Exkursions-Bericht: Maritime Meteorologie · Beaufort 30 Landseewind 33 Wasserhaushalt 35...

Exkursions-Bericht:Maritime Meteorologie

Institut für Meteorologie und KlimatologieLeibniz Universität Hannover

24. bis 28. Mai 2010

Teilnehmer

Teilnehmer

Veranstaltendes Institut:

Institut für Meteorologie und KlimatologieGottfried Wilhelm Leibniz Universität Hannover

Herrenhäuser Str. 230419 Hannover

Teilnehmer:

Prof. Günter GroßDr. Micha Gryschka

Ludwig BensingLennart BöskeHendrik BrastAlexandra BrökerSonja DrükeAlina FiehnKathrin GrawTobias Gronemeier

Robert GüntherFabian HoffmannKatrin HundeshagenEsther QuadfliegDörte RöhrbeinTheresa RösnerManuela SauerMelanie SchneiderHannes SchulzMaren Weismüller

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Inhaltsverzeichnis

Inhaltsverzeichnis

Teilnehmer 3

Inhaltsverzeichnis 4

Vorwort 5

Route 6

Wetterbeobachtungen 7Wetterlage während der Segelexkursion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7Wettertabelle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8Wetterkarten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Verpflegung 11

Segelschiffe 13

Schiffsroutenberatung 16

Lagerraum 18

Geographie 21

Klima 23

Klimawandel 26

Beobachtungen 28

Beaufort 30

Landseewind 33

Wasserhaushalt 35

Meeresströmung 37

Meeresströmungsmessung 40

Gezeiten 43

Seegang 45

Sturmflut 47

Meereis 49

Vereisung 52

Framdrift 54

Impressionen 56

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Fabian Hoffmann, Katrin Hundeshagen, Esther Quadflieg, Theresa Rösner Vorwort

Vorwort

Dies ist der Exkursionsbericht der Segelex-kursion 2010. Er soll die vielen Erlebnisse undImpressionen festhalten, die wir während un-serer Fahrt mit der Twister in der dänischenInselwelt erlebten.

Am 24. Mai 2010 brachen wir zu unseremSegelabenteuer auf der Ostsee auf. Nach ei-ner entspannten Zugfahrt von Hannover nachKiel erreichten wir um 20 Uhr unser wichtigs-tes Utensil der Fahrt: Die Twister. Dieser lilafar-bende Zweimastschoner, der im Hafen der Kie-ler Förde lag, wurde in jener Woche unser stol-zes Zuhause. Wir schlossen die Twister mit ih-ren schneeweißen Segeln und den hochglanz-polierten Holzpaneelen schnell in unser Herz.

Das Oberste Kommando auf dem Schiff hat-ten Kapitän Andrej und Matrose Andreas. Allebefolgten ihre Anweisungen, auch – oder be-sonders gern – wenn es etwas unkonventionel-ler hieß: „Kopf in die Kuhlschrank!“

Es dauerte nicht lang bis die ersten Fach-begriffe der Schifffahrt verinnerlicht waren, sodass „Zwei Man an die Schot!“ oder „Du be-dienst die dritte Hand!“ völlig geläufige Auf-forderungen wurden.

Der erste Segeltag versprach windig zuwerden. Darüber war die Freude sehr groß– es wurde jedoch, je weiter sich die Twis-ter aufs offene Meer bewegte, etwas stillerauf dem stark schwankendem und schieflie-gendem Segelschiff. Bald hatte sich die Mehr-heit der Besatzung am Heck versammelt, dadort das Schiff nicht so stark schaukelte. Man-

chen reichte jedoch auch das nicht, und so wur-de das Schiff auch ausführlich, über die Relinggebeugt, von außen begutachtet. Als wir amAbend die dänische Insel Ærø erreicht hattenwar bei allen die Erleichterung groß.

Die nächsten Tage waren nicht mehr sowindig und so ging es etwas gemütlicher zu.Alle Häfen und Städte die wir mit der Twis-ter ansteuerten begeisterten uns mit ihrem ver-schlafendem Charme oder touristischen Attrak-tionen, wie z.B. der Museumshafen in Kappeln.Lagen wir dann sicher in einem der schönenHäfen, so wurde gemeinschaftlich gekocht, ge-speist, gespielt, gesungen und viel gelacht.Doch erst nach getaner Arbeit.

Auf der Tagesordnung standen neben SegelHissen das gemeinschaftliche Lauschen von Se-minarvorträgen, die jeder Exkursionsteilneh-mer vorbereitet hatte. Des Weiteren wurdenmehrmals täglich meteorologische Messungendurchgeführt und jeden Vormittag um 11 Uhrvon einer Gruppe der Seewetterfunk gehört,um im Anschluss die Wetterkarte zu analysie-ren.

Insgesamt war es eine eindrucksvolle Wo-che auf der Twister, die wir mit einer tollenTruppe erlebten! Vielen Dank an unsere Be-gleiter Dr. Micha Gryschka und Prof. GünterGroß, die uns diese unvergessliche Exkursionermöglichten.

Das Layout-Team

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Alina Fiehn, Hannes Schulz Route

Route

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Hendrik Brast, Ludwig Bensing, Maren Weismüller, Melanie Schneider Wetterbeobachtungen

Wetterbeobachtungen

Wetterlage während der Segelexkursion

Während unserer Segelexkursion auf derOstsee beobachteten wir das Wetter mit folgen-den Instrumenten: Handanemometer, schif-feigenes Wasserthermometer in 3m Wasser-tiefe, Aßmann-Aspirationspsychrometer, Kom-pass zur Bestimmung der Windrichtung undDosenbarometer. Unser mitgebrachtes Wasser-thermometer war für die Messung währendder Fahrt nicht geeignet, da es zu leicht warund dadurch während der Fahrt an der Was-seroberfläche hinterher gezogen wurde stattunterzutauchen. Die Messungen der Windrich-tung und Windstärke sind stark mit Fehlern be-haftet, da sinnvolle Windmessungen nur aufder Mastspitze durchgeführt werden können,wir aber nur die Möglichkeit hatten uns anDeck eine möglichst unbeeinflusste Messstellezu suchen. Messungen wurden um 10, 12, 14und 16 Uhr durchgeführt. Am Dienstag wurdenur eine Messung abends im Hafen durchge-führt, da es Dienstag sehr windig war und diedadurch bedingte zarte Konstitution der Seg-ler keine Messungen zuließen. Mit Hilfe desSeewetterberichts wurden die Wetterdaten indie Bodenwetterkarten eingetragen und diesedann analysiert. Durch die dadurch bedingtenlückenhaften Bodendaten war die großräumi-ge Analyse der Wettersituation schwierig, istaber trotzdem gut gelungen. Das Wetter wäh-rend unserer Segelexkursion verlief folgender-maßen:

Am Dienstag um 6:00 UTC lag ein Hoch-druckgebiet von über 1015hPa über Schott-land. Der Kern dieses Hochdruckgebietes ver-lagerte sich im Laufe der Woche über die Nord-see nach Südosten Richtung Polen. Am Diens-tag wurden wir stark von einem über Südost-schweden liegenden Tief und der dazugehö-

rigen Okklusionsfront beeinflusst. Der Windewehte mit Beaufort 7, in Böen 8 (laut See-wetterbericht), wiederholt traten Schauer auf.Das Tief zog im Laufe der Nacht nach Nord-osten ab und wir gelangten am Mittwoch un-ter den Einfluss des Hochdruckgebietes überSchottland, welches sich über die Nordsee ver-lagert hatte. Der Wind wehte morgens nochmäßig und nahm dann im Laufe des Tages ab.Er wehte aus Nordwest, wobei der Wind nach-mittags so schwach wurde, dass Segeln nichtmehr sinnvoll erschien und die letzte Stundeder Fahrt bis zum Hafen mit Hilfe des Motorszurückgelegt wurde. Es herrschte leichte Be-wölkung mit Cumuli und Cirren. Am Donners-tag verlagerte sich das Hochdruckgebiet wei-ter nach Südosten und lag mit seinem Kernüber der Grenze zwischen Deutschland undPolen. Es bildete sich ein kleiner Hochdruck-keil über Jütland aus, in dessen Einfluss derWind in unserem Segelrevier auf Nordost dreh-te und nur schwach wehte. Abermals herrschteBewölkung mit Cirren und Cumuli mediocris,die sich im Laufe des Tages zu Cumulonim-ben calvus entwickelten. Am Donnerstagabendentwickelten sich aus der konvektiven Bewöl-kung Schauer. Am Freitag gelangten wir dannauf der Rückseite des nach Polen abgezogenenHochs in den Einfluss eines über der Nordseeentstandenen schwachen Tiefs, dessen Okkul-sionfront mittags über unser Segelrevier zog.Der Wind frischte dadurch im Laufe des vor-mittags auf, wehte aus südlichen Richtungenund drehte mit Durchzug der Font auf west-liche Richtungen. Schauer traten in der rück-seitig kühleren Luft dann glücklicherweise erstnachmittags nachdem wir bereits im Kieler Ha-fen lagen auf.

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Wetterkarten

Abbildung 1: Di 25.05.10, 6:00 UTC, Boden

Abbildung 2: Mi 26.05.10, 6:00 UTC, Boden

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Abbildung 3: Do 27.05.10, 6:00 UTC, Boden

Abbildung 4: Fr 28.05.10, 6:00 UTC, Boden

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Lennart Böske, Kathrin Graw, Tobias Gronemeier Verpflegung

Verpflegung

Dienstag, 25.05.2010

Vorspeise:Pizzasuppe

Hauptgericht:Fisch in Sahnesoße mit Kartoffelbrei und grünen Bohnen

Nachtisch:Schokopudding, Apfelmus, Pfirsichfüllung der Blätterteigtaschen

——Mittwoch, 26.05.2010

Vorspeise:Tomate-Mozzarella an Basilikum und Öl

Hauptgericht:Putenbrust in Zwiebel-Sahne-Soße mit Reis und Kaisergemüse

Nachtisch:Obstsalat mit Vanillequark

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Lennart Böske, Kathrin Graw, Tobias Gronemeier Verpflegung

Donnerstag, 27.05.2010

Vorspeise:Tomatensuppe

Hauptgericht:Nudel-Gemüse-Auflauf mit Schinkenstreifen und als Beilage: Salat

Nachtisch:Erdbeer-Bananen-Milchshake garniert mit einer Physalis

——täglich

ausgiebiges Frühstück und dem Wetter entsprechendes Mittagessen

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Sonja Drüke Segelschiffe

Segelschiffe

Geschichte

Die ersten Segelschiffe mit einem Mast und ei-nem Rahsegel wurden bereits vor über 7000Jahren, so lässt es sich aus den Zeichnungenauf Totenurnen aus Luxor ableiten, von denÄgyptern genutzt. Mit ihnen wurden Frach-ten über den Nil, das Mittelmeer und das RoteMeer transportiert. Die Griechen und Phöni-zier entwickelten diese Segelschiffe weiter zuLastschiffen mit geräumigem Rumpf und zuGaleeren, die auch gerudert werden konnten.Auch die Römer verwendeten solche Segel-schiffe, doch bildeten sie in der Aufstellungder römischen Infrastruktur nur eine unterge-ordnete Rolle.

Abb. 1: Zeitliche Entwicklung der Segelschiffe

Das Wikingerlangschiff, das aus den Langschif-fen der Angelsachsen mit einem Mast und ei-nem Rahsegel entwickelt wurde, zeichnete sichdurch den schlanken doppelendigen Rumpfund eine funktionsfähige Takelage aus. Da mitdiesen Schiffen Geschwindigkeiten von bis zu20 Knoten erreicht wurden, konnten die Wikin-ger bei ihren Überfällen den Überraschungs-

effekt ausnutzen. Aus den breiteren, offenenHandelsschiffen der Wikinger entstanden dieHansekoggen, die ebenfalls nur einen Masthatten und das Rückgrat des Handels bildeten.Die nächste Entwicklungsstufe bildeten dieZwei- und Dreimaster, die gegen Ende des Mit-telalters sowohl in Spanien und Portugal (Ka-ravelle, mit denen Kolumbus und Magellan ih-re Entdeckungsreisen unternahmen) wie auchim Norden (Holk) gebaut wurden. Im 17. und18. Jahrhundert wurden Schiffe mit verfeiner-ten Besegelungen und größerem Tiefgang ent-wickelt. Diese konnten auch höher am Windgesegelt werden. Der Windjammer, als derneueste Segelschifftyp (seit etwa 1850), wur-de durch die manöverierbareren und schnelle-ren Dampf- und Motorschiffe abgelöst, so dassSegelschiffe heute in den meisten Regionen einreines Freizeitvergnügen sind.

Aufbau der Segelschiffe

Segelschiffe bestehen im Wesentlichen auseinem oder mehreren Rümpfen, den Segelnund dem Rigg. Der Rumpf wird entwederaus Stahl, Aluminium, glasfaserverstärktemnKunststoff oder Holz hergestellt und hat an derUnterseite meistens ein Kiel oder ein Schwert,mit dem die Abdrift des Schiffes verringert unddie Stabilität erhöht werden soll.

Abb. 2: Größen, die den Rumpf beschreiben

Zur Beschreibung des Rumpfes dienen dieGrößen „Länge der Wasserlinie“ w/l, „Brei-te der Wasserlinie“ b, „Länge über alles“ o/a,„Tiefgang“ d und „Freibord“ f . Die Länge derWasserlinie trennt das Über- vom Unterwas-serschiff, ist abhängig von der Beladung und

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beeinflusst die Geschwindigkeit des Schiffes.Der Zusammenhang wird über die Froude-ZahlFn = v√

g·w/lbeschrieben.

Segel werden anhand der Segelgrößen- undformen und ihrer Bedeutung unterschieden.Das bereits von den Ägyptern, Griechen, Rö-mern und Wikingern verwendete Rahsegel istein rechteckiges Segel, das quer zur Mittschiff-ebene am Mast angeschlagen wird. Mit Rahse-geln können besonderes bei achterlichem Wind(bei Vorwindkursen) hohe Geschwindigkeitenerreicht werden.Alle anderen Segelformen werden unter demOberbegriff Schratsegel zusammengefasst.Schratsegel werden in Längsschiffsrichtung an-gesetzt und mit ihnen ist ein Segeln am Wind(schräg gegen den Wind - max. 45◦) möglich.Zu den bekanntesten Segelunterformen gehö-ren das Hochsegel (früher: Bermudasegel) - esist dreieckig, wird an einem Mast oder einemStag gefahren und unten von einem Baum auf-gespannt - und das Gaffelsegel, das trapezför-mig ist und oben durch ein Rundholz gehaltenwird. Weitere Segelformen sind zum Beispieldas Lateinersegel, Luggersegel und Sprietse-gel.Früher wurde für die Segel Baumwolle ver-wendet, heute bestehen sie zumeist aus Poly-estergewebe oder bei Regattaschiffen auch ausAramidfasergeweben.

Abb. 3: verschiende Segelformen

Mast, Baum, das stehende sowie das laufendeGut zählen zu dem Rigg, auch Takelage ge-nannt. Der Hauptmast heißt immer Großmast

(das daran befestigte Segel heißt dementspre-chend Großsegel) und er ist meist auch dergrößte. Bei einem Dreimaster zum Beispielwerden die Masten von vorne nach hinten mitFock-, Groß- und Kreuzmast bezeichnet.

Unter dem stehenden Gut versteht man dasTauwerk, das zumeist aus Stahldraht bestehtund den Mast hält. Es wird zwischen Stage -sind in der Längsschiffsrichtung verankert undhalten so den Mast nach vorne und hinten -und Wanten - das stehende Gut in der Quer-schiffsrichtung - unterschieden. Alles Tauwerk,das zum Einstellen der Segel dient, wird alslaufendes Gut bezeichnet. Insbesondere gehö-ren Fallen - zum Setzen und Bergen der Segelverwendet - und Schoten, mit denen die Stel-lung des Segels zum Wind verändert werdenkann, hierzu.

