Förderband der Ozeane

Christine Sbick für Amed Scuba in Bali

Unter dem Förderband der Ozeane, die auch unser Leben auch auf dem Land beeinflussen, versteht man die thermohaline Zirkulation der Ozeane, die alle miteinander verbunden sind und die durch den Salzgehalt und die Temperatur der Ozeane am Laufen gehalten werden. Ohne diese abiotischen Faktoren der physikalischen Umwelt, wäre das Leben auf der Erde nur schwer möglich. Bringt die Zirkulation doch angenehme Temperaturen vom Äquator hoch zu den Polen und transportiert gleichzeitig Sauerstoff und Nährstoffe und verteilt diese im gesamten Ozean bis hinunter in die tiefste Tiefsee. Diese physikalischen Bedingungen unterliegen permanenten Veränderungen, die teilweise auch von Menschenhand geschaff

Phytoplankton in Bali - Bucht von Jemeluk

en sind und drohen, das Förderband zum erliegen zu bringen. Aber dazu später. Zunächst einmal sollten wir und ansehen, welchen Faktoren das Förderband unterliegt und welchen Einflüssen es ausgesetzt ist.

Im engeren Sinne sind die physikalischen Rahnmenbedingungen im Ozean bestimmt durch die Temperatur, den Druck , den Salzgehalt (genauer handelt es sich hierbei um die chemischen Zutaten der Ozeane, die unter Salzgehalt zusammen gefasst werden) und die daraus resultierenden Bewegungen des Wassers in den Ozeanen. Zusammen mit Temperatur und dem Druck des Wassers bestimmt der Salzgehalt die Dichte des Wassers. Zusammen sind all diese physikalischen und chemischen Rahmenbedingungen verantwortlich für die weltumspannenden Umwälzungsbewegungen der Ozeane.

Im Meer selber haben sich die Organismen diesen vorgebrachten Temperaturbereichen, dem Salzgehalt und Druckverhältnissen angepasst. Aber auch andere abiotische Faktoren beeinflussen das Leben im Meer und können unter dem Kapitel abiotische Faktoren eingesehen werden.

An der Meeresoberfläche bestimmen vor allem Temperatur und Salzgehalt die Dichte des Wassers und damit, ob es an der Oberfläche bleibt oder absinkt. Dies sieht man sehr deutlich am Golfstrom. Fließt das warme Wasser in Richtung des Nordpols, so kühlt es sich stark ab. In der Grönlandsee liegt der Salzgehalt bei 34,5% und die Wassertemperatur sinkt dadurch unter den Gefrierpunkt und liegt bei -1,9 Grad Celsius. Gleichzeitig wird im Kristallgitter des Eises vor allem Süßwasser gespeichert, da die Kristallstruktur weniger Salz als das umgebende Meerwasser aufnehmen kann. Damit ist das Wasser am Nordpol kälter und salzhaltiger. Die Dichte ist dadurch höher und damit auch das Gewicht es Wassers, das mit einer Geschwindigkeit von 19 Mrd Litern pro Secunde auf den Grund des Ozeans stürzt und damit wieder in Richung des Äquators abfließt. Diese Fließbewegung auf die genauer noch eingegangen wird, hält vor allem die thermohaline Zirkulation am Laufen. Die Versorgung der Tiefseeorganismen mit Sauerstoff hängt damit von der hier (und abgeschwächt in den Subtropen) entstehenden Tiefen- und Bodenwasserbildung ab, die kaltes und sauerstoffreiches Oberflächenwasser der Tiefe zuführt.

Durch den Tages- und Jahresgang der Sonnenstrahlung entsteht im Oberflächenwasser und damit auch in den oberflächennahen Schichten ein Tages- und Jahresgang der Temperatur. Ebenfalls werden dieses oberflächennahen Schichten durch Niederschläge, Flüsse und wie oben beschrieben Schmelzen und Gefrieren von Meereseis beeinflusst. Diese Beeinflussung ist Regional gebunden wie an die eiskalten Pole, die regenreichen, warmen Tropen oder die verdunstungsreichen Subtropen. Da Wasser elektomagneische Strahlung wie Licht und Wärme stark absorbiert, bleibt der Effekt der Erwärmung durch die Sonnenstrahlung, auf die oberste dünne Schicht der Ozeane begrenzt. Selbst in dem nährstoffarmen, daher planktonarmen und äußerst klaren Bereichen der offenen Ozeane, dringt die Sonnenstrahlung nur in eine Tiefe von bis zu 200 Metern Tiefe ein. Darunter ist absolute Dunkelheit, die im Mariannengraben bis in eine Tiefe von über 11.000 Metern hinunter reicht. Dieses sogenannte Abyssal ist oft mehrere Kilometer mächtig und im Durchschnitt über den gesamten Ozean betrachtet, 3000 Meter Tief. 71% der gesamten Erde ist von Wasser bedeckt und hält dank des Treibhauseffektes und dank der Speicherkapazität des Wassers die Temperaturen auf der Erde in einem angehemen in der Regel mittleren Temperaturbereich.

