2 Globaler Energie- und Wasserkreislauf

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1 1 Einführung: Exogene Prozesse Exogen: oberflächennahe Prozesse (z.b. Wasserkreislauf), kurzfristig variabel, langfristig konstant System: gemeinsame Struktur oder Organisation. Bestehend aus in bestimmten Zuständen befindlichen Elementen Modell: idealisierte, vereinfachte Darstellung von Systemen. Unterschiedliche Auflösung (Massstab) Spezielles an unserem Sonnensystem: O 2 Atmosphäre und OzonSchutzschild (UVSchutz) H 2 O in allen 3 Aggregatszuständen Leben Hydrosphäre = 1% Erdvolumen 96% Ozeane (= 2/3 Erdoberfläche) 4% Trinkwasser (3% Gletscher und polares Eis) 2 Globaler Energie und Wasserkreislauf Wichtigste Energiequellen Sonnenstrahlung: 17.6 x W Sonnenenergiezufuhr Atmosphäre: 12.3 x W Streuung und Rückstrahlung 64% Hydrologischer Kreislauf 33% Kinetische Energie 0.7% Photosynthese 0.1% Geothermischer Wärmefluss (radiogen): 30 x W Rotationsenergie: 2.8 x W Wichtigste Kräfte Erdanziehung Gravitation der Himmelskörper Erdwärme Sonnenstrahlung Wassereigenschaften Häufigste Substanz in äusseren 5km der Erde Hohe Verdunstungswärme (latente Wärme): 2.5kJ/g H 2 O Volumenvergrösserung beim Gefrieren Hohe Oberflächenspannung Gutes Lösungsmittel (Dipol) Globaler Wasserkreislauf Ozean: 1.4 x 10 9 km 3 Residenzzeit: Atmosphäre 11d, Meer 40'000a, Fluss 10a Residenzzeit: τ R = A da da A : Reservoirgrösse : Zu /Abfluss Rate dt dt 2004 Ana Sesartic 1

2 3 Kontinentale Prozesse: Gesteinszyklus, Verwitterung, Erosion Gesteinszyklus MaterialNettozufuhr in Ozeane: 25 Gt/a (90% durch Flüsse) Verwitterung Mechanische Veränderungen und chemische Reaktionen von Mineralien und Gesteinen. Regenwasser Fluss Meer Na % Ca % Na % Cl 53.2% HCO % Cl 55.2% SiO % Σ 7.13ppm chem. Verwitterung Σ 120ppm 300x Σ 35061ppm Chemische Reaktionen Oxidation Kohlensäureverwitterung CaCO 3 + 2CO 2 + 2H 2 O Ca 2+ + Mg HCO 3 Hydrolyse Mineralien, die bei höchsten Temperaturen kristallisieren verwittern am leichtesten. Olivin >> Feldspäte >> Quarz > AlOxide > FeOxide Erosion Abtransport von soliden und gelösten Gesteinspartikeln vom Aufschluss. Massenbewegungen, Wind, Wasser, Eis. Flüsse Wichtigstes Transportmedium für Materialien und Transportweg Land Ozean Kurzfristig variabel, langfristig konstant Transportkapazität nimmt flussabwärts relativ ab Transportiertes Material wird flussabwärts feiner Sedimenttransport v.a. bei Hochwasser Wasserführung der Limmat: 100m 3 /s Glazialprozess Glazialablagerungen generell schlecht sortiert, fein bis grob. Gletscher als Klimaarchive: Verfestigung von Schneekristallen (über Firn zu Eis) von Temperatur und Druck abhängig Eisbohrkerne. 4 Meereszirkulation Hypsographie: Ø Höhe m ü.m.: 840 Ø Höhe m unter Meer: 3800m Meeresböden < 200Mio.Jahre alt (jünger als Kontinente) Eigenschaften Meerwasser Ø Salinität 35 (Atlantik > Pazifik, Äquator > Pole). Temperatur 2 C bis 30 C (wobei ¾ sehr kalt mit 05 C). Dichtestratifiziert (von T und S beeinflusst). Dichtestes Meerwasser bei < 0 C 2004 Ana Sesartic 2