Segelschifftypen

Segelschiffe werden nach ihrer Takelungsart(Masten, Rundhölzern, stehendes und laufen-des Gut, Tauwerk und Beschläge) unterschie-den. Zum Beispiel:Ketsch: Die Ketschtakelung besteht aus 2 Mas-ten und aus mindestens 3 Segeln. Während dergroße vordere Mast das Großsegel und die Vor-segel trägt, hält der hintere Mast (Besanmast)nur das kleinere Besansegel. Alle Segel, Bäu-me und Masten liegen innerhalb der Konstruk-tionswasserlinie.Kutter: Der Kutter hat immer nur einen Mast,aber trägt 3 Segel, wobei die beiden Vorsegelimmer kleiner sind als das Großsegel. Das vor-derste Segel heißt Klüver und das innere Fock.Schoner: Ein Schoner hat mindestens zweiMasten. Der vordere (genannt Vor- oder Fock-mast) ist kürzer als (manchmal auch gleichgroß wie) der hintere Mast und führt Segel,die meistens über die Konstruktionswasserlinieherausstehen. Es werden unterschiedliche Se-gel benutzt.

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Abb. 4: verschiedene Segelschifftypen

Physikalische Grundlagen

Neben dem Winddruck auf das Segel, der dasSchiff quasi schiebt, sorgt auch die Luftströ-mung um das Segel für einen Antrieb. DieGegenkraft ist hauptsächlich die Reibung desWassers am Schiffsrumpf und zu einem ver-nachlässigbar kleinen Teil der Luftwiderstand.Bei achterlichem Wind - also auf Vorwindkursoder Raumwindkurs - ist der primäre Antriebder Winddruck (q = 1

2 ·ρ · v2). Dabei setzen die

Segel dem Wind einen Widerstand entgegenund die Kraft, die auf die Segel wirkt, wirdüber den Mast auf den Schiffsrumpf übertra-gen, so dass der Rumpf gegen den Widerstanddes Wassers mit dem Wind bewegt wird. DieRahsegel nutzen diesen Effekt besonders gutaus.Schratsegel sind bei Amwindkursen von Vor-teil, da sie sich strömungstechnisch wie Trag-flächen eines Flugzeuges verhalten. Durch dieWölbung (Bauch) des Segels umströmt die Luftdie Leeseite des Segels schneller als die Luftauf der Luvseite, so dass auf der Leeseite einUnter- und auf der Luvseite ein Überdruck ent-steht. Dieser Druckunterschied bewirkt einesenkrecht auf dem Segel stehende Kraft, diezum Teil in den Vortrieb und zum Teil in Ab-drift nach Lee und in Krängung des Schiffesumgesetzt wird. Der Schräglage des Schiffessteht unterhalb der Wasseroberfläche mit demKiel und dem Unterwasserschiff ein Wider-stand entgegen, so dass der Kiel einen großen

Beitrag zur Stabilität des Schiffes beiträgt. DerAnstellwinkel, der Winkel zwischen Segel undWind, bestimmt die Größe des Vortriebes. Beizu kleinen Winkeln fängt das Segel zu flattern(killen) an und bei zu großen Winkeln brichtder Vortrieb in sich zusammen. Die Geschwin-digkeit des Segelschiffes kann also durch dasTrimmen - das Einstellen des richtigen Winkels- entscheidend beeinflusst werden.

Abb. 5: Kurse zum Wind

Die Stabilität eines Schiffes ist die Fähigkeit ei-ne Krängung auszugleichen und eigenständigin die aufrechte Lage zurückzufinden. Dabeiwird zwischen der Formstabilität - die Rumpf-form sorgt für den Ausgleich - und der Ge-wichtsstabiltät - ein Gewichtskiel erzwingt dieRückkehr in die aufrechte Lage - unterschie-den.

Quellen

• Drüke, C., 2010: Segelschiffe, persönli-che Mitteilung

• Overschmidt, H. und Gliewe, R.,2000: Sportbootführerschein, Binnen Se-gel, Motor, Delius Klasing Verlag, Biele-feld

• Schult, J., 2001: Seglerlexikon, DeliusKlasing Verlag, Bielefeld

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Alina Fiehn Schiffsroutenberatung

Schiffsroutenberatung

Bei allen Seereisen spielt das Wetter eine ent-scheidende Rolle für den Erfolg der Unterneh-mung.Heutzutage wird mehr als die Hälfte des Güter-umsatzes auf dem Seeweg umgeschlagen. DieKosten sind meist deutlich niedriger als für denLand- oder Luftweg. Durch eine Optimierungder Schiffsroute können die Transportkostennoch weiter gedrückt werden.

Natürlich erstellt der Deutsche WetterdienstVorhersagen für Wind und Seegang für alleMeere. Steht die Reiseroute schon fest kannman sich also informieren und so Maßnahmenwie z.B. die Umschiffung von „Schlechtwetter-gebieten“ ergreifen.

Eine Schiffsroutenberatung beginnt aber schonwährend der Planungsphase. Dann geht es dar-um, mögliche Transportrouten aus klimatolo-gischer Sicht zu begutachten und auszuwäh-len. Hierbei geht es darum folgende Faktorenzu optimieren:

• Fahrtzeit

• Brennstoffverbrauch

• Sicherheit für Schiff und Ladung

• besondere Randbedingungen (Wellen-gang, Küstennähe,...)

Um eine Aussage über die Nutzbarkeit einerspeziellen Schiffsroute für ein geplantes Unter-nehmen machen zu können, werden je nachindividuellem Auftrag unterschiedliche meteo-rologische und ozeanographische Parameter indie Begutachtung einbezogen.Am häufigsten kommen dabei folgende Größenin Betracht:

• vorherrschende Windrichtung

• Häufigkeit von Schwachwind, Starkwindoder Sturm/Orkan

• Beeinflussung des Schifffahrtswegesdurch tropische Wirbelstürme

• kennzeichnende Wellenhöhe und Periodedes Seegangs

• Dünungslaufrichtung

• Richtung und Stärke der Oberflächen-strömung sowie deren Beständigkeit

Wichtigste Grundlage der meteorologischenSchiffsroutenberatungen sind weltweite, mitModellen berechnete Wind- und Seegangspro-gnosen. Dazu werden die globalen und regio-nalen bis zu 7-tägigen Wind- und Seegangsvor-hersagen des Deutschen Wetterdienstes sowiedie bis zu 10-tägigen Prognosen des Europäi-schen Zentrums für mittelfristige Wettervor-hersage genutzt. Seegangsmessungen von Sa-telliten als Eingangsdaten für die Modellrech-nungen machen die Prognosen noch zuverläs-siger.

Um die maximal erreichbare Geschwindigkeitsowie den Brennstoffverbrauch zu berechnenwurde in Zusammenarbeit mit der Hambur-gischen Schiffbau-Versuchsanstalt GmbH einAlgorithmus zur Simulation des Schiffsverhal-tens im Seegang entwickelt. Damit können fürein Schiff, dessen Eigenschaften hinreichendbekannt sind, die im Seegang und Wind auftre-tenden Zusatzwiderstände und die Gefahrenfür Schiff und Ladung vorhergesagt werden.

All dies führt dazu, dass unter Berücksichti-gung spezieller Rahmenbedingungen und be-sonderer Gefahren auf dem Seeweg die wirt-schaftlichste Route gefunden werden kann. Ei-ne solche Einschätzung ist immer auf den in-dividuellen Einzelfall zugeschnitten und kannnormalerweise nicht verallgemeinert werden.

Das Isochronenverfahren

Um den optimalen Schiffsweg zwischen Startund Ziel zu ermitteln benutzt das deutscheSeewetteramt das Isochronenverfahren. Iso-chronen sind Linien gleicher Erreichbarkeit

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Alina Fiehn Schiffsroutenberatung

(erreichbar in der gleichen Zeit). Um den Start-punkt wird die erste Isochrone ermittelt. Hier-bei müssen Reibung an Wind und Wellen alsFunktion der Schiffsgeschwindigkeit und derZeit berücksichtigt werden. Als Randbedingun-gen sind die maximale Motorlast des Schif-fes und die Stabilität der Schiffslage, bzw. dasEintauchen des Schiffsbugs in den Wellengangzu berücksichtigen. Von jedem zeitoptimalenPunkt der Isochrone wird ein neuer Fächer anmöglichen Reisewegen ausgedehnt. Dies wird

solange wiederholt bis der Seeraum zwischenStart und Ziel ausgefüllt ist. Vom Ziel wirddann derjenige Punkt auf der letzen Isochro-ne gesucht, der in der kürzesten Reisezeit zuerreichen ist. Von diesem Punkt werden hin-tereinander die Punkte auf den vorangegan-genen Isochronen bestimmt, so dass die Ver-bindungslinie die Strecke der kleinsten Rei-sezeit darstellt. Es kann auch nach minima-lemn Treibstoffverbrauch oder minimalem Ri-siko optimiert werden.

Weitere Angebote des Seeamtes desDeutschen Wetterdienstes:

• Klimagutachten für Seegebiete undSchiffsrouten

• Gutachten über Wetter- und Seeverhält-nisse

• Performance-Analysen

• Laderaum-Meteorologische Gutachtenund Beratungen

• Wetterinformationen in Schadensfällen

Quellen

• Baugirdis, C., 26.06.2008: DWD Klima-statusbericht 2007; Klimatologische Rou-tenberatung: Begutachtung und Optimie-rung von Transportrouten für die See-schifffahrt ozeanweit

• Das Wetter auf See, (o. J.):http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop;jsessionid=TX2VMVLXJdPvcQzDZGvLBn28N9H3JZc6G3h2JT1TZxTY5qJPwcS3!2071381297!-663063509?_nfpb=true&_pageLabel=_dwdwww_spezielle_nutzer_schiffffahrt&activePage=&_nfls=fal se, 13.06.2010

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Alexandra Bröker Lagerraummeteorologie

Lagerraummeteorologie

Die Laderaummeteorologie untersucht diethermodynamischen Vorgänge in der Luft desLaderaums sowie ihre Wechselbeziehungen zurLadung, zum Schiffskörper und zu den me-teorologischen Faktoren außerhalb des Lade-raums, deren Veränderung infolge einer Orts-veränderung des Schiffes, sowie die Möglich-keit der Beeinflussung dieser thermodynami-schen Vorgänge durch Lüftungseinrichtungen.An Ladungen können aufgrund ihrer physika-lischen, chemischen oder/und biologischen Ei-genschaften Schäden oder auch Qualitätsmin-derungen entstehen. Unter anderem sind dieszum Beispiel Verderb, Feuchteempfindlichkeit,hygroskopische Eigenschaften(d.h, in Wech-selwirkung zwischen Wassergehalt und relati-ver Luftfeuchte befindliche Waren), Geruchs-empfindlichkeit, Zerbrechlichkeit, Schädlings-empfindlichkeit oder ungewöhnliche Dimen-sionen und Massen. Laderaummeteorologischsind der Einfluss der Veränderung der Tem-peratur und die Feuchte der Außenluft durchdie Ortsveränderung des Schiffes von großerBedeutung, dabei unterscheidet man den kli-mabedingten Anstieg und den Rückgang derTemperatur. Nur durch die richtige Wahl derContainerisierung und gute Erkenntnisse überdie betreffenden Waren können Schäden oderQualitätsbeeinträchtigungen weitgehend mini-miert werden. Die Quellen für die Schweiß-wasserbildung in einem Container sind

• der Wasserdampfgehalt der Luft im Con-tainer

• der Wasserdampfgehalt der durch Lüf-tung zugeführten Luft

• der Wassergehalt der Ladung selbst

• der Wassergehalt von Verpackung, Bei-pack und Garnier

• Regenschauer während des Ladens

• Eindringen von außen bei beschädigtenContainern.

Kondensation tritt auf, wenn der Taupunkt grö-ßer gleich der Temperatur ist. Am stärksten

sind die Decken der Container betroffen, diezudem auch dazu neigen, dass trotz Strah-lungseinfluss am Tage keine Abtrocknung er-folgt wie man es zum Beispiel an den Wän-den beobachten kann. Allgemein kann man sa-gen, dass die Klimaentwicklung im Containerentscheidend von dem Außenklima beeinflusstwird. Darüber hinaus gibt es noch zahlreicheandere Faktoren, die auf das Kryptoklima ein-wirken, wie die nachfolgende Graphik illus-triert.

Einflussgröße aller Parameter auf das Kryptoklima(Kleinklima) im Container

Das nachfolgende Bild zeigt die Messwertevon Luft- und Warentemperaturen zu verschie-denen Tageszeiten in einem mit Weißzuckerbeladenen Container an einem Strahlungstagim Juni a) um 06:00 Uhr, b) um 14:00 Uhr undc) um 18:00 Uhr.

Man erkennt, dass sich die Temperatur imInneren des Ladungsstapels nur sehr zögerndan die neue Außentemperatur anpasst. Zusätz-lich hängt es von der Art der Verstauung ab.Wenn die Ladung so dicht verpackt wird, dassdie Raumluft nicht mehr frei zirkulieren kann,hat das eine noch geringere Anpassung andie Außentemperatur und eine nicht gegebene

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Möglichkeit zur Abführung von Wasserdampfzur Folge. Temperaturschwankungen der Con-tainerwände und der Luft im Container beein-trächtigen in hohem Maße die Warentempera-tur.Wenn man von geschlossenen Standardcontai-nern ausgeht, gibt es drei Hauptbildungspro-zesse von Schweißwasser:

1. Containerschweiß: Bildung bei klimabe-dingtem Rückgang der Temperatur

2. Ladungsschweiß: Bildung bei klimabe-dingtem Anstieg der Temperatur

3. Containerschweiß bei Strahlungswetter

Besonders vegetabile Waren stellen eineSchweißwasserquelle dar, da sie sich durchihren eigenen Anteil an Wasser ihr eigenesKryptoklima erschaffen. Durch hohe Tempera-turen und niedriger relativer Feuchte werdendiese Waren veranlasst Wasserdampf abzuge-ben. Je größer der Wassergehalt einer Ware,desto geringer ist die Temperatur-Taupunkt-Differenz und desto größer ist die Gefahr derKondenswasserbildung. Der Wasserdampf kon-densiert schließlich an den durch nächtlicheAusstrahlung kalten Containerwänden und ander Decke. So haben zum Beispiel auch hygro-skopische Waren, wie kristalline Waren (Salz,Zucker etc.), Getreide, Gewürze, Genussmit-tel (Kaffee, Kakao, Tabak, Tee), die Eigen-schaft, ihren Wassergehalt zu ändern. So neh-men sie bei hoher relativer Feuchte Wasser-dampf auf und bei niedriger relativer Luft-feuchte ab. Bei geringer Ladungspflege sam-melt sich das Kondenswasser an der Deckebis es schließlich heruntertropft und so zu ei-ner Qualitätsminderung führen kann. Um her-abtropfendes Schweißwasser aufzufangen, bie-tet sich die Möglichkeit, das Auslegen einerPlastikplane mit einem Kondenswasserreser-voir. Häufig wird die Ladungsoberfläche aucheinfach mit Papiergarnier bedeckt.Besonders wichtig ist es aber, bei einer Rei-se mit klimabedingtem Anstieg die Ware zukühlen und bei klimabedingtem Rückgang derLufttemperatur soviel wie möglich zu lüften.Der Sinn des Lüftens besteht darin, die La-dung an herrschende Temperatur- und Feuch-

teverhältnissen an ihrem Bestimmungsort an-zupassen. Sobald der Unterschied der Außen-temperatur, der Laderaumtemperatur und derLadungstemperatur selbst zu groß wird, bildetsich Schweiß.Deshalb ist es unablässig, die Ladung so zu er-wärmen, dass sie am Ziel eine höhere Tem-peratur aufweist als die Taupunkttemperaturder Außenluft. Hat die Ladung eine Tempe-ratur, die unter der Taupunkttemperatur liegt,kommt es unmittelbar beim Öffnen des Con-tainers zur Schweißwasserbildung. Damit dieAufgabe des Lüftens entfällt, werden zumBeispiel hygroskopische Waren „containertro-cken“ eingepackt. Das Bild zeigt Veränderun-gen der Außenwerte bei zunehmender Tempe-ratur.

Bei klimabedingtem Rückgang müssen dievegetabilen Waren abgekühlt werden, da siedurch ihre Eigenwärme vermehrt Wasserdampfabgeben, was eine Schweißwasserbildung zurFolge hat.

Um eine Zirkulation innerhalb des Contai-ners zu erzielen, werden auch häufig ventilier-te Container eingesetzt. Im Bodenbereich derLuke wird Frischluft zugeführt und im oberenBereich wieder abgesaugt, sodass eine Konden-sation im Bereich der Containerdecke weitest-gehend verhindert werden kann.

