Die Erwärmung des Ozeans

Der Ozean erwärmt sich nur sehr langsam und kühlt sich auch nur sehr langsam ab. Seine große Wärmekapazität hat zur Folge, dass 93 % der gegenwärtigen Erwärmung durch zusätzliche Treibhausgase vom Ozean aufgenommen wird. Der Ozean dämpft daher auch die Erwärmung der Atmosphäre durch den anthropogenen Treibhauseffekt.

Die Erwärmung des Ozeans

Die Zunahme der Treibhausgaskonzentration hat die im Erdsystem gespeicherte Wärme erhöht. Gewöhnlich wird das an der Erwärmung der Atmosphäre abgelesen. Aber der allergrößte Teil der zusätzlichen Energie, die zwischen 1971 und 2010 das Erdsystem erwärmt hat, nämlich ca. 93 %, geht in den Ozean.1 Der Ozean ist durch seine großes Volumen und seine hohe Wärmekapazität mit Abstand das größte Wärme-Reservoir im Klimasystem. Die Wärmeaufnahme durch den Ozean stellt daher einen Puffer bei Klimaänderungen dar und verlangsamt im gegenwärtigen Klimawandel deutlich die Erwärmungsrate der Atmosphäre.

Meeresoberflächentemperaturen

Bei der Wärmeaufnahme durch den Ozean besteht ein wichtiger Unterschied zwischen der Erhöhung der Meeresoberflächentemperatur und der des tieferen Ozeans. Die Meeresoberflächentemperatur (auch SST genannt nach engl. Sea Surface Temperature) ist die Wassertemperatur der oberen Ozeanschicht. Die Tiefe der Schicht ist nicht genau definiert und beträgt zwischen einigen cm bis einigen m. Sie ist aber zu unterscheiden von der Lufttemperatur über der Meeresoberfläche. Die Meeresoberflächentemperatur ist primär durch die Sonneneinstrahlung und die Temperatur der Atmosphäre bestimmt. Eine modifizierende Rolle spielen aber auch die Meeresströmungen. Entsprechend zeigt sich einerseits eine deutliche Temperaturabnahme vom Äquator zu den höheren Breiten. Andererseits ergeben sich charakteristische Abweichungen von diesem Muster durch kalte bzw. warme Meeresströmungen. (Abb. 1)

Meeresoberflächentemperatur im Mittel der Sommermonate (JJA) 1961-1990 in °C
Abb. 1:
Meeresoberflächentemperatur im Mittel der Sommermonate (JJA) 1971-1990 in °C B1

Auffällig sind in dieser Hinsicht z.B. die relativ kühlen Temperaturen vor der Küste von Peru. Sie sind durch den kalten Humboldt-Strom verursacht, der aus höheren südlichen Breiten kaltes Wasser Richtung Äquator transportiert. Ähnlich wirken sich der Benguela-Strom vor der Westküste Südafrikas und der Kuroshio vor der Ostküste Japans aus. Eine noch deutlichere Abweichung von der breitenparallelen Temperaturveränderung ist im Nordatlantik zu erkennen. Vor der europäischen Nordwestküste ist das Oberflächenwasser bis weit nach Norden relativ warm. Dafür sind der Golfstrom und seine Fortsetzung, der Nordatlantik-Strom, verantwortlich, die warmes Wasser aus dem Golf von Mexiko bis vor die Küsten Norwegens transportieren, wovon der gesamte europäische Kontinent profitiert.

Änderung der Meeresoberflächentemperatur im globalen Ozean 1993 bis 2015
Abb. 2:
Veränderung der Meeressoberflächentemperatur 1880 bis 2008B2

Da das Meer an seiner Oberfläche in unmittelbarem Kontakt mit der Atmosphäre steht, beeinflussen deren Temperaturänderungen auch die Temperaturen der Meeresoberfläche.3 Ähnlich wie bei den Temperaturen der Atmosphäre zeigt sich bei den Meeresoberflächentemperaturen ein deutlicher Anstieg vom Beginn des 20. Jahrhunderts bis ca. 1940, dann eine leichte Abnahme und seit den 1970er Jahren wieder ein sehr deutlicher Anstieg (Abb. 2). Da Wärme an tiefere Schichten weitergegeben wird, steigt die SST weniger stark an als die der Atmosphäre. Dabei entwickeln sich die Temperaturen in den einzelnen Ozeanen durchaus unterschiedlich. Im Pazifik spielt für Temperaturschwankungen das ENSO-Phänomen eine wichtige Rolle, im Atlantik die Thermohaline Zirkulation (s.u.). So gab es im nördlichen Atlantik zwischen ca. 1930 und ca. 1965 einen deutlichen Erwärmungstrend, der sich in den anderen Ozeanen so nicht findet. In den letzten 10 bis 20 Jahren zeigt sich eine deutliche Erwärmung allerdings in allen Ozeanen.4