3 Oberflächenwasserzirkulation Durch Windreibung, Dichteunterschied, CoriolisEffekt (N rechts, S links) EkmanSpirale: Nettotransport von Wasser ca. 90 rechts zur Windrichtung Äquatoriale Divergenz (Auftrieb), Subtropische Konvergenz Wassertemperatur auf Ostküsten der Kontinente ist wärmer als auf den Westküsten. Warme Ströme: Golf, Brazil, Agulhas, OstAustralien, Kuroshio Kalte Ströme: Kanaren, Peru, Benguela, Labrador, OstGrönland, Kalifornien El Niño: Äquatorielle Gegenströmung stärker. Warmwasserzunge breitet sich nach Osten. Thermokline geht runter bei Peru und verhindert Küstenauftrieb des kalten Tiefenwassers. La Niña: Verstärkung der normalen Strömung Tiefenwasserzirkulation Triebkraft: Dichtezunahme durch Abkühlung und Verdunstung an Oberfläche Bodenwasserbildung in Norwegischer/Grönländischer See, Weddel Sea (Antarktis) Ausbreitung entlang westlichen Meeresbecken, langsamer Auftrieb (v horizont >> v vertical ) Tiefenwasserstrom braucht 1800a um von NAtlantik in den NPazfik zu fliessen. Ø Aufenthaltszeit des Oberflächenwassers im Tiefenwasserreservoir ist 900a. 5 Ozeane: Geochemie, Biologie, Sedimentation Biolimitierende Nährstoffe Wie N, P werden zu organischem Material synthetisiert. Oberflächenwasser sind deshalb stark untersättigt an gelösten Nährstoffen. Tiefenwasserzirkulation vom Atlantik zum Pazifik bewirkt eine graduelle Zunahme des Nährstoffgehaltes. Sauerstoff Zufuhr durch Atmosphäre und Photosynthese, Verbrauch durch Oxidation und Respiration. Aufenthaltszeit in Atmosphäre 10'000a. Abnehmende Gehalte von gelöstem O 2 im Tiefenwasser vom NAtlantik zum NPazifik. AOU = O 2 Löslichkeit O 2 Gehalt = 0.12 µmol/kg/a Kohlendioxid Zufuhr aus Atmosphäre bzw. als gelöstes HCO 3, Verbrauch durch Bildung von T p 2+ 2 Carbonatschalen und organischem Material. CaCO Ca + CO 3 3 T p Primärproduktion Tief in Konvergenzen, hoch in Divergenzen und Küstenauftriebsgebieten. Globale marine CSynthese: 2050 x 10 9 t C pro Jahr C:N:P = 106:16:1 Produktion biogener Sedimentpartikel CaCO 3 : Coccolithophoriden (Algen) in oligotrophen subtropischen Gewässern Foraminiferen (Protozoen) SiO 2 nh 2 O: Diatomeen (Algen) in Mischzonen, Küsten, äquatorialen und saisonalen Auftriebsgebieten (Divergenzen) Radiolarien (Protozoen) Org.Material: Dinoflagellaten 2004 Ana Sesartic 3