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Im oberen Bild ist ein Standardcontainer zusehen, der nicht belüftet wird. Bei sinkenden

Temperaturen kann sich der Taupunkt der Luftinnerhalb des Containers nur langsam der Au-ßentemperatur angleichen. Die Temperaturenan den Containerwänden reagieren aber sehrschnell auf äußere Gegebenheiten, wodurchsehr starke Kondensation unterhalb der De-cke und an den Wänden auftritt. Abschließendkann man sagen, dass mit geeigneter Wahl vonContainern und Verpackungen die Güter weni-ger Qualitätseinschränkungen ausgesetzt wer-den.

Quellen

• Scharnow U., 1970: Laderaummeteoro-logie, VEB Verlag für Verkehrswesen, Ber-lin, 1-45

• Gesamtverband der Deutschen Ver-sicherungswirtschaft e.V., (o. J.):http://www.containerhandbuch.de/chb/scha/index.html?/chb/scha/scha_10_03_07.html, 08.06.2010

• Tnansport-Informations-Service:Fachinformationen der deut-schen Transportversicherer, (o. J.):http://www.tis-gdv.de/tis/containe/klima/klima.htm, 08.06.2010

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Dörte Röhrbein Geografische Lage und Entstehung der Ostsee

Geografische Lage und Entstehung der Ostsee

Geografische Lage

Abb. 1: Karte der Ostsee

Die Ostsee erstreckt sich von ihrem west-lichsten Punkt in der Höhe Skagen-Göteborgbei 11◦ östlicher Länge und 58◦ nördlicherBreite südwärts in der Meerenge, dem Kat-tegat, zwischen Dänemark und Schweden bishin zum dänischen Seeland. Ostwärts, entlangder deutschen Küste bis Rostock, im Nordendurch die Südspitze Schwedens abgegrenzt,erstreckt sich die Beltsee. Der südlichste Punktder Ostsee liegt in der Höhe von Stettin bei14◦O und 52◦N. Östlich davon verläuft entlangder polnischen, litauischen, lettischen und est-ländischen Küste bis zur Südspitze Finnlandsund entlang der östlichen Küste Schwedens derHauptteil der Ostsee.Der östlichste Punkt der Ostsee befindet sichbei St. Petersburg an der russischen Küste bei30◦O und 60◦N. Die Meerenge zwischen derNordküste Estlands und der Südküste Finn-lands bis nach St. Petersburg wird als „Finni-scher Meerbusen“ bezeichnet. Im Norden zwi-schen Finnland und Schweden erstreckt sichder „Bottnische Meerbusen“ bis hin zum nörd-lichsten Punkt der Ostsee bei 24◦O und 67◦N.

Die Entstehung der Ostsee

Die Ostsee ist aus geologischer Sicht ein sehrjunges Meer. Ihre Entstehungsgeschichte be-gann mit dem Abschmelzen der Gletscher imGebiet der heutigen Ostsee nach dem Endeder jüngsten Eiszeit, der Weichseleiszeit vor ca.15.500 Jahren. Es entstand eine stark geglie-derte Becken- und Schwellenlandschaft.Für den Verlauf der Ostsee-Entwicklung sinddrei Prozesse von Bedeutung:

1. Eustatische Meeresspiegelveränderung

2. Isostatische Meeresspiegelveränderung

3. Sedimentdynamisch bedingte Küstenver-änderung

Eustatische Meeresspiegelveränderung

Eustatische Meeresspiegelveränderungen be-schreiben die global wirkenden Veränderun-gen der Wasservolumina. Verantwortlich wer-den dafür die klimatischen Veränderungen ge-macht, die am Ende einer Vereisungsperiodeeine globale Erwärmung verursachen. Wäh-rend der letzten Eiszeit war so viel Wasser inden Gletschern gebunden, dass der Meeress-piegel zur Zeit der letzten Eiszeit 100 - 120 mtiefer lag, als der heutige Meeresspiegel.

Isostatische Meeresspiegelveränderungen

Isostatische Meeresspiegelveränderungen wer-den durch die hohe Auflast der Gletscher aufdie Erdkruste hervorgerufen. Die hohe Auf-last hat ein Einsinken der Erdkruste in diedarunter befindlichen quasiflüssigen Bereichedes Erdmantels zur Folge. Im Gegenzug da-zu führt ein Abschmelzen der Eiskappen zueinem Wiederanstieg des Erdmantels. DiesenVorgang bezeichnet man als isostatischen He-bungsvorgang, welcher besonders im BereichSkandinaviens zu beobachten ist. Somit hebensich die Landmassen noch heute 8/,mm proJahr an der Westküste des Bottnischen Meer-busens. Das Ausmaß der Hebung nimmt mit

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Dörte Röhrbein Geografische Lage und Entstehung der Ostsee

wachsender Entfernung von der Region ab,bis hin zur „statischen Nulllinie“. Im Bereichder „statischen Nulllinie“ ist eine Hebung derLandmassen nicht mehr messbar. Die Nulllinieverläuft etwa vom Fischland ostsüdöstlich zumOderhaff. In Gebieten südwestlich dieser Linieist ein Absinken der Landmassen festzustellen,in Gebieten nordöstlich eine Hebung.

Sedimentdynamisch bedingte Küstenverän-derungen

Sedimentdynamische Küstenveränderungenbeschreiben das Abtragen oder die Neubil-dung von Küstenbereichen durch Wellen- undStrömungstätigkeiten. Hierdurch entstand imBereich der heutigen Ostsee eine sedimentbe-dingte Ausgleichsküste.Alle drei Prozesse trugen zur Entstehung derOstsee bei.

Die Entstehung

In den folgenden Bildern sind die verschiede-nen Phasen der Entstehung der Ostsee abgebil-det.

Abb. 2: Entstehung der Ostsee

Auf Bild 1 ist zu erkennen, dass sich vor ca.15.500 Jahren im südlichen Ostseeraum vorder im Rückzug befindlichen Gletscherfront einStausee gebildet hat.Etwa 3300 Jahre später wurde ein starkes Ab-sinken des Wasserspiegels um ca. 25 m ver-zeichnet. Die Ursache dafür, so wird vermutet,liegt darin, dass das Eis des Gletschers im süd-lichen Mittelschweden, im Bereich Billingen,

einen Weg in Richtung Kattegat freigab und so-mit ein Ausgleich des Meeresspiegels zur Nord-see stattfand (Bild 2).Zwischen 12.200 Jahre und 10.800 Jahrevor heute ist in Bild 3 die „Yoldia-Meer-Phase“ dargestellt. Diese Phase wurde nach derSalzwasser-Muschel „Yoldia arctica“ benannt,die in Meeresablagerungen gefunden wurde.Ihr Auftreten beweist, dass das Ostseebeckendamals zeitweise mit dem Atlantik verbundenwar. Ein isostatischer Anstieg Schwedens ver-ursachte bis 10.800 vor heute eine Verengungder Verbindung zwischen Kattegat und Ostsee-becken (Bild 4) und es kam zu einer erneutenStauung des Ostseebeckens. Diese Phase derOstsee nennt man Ancylus-See-Phase, benanntnach der Süßwasserschnecke „Ancylus fluvia-tilus“. Im Laufe der Zeit konnte ein Rückgangdes Wasserspiegels festgestellt werden, was aufeine erneute Öffnung der Verbindung Kattegat-Ostseebecken schließen ließ.In dem Zeitraum von 10.200 Jahre bis 9000Jahre vor heute kam es zu keinem neuen An-stauen. Aber auch ein Einstrom salzhaltigenWassers blieb aus. Durch einen globalen eusta-tischen Meeresspiegelanstieg hob sich der Pe-gel des Ostseebeckens im Zeitraum von 8800Jahre bis 8000 Jahre vor heute um rund 2,5 cmpro Jahr. Diese Phase, wie in Bild 5 darge-stellt wird „Litorina-Meer-Phase“ genannt. Die-se Phase ist nach der Salzwasserschnecke „Lit-torina litorea“ benannt. Belte und Öresundwurden überflutet und es kam zur Umgestal-tung der Küstenlinien, vorallem in der südli-chen und westlichen Ostsee.

Quellen

• Lemke, W. - Leibniz-Institut fürOstseeforschung Warnemünde,15.06.2005: Entstehung der Ostsee,http://www2008.io-warnemuende.de, 21.05.2010

• Schlabing,C. (o. J.): Zur Küstenmorpho-logie der Ostsee, http://www.ginkgo-web.de/facharbt/ostsee/kueste.htm#Entstehung, 21.05.2010

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Hendrik Brast Klima der Ostsee

Klima der Ostsee

„Klima“

Klima ist die Zusammenfassung der Wetterer-scheinungen, die den mittleren Zustand der At-mosphäre an einem bestimmen Ort der Erd-oberfläche charakterisiert, repräsentiert durchdie statistischen Gesamteigenschaften (Mittel-werte, Häufigkeit extremer Ereignisse, Andau-erwerte u.a.) über eine genügend lange Peri-ode, zum anderen aber auch der durchschnitt-liche Ablauf der Witterungserscheinungen in-nerhalb eines Jahres (nach Meyers kleines Le-xikon).

Lage der Ostsee

Die Lage der Ostsee auf der Erde ist relativweit im Norden. Sie liegt zwischen dem 54.Grad und dem 66. Grad nördlicher Breite, ih-re Nordspitze reicht also fast bis an den Polar-kreis. Dies entspricht der geografischen Brei-te der Nordspitze der Hudson-Bay oder Mit-telalaska. Ihre östlichste Spitze des finnischenMeerbusens liegt bei 30◦, ihr westliches Endein Flensburg bei etwa 10◦ östlicher Länge.

Klimaeinteilung

Die Ostsee liegt in einem Übergangsgebiet zwi-schen maritimemn Klima im SW und kontinen-talem Klima Eurasiens im NO. Nach der Geiger-Köppen Klimaeinteilung liegt die Ostsee in 2Klimazonen (Abb. siehe unten). Der SW-Teil bisungefähr zur Höhe Mittelschwedens und derWestküsten von Lettland und Litauen wird demKlimatyp Cfb zugeordnet, also warm gemäßig-tem Klima. Der Bereich nördlich dieser Linieliegt im Bereich der Klimazone Dfb/c, also bo-reales oder Schneewaldklima. Die Ostsee liegtin der allgemeinen Zirkulation der Atmosphä-re im Bereich der Westwindzone. Daraus resul-tiert ein ständiger Zustrom feucht-kühler Luftvom Nordatlantik und der Nordsee, die demsüdwestlichen Teil der Ostsee einen stark mari-timen Charakter verleiht. Im nordöstlichen Teilder Ostsee schwächt sich dieser Einfluss derWestwindströmung vor allem durch die blo-

ckierende Wirkung des norwegischen Gebirgesund den damit verbundenen Stau- und Aus-trocknungseffekten am Gebirge stark ab. Be-sonders im Winter wird das Klima hier durchden Einfluss des über Sibirien entstehendenKältehochs deutlich kontinentaler. Der bottni-sche und finnische Meerbusen frieren regelmä-ßig zu. Im südwestlichen Teil der Ostsee domi-niert ganzjährig atlantisches Tiefdruckwetter,das mit kühl und windig charakterisiert wer-den kann.

Luftdruck

Der Luftdruck über der Ostsee ist über das Jahrstark variabel auf Grund der eben angeführtenWitterungsverläufe. Im Mittel lässt sich aberdie Luftdruckverteilung im Jahr in bestimm-te Abschnitte mit vorherrschenden Druckver-teilungen einteilen. So besteht im Winter einstarkes Druckgefälle zwischen dem Islandtiefund dem Alpenraum. Dieses wird im Frühjahrdurch Abbau des hohen Drucks im Süden undDruckanstieg im Norden geschwächt. Im Som-mer herrschen i.A. geringe Luftdruckgegensät-ze, wobei im Norden stets die geringsten Ge-gensätze zu finden sind.

Wind

Aus den Druckvariabilitäten resultiert, dass diehöchsten Windgeschwindigkeiten im Dezem-ber mit durchschnittlich 7-9 m/s und die nied-rigsten im Frühjahr bis Frühsommer, also Maiund Juni, mit 4-5 m/s zu finden sind. Dabeitreten auf der Ostsee alle Windrichtungen auf,wobei W bis SW am häufigsten vorkommt.Im Winter herrschen im nördlichen Teil über-wiegend östliche Winde. Der windschwächsteRaum ist dabei der SO-Teil. Besonders im Be-reich der westlichen Ostsee mit seinen vielenInseln kommt es zu Trichter- und Düseneffek-ten, die auch zu einer Verstärkung der aller-dings selten auftretenden Sturmfluten bei NO-Winden führen.

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Temperatur

Sowohl die Jahresmitteltemperaturen als auchdie jährliche Schwankungsbreite der Tempera-turen weisen eine große Spannbreite auf. Wäh-rend in Kiel eine Jahresmitteltemperatur von8,5◦C gemessen wird ist es in Haparanda, inder Nordspitze des bottnischen Meerbusens,nur 1,2◦C. Die Temperaturschwankungen derTagesmitteltemperatur zwischen Sommer undWinter liegen im SW bei ca. 16 K, im N bei26 K.

Bewölkung und Sonnenscheindauer

Die mittlere Bewölkung weist im Jahresverlaufbedingt durch den wechselhaften Witterungs-verlauf eine hohe Variabilität auf. Im SW liegtdie mittlere Bedeckung im Jahresdurchschnittbei 6/8, im NO bei 4/8. Daraus resultiert einemittlere Jahressonnenscheindauer von durch-schnittlich 4-6 Stunden. Dabei ist der wol-kenärmste Monat der Juni mit 8-11 Sonnen-stunden, der sonnenärmste Monat ist der De-zember mit durchschnittlich nur 0,8 Sonnen-stunden. Entsprechend ist das Minimum derrelativen Luftfeuchte im Juni, das Maximum imDezember anzutreffen. Im Jahresdurchschnittliegt die relative Feuchte bei 75-90 %.

Niederschlag

Die mittlere Niederschlagsmenge liegt zwi-schen 400 und 800 mm im Jahr. Dabei lie-gen die trockeneren Bereiche im nördlichenTeil der Ostsee. Das Niederschlagsminimum istdabei im Spätwinter (Februar und März) zuverzeichnen. Das Niederschlagsmaximum fin-det man Mitte Juli. Neben großräumigen Wet-tersystemen ist die Ostsee selbst für kleinräu-migere Phänomene verantwortlich. So wirktdas noch kalte Wasser der Ostsee im Früh-jahr stabilisierend und schwächt die Frontendurchziehender Tiefs ab. Im Herbst dagegenentstehen durch das noch warme Wasser oft

schwache Tiefausläufer. Die gleiche Ursachehaben auch die sogenannten Ostseezyklone,die hauptsächlich im Winter in der südlichenOstsee nach starken Kaltlufteinbrüchen entste-hen. Diese greifen dann „blizzardartig“ auf dieKüste Norddeutschlands über. Sie können dannschwere winterliche Unwetter in der Küstenre-gion verursachen.

Wassertemperatur und Eisbildung

Wie die Lufttemperatur ist auch die Wasser-temperatur großen jahreszeitlichen Schwan-kungen unterworfen. Das Maximum tritt dabeiim Juli auf. Im südwestlichen Teil der Ostseeerreicht die Wassertemperatur dabei Tempe-raturen von 16-18◦C, während Wassermassenin der nördlichen Ostsee nur 12-15 ◦C errei-chen. Im Winter friert die Ostsee von Nordenund Osten beginnend zu. Mit erster Eisbildungist hier bereits Mitte bis Ende November zurechnen. Die Ausdehnung des Ostsee-Eises istvon Jahr zu Jahr sehr verschieden. In mildenWinter friert nur der nördliche Teil des bottni-schen Meerbusens zu, während im sehr stren-gen Wintern auch nahezu die komplette Ostseezufrieren kann. In normalen Durchschnittswin-tern liegt die südliche Eisgrenze ungefähr aufHöhe einer Linie Stockholm, Ålandinseln, Tal-lin. In den übrigen Gebieten tritt zumindestzeitweise eine Küstenvereisung auf. Die Eisdi-cken in der nördlichen Ostsee erreichen imMittel 80 cm und bis 50 cm im Bereich derÅlandinseln. Das Küsteneis an der deutschenOstseeküste kann mit 20-40 cm mächtig wer-den. Die Länge der Vereisung der nördlichenOstsee hängt von der Strenge des Winters ab.Während der finnische Meerbusen und dersüdliche Teil des bottnischen Meerbusens meistMitte April wieder eisfrei sind, kann sich dasEis im nördlichen Teil des bottnischen Meerbu-sens bis Ende Mai, in strengen Wintern auchbis Anfang Juni, halten.