Ozeanerwärmung zonal


Abb. 3: Mittlere zonale Temperaturveränderung des Ozeans bis zu einer Tiefe von 700 Metern 1971-2010 in °C pro Jahrzehnt; schwarze Linien: zonale Mitteltemperaturen in °CB3

Neben den mit dem Klimawandel im Zusammenhang stehenden Temperaturänderungen gibt es  natürliche Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur wie die bereits erwähnten Schwankungen im Pazifik und Atlantik. So finden sich großräumige Abkühlungs- und Erwärmungsphasen bei den Meeresoberflächentemperaturen im Nordatlantik, die durch die Atlantische Multidekadische Oszillation (AMO) bedingt sind, welche zumindest teilweise von der thermohalinen Zirkulation bzw. Meridionalen Umwälzzirkulation (MOC) angetrieben wird.

Pazifischen Dekaden Oszillation


Abb. 4: Temperatur-Index der Pazifischen Dekaden Oszillation, gemittelt über die Monate Mai bis SeptemberB4

Ähnliche Temperaturschwankungen wie im Nordatlantik gibt es auch im Pazifik. Eine Ursache ist die erwähnte El-Niño-Southern-Oscillation (ENSO). So war z.B. 1998 deshalb ein außergewöhnlich warmes Jahr, weil der stärkste je gemessenen El Niño die Temperaturen weltweit nach oben getrieben hat. Bei einem El Niño wird durch Umverteilung von Wassermassen im Pazifik kaltes Auftriebswasser im östlichen tropischen Pazifik unterdrückt und durch warmes Wasser aus dem westlichen Pazifik ersetzt. Bei einer La-Niña-Phase ist es umgekehrt: Kaltes Auftriebswasser gelangt vor der südamerikanischen Westküste vermehrt an die Oberfläche und breitet sich nach Westen aus. Seit dem Jahr 2000 gab es kein größeres El-Niño-Ereignis; vielmehr dominierten im tropischen Pazifik die kühlen La-Niña-Zustände. Außerdem spielt im Pazifik eine Schwankung eine Rolle, die als Pazifische Multidekaden Oszillation (PDO) bezeichnet wird. Die Mechanismen sind noch wenig verstanden. Seit den späten 1970er Jahren zeigt der PDO-Index einen positiven Trend, der sich seit der Jahrhundertwende dann aber negativ entwickelt hat. Zusammen mit den vorherrschenden La-Niña-Zuständen könnte die PDO durchaus nennenswert zu den kühleren Meeresoberflächentemperaturen seit ca. 2000 beigetragen haben.3

Der tiefere Ozean

Die Erhöhung der SST wird auch an die tieferen Schichten der Wassersäule weitergegeben (Abb. 3 und 5). Die mittlere Temperatur der oberen 700 m Wasserschicht hat sich z.B. von 1961 bis 2003 um 0,1 °C erhöht.4 Trotz dieser geringen Temperaturerhöhung hat der Ozean wesentlich mehr von der zusätzlichen Wärme durch die Treibhausgase aufgenommen als die Atmosphäre. Die gesamte Energie, die dem Klimasystem durch den zusätzlichen Treibhauseffekt zugeführt wird, ist sogar zu mehr als 90 % vom Ozean absorbiert worden, der damit 20 Mal mehr Wärme aufgenommen hat als die Atmosphäre (weitere Energie ist durch die Erwärmung des Gesteins und das Schmelzen von Eis aufgebraucht worden). Der Grund liegt in der 1000 Mal größeren Wärmekapazität des gesamten Ozeans im Vergleich zur Atmosphäre. Der erstaunliche Faktor 1000 kommt dadurch zustande, dass die Gesamtmasse des Ozeans die der Atmosphäre um mehr als das 250fache übertrifft und die Wärmekapazität des Meerwassers vier Mal so groß ist wie die der Luft.5 Das bedeutet, dass eine Erwärmung des gesamten Ozeans um 0,1 °C einer Erwärmung der Atmosphäre um 100 °C entsprechen würde, falls die Wärme unmittelbar vom Ozean in die Atmosphäre überführt werden würde.