4 Sedimenttypen auf Meeresböden Detritisch: Glaziale und fluviale Kontinentalerosion. Ablagerung an Kontinentalrändern Biogen: 99% Primärproduktion bleibt in Wassersäule, Tiefseeböden sind schlechte Senken für organisches Material. Kalk und Kieselschlick. Vulkanogene Sedimente Erhaltung C org.: Exponentielle Abnahme der Partikeldichte mit Wassertiefe. Weniger als 1% des in photischer Zone synthetisierten org.materials erreicht Tiefseeböden. CaCO 3 : Oberflächenwasser CaCO 3 übersättigt, Tiefenwasser untersättigt. Anlösungsrate nimmt von Atlantik zu Pazifik zu, weil es mehr CO 2 hat. Senken sind pelagische Sedimente oberhalb CCD. CCD (Calcite Compensation Depth): Kalzitzufuhr = Kalzitlösungsrate. Am Äquator tiefer, weil Zufuhr und Primärproduktion höher wegen Divergenz; es geht länger bis Sedimentierung abgeschlossen ist. Opal: Oberflächenwässer sind mit Kieselsäure untersättigt, darum löst sich Kieselsäure am besten in diesem Bereich. Senken sind pelagische Sedimente unter Divergenzen. Gesteinverwitterung + Ablagerung im Meer: CaSiO 3 + CO 2 CaCO 3 + SiO 2 Photosynthese: CO 2 + H 2 O CH 2 O + O 2 6 Klimaindikator: Sauerstoffisotope Fraktionierung bei Evaporation / Kondensation δ 18 O geht leichter in flüssige Phase, weil schwerer. Je höher die Salinität, desto höher der 18 O Anteil: 1 δ 18 O 2% Salinität Zunehmend negative 18 O Werte des Wasserdampfs mit zunehmender Höhe und Distanz vom Meer. Temperaturabhängige Fraktionierung zwischen Wasser und gelöstem HCO 3 Paläothermometer: Sauerstoffisotopische Zusammensetzung des Wassers und Wassertemperatur bestimmen O 2 isotopische Kalzitschalen Zusammensetzung. 1 δ 18 O 45 C Paläoklimatische Anwendungen Sauerstoffisotopensignal auf Akkumulation von kontinentalen Eismassen zurückzuführen globaler Klimaindikator. Eiskappen an 18 O abgereichert Meeresspiegelabsenkung durch Eisbildung 1 Anreicherung an 18 O im übriggebliebenem Meer. Eiszeitzyklen: graduelle Abkühlung, schnelle Erwärmung 7 Klimageschichte und natürliche Klimaveränderungen Dokumente aus Erdgeschichte Paläoklimaindikatoren Warm: tropische/subtrop. Fossilien, negative 18 O Werte, Roterde und Kaolinit 2004 Ana Sesartic 4

5 Kalt: fossile Moränen (Tillite), Eisbergtransportierte Tiefseesedimente (Diamiktite), positive 18 O Werte Trocken: Evaporite, fossile Dünen Feucht: Kohle, Bauxite, Seeablagerungen Klimaschwankungen Änderungen in Sonnenstrahlung, Erdorbit, Atmosphärische Wärmedurchlässigkeit und Atmosphärenchemie Plattenverschiebungen und thermische Isolation von Kontinenten und Meeren Albedoeffekte Eiszeitalter v.a. dann als kontinentale Platten in Polargebieten konzentriert waren. Mesozoische Warmzeit und Abkühlung im Känozoikum Warmzeit vor 10050Ma (Kreide). Sauerstoffisotopenverhältnisse zeigen Abkühlung in Einzelschritten. Die erste grosse Vereisung der Antarktis begann vor 35Ma, jene der NHemisphäre erst vor 2.5Ma. Quartäre Klimaschwankungen Heute: 3% Eis (2% kontinental). Letztes Glazial: 10% Eis (45% kontinental) Biogeografie mariner Sedimente, Sauerstoffisotope, Pollenvariabilität und Meeresspiegelschwankungen Klimaschwankungen synchron und global Glazialinterglaziale Klimaschwankungen werden von orbitalen Bewegungen gesteuert: Exzentrizität der Ekliptik (100ka), Neigung der Erdachse (40ka), Präzession der Äquinoktien (19+25ka). Rückkopplung durch Veränderungen des atmosphärischen CO 2 Gehalts. Sonneneinstrahlungsveränderungen auf N Breite steuern globales Klimasystem. Klimamodelle deuten auf Wichtigkeit von Albedo und Treibhausgaseffekten hin Albedo: 30%, Wärmestrahlung: 70% Globale Durchschnittstemperatur heute: 15 C Im letzten Glazial (vor 18ka): 10 C Eisfreie Treibhauswelt (vor 100Ma): 20 C Menschliche Treibhausgasemissionen ppm CO 2 Gehalt der Atmosphäre in letzter Eiszeit, heute 370ppm. Amplituden und Raten Kleine kurzfristige, grosse langfristige Schwankungen. Raten oft noch unsicher. Globale Homöostase (GaiaHypothese) Globale Durchschnittstemperatur in letzten 3.5 Mrd. Jahren blieb im Toleranzbereich der Lebewesen, durch ursprünglich hohe CO 2 Konzentration und dessen graduellen Abbau im Verlauf der Erdgeschichte durch lebende Organismen. Rückkoppelungsmechanismen zwischen Biosphäre und geochemischen Kreisläufen Ana Sesartic 5