiterhin besonders bei der Reaktion der Zirkulation auf steigende CO₂-Konzentrationen, bei der Tiefenwasserbildung und bei Rückkopplungen mit dem Eisverlust.