S16.1 Der Einfluss von Raum- und Zeitskalen auf Probenahme und Instrumentierung

Die Zeit- und Raumskalen physikalischer ozeanographischer Phänomene wurden in Kapitel 1 zusammengefasst (Abbildung 1.2). Die Anforderungen an die Datenerfassung zur Untersuchung von Bewegungen mit so vielen zeitlichen und räumlichen Variationen sind anspruchsvoll und erfordern eine große Vielfalt von Probenahmeverfahren. Wie in Kapitel 6 beschrieben, erfordern Studien auf fast jeder Skala eine Mittelwertbildung oder Filterung, um Raum- und Zeitskalen zu entfernen, die nicht von Interesse sind. Es ist jedoch nicht möglich, jeden Raum und jede Zeitskala zu messen, um perfekte Durchschnittswerte und Statistiken zu erstellen. Daher müssen Ozeanographen, die Beobachtungen durchführen, die Fehlerquellen und Unsicherheiten verstehen, die auf instrumentelle oder stichprobenartige Beschränkungen oder auf Signale mit unterschiedlichen Frequenzen und Wellenlängen zurückzuführen sein können.

So wurden und werden zum Beispiel traditionelle Tiefseeprofile (Abschnitt S16.4) von Forschungsschiffen aus erstellt, um die allergrößten räumlichen und zeitlichen Skalen der Ozeanzirkulation und der Verteilung von Eigenschaften zu untersuchen. Sie sind nach wie vor die einzige Möglichkeit, die Tiefsee mit hoher Genauigkeit zu vermessen, und die einzige Möglichkeit, die meisten chemischen Messungen durchzuführen. Eine ozeanographische Tiefenstation kann bis zu drei Stunden und ein Querschnitt durch einen Ozean bis zu zwei Monate dauern, was die Interpretation einschränkt. Die einzelnen, weit voneinander entfernten Profile können zum Beispiel nicht zur Untersuchung von Gezeiten, internen Wellen oder Wirbeln verwendet werden, aber diese und andere Bewegungen kleineren Ausmaßes beeinflussen die Messungen der einzelnen Stationen. Es gibt jedoch nützliche Möglichkeiten, die Daten so zu verarbeiten und zu analysieren, dass sie zur Untersuchung der großen Raum- und Zeitskalen von Interesse verwendet werden können.

Als zweites Beispiel messen Satellitenhöhenmesser (Abschnitt S16.9.9) die Höhe der Meeresoberfläche, indem sie jeden Punkt der Meeresoberfläche alle ein oder zwei Wochen überfliegen. Die Höhe der Meeresoberfläche hängt von mehreren Faktoren ab: der Ozeanzirkulation, den Oberflächenwellen und den Gezeiten, der Ausdehnung und Kontraktion aufgrund von mehr oder weniger Wärme oder Salz im Wasser und der ungleichmäßigen Verteilung der Masse in der festen Erde (Schwankungen des Geoids). Das Geoid, das sich zeitlich nicht verändert, dominiert das altimetrische Signal. Daher sind die zeitabhängigen Altimetriemessungen sehr nützlich, da sie wichtige Informationen über die zeitabhängige „Mesoskala“ (Dutzende bis Hunderte von Kilometern) und die großräumige Zeitabhängigkeit der Meeresoberflächenhöhe liefern, die mit Veränderungen der großräumigen Zirkulation, Klimaschwankungen wie El Niño und dem globalen Anstieg des Meeresspiegels zusammenhängen.

Die Interpretation der Altimetriemessungen bei thermischer Ausdehnung erfordert Informationen über die Temperatur- und Salzgehaltsstruktur unter der Oberfläche, die ein Satellit nicht sehen kann. Daher werden In-situ-Messungen mit Altimetrie kombiniert. Da die verschiedenen Datensätze in Bezug auf die Häufigkeit und den Ort der Probenahme nicht übereinstimmen, stellt die Kombination eine große Herausforderung für die Datenanalyse dar, die in jüngster Zeit durch den Einsatz der Datenassimilation gelöst wurde (Abschnitt 6.3.4). Ein drittes Beispiel aus der Altimetrie: Die vielen Tage, die zwischen den Satellitenüberflügen über einen bestimmten Ort liegen, bedeuten, dass kürzere Zeitskalen, z. B. aufgrund von Gezeiten, bei jedem Satellitenüberflug zu unterschiedlichen Zeitpunkten in ihren Zyklen gemessen werden. Dieses „Aliasing“ führt zu einer falschen langen Zeitskala (Abschnitt 6.5.3). Bei der Wahl der Satellitenumlauffrequenz und der Interpretation der Daten wird sehr sorgfältig darauf geachtet, dass diese kürzeren Zeitskalen richtig behandelt werden, um sie so weit wie möglich aus den längeren Zeitskalen zu entfernen.