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Klimaeinteilung nach Köppen-Geiger

Quellen:

• Rheinheimer (Hrsg.), 1996: Meeres-kunde der Ostsee, Springer Verlag, Berlin

• Meyers kleines Lexikon Meteorologie,

1987: Allgemeine Meteorologie, MeyersLexikonverlag Mannheim

• Magaard und Rheinheimer, 1974: Mee-reskunde der Ostsee, Springer Verlag,Berlin

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Ludwig Bensing Klimawandel und Meeresspiegelanstieg

Klimawandel und Meeresspiegelanstieg

Klimaveränderung

Als Klimaveränderung versteht man eine Ver-änderung des Klimas auf der Erde über einenlängeren Zeitraum. Seit der Entstehung der Er-de verändert sich das Klima permanent. Hier-bei kann eine Klimaveränderung beispielswei-se eine tendenzielle Abkühlung oder Erwär-mung der Oberflächentemperatur über Jahr-tausende bezeichnen. Angemerkt: Auch Eiszei-ten oder die globale Erwärmung sind Klima-veränderungen. Erstere werden auf natürlicheund letztere auf menschliche Einflüsse zurück-geführt.

Natürliche Klimaveränderungen

Als treibende Kraft für den energetischen An-trieb verantwortlich steht die Sonne an ers-ter Stelle. Hierbei können Schwankungen derSonnenaktivität auftreten. Dies geschieht meistim unsichtbaren Spektralbereich. Sonnenwin-de variieren auch stark. Sie sind elektrisch ge-ladene Teilchen. Dieses Plasma verformt so-wohl das Magnetfeld der Sonne, sowie das derErde. Des Weiteren schleudern Sonnenfleckengroße energiereiche Partikel ins All. Das alleslässt sich unter dem Begriff Sonnenzyklus zu-sammenfassen. Ein Sonnenzyklus dauert etwa11 Jahre.Ein weiterer wissenschaftlich anerkannterPunkt ist die Thematik der Kontinentaldrift.Unter Kontinentaldrift versteht man die Bewe-gung der Landmassen. Land kann an den Po-len eine höhere Reflektivität an Sonnenstrah-len verursachen als Wasser. Dies führt zu ei-ner lokalen Abkühlung, wodurch die Tempera-turen sinken und Eis entsteht. Dieses Eis hateine noch höhere Reflektivität. Es kommt zueiner positiven Rückkopplung. Die Tempera-turen sinken weiter und das Eis breitet sichimmer weiter Richtung Äquator aus. Damitsinkt jedoch der Meeresspiegel, was zu weni-ger Niederschlag und auch weniger Eisbildungführt. Diese sich selbst verstärkende Abküh-lung kommt erst dann zur Umkehr, wenn derCO2-Gehalt der Atmosphäre stark ansteigt.

Dies kann durch die hier zuletzt genannte na-türliche Klimaveränderung passieren.Der Vulkanismus: Große Vulkanausbrücheschleudern enorme Menge an Staub und Gasin die Atmosphäre. Hierbei kann es zur Ab-kühlung oder auch zur Erwärmung kommen.Manche Gase reflektieren die Sonnenstrahlenin der Stratosphäre. Die Folge ist eine Abküh-lung. Zu einer Erwärmung kann es kommen,wenn große Menge CO2 in die Atmosphäre ge-schleudert werden. Es kommt zum natürlichenTreibhauseffekt. Des Weiteren kann ein Aus-bruch während einer globalen Eiszeit die Ab-sorption der Sonnenstrahlung stark erhöhen,wenn sich große Mengen an Ruß auf dem Eisverteilen.

Globale Erwärmung

Als globale Erwärmung bezeichnet man denin den vergangenen Jahrzehnten beobachtetenAnstieg der Durchschnittstemperatur der erd-nahen Atmosphäre und der Meere sowie de-ren künftig erwartete Erwärmung. Gerundethat sich die Lufttemperatur in Bodennähe inden letzten 100 Jahren um 1 ◦C erhöht, wo-bei hier große Fehler beinhaltet sind. Gegen-wärtig ist hierfür die Verstärkung des natürli-chen Teibhauseffektes durch menschliches Ein-wirken sehr wahrscheinlich die Ursache. DieErwärmung entsteht durch Verbrennung fos-siler Brennstoffe, durch umfassende Entwal-dung sowie durch Land- und Viehwirtschaft.Dadurch wird das Treibhausgas Kohlendioxidsowie weitere Treibhausgase wie Methan undLachgas in der Atmosphäre angereichert, so-dass weniger Wärmestrahlung von der Erd-oberfläche in das Weltall abgestrahlt werdenkann.

Meeresspiegelanstieg

Seit Mitte des 19. Jahrhunderts ist ein deutli-cher Anstieg des Meeresspiegels zu beobach-ten, der allein im 20. Jahrhundert bei etwa17 cm gelegen hat. Seit 1993 steigt der Meeres-spiegel um durchschnittlich 3,2 mm pro Jahr.

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Ludwig Bensing Klimawandel und Meeresspiegelanstieg

Eine Ursache ist wahrscheinlich die globale Er-wärmung. Zum einem kommt es durch die Auf-heizung der Ozeane zur thermischen Expan-sion des Wassers, das folglich mehr Volumeneinnimmt. Zweitens führen gestiegenen Tem-peraturen zum Verlust von Landeis in Formvon Gletschern und Eisschilden. Die säkularenEffekte (Geodynamik oder eine Gegenbewe-gung zur „kleinen Eiszeit“ um 1850) ist im De-tail noch ungeklärt. Langfristig ist eine Verän-derung der globalen Durchschnittstemperaturum 1 ◦C mit einem sich ebenfalls veränderndenMeeresspiegel um 10 bis 20 m verbunden.In der Geschichte der Erde durchlief der Mee-resspiegel große Schwankungen. Zum letztenMal war die Erde vor 35 Millionen Jahren ganzfrei von polaren Eiskappen. Der Meeresspiegelwar damals knapp 70 Meter höher als heute.Vor 3 Millionen Jahren war die Nordhalbkugeleisfrei, das mittlere Klima war rund 2 bis 3 ◦Cwärmer als heute und der Meeresspiegel lag 25bis 35 m höher.

Diagramme

Quellen

• Klimaveränderung, 10.06.2010,http://de.wikipedia.org/wiki/Klimaver%C3%A4nderung, 20.06.2010

• Meeresspiegelanstieg, 15.06.2010,http://de.wikipedia.org/wiki/Meeresspiegelanstieg, 20.06.2010

• Hauf, T. - Klimatologievorlesung, SS2009, http://www.muk.uni-hannover.de/download/restricted/studium/Klimatologie/, 20.06.2010

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Tobias Gronemeier Meteorologische Beobachtungen auf See

Meteorologische Beobachtungen auf See

Geschichte

Die Messungen der meteorologischen Größenbeginnen im 18. Jhd., in dem erstmals Barome-ter und Thermometer auf Schiffen eingesetztwurden. Später, nachdem die Beaufort-Skalaeingeführt wurde, wurden auch Windmessun-gen durchgeführt.Die Notwendigkeit der Beobachtung des Wet-ters auf See wurde immer deutlicher, je mehrdie Seefahrt kommerziellen Charakter erhielt.So wollte man genauer planen können, wannmit einer Lieferung per Schiff zu rechnen istoder auch ob verderbliche Waren überhauptschnell genug transportiert werden können.Militärische Aspekte haben sicherlich auch ei-ne entscheidende Rolle in dem Streben nachbesseren Kenntnissen über die Gegebenheitenauf See gespielt.Im Jahr 1842 begann Matthew Fontaine Mau-ry, ein amerikanischer Offizier zur See, dieWetterbeobachtungen aus den Logbüchern deramerikaischen Marineschiffe zu sammeln undeine Seekarte des Nordatlantik mit den vor-herrschenden Winden und Strömungen anzu-fertigen, die er dann ab 1847 an Schiffe her-ausgab, die versprachen, regelmäßige meteo-rologische Beobachtungen zu machen und die-se aufzuschreiben. Ab 1851 konnten mit denso gewonnenen Daten erste Segelanweisungenan Schiffe gegeben werden.1853 wurde durch Maury auf einer interna-tionalen Tagung in Brüssel beschlossen, dassdie Marine der an der Tagung teilnehmendenNationen verpflichtet wurde, systematischeWetterbeobachtungen vorzunehmen. Die zivileSchifffahrt wurde dazu aufgefordert ebenfallssolche Messungen zu machen, aber nicht ver-pflichtet.1863 wurde dann durch Wilhelm von Free-den die Norddeutsche Seewarte in Hamburggegründet. Dieses Amt sammelte die Beobach-tungen der Schiffe, fertigte auf diesen basie-rend Segelanweisungen an und gab diese wie-der an die Kapitäne zurück.Die Beobachtungen wurden immer zu be-stimmten Zeiten, gemessen am Sonnenstand,

durchgeführt. Beginnend mit 4.00 h wurden al-le 4 Stunden Messungen vorgeschrieben (diesentsprach in etwa den Wachwechseln auf demSchiff).Nach Erfindung des Funk wurde ab 1927ein regelmäßiger Funkwettermeldedienst ein-geführt, sodass die Schiffe regelmäßiger undauch auf See mit den aktuellsten Daten ver-sorgt werden konnten. Der Funkmeldedienstführte auch dazu, dass ein Datenschlüssel zurÜbermittlung der Messungen auf den Schif-fen eingeführt wurde. Dieser Datenschlüssel istnoch heute mit geringen Änderungen in Ge-brauch.Heute lagern im Archiv der deutschen Seewar-te in Hamburg nahezu alle gesammelten Beob-achtungen seit Gründung der Seewarte.

heutige Beobachtungen

Die heutigen Beobachtungen kommen auchweiterhin hauptsächlich von Schiffen. Diesesind in der VOS - Voluntary Observing Ship -Flotte zusammengefasst. Etwa 800 deutscheSchiffe sind daran beteiligt. Dabei haben sichdie Mannschaften dazu bereit erklärt, regelmä-ßig Messungen durchzuführen.Die verwendeten Messgeräte werden von Mit-arbeitern des Hafendienstes auf den Schiffeninstalliert. Die Standardausrüstung besteht ausBarometer, Barograph, Schleuderpsychrometerund Wasserschöpfer. Die gemessenen Datenwerden dann gleich per Satellit an den Deut-schen Wetterdienst gesendet, der am Tag ca.250.000 Daten von Schiffen erhält.Zusammen mit den gemessenen Daten werdenauch immer die Daten des Schiffs gesendet.Dies sind Daten über Route, Ladung, Tiefgang,genaue Beschreibung des Schiffsrumpfs, ge-naue Position der Messungen, ... . Diese ganzenDaten helfen dabei, die Güte der Messwertebesser einzuschätzen. Ist eine Feuchtemessungz.B. in direkter Nähe zum Lüftungsschacht derKüche gemacht worden, ist diese nicht reprä-sentativ für die Umgebung auf dem Meer. Die-ser Aufwand, die Schiffe genau zu kennen,wird betrieben, damit die Ungenauigkeiten der

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Tobias Gronemeier Meteorologische Beobachtungen auf See

Messwerte gering genug sind, um diese Datenfür Klimarechnungen mit akzeptablen Unsi-cherheiten nutzen zu können.Für regelmäßige Messungen und Messungenüber einen langen Zeitraum vergibt der DWDauch regelmäßig Geld- und Sachpreise, eineTradition, die schon Maury im 19. Jhd. einge-führt hatte.

ASAP:Das ASAP (Automated Shipboard AerologicalProgramme) ist ein Projekt zur Vermessungder Troposphäre über dem Meer. Dazu wer-den auf einem Schiff Radiosondenaufstiege

durchgeführt. Zwei Messungen pro Tag wer-den gemacht und die Messungen der Sonde aneinen auf dem Schiff befindlichen Containergesendet, dieser sendet die Daten weiter andie meteorologischen Stationen, die die Con-tainer betreuen. Drei solcher Container sindauf Handelsschiffen installiert und ein weite-rer auf dem Forschungsschiff „METEOR“.

Messdaten werden außer von Schiffen auchvon Bojen bzw. Treibbojen ermittelt, oderdurch Satelliten- oder Flugzeugmessungen er-halten.

Abbildung 5: Standartausrüstung eines VOS

Quellen

• Zur Geschichte der maritimenWetterbeobachtung, 13.02.2006:www.internetloge.de/arstzei/obs.htm, 22.05.2010

• Deutscher Wetterdienst, 22.05.2010:www.dwd.de (versch. Seiten),22.05.2010

• Vorlesung „Klimatologie“, Prof. Dr. Th.Hauf, Wintersemester 2009/2010

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Theresa Rösner Beaufort-Skala

Beaufort-Skala

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Die Beaufort-Skala in Windgeschwindigkeiten

Die Beaufort-Skala

Mit der Beaufort-Skala ist es möglich Windenach ihrer Stärke zu klassifizieren. Mit der 12-stufigen Windskala können die verschiedenenStärken der Luftbewegungen (von 0=Wind-stille bis 12=Orkan), ohne Messgeräte, nachoptischen Anzeichen bestimmt werden.Die erste Skala (Anfang 18. Jhd.), nachder Windstärken bestimmt werden konnten,stammte aus dem Betrieb von Windrädern.

Diese Skalen wurden im Laufe der Zeit im-mer wieder verändert, keine setzte sich jedocheinheitlich durch.Ca. 1779 erhielt Beaufort eine solche Skalaund änderte sie so, dass die Windstärke an-hand der Segel einer Fregatte bestimmt wer-den konnte. Die Skala wurde sehr wichtig zurEinstufung der Segelanweisungen auf großenSchiffen, z.B musste ein bestimmtes Segel beieiner Stufe der Skala ausgetauscht werden.Seine Version hatte 12 Stufen von 1=Wind-

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stille bis 13=Sturm. Nachdem Sir Francis Be-aufort Admiral geworden war verbreitete erseine verbesserte Form der Skala an alle In-teressierten. 1837 wurde die Skala im gesam-ten Vermessungsdienst eingesetzt und 1838schließlich offiziell eingeführt. Erst 1906 schufder britische Wetterdienst eine Skala, mit derWindgeschwindigkeiten anhand der Wirkungan Land bestimmt werden konnten. Dies ist dieheute bekannte Beaufort-Skala.Im Jahre 1927 änderte Peter Petersen dieseSkala, sodass die Windgeschwindigkeit anhandder Wirkung des Windes auf die See bestimmtwerden konnte. Die Petersen-Seegang-Skala.Dies war von Nöten, da Dampfschiffe die Se-gelschiffe ablösten. Seit 1970 ist vor WMO die12-teilige Skala offiziell eingeführt. Dennochgibt es von der Beaufort-Skala, mitsamt derBeschreibung nach phänologischen Kriterien,keine verbindliche Version. Meteorologen mes-sen die Windgeschwindigkeit direkt mit einemAnemometer und greifen nur im Notfall aufdie Beaufortskala zurück.

Leben des Sir Francis Beaufort

Sir Francis Beaufort wurde am 7. Mai 1774 inNavan (Irland) als Sohn eines irischen Land-pfarrers geboren. Er starb am 17. Dezember1857 in Hove (England).Schon als Kind träumte er davon zur Schiff-

fahrt zu gehen. Sein Vater ermöglichte ihm dasdafür nötige Studium der Astronomie. 1789,im Alter von 14 Jahren, stach er das erste malin See und begann so seine Karriere in derSchifffahrt. Im Jahre 1806 wurde er Kapitän,1810 dann Oberkapitän. Dies jedoch nur aufkleinen Schiffen.1829 wurde er Hydrograph der britischen Ad-miralität und war somit für die Seekarten zu-ständig. Diese Karten galten seinerzeit als dieBesten der Welt.1848 wird er schließlich für seine hervorra-genden Leistungen als Hydrograph von Köni-gin Viktoria zum Ritter ernannt.Im Alter von 83 Jahren stirbt Sir Francis Beau-fort. In Würdigung seiner Leistungen als Karto-graph wird nach seinem Tod ein Teil des Nord-polarmeeres Beaufort-See getauft.