Salzreiches Wasser ist dichter als salzarmes. Die Dichte steigt also nicht nur wie bei den Polen bereits beschrieben durch die Kältezunahme und die Eisbildung, sondern die Dichte steibt ebenfalls durch die Verdungstung, die in den wie oben beschriebenen Subropen wie bei uns in Bali einsetzt. Sobald die Dichte an der Oberfläche höher ist als in den darunter liegenden Schichten, sinkt das Wasser in die Tiefe und treibt die thermohaline Zirkulation an. Dies wird auch als thermohaline Vertikalkonvektion bezeichnet. Also auch bei uns in Bali steigen mit dem Absinken des schwereren Wassers gleichzeitig kälteres und nährstoffreicheres Wasser an die Oberfläche auf! Dies führt unter anderem zu dieser absolut gigantischen Artenfülle im sogenannten Korallendreieck. Ähnlich wie die winderzugten Turbulenzen sort diese Konvektionsbewegung für die Durchmischung und Homogenisierung der Deckschicht oder aber der Wassersäule bis in mehrere Kilometer Tiefe. Jedoch findet man die größten Oberflächendichten und Konvektionstiefen, wie bereits beschrieben, an den kalten, eisigen Polkappen der relativ salzreichen subpolaren Zonen. Erwärmt sich das Oberflächenwasser, so nimmt dessen Dichte ab und der Dichteunterschied zum darunterliegenden Wasser verstärkt sich. Dadurch wird das leichtere warme Wasser im Oberflächenwasser fest gehalten und es kommt zu keinem Nährstoffaustausch aus dem nährstoff- und destruentenreichen Tiefenwasser. Das geschieht oft in der Regenzeit. Eine Durchmischung kann nicht stattfinden, weil sich an der Oberfläche des Meeres durch den Regen salzarmes, warmes Wasser befindet, das mit Schwebeteilchen durchmischt ist und daher ein Eindringen der Sonnenstrahlung in tieferes Wasser verhindert. Es bilden sich dann Schichten im Wasser mit leichterem warmen Wasser an der Oberfläche und kälterem Tiefenwasser, das durch eine sogennnte Sprungschicht – die Thermokklyne- getrennt ist. Niederschläge verstärken die Schichtung deutlich! Erst, wenn die Verdunstung und die Winde wieder einsetzen, kommt es zur erneuten Durchmischung der Schichten und kälteres nährstoffreiches Wasser kann zur Oberfläche aufsteigen. Dazu tragen auch die Stürme vor und nach der Regenzeit bei, die zu einer Wasserumwälzung führen und die Organismen an der Oberfläche wieder mit kälterem und nährstoffreichem Wasser versorgen, das sie dringend benötigen. Sind die Wassertemperturen jedoch anbleibend und nachhaltig zu hoch, kommt es zu keinem Nährstoffaustauch, die Wassertemperaturen steigen weiter an und es kommt zum Korallensterben. El Ninio und La Ninia haben uns dies in der Vergangenheit sehr deutlich vor Augen gehalten.