Erwärmung des Ozeans 1955-2018
Abb. 5:
Ozeanerwärmung in den oberen 700 m für die Zeit 1955 bis März 2018. Rot: 3-Monatsmittel, schwarz: Jahresmittel, blau: 5-Jahresmittel.B5

Zwischen 1971 und 2010 hat die Erde durch den Anstieg der Treibhausgaskonzentration eine Energiemenge von 274 ZJ (1 Zettajoule= 1021 Joule ) gewonnen. 93 % dieser Energiemenge ist im Mittel über den Zeitraum 1971-2010 in den Ozean gegangen. Der obere Ozean (0-700 m) hat 64 %, der tiefere (700-2000) 29 % aufgenommen. 3 % sind in das Schmelzen von Eis eingegangen, ebenfalls 3 % durch die Erwärmung der Landoberfläche der Kontinente und 1 % durch die Erwärmung der Atmosphäre.4 Die Erwärmung bis 2000 m Tiefe des Weltozeans hat zwar zwischen 1955 und 2010 nur 0,09 °C betragen. Würde man jedoch die 24x1022 Joule, die diese Erwärmung bewirkt haben, auf die unteren 10 km der Atmosphäre übertragen, würde sich diese Atmosphärenschicht um 36 °C erwärmen.5 Der erstaunliche Unterschied kommt dadurch zustande, dass die Gesamtmasse des Ozeans die der Atmosphäre um mehr als das 250fache übertrifft und die Wärmekapazität des Meerwassers vier Mal so groß ist wie die der Luft.

Ein Vergleich moderner Daten mit der Messkampagne der HMS Challenger im Zeitraum 1872-1876 über die letzten 135 Jahre zeigt eine mittlere Erwärmung von 0,33 °C in den oberen 700 Metern Wasserkörper.6. Auch seit den 1950er Jahren zeigt die Erwärmung des tieferen Ozeans einen deutlichen Trend, der im Wesentlichen auf die Zunahme von Treibhausgasen in der Atmosphäre zurückgeführt werden kann, also anthropogen bedingt ist.7 Es spielen offensichtlich aber auch natürliche Ursachen eine Rolle, wie die Schwankung von Jahrzehnt zu Jahrzehnt zeigt, die wahrscheinlich mit dynamischen Prozessen des Ozeans zusammenhängt. So hat es eine deutliche Erwärmung von 1969 bis 1980 gegeben, danach eine Abkühlung bis 1985, auf die wieder eine Erwärmung bis zu Beginn des neuen Jahrhunderts folgte.

2019 war für den globalen Ozean das wärmste je gemessene Jahr. In den oberen 2000 m lag der Wärmegehalt um 228 Zetta Joule (1 ZJ=1021 Joule) über dem Mittel von 1981-2010 und 25 ZJ über dem Vorjahr 2018. Die letzten 5 Jahre waren die wärmsten Ozean-Jahre seit Beginn der Messungen, und zwar in der folgenden Reihenfolge: 2019 (228 ZJ über 1981-2020), 2018 (203 JZ), 2017 (193 ZJ), 2015 (185 ZJ) und 2016 (180 ZJ). Wichtiger als die Erwärmung in einem Jahr sind jedoch die Langzeit-Trends. Während der Periode 1955-1986 hat sich der Ozean relativ konstant um 2,1 ZJ/Jahr erwärmt, 1987-2019 waren es dagegen 9,4 ZJ/Jahr, eine Steigerung um ca. 450%. Neue Daten erlauben, die Erwärmung von der Meeresoberfläche bis auf den Meeresboden zu bestimmen. Sie zeigen von 1960 bis 2019 eine Erwärmung um 370 ZJ. Davon fielen 41% auf die oberen 300 m, 21,5% auf die Schicht 300-700 m, 28,6% auf 700-2000 m und 8,9% auf die Wassersäule unter 2000 m. Die Erwärmung war über alle Weltmeere verteilt. Der Atlantische Ozean und der Südliche Ozean erwärmten sich jedoch stärker als die Übrigen Ozeanbecken. Der Südliche Ozean nahm mit 35-43% der globalen Ozeanerwärmung zwischen 1970 und 2017 am meisten Wärme auf.8

Die verstärkte Erwärmung der Weltmeere ist verantwortlich für das vermehrte Auftreten von marinen Hitzewellen und stellt ein hohes Risiko für Ökosysteme und Fischerei dar. Außerdem verstärkt die den globalen Meeresspiegelanstieg und ist mitverantwortlich für Schmelzen von Meereis und angrenzendes Landeis. Die höheren Temperaturen des Oberflächenwassers verstärkt außerdem die Verdunstung, woraus eine erhöhte Luftfeuchtigkeit und die Zunahme von Starkniederschlägen und Überschwemmungen folgen. Auch die Intensität von Dürren und Waldbränden wird davon beeinflusst.

Projektionen

Änderung der Meeresoberflächentemperatur bis 2100 nach dem Szenario RCP8.5 in °C

Abb. 7: Änderung der Meeresoberflächentemperatur 2070-2099 im Vergleich zu 1961-1990 nach dem Szenario RCP8.5 in °CB6

Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird die stärkste Erwärmung des Ozeans in den oberen paar hundert Metern erwartet. Nach Modellrechnungen wird sich bei dem Szenario RCP2.6 die Temperatur der oberen Schicht bis 1 km Tiefe um 0,5 °C und nach dem Szenario RCP8.5 um 1,5 °C bis 2100 erhöhen. Am stärksten wird dabei die Erwärmung in den tropischen und subtropischen Gebieten ausfallen.9 Dabei werden sich die Regionen mit einer SST zwischen 26 °C und 30 °C, die geeignet sind, tropische Wirbelstürme entstehen zu lassen, in allen drei Ozeanen deutlich ausdehnen.