Quellen

• Beaufortskala - Wikipedia, 2010:http://de.wikipedia.org/wiki/Beaufortskala, 20.05.2010

• Francis Beaufort - Wikipedia, 2010:http://de.wikipedia.org/wiki/Francis_Beaufort, 20.05.2010

• Walter, P. O. - Beaufortskala und Wind-geschwindigkeiten, (o. J.):http://www.esys.org/wetter/beaufort.html, 20.05.2010

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Robert Günther Land-See-Wind

Land-See-Wind

Einleitung

Der Land-See-Wind ist ein kleinräumigesWindsystem, welches regelmäßig Auftritt unddas Klima einer Region bestimmt.Die Strahlungs-, Strömungsverhältnisse unddie Orographie spielen dabei eine besondereRolle.An Tagen mit geringen großräumigen Druckge-gensetzen ist im Sommerhalbjahr an der Küsteein ausgeprägter Windrichtungswechsel zwi-schen Tag und Nacht zu beobachten.Tagsüber weht ein Wind von der See zum Land(Seewind) und in der Nacht ein Wind vomLand zur See (Landwind).

Ursachen

Unterschiedliche physikalische Wärme-eigenschaften von Landoberfläche und Wassersind die Ursache das Land-Seewind-Systems.

Seewind

Die Sonneneinstrahlung wird von Land undWasser unterschiedlich aufgenommen. Zumeinen absorbiert das Wasser mehr Strahlungals das Land da die Albedo des Wassers klei-ner ist als die der Landoberfläche, zum anderenüberwiegt jedoch, dass die Sonnenenergie imWasser in einer viel dickeren Schicht umgesetztwird (2 - 100 m zu 1 - 2 cm). Außerdem vermi-schen sich kaltes und warmes Wasser fortwäh-rend und die Wärmekapazität von Wasser istsehr viel größer als die der Landoberfläche(4,18 kJ/(kg K) zu ca. 0.7 kJ/(kg K)). Dies hatzur Folge dass sich die Landoberfläche am Tag2-3 mal schneller erwärmt als die Wasserober-fläche. Über dem Wasser beträgt die Amplitu-de der Lufttemperatur etwa 1 K, über Land ca.15 K. Die Luftsäule über dem Land dehnt sichstärker aus und sorgt für eine stärkere Hebungder Druckflächen. Es kommt zu einem mit derHöhe zunehmendem Druckgefälle vom Landzur See. Über dem Land befindet sich ein Hö-henhoch, über dem Wasser ein Höhentief. Es

bildet sich eine Ausgleichsströmung in der Hö-he und der Luftdruck am Boden über Land fälltund ist nun geringer als der am Boden überLand. Der Druckunterschied beträgt etwa 2 hPaund führt zum Seewind. Durch Aufsteigen dererwärmten Luft über Land und Absinken überdem Wasser entsteht eine geschlossene thermi-sche Zirkulation.

Abb. 1: Das Land-Seewind-System am Tage

Landwind

Nachts kehren sich die thermischen Verhältnis-se um und das Land kühlt sich schneller ab. DasMeer ist nun auf Grund seiner höheren Wär-mespeicherung wärmer. Über dem Meer strömtdie Luft in die Höhe. Vom Höhenhoch überdem Wasser strömt Luft zum Höhentief überdem Land. Es bildet sich eine zum Seewind ent-gegengesetzte Zirkulation aus.

Abb. 2: Das Land-Seewind-System in der Nacht

Eigenschaften

Abhängig von der geographischen Lage kommtes beim Seewind zu einer Divergenz über der

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Robert Günther Land-See-Wind

See, also Wolkenauflösung. Im Landesinne-ren sorgt die Seewindfront für Konvektionund eventuelle Niederschläge. Beim Landwindkann die feuchte konvektive Luft zu Gewitter-bildung über See führen.Diese beiden Phänomene sind beim Victoria-see durch seine große Fläche und gleichzeitigkreisrunde Form besonders stark ausgeprägt.In den mittleren Breiten erstreckt sich diesesWindsystem über ca. 10 bis 20 km ins Landes-innere. Die Windgeschwindigkeiten liegen ander Nord- und Ostsee für den Seewind bei ca.5 bis 10 kn, am Victoriasee weht er mit bis zu25 kn. Der Landwind erreicht wesentlich gerin-gere Windgeschwindigkeiten, die meist nur bei3 bis 10 kn liegen.

Wassersport

Das Land-See-Wind System ist für mehrere For-men von Wassersport von großem Reiz, kannaber auch Gefahren mit sich bringen, wenn dieRückkehr an Land erschwert wird.Für Segler ist ein starker- und richtungsmä-ßig beständiger Wind meist beliebter als einhäufiger Wechsel und die Vorhersagbarkeit desLand-See-Winds erleichtert die Planung einerRoute und das Kreuzen gegen den Wind.

Theorie

Die Zirkulation ist definiert als Integral entlangeines geschlossenes Weges über die Geschwin-digkeit in dessen Richtung.

C =∮

νsds

Sie wird angewendet auf die Bewegungsglei-chung unter Vernachlässigung der Coriolis-kraft.

d~vdt

=−∇Φ− 1ρ

∇p

Dies führt zur Zirkulationsgleichung.

dCdt

=∮ RT

pd p =−

∮RT d(lnp)

Bei bekanntem Temperatur- und Druckfeldkann die rechte Seite bestimmt werden. Die ge-schlossene Kurve wird so gewählt, dass sie sichausschließlich aus Wegabschnitten p = kon-stant und T = konstant zusammensetzt undman erhält:

dCdt

= R lnp3

p1(T3−T1)

{> 0 tagsüber< 0 nachts

Abb. 3: Integrationskurve S und resultierendeZirkulation in einem Land-See-Windsystem.

Skizziert für den Fall, dass die Landoberflächewärmer ist als die des Wassers.

Quellen

• Hoffmann, P. SS 2006: Land-/Seewind Zirkulation / Viktoria See,http://www.mi.uni-hamburg.de/fileadmin/files/lehre/seminare/met_sem/06_ss/Land-See.pdf,12.06.2010

• Universität Kiel, 19.05.2005: Das Land-Seewind System, http://www.lgi.geographie.uni-kiel.de/projekte/webmapping02/Windsysteme/LSWind/LSW.htm

• Voigt, T. 17.02.2007: Land-See-Wind-Zirkulation http://www.geo.fu-berlin.de/met/ag/trumf/Lehre/Lehrveranstaltungen/Grenzschicht/Land-_Seewind_Zirkulation.pdf

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Esther Quadflieg Der Wasserhaushalt der Ostsee

Der Wasserhaushalt der Ostsee

Die Ostsee ist eines der größten Brackwas-sermeere der Welt und ist ein Meer, dessenWasser sich im Mittel nur etwa alle 25-35 Jah-re erneuert. Die Fläche der Ostsee beträgt ca.412560km2 und das Volumen ca. 21600km3. DieOstsee hat eine mittlere Tiefe von 55m, wobeidie größte Tiefe mit 460m das Landsorter Tiefsüdlich von Stockholm ist.

Die Hydrographie der Ostsee ist vor allemgeprägt durch eine besondere Bodentopogra-phie, Klimaeinflüsse der Region, die geringeGröße des Meeres und eine sehr kleine Ver-bindung zum Weltmeer. Besonders ist bei derOstsee, dass sie eine positive Wasserbilanz auf-weist, d.h. es fließt mehr Wasser aus der Ostseeab, als einströmt. Es ergibt sich folgende Ene-giebilanz:

R+P+V + I +O = 0

R (Zufluss): Ca. 440km3 werden jährlichdurch Flüsse des Einzugsgebietes zugeführt.Hierbei sind die größten Flüsse die Newa, wel-che in den finnischen Meeresbusen mündet,die Oder und die Weichsel. Der Zufluss weisteinen deutlichen Jahresgang auf mit einemMaximum im Mai (Schneeschmelze) und ei-nem Minimum im Februar.

P (Niederschlag): Der Jahresniederschlagbeträgt über die Ostsee gemittelt 545mm undschwankt zwischen rund 400mm über dem Bot-tenwiek (dem nördlichen Teil des BottnischenMeerbusens) und bis zu 800mm in der Flens-burger Förde. Da auf offener See in der Regelkeine Niederschlagsmessungen durchgeführtwerden, müssen die Messwerte aus Radarda-ten und Interpolation der Messungen von küs-tennahen Stationen gewonnen werden.

V (Verdunstung): Die Verdunstung beträgtjährlich 448mm bzw. 185km3 und unterliegteinem starken Jahresgang mit einem nahezuNullwert bei Eisbedeckung und einem Maxi-mum im Spätsommer/Herbst. Die Verduns-tung ist proportional zur turbulenten Durch-

mischung und zum vertikalen Dampfdruckgra-dienten. Sie wird näherungsweise mit empiri-schen Methoden bestimmt, wobei die turbu-lente Durchmischung durch den gemessenensog. Zwei-Meter-Wind parametrisiert wird.

I (Einstrom in die Ostsee) und O (Ausstromaus der Ostsee): In oberflächennahen Wasser-schichten strömt, gemäß dem oben erwähntenWasserüberschuss durch den Zufluss R, salzar-mes Ostseewasser durch die Meerengen in dieNordsee. In tieferen Schichten strömt gleich-zeitig schwereres (salzhaltigeres) Nordseewas-ser in die Ostsee hinein. Daraus ergeben sichWerte von 470km3 pro Jahr für I und 950km3

pro Jahr für O.

Die Niederschläge und das Flusswasser füh-ren dazu, dass das Oberflächenwasser der Ost-see weniger salzhaltig d.h. ein Wasser geringe-rer Dichte als das Tiefenwasser, ist und von die-sem durch eine scharfe thermohaline Grenz-schicht getrennt wird. Durch diese Schichtungist der vertikale Energie- und Massenaustauscherheblich eingeschränkt.Der Tidenhub liegt aufgrund der Abgeschlos-senheit der Ostsee nur im Zentimeterbereichund liefert genauso wie der Austausch durchdie Jahreswelle (Jahresgang von Verdunstung,Niederschlag und Zufluss) kaum einen Beitragzum Vertikaltransport.Aus diesem Grund ist die einzig effektive Mög-lichkeit, das Tiefenwasser der Ostsee zu er-neuern, ein horizontaler Zustrom salzreichenund damit dichterem Wasser aus der Nord-see. Allerdings ist auch dieser Austausch durchmehrere Faktoren erschwert. Zum einen kön-nen die unterseeischen Schwellen, welche dieOstseebek/-ken voneinander trennen, bei zuschwachem Einstrom des dichteren, salzhalti-geren Nordseewassers ein schwer überwind-bares Hindernis für die sich langsam am Ost-seeboden ausbreitenden Nordseewasser dar-stellen. Zum anderen kommt es durch die en-ge Verbindung (Gesamtquerschnitt: 0,35km2)zwischen Nord- und Ostsee, die die vorherr-schenden Strömungen quasi kanalisiert, nur zu

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Esther Quadflieg Der Wasserhaushalt der Ostsee

zwei Strömungsrichtungen in diesem Bereichund zwar Einstrom in die Ostsee und Ausstromin die Nordsee. Im Jahresdurchschnitt kommtes etwa zu 60 Einstromlagen und etwa 60Ausstromlagen, die jeweils aufeinander folgen.Ausstromperioden dauern durchschnittlich et-wa 20 Tage an und Einstromlagen höchstens10 Tage. Diese Differenz lässt sich mit der po-sitiven Wasserbilanz der Ostsee erklären.

Ein weiterer und sehr wichtiger Beitragzum Austausch von Tiefenwasser ist von derWetterlage abhängig und somit aperiodisch.Je nach Windrichtung wird die Grenzflächezwischen salzreichem Nordseewasser und salz-armem Ostseewasser hin- und hergeschoben.Das einströmende Nordseewasser ist unge-schichtet, deshalb gut durchmischt und weit-gehend sauerstoffgesättigt und beeinflusst diechemischen und biologischen Charakteristikader Ostsee wesentlich, wenn es Schwelle umSchwelle weiter in die Ostsee eindringt.

Was wäre, wenn die Ostsee nicht mit derNordsee verbunden wäre?Eine Hebung um 20 m würde genügen, um

die Meeresverbindung zur Nordsee zu unter-brechen und eine Landbrücke von Schleswig-Holstein über Dänemark nach Schweden ent-stehen zu lassen. Wäre die Ostsee gegen dieNordsee abgeriegelt, würde der Wasserspiegeljährlich um 116 cm ansteigen. Ein Vergleich:Der Spiegel des Mittelmeeres würde bei Abrie-gelung jährlich um 97 cm sinken.

Quellen

• Wyrtki, K., 1954: Schwankungenim Wasserhaushalt der Ostsee,www.springerlink.com/index/N4VP201531348482.pdf, 21.05.2010

• Krüger, G., (1998): Das Ökosystemder Ostsee und seine Gefährdung,www.ginkgo-web.de/facharbt/oekoost/ostseeoeko.htm, 21.05.2010

• Kraatz, S., 2004: Hydrographieund Wasseraustausch der Ost-see, www.ikzm-d.de/seminare/pdf/MS_Ostseeregion_Kraatz.pdf, 21.05.2010

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Manuela Sauer Meeresströmungen der Ostsee

Meeresströmungen der Ostsee

Die Ostsee ist ein, durch flache Schwellenund Meerengen, vom Ozean getrenntes Beckenmit erheblicher Süßwasserzufuhr.

Abb. 1: Topographie und Seegebiete der Ostsee.(Quelle: Lehmann und Hinrichsen, 2000.)

Abgesehen vom Baltischen Strom im Katte-gat, dem Übergangsgebiet zur Nordsee, ist dieZirkulation nur schwach ausgeprägt und sehrvariabel. Beeinflussende Parameter sind, nebendem Frischwasserzufluss und dem damit ver-bundenen Salzgehalt, die Oberflächentempe-ratur sowie die sich verändernden, meteorolo-gischen Bedingungen insbesondere des Wind-feldes. Aufgrund der geringen Tiefe von durch-schnittlich 50 m haben Variationen von Tempe-ratur und Wind starke Auswirkungen auf dieWassermassen der Ostsee. Windbedingt kannes so in Küstennähe und an Hindernissen zumAnstau von Wassermassen kommen, worausnach abklingendem Windstau Ausgleichsströ-mungen, sogenannte Gefällsströmungen, re-sultieren. Der Einfluss der Corioliskraft auf diebewegten Wassermassen ist ebenfalls nicht zuvernachlässigen.Die Wasserbilanz der Ostsee lässt sich aufstel-len als Volumenänderung der Ostsee (Fläche A,mittlerer Wasserstand η) infolge des Flußwas-serzustroms (R), des Ein- und Ausstroms derNordsee (Qi bzw. Qo), des Niederschlags (P)und der Verdunstung (E) über der Ostsee. Die

Gesamtbilanz lautet damit

Adη

dt= Qi−Qo +(P−E)A+R.

Der überwiegend im östlichen Teil auftre-tende hohe Flusswasserzustrom von etwa480 km3/Jahr bewirkt in den Mündungsregio-nen eine Anhebung des Wasserstandes vonbis zu 35 cm im Vergleich zu den Ostsee-Eingängen. Das durch diese Oberflächennei-gung entstehende Druckgefälle bewirkt im Mit-tel einen Ausstrom zum Kattegat hin. Deswei-teren führt sowohl das Flusswasser als auchder Niederschlag zu einer Aussüßung des Ost-seewassers relativ zum Kattegat und damitzu geringerer Dichte des Ostseewassers imVergleich zum salzigeren Wasser der Nord-see. Dadurch entsteht ein zusätzliches Druck-gefälle aufgrund der Dichteunterschiede. Bei-de Druckgefälle kombiniert resultieren in ei-ner Strömung schweren Nordseewassers, dassich unter das leichte Ostseewasser schiebt(siehe Abb. 2). Während gleichzeitig das salz-arme Oberflächenwasser durch den Öresundund Großen Belt ungehindert in den Katte-gat gelangt, setzen sich dem salzhaltigeren,bodennahen Strom aus Nordseewasser unter-meerischen Schwellen im Øresund entgegen,die minimale Tiefen von 7 m aufweisen. DieStrömungsgeschwindigkeiten der Oberflächen-schichten liegen bei wenigen cm s−1, die desTiefenwassers bei weniger als 1 cm s−1. Imlangjährigen Mittel liegt der Nettoausstromvon Wasser durch die dänischen Meerengenbei rund 450 km3/Jahr.