Wenn man sich der Beobachtung der großräumigen Zirkulation vom oberen bis zum unteren Ende des Ozeans zuwendet, die im Mittelpunkt dieses Textes steht, könnte man meinen, dass der Einsatz zahlreicher Instrumente, die die Strömungen direkt messen, der beste Ansatz wäre. Jahrhunderts wurde ein globales Programm (Argo, beschrieben in Abschnitt S16.5.2) zur kontinuierlichen Überwachung der Geschwindigkeit in der Wassersäule gestartet, bei dem relativ preiswerte unterirdische Schwimmer eingesetzt werden, die den unterirdischen Strömungen (meist in einer einzigen Tiefe) folgen und in regelmäßigen Abständen an Satelliten berichten. Dieses Programm hat die Beobachtung des Ozeaninneren bereits revolutioniert, vor allem wegen der Temperatur- und Salzgehaltsprofile, die bei jeder Fahrt zur Oberfläche gesammelt werden und die in zehntägigen Abständen standardisiert wurden; die Geschwindigkeitsdaten wurden bisher weniger genutzt. Ein weltweiter Einsatz von Oberflächendriftern erreicht das gleiche Ziel an der Meeresoberfläche (Abschnitt S16.5.1). Diese ozeanweiten Lagrangian-Probenahmeverfahren waren vor Beginn der globalen Satellitenkommunikation nicht möglich, und es ist immer noch unerschwinglich, den Ozean in allen Tiefen zu instrumentieren. Strömungsmesser, sowohl mechanische als auch akustische, messen die Strömung an einem bestimmten Punkt mehrere Jahre lang direkt; sie wurden nach den 1950er Jahren entwickelt und in großem Umfang eingesetzt. Strömungsmesser liefern Informationen über die Geschwindigkeit (Geschwindigkeit und Richtung) des Wassers nur in der Nähe des Standorts (zeitlich und räumlich) des Instruments selbst; die Erfahrung zeigt, dass große Geschwindigkeitsschwankungen über kleine Entfernungen und in kleinen Zeitabständen auftreten können. Wegen dieser räumlichen Ausdehnung und der hohen Kosten für den Einsatz von Strömungsmessern hat es sich nicht als möglich erwiesen, den Ozean flächendeckend zu instrumentieren. Strömungsmesser werden heute vor allem in gut definierten Strömungen von nicht mehr als einigen hundert Kilometern Breite oder in bestimmten Zielgebieten eingesetzt, um alle zeitlichen Skalen (das gesamte Zeitspektrum) in diesem Gebiet zu erfassen, manchmal über viele Jahre hinweg. Alle direkten Messungen der unterirdischen Strömungen haben nur einen kleinen Teil unseres Wissens über die Ozeanzirkulation geliefert. Andererseits liefern sie dort, wo sie verwendet wurden, unschätzbare Informationen, zum Beispiel zur Quantifizierung des Gesamttransports und der Schwankungen starker, relativ schmaler Strömungen wie des Golfstroms oder des Kuroshio.

In Ermangelung ausreichender direkter Messungen von Meeresströmungen verwenden Ozeanographen, die die Zirkulation untersuchen, indirekte Methoden. Eine der ältesten und nach wie vor weit verbreiteten Methoden ist die geostrophische oder dynamische Methode, die die horizontale Druckverteilung mit den horizontalen Strömungen in Beziehung setzt (Abschnitt 7.6). Die meisten Strömungen mit einer Zeitskala von mehr als ein paar Tagen (außer am Äquator) befinden sich im geostrophischen Gleichgewicht, d. h. in einem Gleichgewicht zwischen der horizontalen Druckänderung (Gradient) und der Corioliskraft. Die geostrophische Geschwindigkeit steht senkrecht zur Richtung des Druckgradienten aufgrund der Erdrotation. Die Druckverteilung hängt von der Höhe der Meeresoberfläche und dem vertikalen Profil der Dichte des Meerwassers auf einem bestimmten Breiten- und Längengrad ab. Die wichtigste Methode zur Kartierung der Ozeanzirkulation war daher die Messung der Temperatur- und Salzgehaltsverteilung des Ozeans. Anschließend wird die Dichteverteilung berechnet, aus der sich der horizontale Druckgradient in jeder Tiefe ergibt, wobei der Druckgradient in einer bestimmten Tiefe (die aufgrund der Oberflächenhöhe auch die Oberfläche sein kann) vorausgesetzt wird. Anschließend werden die geostrophischen Strömungen berechnet.

Der Schritt der Schätzung des Druckgradienten in einer Tiefe ist angesichts des allgemeinen Mangels an verteilten Geschwindigkeitsbeobachtungen nicht trivial. (Die in den 1990er Jahren begonnenen Einsätze von Schwimmern unter der Oberfläche wurden zunächst durch die Bereitstellung eines solchen Geschwindigkeitsfeldes in einer Tiefe motiviert.) Der traditionelle Ansatz bestand darin, die Massenerhaltung innerhalb der Ozeanregionen vorauszusetzen und dann auf der Grundlage der Abbildung von Eigenschaftsverteilungen innerhalb des Ozeans fundierte Vermutungen über die Geschwindigkeitsverteilung in einer bestimmten Tiefe anzustellen. „Umgekehrte Methoden“ (eingeführt, aber nicht entwickelt in Abschnitt 6.3.4) formalisieren die Verwendung von Einschränkungen, die auf der Massenerhaltung und der Verteilung von Eigenschaften beruhen, die durch die Vermischung beeinflusst werden.

Einige Wassereigenschaften sind auch inhärente Indikatoren für die Zeit (Abschnitte 3.6 und 4.7). Dazu gehören Tracer, die biologisch aktiv sind und an bestimmten Orten zurückgesetzt werden. So wird beispielsweise der Sauerstoffgehalt durch den Kontakt mit der Atmosphäre in der Oberflächenschicht gesättigt und dann von Bakterien in der Wassersäule verbraucht, wodurch sich ein grobes Alter für ein bestimmtes Wasserpaket ergibt. Die eingebaute Uhr des radioaktiven Zerfalls in transienten Tracern ist vielversprechender, da sie unabhängig von der physikalischen und biologischen Beschaffenheit der Umwelt ist. Anthropogene Tracer wie Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) wurden von der Menschheit in das Erdsystem eingebracht. Wenn die Geschichte ihrer Freisetzung in die Umwelt bekannt ist, wie es bei den FCKW der Fall ist, dann sind sie nützliche Indikatoren für die Wege, die das Oberflächenwasser auf seinem Weg ins Innere des Ozeans nimmt.

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