Im Einzelnen jedoch hängt die Mächtigkeit der durchmischten Schicht vom Jahresgang des Wärmeumsatzes, von der Vertikalgeschwindigkeit – resultierend aus dem Unterschied der Strömungen, des Windes und der Wellenbewegungen – ab. In Schelfmeeren wie der Ostsee spielen auch noch zusätzlich die Gezeitenbewegungen eine sehr große Rolle und die Einflüsse von Süßwasser aus den angrenzenden Flüssen. Hier haben sich bereits durch die sich hier durch die Erwärmungen und Zuflüsse gezeigten deutlichen Schichtungen in der Ostsee sogenannte Todeszonen gebildet, die bereits die Größe von Irland erreicht haben. Kaltes salzhaltiges Wasser wird dabei in der Tiefe festgehalten. Es kommt zu keiner Durchmischung des warmen sauerstoffhalten Oberflächenwassers und des kalten nährstoff- und salzreichen Tiefenwassers, die Dichteschichtung ist dadurch stabilisiert. Alles Leben in der Tiefe muss ersticken, wenn es nicht vorher auswandert. Das Norseewasser ist hingegen durch die Gezeitenbewegungen homogen durchmischt. Das kalte nährstoffreiche Wasser wird jedoch vor allem durch die globalen Meeresströmungen wieder an die Oberfläche gebracht. Bis das an den Polen oder in den Subtropen abgesunkene Oberflächenwasser wieder an die Oberfläche gelangt und das Förderband wieder seinen Ursprung erreicht, sollen oftmals 1000 Jahre vergehen. Um diese Bewegungen zu verstehen, sollte man noch einmal die Bewegungen des Wassers durch den Einfluss der Winde verstehen. Streicht der Wind über die obersten Wasserschichten, so überträgt er durch Impulskraft seine Energie auf die oberflächennahen Wasserteilchen und diese Wasserteilchen an der Oberfläche fangen an sich in eine Richtung zu bewegen. Trifft diese Bewegung auf Land oder auf andere Teilchen die aus einer anderen Richtung eintreffen, können zu einer Neigung der Meeresoberläche führen und damit zu horizontalen Druckunterschieden. Wasser besitzt die Neigung vom hohen zum tiefen Druck zurück zu fließen. 
Meeresspiegelneigungen entstehen aber auch durch räumliche Unterschiede der Winde, wodurch das Wasser aufeinander zufließt oder auseinander getrieben wird. Im ersten Falle führt dies zu einer Druckerhöhung und im zweiten sinkt der Druck, bis er wieder auf eine Gegenbewegung trifft. So entstehen auch auf den Meeren selber Berge und Täler und die daraus resultierenden Druckgefälle führen zu einer Wasserbewegung innerhalb der Ozeane und dadurch zu ausgeprägten Strömungen, wie wir sie gerade um den Komodo Nationapark herum stark an der Oberfläche sehen können. Strudel entstehen und lassen zum Beispiel das Wasser in die Tiefe absinken oder aus der Tiefe aufsteigen, je nachdem wie sich die Druckverhältnisse verändern, was auch mit den Gezeiten zusätzlich zusammentreffen kann. All die Bewegungen werden zusätzlich von den sogenannten Korioliskräften überlagert, die durch die Drehung der Erde um die eigenen Achse bedingt werden. Die Strömungen dieser Erde drehen sich dabei auf der nördlichen Hemisphäre im Urzeigersinn nach rechts und auf der südlichen Hemisphäre wie in Indonesien drehen sich die Strömungen entgegen dem Urzeigersinn nach links. Wenn, wie in Komodo die Kräfte durch den Druckgradienten und die Corioliskraft im Gleichgewicht sind, strömt das Wasser nicht vom hohen zum tiefen Druck, sondern z.B. um ein Gebiet mit hohem Druck (einem Hügel auf der Meeresoberläche) herum. Auch durch die Windreibung wird die Corioliskraft an der Oberfläche abgelenkt und das Wasser weicht dann auf der Südhalbkugel um 45 Grad nach links der Corioliskraft aus. Das kann zu sehr starker Wasserbewegung führen, weil hier auch verschiedene Strömungen aufeinander treffen, die worher voneinander weg getrieben worden sind. Starke Strudelbilung lässt sich bereits an der Oberfläche erkennen, die einer Waschküche gleicht. Meereströmungen sind aber auch neben Corioliskraft, Strömungen, Wind, Reibung von der Form der Küste (z.B viele kleine Inseln) und vom Meeresboden beeinflusst. So ist z.B. die Meeresoberläche zwischen dem Westwindgürtel der mittleren Breiten und den Passaten der Subtropen in allen Ozeanen aufgewölbt. Die Strömungen laufen darum herum und können nicht hindurch passieren, was zu einem großen subtropischen Wirbel in der Wasserbewegung führt. Diese Wölbungen verhalten sich dann wie Küsten und durch die resultierende Schichtung des Wassers können die Druckgradienten an der Oberfläche denen in der Tiefe entgegengerichtet sein. Unterströmungen sind die Folge, die in entgegengesetzte Richtung zum Oberflächenwasser in der Tiefe fließen! Indonesien ist aber auch direkt und indirekt durch den antarktischen Zirkularpolstrom beeinflusst, der den antarktischen Kontinent umrundet. Bei der kontinuierlichen Anfachung durch den Wind würden den Zirkularpolstrom ins Unendliche anwachsen lassen, aber die internen Druckgradienten lassen die Strömungen und ihre Energie auch wieder abweichen. Zwischen dem warmen Wasser der Subtropen und dem kalten Wasser in der Antarktis bilden sich dann starke Temeraturunterschiede aus. Mit diesen Fronten sind meridionale Druckgradienten und damit eine zonale Strömung verbunden. Es entstehen Vertikalbewegungen und Überschiebungen an den Fronten, die zu hoher biologischer Aktivität beitragen. Genauso auch die küstenparallelen Winde welche, abgelenkt von den Corioliskräften, Wasser von der Küste abdrängen und gleichzeitig Wasser aus tieferen Regionen an die Wasseroberfläche aufsteigen lassen und viele Nährstoffe nach oben mitbringen. Dieser Auftrieb des kalten, nährstoffreichen Wassers bringt dem Phytoplankton die erwünschte Nahrung, die sie neben dem Sonnenlicht zum Wachsen benötigen. Durch diese Fotosynthese entsteht dann eine hohe Bio-Produktivität, die als Nahrung für ein formen- und artenreiches Paradies gelten und die komplette Nahrungskette versorgt.

Wir freuen uns darauf, zusammen mit Dir in Bali abzutauchen und auch mehr über die Faktoren, die das Leben im Meer bedingen, zu vermitteln.

Quelle:

Al Gore, "Eine unbequeme Wahrheit"

Ursula, Schauer, Gerd Rohardt, Eberhard Fahrenbach, "Die physikalische Umwelt Meer"

http://www.amedscubabali.com
https://cousteaudivers.wordpress.com/2018/05/04/tedx-talks/