Abb. 2: Ästuare Zirkulation der Ostsee.(Quelle: Rheinheimer, 1996.)

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Im Übergangsbereich zwischen Nord- undOstsee, der Beltsee und dem Kattegat tre-

ten trotz nur geringer Niveauunterschiede zwi-schen Skagerrak und Ostsee hohe Strömungs-

Abb. 3: Vierjähriges Mittel der Strömungsgeschwindigkeit [cm/s] und zugehörige Stabilität (farbig) derStrömungen oberhalb der Halokline (links) und der Tiefenströme (Mitte)[0=keine Strömung,

1=kontinuierliche Strömung]. Vierjähriges Mittel der Vertikalgeschwindigkeit [10−4 cm/s] (rechts).(Quelle: Lehmann und Hinrichsen, 2000.)

geschwindigkeiten auf. Ursache dafür sindWasserstandserhöhungen (bei Westwind) inden (östlichen) Gebieten des Skagerraks infol-ge starken Windstaus. Parallel dazu kommt esim Arkonabecken zu einer Absenkung des Was-serspiegels, wodurch auch in dieser RichtungGefällsströmungen einsetzen und das Gebietder dänischen Meerengen bestimmen. Groß-räumige Strömungen sind in nur zwei Richtun-gen vorzufinden, dem Ein- und Ausstrom, wo-bei die stärksten Ströme dann auftreten, wennreine West- bzw. Ostwinde vorherrschen.Für die innere Ostsee charakteristisch sind ein-zelne Zirkulationsmuster in den Becken desMeeres, wobei zwischen den einzelnen Seege-bieten ein verhältnismäßig geringer Transportin tieferen Schichten stattfindet. Antrieb die-ser Strömungen ist der Wind, der sowohl di-rekt, durch Reibung einen Triftstrom erzeugt,der rasch mit der Tiefe abnimmt, als auch indi-rekt durch Windstau eine zusätzliche Gefälls/-strömung induziert. Da Messungen des 3D-Strömungsfeldes nur schwer realisierbar sind,wird häufig auf numerische Simulationen einesgekoppelten Meereis-Ozean Modells zurückge-griffen. Die Beständigkeit der Strömungen istüber die sogenannte Stabilität B, das Verhält-nis der mittleren vektoriellen Geschwindigkeitzum arithmetischen Mittel der Geschwindig-

keit darzustellen.

B =(u2 + v2)

12

1N ∑

Ni=1(u2

i + v2i )

12,

mit u = 1N ∑u und v = 1

N ∑v, wobei N dieHäufigkeit der jeweiligen Strömung beschreibt.In Abb. 3 werden die Strömungen in verschie-denen Höhen bzw. in der Vertikalen näher cha-rakterisiert. Größte Stabilität weist ein zyklo-naler Wirbel in der oberflächennahen Schicht(links) des westlichen Gotlandbeckens (WGB)auf, der im Norden einen weiteren Strömungs-zweig in den östlichen Bereich dieses Beckens(EGB) entlässt. Südlich von Gotland mündetaber auch dieser Zweig auf verschiedenen We-gen zurück in den Wirbel im östlichen Teildes Beckens. Im Mittel ist die Beständigkeitder Strömungsverhältnisse in diesem Beckengrößer als 50 %. Pro Jahr zirkulieren 1000 -2000 km3 Wasser im Gotlandbecken, wobei derhauptsächliche Transport oberhalb der Halokli-ne stattfindet. Eine weitere stabile, zyklonaleZirkulation ist im Bottnischen Meerbusen zubeobachten. Auffällig ist darin ein stark abge-grenzter nordwärtiger Strom entlang der fin-nischen Küste. In der Bottnischen Bucht wieauch im Finnischen Meerbusen sind kaum sta-bile Strömungsabschnitte erkennbar, da dasdortige Meereis zum Teil mehr als 6 Monatevorherrscht und Strömungen somit verhindert.Auch in den dänischen Meerengen kommt es

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aufgrund starker Fluktuationen kaum zu Sta-bilitäten > 30 %.Die korrespondierenden Tiefenströme sind inder mittleren Abbildung gezeigt und weisenähnliche Stabilitätsmuster auf. Während dieStröme in den dänischen Meerengen unbestän-dig sind, sind ostwärts gerichtete, bodennaheStröme mit einer Stabilität > 50 % am Born-holmer Kanal und am Stolpegraben zu finden.Strömungsgeschwindigkeiten von 10 m s −1 bis5-8 m s −1 implizieren die große Bedeutungdieser Übergänge für den ostwärtigen Trans-port salzreicher Wassermassen.Die Vertikalgeschwindigkeiten in der rechtenAbbildung deuten auf ein Upwelling entlangder Westküste der Ostsee hin, wohingegen ent-lang der Ostküste Downwelling stattfindet. Ins-

gesamt erkennt man also ein Muster vertikalerGeschwindigkeiten entlang der Küste, das inFolge von Windstau entsteht. Zusätzlich wirddeutlich, dass die tiefen Becken den Hauptan-teil zur vertikalen Durchmischung beitragen.

Quellen

• Lehmann, A., Hinrichsen, H.-H., 2000:On the wind-driven and thermohalinecirculation of the Baltic Sea, Phys. Chem.Earth, (B), Vol. 25, No. 5-6, 383-389.

• Rheinheimer, G. (Hrsg.), 1996: Meeres-kunde der Ostsee, Berlin, Heidelberg.

• Voipio, A., 1981: The Baltic Sea, ElsevierOceanography Series, Amsterdam.

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Kathrin Graw Messung von Meeresströmungen

Messung von Meeresströmungen

Meeresströmungsmessungen, die mit nu-merischen Modellen kombiniert werden kön-nen, dienen dazu die Ausbreitung von Schweb-stoffen oder Verschmutzungen vorherzusagen.Im Bezug auf globale Klimaänderungen sindsie ebenfalls nützlich, um mögliche Reaktio-nen des Ozeansystems zu untersuchen.Früher sowie auch heute noch ist die Kennt-nis über Meeresströmungen für die Schifffahrtvon großer Bedeutung, denn Meeresströmun-gen können einen enormen Einfluss auf dieReisedauer haben und müssen bei der Routen-planung beachtet werden. Deshalb verglichenschon die Seefahrer vor mehreren 100 Jah-ren ihren angesteuerten Ort mit dem tatsäch-lich erreichten. Durch den Versatz der Schif-fe konnte so der Verlauf und die Stärke derMeeresströmungen erstmals in einer 1770 ver-öffentlichten Karte des Golfstroms dargestelltwerden.Heutzutage wird die Geschwindigkeit undRichtung von Meeresströmungen mit Hilfe vonStrömungsmessern ermittelt. Eine Methode istdie Euler’sche Messung, bei der Zeitreihen anfesten Punkten mittels verankerter Strömungs-messer erfasst werden. Im Gegensatz dazu

wird bei der Lagrange-Methode nicht das vor-beifließende Wasser am festen Ort gemessen,sondern die räumliche Bewegung eines Drift-körpers beobachtet. Über die Gültigkeit derGeostrophie (horizontales Gleichgewicht zwi-schen Druckgradient- und Corioliskraft) kön-nen aus Messungen der räumlichen Verteilungvon Temperatur und Salzgehalt Strömungenberechnet werden.Tiefenströmungen können mittels indirekterMessungen wie Geschwindigkeitsunterschie-den oder Vermessung der parallelen Sanddü-nen auf dem Meeresgrund bestimmt werden.Meeresströmungen können außerdem mit Hil-fe von Messungen und Atmosphärenmodel-len berechnet werden. Die Stärke und der Ver-lauf von Strömungen sind durch die Kräfte,die auf den Wasserkörper wirken, und durchdie Form der Ozeanbecken bestimmt. Die Kräf-te (Corioliskraft, Wind, Anziehungskraft desMondes), die auf den Ozean wirken, werdenin mathematischen Gleichungen ausgedrücktund zu numerischen Modellen verbunden.Überblick über verschiedene Messmethodenvon Meeresströmungen:

Zur Erklärung der nummerierten Messmethoden siehe nächste Seite.

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1. Strömungsmessungen auf dem Schiff:Die Daten über den Schiffsversatz, dieoben schon einmal kurz erwähnt wur-den, sind die längsten Zeitreihen überMessungen von Meeresströmungen, diejemals gemacht wurden. Heutzutagewerden Floats (=Drifter in größeren Tie-fen) eingesetzt, die Informationen überTiefenströmungen sammeln können.

2. Das Argo/Jason-Programm:Ein Argo-Float ist etwa 1,1/,m lang,wiegt 25/,kg und kann bis 2000/,m Tiefeeingesetzt werden. Es stellt seinen Auf-trieb so ein, dass es mit der Strömungtreibt und misst währenddessen Tempe-ratur, Salzgehalt und Tiefe. Nach 7 bis 10Tagen taucht es auf und sendet seine ge-sammelten Daten an einen Satelliten na-mens „Jason“.

3. Drucksensoren:Strömungen können auch aus Druckmes-sungen am Meeresboden berechnet wer-den. Dies sind indirekte Messungen zurBestimmung großräumiger Meeresströ-mungen. Die Drucksensoren am Meeres-boden erfassen dabei Druckänderungen,die dadurch zustande kommen, dass diedarüber liegende Masse an Wasser durchWinde und Strömungen bewegt wird.

4. Verankerungen:Ein Strömungsmesser kann in verschie-denen Tiefen an Verankerungen befes-tigt werden und so Betrag und Rich-tung der Strömung sowie Temperaturund Salzgehalt messen. Dabei wird dieBewegung des Wassers über elektrome-chanische Geräte auf einen Rotor über-tragen. Seine Umdrehungszahl wird proZeiteinheit gezählt und in Geschwindig-keit umgerechnet. Nachteile sind häufi-ge Beschädigungen durch Schiffe, hohenSeegang oder aber auch Fischernetze, diedie Messgeräte „abfischen“.

5. Plastikdriftkarten:Postkarten aus biologisch abbaubaremMaterial werden in großer Zahl an einerbestimmten Stelle im Meer abgegeben.

Die Fundstelle am Strand kann dann ein-fach ermittelt werden, indem die Postkar-ten an ein Forschungsinstitut zurück ge-schickt werden. Hier ein Bsp.:

6. Farbstoffe und andere Tracer:Mit Farbstoffen kann man lokale Strö-mungen an der Oberfläche analysierenund ihre Ausbreitung vom Schiff, Flug-zeug oder tw. sogar vom Satellit aus re-gistrieren. Der Weg des Wassers kannebenfalls anhand von Salzgehalt, poten-tieller Temp., Sauerstoff-, Kohlendioxid-und Nährstoffgehalt, sowie über die Aus-breitung von Phytoplankton bestimmtwerden.

7. Messungen auf verankerten Bojen: Siehefolgende Abbildung:

8. Akustische Dopplerströmungsmesser:Diese senden Schallimpulse aus und mes-sen den an Teilchen im Wasser reflektier-ten Schall. Die Veränderung der Schall-

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ausbreitung (Doppler-Effekt) kann durchLaufzeitmessungen bestimmt werden.

9. Messungen mit Kabeln:Gemessen wird der Versatz der am Mee-resboden verlegten Telefon-, Strom- undInternetkabel, der durch die an den Ka-beln zerrende Strömung verursacht wird.

10. Zufallsdrifter: Turnschuhe + Gummien-ten:z.B. verlor 1990 ein Containerschiff sei-ne Ladung, sodass die an Land ange-spülten Turnschuhe zur Beschreibung desVerlaufs der Meeresströmungen herange-zogen werden konnten.

11. Satellitenaltimetrie (Jason 1 und 2 undEnvisat):Messung des Meeresniveaus mittelsRadar-Altimeter. Dabei wird die Laufzeit

reflektierter Mikrowellenimpulse gemes-sen und daraus Richtung und Geschwin-digkeit der Strömung bestimmt.

Quellen

• AWI - Meeresströmungen, (o. J.):http://www.awi.de/de/entdecken/klicken_lernen/lesebuch/meeresstroemungen/, 07.06.10

• Meeresströmungen - Präsentation vonProf. Dr. T. Scholten, (19.06.06):http://www.uni-tuebingen.de/egpinfo/Lehre/Praes_Meeresstroemungen.pdf, 07.06.10

• SEOS - Meeresströmungen, (o. J.):http://www.seos-project.eu/modules/oceancurrents/oceancurrents-c06-p01.de.html , 07.06.10

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Lennart Böske Die Gezeiten der Meere

Die Gezeiten der Meere

Entstehung

Unter den Gezeiten oder auch der Tide ver-steht man den Zyklus von Ebbe und Flut aufden Meeren unseres Planeten. Will man ver-stehen, wie sie entstehen, muss man sich dieFrage stellen, welche Kräfte auf die Erde undsomit auf die Wassermassen wirken.

System Erde-Mond

Mond und Erde drehen sich um einen gemein-samen Schwerpunkt, dabei ziehen sich bei-de gegenseitig durch die Gravitationskraft an.Durch die Drehbewegung tritt auf der Erde zu-dem eine Fliehkraft auf, welche an jedem Ortgleichgroß ist und vom Mond weggerichtet ist.Die Anziehung durch den Mond ist allerdingsnicht überall auf der Erde gleich groß, da dieGravitation bekanntlich quadratisch mit derEntfernung abnimmt.Die Summe aus den beiden Kräften nennt mandie Gezeitenkraft. Auf der dem Mond abge-wandten Seite überwiegt die Fliehkraft, wäh-rend auf der dem Mond zugewandten Seitedie Gravitationskraft größer ist. Auf den bei-den Seiten entstehen sogenannte Flutberge.

Abb. 1: Vom Mond erzeugte Flutberge

Für eine komplette Drehung „unter denFlutbergen“ benötigt die Erde ca. 24 Stundenund 50 Minuten, da sich der Mond innerhalbeines Tages auch weiterbewegt. Die Zeit zwi-schen zwei Hochwassern beträgt also ungefähr12 Stunden und 25 Minuten. Steigen und Sin-ken des Meeresspiegels kann als sinusförmigeKurve angenommen werden.Die Zeit des Steigens wird dabei als Flut be-zeichnet und der höchste Wasserstand als

Hochwasser (HW). Die Zeit des Sinkens wirdals Ebbe bezeichnet und der niedrigste Wasser-stand als Niedrigwasser (NW). Die Differenzzwischen HW und NW bezeichnet man als Ti-denhub.

Der Effekt der Sonne

Aber auch die Sonne erzeugt Gezeiten auf derErde. Aufgrund ihrer Entfernung zur Erde istihr Einfluss allerdings nur ungefähr halb sogroß wie der des Mondes. Daher verstärkt oderverringert die Sonne die Gezeiten des Mondeseher.

Abb. 2: Quelle: http://www.bsh.de

In Abbildung 2 ist der Fall der Spingtidedargestellt. Mond, Erde und Sonne liegen aufeiner Geraden und so wirken Sonne und Mondgleichsinnig. Es entstehen also relativ starkeGezeiten. Springtiden treten bei Neu- und Voll-mond auf.


In Abbildung 3 ist der Fall der Nipptide dar-gestellt. Dann bilden Sonne, Erde und Mondeinen rechten Winkel, es ist Halbmond. Hier

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Lennart Böske Die Gezeiten der Meere

wirken Sonne und Mond genau gegensinnigund die Gezeiten schwächen sich gegenseitigab.

In Abbildung 4 ist die Zeit zwischen zweiSpringtiden dargestellt.


Wirkung

Wie sich die Gezeitenschwingungen in denMeeren in der Realität ausbilden, hängt abersehr stark von der Form und der Tiefe des je-weiligen Meeres ab. Insbesondere die Gezeitender Randmeere, wie zum Beispiel die Nordsee,sind fast ausschließlich verursacht durch dasMitschwingen mit den angrenzenden Ozea-nen.In der Ostsee sind die Gezeiten aufgrund derkleinen und verzweigten Verbindung mit demAtlantik besonders schwach ausgeprägt. Dergrößte Tidenhub beträgt lediglich ca. 30 cm inder westlichen Ostsee.