Regional gibt es zwei zentrale Muster der Erwärmung der SST: einen deutlichen Höhepunkt am Äquator und einen deutlichen Unterschied zwischen den nördlichen und südlichen Subtropen (Abb. 7).10 Für die geringere SST-Zunahme in den Subtropen wird eine Zunahme der Windgeschwindigkeit der Passate angenommen, die eine Dämpfung der SST-Zunahme bewirkt, während die sich kaum verändernden tropischen Winde nur einen geringen Einfluss besitzen. Außerdem nimmt die Verdunstung, die einen Abkühlungseffekt besitzt, in den Subtropen stärker zu als in den Tropen. Die Verdunstung wiederum ist abhängig von der SST, der Windgeschwindigkeit und der relativen Feuchte. Das zweite Muster zeigt eine um 0,5 °C höhere SST-Zunahme in den nördlichen im Vergleich zu den südlichen Subtropen. Als Ursache wird ein höherer Anstieg der Verdunstung in den südlichen Subtropen angenommen, der dadurch bedingt sei, dass die Windgeschwindigkeit der Südostpassate durch den Klimawandel um 0,3 m/sec zunehmen wird, während die Nordostpassate sich leicht abschwächen.

In den mittleren Breiten spielt der Einfluss der Atmosphäre eine wesentlich geringere Rolle. Wichtiger für die Muster der SST-Erwärmung sind hier die Ozeanströmungen und ihr Wärmetransport.10

Anmerkungen:
1. IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Box 3.1
2. Ältere von Schiffen und Bojen gemessene Daten beziehen sich auf die oberen Meter des Wasserkörpers, Satellitendaten seit 1979 auf dessen "Haut".
3. MetOffice (2013): The recent pause in global warming (2): What are the potential causes?
4. IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Box 3.1
5. Levitus, S., et al. (2012): World ocean heat content and thermosteric sea level change (0–2000 m), 1955–20, Geophysical Research Letters 39, doi:10.1029/2012GL051106
6. Roemmich, D., W.J. Gould and J. Gilson (2012): 135 years of global ocean warming between the Challenger expedition an the Argo Programme, Nature Climate Change 2, 425–428, DOI: 10.1038/NCLIMATE1461

7. Hegerl, G.C., Bindoff, N.L. (2005): Warming of the World's Oceans, Science 309, 254-255
8. Cheng, L., et al. (2020): Record-setting ocean warmth continued in 2019. Adv. Atmos. Sci., 37(2), 137−142, https://doi.org/10.1007/s00376-020-9283-7
9. IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 12.4.7
10. Xie, S.-P., C. Deser, G.A. Vecchi, J. Ma, H. Teng, and A.T. Wittenberg (2010): Global warming pattern formation: Sea surface temperature and rainfall. Journal of Climate 23, 966–986

Bildquellen:
B1. Visualisiert mit Panoply, Daten nach: CMIP5 simulations of the Max Planck Institute for Meteorology (MPI-M) based on the MPI-ESM-LR model: The decadal 1960, 1970 and 1980 experiment; Lizenz: CC BY-SA
B2.
von Schuckmann, K., et al. (2016): The Copernicus Marine Environment Monitoring Service Ocean State Report, Journal of Operational Oceanography, 9:sup2, s235-s320, DOI: 10.1080/1755876X.2016.1273446
Lizenz: CC BY-NC-ND
B3.  IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Figure 3.1 (b); Lizenz: Lizenzbestimmung des IPCC: Reproduction of limited number of figures or short excerpts of IPCC material is authorized free of charge and without formal written permission provided that the original source is properly acknowledged, with mention of the complete name of the report, the publisher and the numbering of the page(s) or the figure(s). Permission can only be granted to use the material exactly as it is in the report.
B4. NOAA Fisheries: Pacific Decadal Oscillation (PDO). Lizenz: public domain
B5. NOAA (2019): Global Ocean Heat and Salt Content; Lizenz: NOAA public domain
B6. Änderung der Meeresoberflächentemperatur 2070-2099 im Vergleich zu 1961-1990 nach dem Szenario RCP8.5 in °C; Visualisiert mit Panoply, Daten nach: CMIP5 simulations of the Max Planck Institute for Meteorology (MPI-M) based on the MPIESM-MR model: The rcp85 experiment, served by ESGF

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