Wenn man das Mitschwingen der Randmeerebedenkt, ist es verständlich, dass die Wirkun-gen der Gezeiten an einem bestimmten Ortnicht den astronomisch verursachten Schwer-kraftsänderungen entsprechen müssen, son-dern deutlich davon abweichen können.Zusätzlich können die Gezeiten durch Stür-me verändert werden. Sehr gefährlich kann eszum Beispiel werden, wenn eine Sturmflut miteiner Springtide zusammen auftritt.

Aufgrund des großen Einflusses der Geo-morphologie der Meere und Küsten ist die Vor-hersage nicht trivial. Aus diesem Grund gibtdas Bundesamt für Seeschifffahrt und Hydro-graphie jährlich einen Gezeitenkalender für dieDeutsche Bucht und Gezeitentafeln für die eu-ropäischen Gewässer heraus.

Quellen

• Bundesamt für Seeschifffahrtund Hydrographie - Entste-hung der Gezeiten, 19.05.2006:http://www.bsh.de/de/Meeresdaten/Vorhersagen/Gezeiten/809.jsp, 20.05.2010

• Welt der Physik: Die Kräf-te der Gezeiten, 22.03.2007:http://www.weltderphysik.de/de/5252.php, 20.05.2010

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Melanie Schneider Seegang und Seegangsvorhersage

Seegang ung Seegangsvorhersage

Wellenform und Wellenbewegung

Die Wellenform lässt sich durch die Wellen-länge (L), Wellenhöhe (H) und Periode(T) be-schreiben.Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit lässt sichberechnen mit v = L

T .Die Wasserteilchen an der Oberfläche und un-ter einer Welle bewegen sich auf kreisförmigenvertikalen Umlaufbahnen fort. Das heißt, dieTeilchen führen eine Orbitalbewegung aus. Eswird also kein Wasser, sondern die Energie desdurch den Wind angeregten Schwingungszu-standes der Wasseroberfläche mit der Wellen-bewegung transportiert.

Was ist Seegang?

Seegang bezeichnet im Allgemeinen eine vomWind aufgeworfene Oberflächenerscheinungder Ozeane und Meere in Form von Wellen.Der Begriff Seegang umfasst verschiedene Ar-ten von Wellen mit teils sehr unterschiedlichemAussehen. Dazu gehören die Windsee, die Dü-nung und die Brandung.

Energieübergang vom Wind- zum Wel-lenfeld

Bei der Anfachung der Oberflächenwellen wirdEnergie aus der Atmosphäre auf die oberenSchichten des Meeres übertragen. Dort wird sieumgewandelt und teilweise verbraucht.

Seegangsentwicklung

Streicht der Wind mit einer ausreichenden Ge-schwindigkeit über eine glatte Wasserober-fläche, so entstehen zunächst kleine Kräu-selwellen. Diese Kapillarwellen sind wenigerals 1 mm hoch. Die rücktreibende Kraft istbei ihnen, im Gegensatz zu größeren Wellen,nicht die Schwerkraft sondern die Oberflächen-spannung. In der zweiten Entstehungsphasefolgt die Entwicklung der Windsee. Kennzeich-nend hierfür sind Schwerewellen verschiede-ner Größe, Länge und Richtung. Bei anhalten-der Windwirkung wird Energie im Wasser ak-kumuliert, sodass neben kleinen Wellen immermehr größere Wellen und schließlich einzel-ne große Wellen im Seegang auftreten. Manspricht von einer ausgereiften Windsee (See-gang nimmt nicht weiter zu), wenn bei beliebiglangem Anfachungsweg (Fetch) und beliebiglanger Wirkdauer die Energiezufuhr durch denWind und Energiedissipation im Wasser gleichgroß sind.Lässt die Windwirkung auf die Wellen nach,kommt es zu einem Sortierungsprozess. Auf-grund der höheren Geschwindigkeit der län-geren Wellenkomponenten laufen diese vor-neweg, während die kürzeren zurückbleiben.Diese Dünungswellen sind gekennzeichnetdurch lange, abgerundete Kämme und abneh-mende Steilheit.

Beim Zusammentreffen von Wellensyste-men aus verschiedenen Richtungen, wovon ei-nes immer Dünung sein muss, entsteht eineKreuzsee, bei der ein großer Teil der Wellen-energie in Turbulenzenergie übergeht.

Im flachen Wasser (Wassertiefe geringer alsdie halbe Wellenlänge) verkürzen sich die Wel-len an der Wasseroberfläche wegen Störungendurch den Meeresboden und werden steiler.Dadurch erhöht sich die Brecherhäufigkeit.

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Melanie Schneider Seegang und Seegangsvorhersage

Seegangsvorhersage

Die ersten Seegangsvorhersageverfahren be-ruhten auf Erfahrungs- und Beobachtungs-werten mithilfe derer aus Windgeschwindig-keit und Wirklänge unter Berücksichtigungder Windwirkdauer die mittlere Wellenhöheund mittlere Periode bestimmt werden konn-te. Heutzutage wird auch die spektrale Na-tur des Seegangs berücksichtigt, d.h., dass derSeegang als Überlagerung vieler verschiedenerWellen verschiedener Amplitude und Periodeund nicht als Sinuswelle dargestellt wird. Die-se Rechnungen sind allerdings nur anhand vonComputermodellen zu bewerkstelligen.

Seegangsskala nach Peter Petersen

Quellen:

• Ott, J., 1988: Meereskunde,Ulmer, Stutt-gart, 69-76

• Dietrich, G., 1970: Erforschung des Mee-res, Umschau Verlag, Frankfurt am Main,25-31, 65-77 und 104-106

• Wellenform und Wellenbewegung,27.08.2006, http://www.geo.fu-berlin.de/fb/e-learning/pgnet/themenbereiche/geomorphologie/kuestenmorphologie/litorale_prozesse/wellendynamik/wellenform_wellenbewegung/index.html,24.05.2010

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Katrin Hundeshagen Sturmfluten

Sturmfluten

Definition

Unter dem Begriff Sturmfluten versteht mandie Abweichung vom mittleren Hochwasser.Auch an Küsten ohne Gezeiten (z.B. der Ost-see) treten regelmäßig Sturmfluten auf. Aller-dings verhalten sich diese anders als an derNordsee, da die Ostsee kaum Tidenhub auf-weist und nur eine schmale Verbindung zurNordsee hat. Die Ostsee verhält sich eher wieein Binnenmeer.Vom Bundesamt für Seeschifffahrt und Hydro-logie gibt es eine Klassifikation von Sturmflut-stärken:

Leichte Sturmflut 1 - 1,5 m über Nor-mal

Schwere Sturmflut 1,5 - 2 m über Nor-mal

Sehr schwereSturmflut

mehr als 2 m überNormal

Entstehung

Jeder schwere Sturm in der Ostsee ist in der La-ge eine starke Änderung des Wasserstandes zubewirken. So können zum Beispiel auflandigeWindfelder entstehen, die das Oberflächenwas-ser an die Küste drücken. Das Wasser staut sichund damit erhöht sich der Wasserstand an denKüsten. Es gibt also mehrere Einflussfaktoren,die eine Sturmflut in der Ostsee begünstigen:

LuftdruckDas Meeresniveau wird sich nach der Luft-druckverteilung einstellen. Das bedeutet, dassein geringerer Druck einen erhöhten Wasser-stand bewirkt und ein hoher Druck einen er-niedrigten Wasserstand. Die Ostsee kann aberauch zu Eigenschwingungen aufgeschaukeltwerden, wenn sich Hoch- und Tiefdruckver-teilungen in kurzen Zeitabständen periodischablösen.

WindDer entscheidende Einflussfaktor ist allerdingsder Wind. Er übt eine Schubspannung auf dieMeeresoberfläche aus und das Wasser wird in

Windrichtung bewegt. Die zwei Großwetterla-gen, bei denen der Wind entscheiden ist, sindim nächsten Abschnitt angesprochen.

BadewanneneffektFür diesen Effekt ist die Ostsee berühmt. Erentsteht immer dann, wenn starke Winde zueinem Wasseraufstau in bestimmen Regionender Ostsee führen. Lässt dieser Wind anschlie-ßend wieder nach, schwappt das ganze Wasserzurück und sorgt für Hochwasser, dort wo esankommt.

KüstenformDie Form bestimmt maßgeblich die Entstehungvon Sturmfluten. Vor allem golfartige Meere,trichterartige Flussmündungen oder lang ge-streckte Seen, wo das vom Wind verdrängteWasser nicht zur Seite ausweichen kann, sindanfällig für Sturmflutkatastrophen.

Gefährlich sind Ostseesturmfluten vor allemwegen der fast vollständig fehlenden Gezeiten.Extreme Hochwasserstände halten hier bis zu20-mal länger an als in der Nordsee.

Sturmfluttypen

An den deutschen Ostseeküsten gibt es zweimarkante Sturmfluttypen, die bestimmtenGroßwetterlagen unterliegen.

NordwestlageSturmfluten entstehen bei Nordwestlagen häu-fig durch das Sturmwindfeld auf der Rückseitevon Stürmen und Orkanen, die von Südskan-dinavien in Richtung Nordpole ziehen. Mit ih-rem Kern (Auge) ziehen diese starken Tiefs inder vorherrschenden Höhenwestdrift nördlichder Ostseeküste vorbei. An der Vorderseite die-ser Tiefs wird das Ostseewasser mit starkenbis stürmischen Südost- bis Südwestwindenauf die offene Ostsee hinaus getragen und be-ginnt sich dort aufzustauen. Auf der Rückseitedes Sturmtiefs hingegen presst das Sturm- bisOrkanfeld mit immensemn Winddruck diesesWasser und anderes Oberflächenwasser an die

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Katrin Hundeshagen Sturmfluten

Küste zurück. Es kommt zu einem sehr starkenWasserstau an der Küste und damit zu einemOstsee-Sturmhochwasser (Sturmflut).

Nordostlage Die gefährlichere Nordoststurm-flut entsteht dann, wenn über Skandinavienein Hoch liegt und gleichzeitig aus Südeuro-pa ein starkes Mittelmeertief nach Norden bisNordwesten zieht. Über der Ostsee verschärftsich dann nämlich der Windgradient und da-mit der Nordostwind. Dieser Prozess kann wie-derholt recht lange dauern und entsprechendlangatmig baut sich ein gefährlich ausgereiftesSturm- und Wellenfeld auf, das häufig von St.Petersburg bis Lübeck reicht. Diese so genann-ten Vb-Wetterlagen verursachen neben Sturmund Orkan nicht nur schwere Sturmfluten son-dern wiederholt auch Niederschlagskatastro-phen.

Sturmflut November 1872

Die stärkste und katastrophalste Sturmflut er-eignete sich 1872 mit Scheitelwasserständenvon max. 3,50 m ü NN. Dabei handelte es sichum ein sehr ungewöhnliches Zusammenspielvon Wetterereignissen.So trifft das Sturmhochwasser mit voller Wuchtauf Deutschland und Dänemark. Die Folgenwaren katastrophal. Allein in Deutschland wur-den achtzig Meilen Küstenlinie verwüstet. Esentstand ein Schaden von etwa 11,5 MillionenEuro. Viel schlimmer war allerdings, dass meh-rere hundert Menschen starben und mehr als600 Schiffe dem Orkan zum Opfer fielen.

1. bis 9.11.: HeftigerSüdwest-Sturm drücktWasser in die Ostseeaaaaaa

Gleichzeitig drückter das Wasser in derOstsee nach Nordaaaaaaaaa

10.11.: Der Südwest-sturm legt sich, dasWasser schwapptzurück (Badewannen-effekt) aaaaaaaaaaaaaaaaaa

11. - 13.11: Der Winddreht auf Nordost undfrischt auf: Die Flutwel-le prallt auf die Küs-ten der südlichen Ost-see aaaaaaaa

Quellen

• Sturmfluten an Nord- und Ostsee,(o. J.): http://www.torzursee.de/sturmfluten.htm, 15.05.2010

• Tiesel, R., 2003: http://www.ikzm-d.de/showaddon.php?text=386,15.05.2010

• Walter, I., 16.11.2007:http://www.wdr.de/tv/quarks/sendungs beitraege/2007/1113/007_sturm.jsp,15.05.2010

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Hannes Schulz Meereis

Meereis

Meereis ist ein Teil der Kryosphäre. Etwa 6,5 %des Weltmeeres sind eisbedeckt, das entsprichteiner Fläche von 22,5 Millionen Quadratkilo-metern. Die polaren Regionen sind großflächigvon permanentem Eis bedeckt. Im Winter ge-friert das Meer bis in unsere Breiten. Eine Eis-decke beeinflusst wesentlich die Wechselwir-kungen zwischen Wasser und Atmosphäre. Esbildet eine Grenzfläche zwischen Wasser undLuft, verändert den Strahlungshaushalt unddie Rauhigkeit.Die Veränderung der Albedo ist beträchtlich.Im Mittel kann die einer Eisfläche zwischen0,4 und 0,65 liegen, Wasser im Vergleich hateine Albedo von 0,1 - 0,2. Wird die Eisflächebeschneit, geht die Albedo nahezu gegen 1.Dies führt dazu, dass ein Großteil der kurz-welligen Strahlung reflektiert wird und nichtzur Erwärmung des Meerwassers genutzt wer-den kann und somit die Temperaturen weiterfallen. Diesen Effekt nennt man Eis-Albedo-Feedback.Die Bildung von Meereis hat Auswirkungen aufdie Salzbilanz und damit auf die thermohali-ne Zirkulation im Meer, sowie den turbulentenAustausch von Energie, Impuls und Feuchte.

Wie Meerwasser gefriert

In Meerwasser ist Salz gelöst. Der Salzgehaltdes Oberflächenwassers ist von Region zu Re-gion verschieden und hängt u.a. von Verduns-tung und Süßwassereinträgen ab. Eine Haus-nummer für den Salzgehalt von Ozeanwassersind etwa 30 Promille.Eine Salzlösung gefriert erst bei Temperatu-ren von etwa -2◦C. Der Gefrierpunkt verhältsich dabei umgekehrt proportional zum Salz-gehalt welcher ausschlaggebend für die Dichteder Lösung ist. Solange die Temperatur desDichtemaximums über der Temperatur desGefrierpunktes liegt, sinkt das Oberflächen-wasser nur ab und gefriert nicht. Es entstehtKonvektion. Erst wenn die gesamte Wassersäu-le auf den jeweiligen Gefrierpunkt abgekühltist, begint die Eisbildung. Im Meer gibt es aber

Sprungschichten, an denen die thermische Kon-vektion gestoppt wird.Beim Gefrieren ist besonders interessant, dassdas Salz des Meerwassers beim Eiswachstumnicht in das Kristallgitter des Eises eingebautwird, sondern teilweise ins Meer abgegebenoder in Form von Soletaschen gespeichertwird. Eine Eisschicht kann also alle drei Phasenbesitzen, festes Wassereis, flüssige Sole undGaseinschlüsse.Beim Eiswachstum wird die Salinität und da-mit die Dichte des Ozeans erhöht, was zur De-stabilisierung der Dichteschichtung und Kon-vektion, thermohaline Zirkulation, führen kann.Dies ist elementar für die Tiefenwasserbildungund damit für die gesamte Ozeanzirkulation.

Eisstruktur

Wie schon gesagt, gefriert der Süßwasseranteilgetrennt von der Sole. Die Eiskristalle schiebendas Salz beim Gefrieren vor sich her. Dabei bil-den sich millimetergroße Eiskristalle, die sichan der Wasseroberfläche ansammeln und densogenannten Slush bilden. Da dieser Eisbrei dieBildung kleiner Wellen verhindert, ist die Was-seroberfläche dort besonders glatt. Mit der Zeitund mit weiter abnehmender Temperatur ver-dichtet sich der Slush zu Klumpen von wenigenZentimeter Größe. Durch Wind und Wellen rei-ben sich diese Klumpen ständig aneinander, siewerden mit der Zeit größer und bekommen ei-ne Tellerförmige Gestalt mit umgekrempeltenRändern, die an Pancakes erinnert. Nach und

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nach verschmelzen die Eispfannkuchen, bissich eine geschlossene Eisdecke gebildet hat.Durch Überschiebungen von einzelnen Eisplat-ten kommt es dabei oftmals zur Ausbildungeiner rauhen oder gar zerklüfteten Oberfläche.Man spricht von Neueis. Ein- und mehrjährigesEis zeichnet sich dadurch aus, dass die Eis-decke bei anhaltendem Frost durch Anfrierenvon unten an Dicke gewinnt. Die im Eis einge-schlossene Salzlösung sinkt mit der Zeit nachunten und der Salzgehalt der Eisschicht nimmtab.

Leben im Eis

Das Laugenkanalsystem des Meereises ist dergrundlegende Unterschied zum Süßwassereis.Diese Laugenkanälchen stellen in dem sonstsoliden Eis einen Lebensraum für mikrosko-pisch kleine Lebewesen dar. Es sind vor al-lem Algen, und hier besonders Kieselalgen, diees geschafft haben, sich an die Bedingungenim Meereis anzupassen. Dabei gelingt es denmeist stäbchenförmigen, nur wenige Mikrome-ter großen Algen sich so stark zu vermehren,dass sich das Eis braun färbt, eine Mischfarbeihrer roten, gelben und grünen Photosynthese-Pigmente. Am häufigsten ist diese Braunfär-bung an der Unterseite des Eises, da hier dasLaugenkanalsystem noch mit dem Meerwas-ser in Verbindung steht und somit Nährstoffenachgeliefert werden können, die die Algenzum Wachstum benötigen.

Eisdrift

Dort wo die Eisdecke nicht am Land festgefro-ren ist kann der Wind eine Schubspannung aufdas Eis auswirken und es beginnt zu driften.Diese treibenden, zu Schollen zerfallenden Eis-massen werden als Packeis bezeichnet.Kommt es nun dazu, dass sich driftende Eis-massen z.B. vor einer Insel oder in einer Buchtaufstauen, neigen sie dazu, sich übereinan-der zu schieben. Es bilden sich so genannteRubble Ice-Felder, in denen sich die Eisdickegegenüber dem umliegenden Level Ice ver-vielfacht. Häufig kommt es bei ungünstigenWetterlagen dazu, dass Häfen von aufgescho-benem Eis verstopft werden.Zu einer erheblichen Auftürmung von Eisschol-len kommt es entlang von Bruchkanten, wodurch den Druck zweier sich gegeneinanderverschiebender Eisplatten Pressure Ridges bil-den. Diese Ridges können selbst für mächtigeEisbrecher zu dick sein.

Dort wo die Eisdecke nicht vollständig ge-schlossen ist, sich so genannte Polyn jas bilden,wird sehr deutlich sichtbar, dass eine Eisdeckeden Austausch von latenter und fühlbarer Wär-me zwischen Meer und Atmosphäre behindert.Schon eine dünne Meereisdecke unterbindetden Wärmefluss fast vollständig. Der Wärme-strom kann hier mehrere hundert Watt pro

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Quadratmeter annehmen.

Seefahrt im Eis

Veränderungen im Klima haben große Aus-wirkungen auf die Eisbedeckung der Polarge-biete. So könnte der Traum des NorwegersRoald Amundsen, eine schiffbare Passage vomAtlantik über den Pol zum Pazifik zu haben,bald wahr werden. Ihm gelang 1903 - 1906 dieerste komplette Durchfahrt über die von JohnRae entdeckte Route durch die Victoria-Straßeauf dem kleinen Schiff Gjøa.

Die Nordwest passage verkürzt den Seeweg zwi-schen Europa und Asien erheblich: Die bis-herige Route durch den Suez-Kanal beträgt

21.100 km, der neue Weg hätte eine Länge vonnur 15.900 km. Auf Satellitenbildern aus demSeptember 2007 wurde erkennbar, dass der ka-nadische Teil der Passage zum ersten Mal seitBeginn der Aufzeichnungen völlig eisfrei unddamit schiffbar war. Es kam zu einem Rück-gang der Eisfläche im Nordpolargebiet auf nurnoch 3 Mio. Quadratkilometer, das ist 1 Mio.Quadratkilometer weniger als noch im Jahr2006. Die Nordost- und Nordwestpassage wa-ren Ende August 2008 beide erstmals gleich-zeitig eisfrei. Die Nordostpassage ist, sofernbenutzbar, für die Strecke von Europa nachAsien noch kürzer als die Nordwestpassage.

Quellen

• Meereis, (o. J.), http://www.awi.de/de/entdecken/klicken_lernen/lesebuch/meereis/, 21.05.2010

• Schönwiese, C-D., 1994: Klimatologie,UTB für Wissenschaft, Stuttgart, 176-180, 227-228 und 250-253

• Lilequist, G. und Cehak, K., 1984, All-gemeine Meteorologie, Verlag Vieweg,Braunschweig, 358-359

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Fabian Hoffmann Vereisung der Ostsee

Vereisung der Ostsee

Entstehung

Die Ausbreitung von Eis in der Ostsee ist sehrvariabel. Sie hängt in erster Linie von Tempe-ratur und Salzgehalt des Wassers ab.

Abb. 1: Gefrierpunkt und Dichtemaximum vonWasser als Funktion des Salzgehaltes (LILJEQUIST)

Allgemein lässt sich jedoch beobachten, dassdie Zeit bis zur Vereisung mit wachsendemAbstand zur Küste zunimmt. In milden undschwachen Wintern ist die Vereisung daherbegrenzt auf Buchten und kleine Sunde undBelte1. Dies kann zur teilweisen oder gan-zen Schließung der Bottnischen-, Finnischen-und der Rigabucht führen. In strengen Win-tern kann die ganze Ostsee (420 000 km2) vomBottnischen Meerbusen bis zum Kattegat odersogar das Skagerrak vereisen. Diese extremeVereisung wird nur bei stationären Ostwetter-lagen beobachtet, welche zu einem Ausströ-men des salzreichen Nordseewassers (3,5%Salzgehalt) und einem upwelling von kaltemund salzarmen Ostseewasser (0,5−0,7% Salz-gehalt, in Buchten und Norden geringer) führt.

Auswirkungen

Die Vereisung der Ostsee dauert in der Bottni-schen Bucht durchschnittlich fünf Monate und

an der deutschen Ostseeküste kann an durch-schnittlich 83 Tagen Meereis beobachtet wer-den. Damit muss die Vereisung der Ostsee alsein klimatologisch wie auch wirtschaftlich be-deutender Faktor gesehen werden.Das Gefrieren der Ostsee verhindert den sta-bilisierenden Einfluss eines Meeres auf meteo-rologische Verhältnisse. Kontinentale Arktik-luft wird nicht mehr labilisiert und mit Was-serdampf angereichert und kann somit unver-ändert Skandinavien erreichen. Diese positiveRückkopplung führt zu einer Verstärkung derVereisung.Durch die Vereisung wird der Schiffsverkehrin der Ostsee erschwert bis gänzlich verhin-dert und kann nur durch finanziellen Mehrauf-wand, d.h. durch Eisbrecher aufrechterhaltenwerden. Fischerei wird ebenfalls auf die eisfrei-en Gebiete reduziert oder ganz eingestellt.

Vorhersage

Aufgrund dieser Einflüsse ist die Vorhersageder Eisverhältnisse der Ostsee ein wichtigerTeil der Arbeit der Wetterdienste der Ostseean-rainerstaaten. Die Eisvorhersage ist ein Teil derVorhersage wichtiger Meeres-Parameter (oceanforecast). Vorhergesagt wird neben der Eisdickeund der Verbreitung auch die Drift von Treib-eis. Der Zustand des Seeeises wird im balticsea ice code, einer gemeinsamen Entwicklungder Ostseeanrainerstaaten, beschrieben. Er be-steht aus vier Ziffern AB SB TB KB, die dieMenge und Anordnung (AB), den Zustand derEntwicklung (SB) und Topographie oder Form(TB) des Seeeises angeben. KB gibt die Mög-lichkeiten der Schifffahrt in diesem Gebiet an.

Klimawandel

Es stehen viele Daten über die Vereisung derOstsee zur Verfügung, da diese schon immereinen großen Einfluss auf das Leben der Men-schen hatte. Ab 1890 gibt es zuverlässige Datendes Finnischen Institutes für Meeresforschung

1Sund und Belt sind Bezeichnungen für kleine Meeresstraßen im Ostseeraum

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Fabian Hoffmann Vereisung der Ostsee

(Zeitreihe älter), die repräsentativ für die gan-ze Ostsee sind. Hieraus lässt sich ein Trendableiten: Die Anzahl extrem milder und milderWinter mit geringer Vereisung nimmt zu, ob-wohl es auch immer noch strenge und extremstrenge Winter gibt, bei denen fast die ganzeOstsee vereist ist.

Abb. 2: Seeeisvorhersage des FinnischenMeteorologischen Institutes (FMI)

Aufgrund eines Klimamodells des Max-Planck-Institutes für Meteorologie in Hamburg wur-de die Vereisung der Ostsee für das 21. Jahr-hundert nach dem Szenario IS 92 a (Menschsetzt weiterhin große Mengen Treibhausgasefrei) prognostiziert. Darin setzt sich der in

den Zeitreihen beobachtete Trend zu milde-ren Wintern mit geringer Vereisung fort. Die-ser Prozess ist aber nicht nur auf eine stei-gende Globaltemperatur und damit steigendeMeerestemperaturen zurückzuführen, sondernauch auf eine zunehmende winterliche Zonal-zirkulation und damit häufigeren Tiefdruckge-bieten, die ein Zufrieren der Ostsee aufgrundvon starken Winden erschweren.

Abb. 3: Vereiste Fläche der Ostsee zum Zeitpunktder maximalen Vereisung (TINZ)

Quellen

• Liljequist, G.,1984: Allgemeine Meteo-rologie, Springer-Verlag, Berlin, S. 358-359

• Tinz, B., 1997: Vereisung der Ostsee imWandel der Zeiten, Spektrum der Wis-senschaft, S. 106-108

• Baltic Sea Ice Code, o.J.:, http://www.smhi.se/en/services/professional-services/shipping/baltic-sea-ice-code-1.8965, 13.06.2010

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Maren Weismüller Framdrift

Framdrift

Die Framstraße ist ein Seeweg zwischendem Nordatlantik und dem Arktischen Ozean,zwischen Spitzbergen und Grönland. Die Was-sertiefe beträgt an der tiefsten Stelle 2600 m.Tiefenwasser wird ausgetauscht zwischen derGrönlandsee und dem Arktischen Ozean. ImWesten ist die Framstraße das ganze Jahr übervon Eis bedeckt, während der Osten im Som-mer fast ganz eisfrei ist, weil warmes Wasservom Atlantik einströmt. Ungefähr 2300 km3

Eis und 1900 km3 geschmolzenes Eis verlassenjährlich den Arktischen Ozean über die Fram-straße und wird Teil des Ostgrönlandstroms -diese Zahlen variieren aber von Jahr zu Jahr.Von 1893 bis 1896 gab es eine Expedition,geleitet von Fridtjof Nansen, die das Ziel hat-te, zum Nordpol zu gelangen. Fridtjof Wedel-Jarlsberg Nansen war Polarforscher, Zoologeund Diplomat, und erhielt 1922 den Friedens-nobelpreis.Fridtjof Nansen studierte Zoologie an der Uni-versität in Christiania und machte 1882 seineerste Reise in Grönländische Gewässer, wäh-rend der das Schiff drei Wochen im Packeiseingefroren war.Die Idee für die Expedition mit der Fram kamauf, als Reste des amerikanischen Schiffes Jea-nette, das drei Jahre zuvor, 1881, im Nor-den von Sibirien gesunken war, im SüdwestenGrönlands auftauchten. Es war offensichtlichvom Packeis dorthin transportiert worden. DerMeteorologe Henrik Mohn stellte die Theseauf, dass es eine Strömung durch das Nordpo-larmeer geben muss. Der dänische Gouverneurvon Julianehaab kam auf die Idee, ein Schiff imPackeis einzufrieren und damit dem Weg derJeanette zu folgen, und so zum Nordpol zu ge-langen. Nansen war fasziniert und wollte dieseIdee in die Tat umsetzen. Die Finanzierungder Expedition wurde durch öffentliche Mittelund Spendenaufrufe sichergestellt. Das Schiffmusste den speziellen Anforderungen gerechtwerden, also wurde ein neues Schiff konstru-iert, die Fram (norwegisch für „vorwärts“). Essollte so konstruiert werden, dass es, anstattzerdrückt zu werden, vom Eis nach oben ge-

tragen wird und dadurch transportiert werdenkann. Der Rumpf hatte eine dreieckige abge-rundete Form und war glatt, um vom Packeisangehoben zu werden. Es hatte keinen Kiel,und Ruder und Propeller waren einziehbar, daNansen erwartete, in flache Gewässer zu fah-ren. Das Schiff wurde besonders gut isoliert,um Nansen und seinen Begleitern eine warmeUnterkunft für die lange Expedition bieten zukönnen. Die Fram war das Holzschiff, das amweitesten südlich und nördlich gefahren ist.Die Mannschaft bestand aus nur 12 anderenneben Nansen. Der erfahrene Segler Otto Sver-drup wurde Kapitän der Fram. Am 24. Juni1893 verließ die Fram Christiania. Die erstePhase der Expedition war, von Norwegen ander Küste entlang nach Osten zu fahren zu denneusibirischen Inseln. Im Oktober trat die Frambei 78◦N in Packeis ein. Bis Ende 1893 trieb dieFram mal nach Norden, mal nach Süden, bissie im Januar 1894 endlich weiter nördlichfuhr. Am 14. März 1895 begannen Nansen undJohansen eine Reise zum Nordpol mit Schlit-tenhunden und Skiern, als klar war, dass dieFram, mit dem Eis driftend, den Nordpol nichterreichen wird. Bei 86◦13.6’N mussten Nansenund Johansen umkehren, weil die Nahrungs-vorräte knapp wurden. Damit hatten sie aller-dings den Rekord gebrochen und waren demNordpol näher als ein anderer Mensch zuvorgekommen. Sie kehrten in einer beschwerli-chen Reise nach Franz Josef Land zurück undmussten dort überwintern. Sie errichteten ei-ne Hütte in einer Bucht und verbrachten dort8 Monate. Sie ernährten sich von Bären, Rob-ben und Walrossen. Am 19. Mai 1896 zogensie weiter. Am 4. Juni rettete Johansen diezwei Kajaks, die sich gelöst hatten und droh-ten, davonzuschwimmen. Trotz des eiskaltenWassers konnte Johansen die zwei aneinan-der gebundenen Kajaks - die ihre kompletteVersorgung enthielten - erreichen und zurückrudern. Am 13. Juni wurden die Kajaks durcheine Walrossattacke beschädigt, wodurch dieReise unterbrochen wurde. Am 17. Juni tra-fen sie Frederick Jackson, der eine Expedition

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Maren Weismüller Framdrift

durch Franz-Josef-Land führte. Nansen und Jo-hansen erreichten Vardö am 13. August.Die Fram driftete währenddessen mit demEis weiter. Sie nahm weiterhin meteorologi-sche, magnetische und ozeanographische Mes-sungen vor. Soundings indizierten Tiefen vonnacheinander 1800 m, 2700 m und 610 m, wasrückschließen lässt auf ein Nichtvorhanden-sein von Land. Im November 1895 erreichtedie Fram 85◦55’N, ihren nördlichsten Punkt.Im Juni, nach drei Jahren gefangen im Eis,wurde die Fram vom Eis freigegeben und zweiMonate später konnte sie das Eis komplett hin-ter sich lassen und begab sich auf den Rückwegnach Norwegen.Die Expedition klärte offene Fragen die Geo-graphie des Nordpols betreffend. Man wusstenun, dass dort kein Land ist sondern driftendesPackeis. Der Ozean dort ist tief, und es exis-

tiert eine polare Strömung. Außerdem wurdefestgestellt, dass die Corioliskraft das Eis ge-genüber der Windrichtung nach rechts ablässt.

Quellen

• Wikipedia - Nansen’s Fram expedition,05.06.2010: http://en.wikipedia.org/wiki/Nansen%27s_Fram_expedition, 05.06.2010

• Lighthouse Foundation, (o. J.):http://www.alternative-solution.net/index.php?id=161,24.05.2010

• Diercke Weltatlas, Westermann Schul-buchverlag GmbH Braunschweig, 1989

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Fabian Hoffmann, Katrin Hundeshagen, Esther Quadflieg, Theresa Rösner Impressionen

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Exkursions-Bericht: Maritime Meteorologie · Beaufort 30 Landseewind 33 Wasserhaushalt 35...

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