Die Ostsee zählt seit jeher zu den am besten erforschten Meeren weltweit, was die physikalische Ozeanographie angeht. So wurden zum Beispiel schon im 17. Jahrhundert Salzgehaltsmessungen in der Kieler Förde durchgeführt.
Die “Allgemeine Deutsche Biographie” von 1889 schreibt über den Kieler Professor Samuel Reyher:
In einer kleinen Schrift: „Aquae marinae dulcedo die 6. Februar. Anni 1697“ gibt R. an, daß ein fußdickes Eisstück bei Friedrichsort (nach dem hübschen Bilde, welches der Abhandlung beigegeben ist, wol nah bei dem jetzigen Bellevue) aus der Bucht entnommen, sich ganz salzfrei ergeben habe. Ebenso das Wasser dicht unter dem Eise. Wasser aus 1½ Fuß Tiefe sei schon etwas salzig gewesen. Wasser aus 5 Fuß Tiefe geschöpft, ergab beim Verdampfen von 4 Pfund Wasser 1 Unze und 1½ Skrupel Salz. Dies würden nahezu 1,8 Procent sein, und mit der uns jetzt bekannten specifischen Schwere des Winterwassers sehr gut übereinstimmen. Ferner ist die ganz richtige Beobachtung angeführt, daß das Wasser der Swentine und Levensaue sich lange an der Oberfläche des Hafenwassers erhalte, sich in der Strömung bis zum Ausgang des Hafens durch abweichende Farbe auszeichne und sich nur bei der Bewegung infolge der Winde mit dem Salzwasser vermische.
Auch einige wissenschaftliche Entdeckungen der physikalischen Ozeanographie wurden in der Ostsee gemacht. Das Knudsen-Theorem wurde beispielsweise von Knudsen 1900 zuerst auf die Ostsee angewandt.
Was die atmosphärische Zirkulation angeht, liegt die Ostsee im Westwindgürtel, das heißt, der Wind kommt meist aus westlichen Richtungen. Das gilt aber nur für den mittleren Wind. Im allgemeinen ist ja die Ferrel-Zelle recht instabil, d.h. der Wind kommt auch mal aus wechselnden Richtungen, wie man an einer Darstellung als “Windrose” sieht:
Das wird für die “Major Baltic Inflows” noch entscheidend, wie wir gleich noch sehen werden.
Außerdem liegt die Ostsee in einem humiden Klima, d.h. es gibt mehr Niederschlag als potentielle Verdunstung. Das bewirkt dann auch den erheblichen Eintrag an Frischwasser durch Flüsse, der die Ostsee zu einem Brackwassermeer macht.
Kommen wir zu den “Major Baltic Inflows”, die die Ostsee entscheidend prägen. Das sind Einströme von Salzwasser aus der Nordsee, die alle paar Jahre erfolgen. Entscheidend dafür sind die Windverhältnisse.
Da die Ostsee so klein ist, haben wir nicht nur den Ekman-Transport, der 90° rechts zum Wind verläuft. Es kann sich vielmehr ein Gleichgewicht zwischen Windschub und Druckgradient einstellen. Daher kann das Wasser praktisch in Windrichtung gedrückt werden. (Entscheidend dafür sind “barotrope Kelvinwellen”, die die Küste entlang um die Ostsee umlaufen können.)
Bei Westwind hebt der Wind also den Pegel in St. Petersburg und senkt den in der westlichen Ostsee. Bei Ostwind ist es umgekehrt: Der Pegel in St. Petersburg sinkt und der in der westlichen Ostsee steigt. Wenn das passiert, läuft das Wasser über die Dänischen Straßen hinaus in den Kattegat. Das Volumen der Ostsee verringert sich.
Das Gesamtvolumen der Ostsee kann man relativ gut über den Pegel Landsort (nahe Stockholm) abschätzen. Da der quasi in der Mitte der Ostsee liegt, gleichen sich solche sogenannten Seiches (um das Becken umlaufende Oberflächenwellen) hier aus, die sich sonst in einer Schrägstellung des Meeresspiegels äußern.
Bei Ostwind sinkt der Pegel also. Wenn danach nun ein Sturm aus West kommt, stellt sich der Meeresspiegel wieder andersherum schräg, und die Ostsee läuft über die Dänischen Straßen wieder voll. Die ersten 5 Tage strömt meist das zuvor ausgeströmte Ostseewasser wieder zurück. Danach ist die Salzfront aus dem Kattegat weit genug südlich gewandert, um schweres salzhaltiges Wasser über die Schwellen zu bringen. Das sind die Drogdenschwelle im Öresund und die Darßer Schwelle zwischen Darß und Dänemark. Wir sprechen von einem Major Baltic Inflow (MBI) üblicherweise, wenn ein Salzgehalt von 17 g/kg oder mehr an der Darßer Schwelle auftritt.
Das Einstromwasser strömt dann aufgrund seiner Dichte am Boden von Becken zu Becken, wobei es sich immer weiter verdünnt. Nach einigen Monaten kommt es dann in der zentralen Ostsee an.
Hier ist ein Video zu einer Computersimulation eines Einstroms im Jahr 2014: https://www.io-warnemuende.de/baltic-inflow-of-december-2014-computer-simulation.html
In der Ostsee gibt es zwei Salzgradienten:
Der horizontale Gradient geht von Nordsee-Salzgehalten im Skagerrak bis zu beinahe Frischwasser in den nördlichen und östlichen Becken.
Der vertikale Gradient ist an verschiedenen Orten unterschiedlich stark ausgeprägt. Im größten Becken (dem östlichen Gotlandbecken) geht er von 7 g/kg an der Oberfläche bis 12 g/kg in der Tiefe.
Im Groben entspricht die Zusammensetzung des Salzes aber der im Weltozean, es ist nur weniger. Im Detail gibt es kleine Anomalien bei einzelnen Ionen wie Magnesium.
Der vertikale Salzgradient führt in der Ostsee zu einer charakteristischen doppelten Schichtung:
saisonale Thermokline in ca. 20 m Tiefe
permanente Halokline in ca. 60-80 m Tiefe
Das sorgt dafür, dass es eine Schicht an “Winterwasser” gibt, die die kältesten Temperaturen aufweist. Sie wird im Winter erzeugt, wenn die Thermokline zusammenbricht und kaltes Wasser von der Oberfläche her heruntergemischt wird. In der Tiefe wird es hingegen wieder wärmer. Das kommt daher, dass das eingeströmte Tiefenwasser aus der Nordsee stammt und die Temperatur des Einstromzeitpunkts mitbringt. Der kann auch mal im Winter sein, aber oft ist es auch Herbst oder Frühjahr. Die Temperatur des Tiefenwassers schwankt daher, je nachdem, wann es eingeströmt ist.
Diese Zeitreihe stellt also ein klassisches Beispiel dafür dar, wie wichtig es ist, zwischen Eulerscher und Lagrangescher Perspektive zu unterscheiden. Wenn man das nicht täte, könnte man lange rätseln, welcher physikalische Prozess wohl manchmal für eine Erwärmung und manchmal für eine Abkühlung des Tiefenwassers sorgt. (In Wahrheit wird es einfach durch Advektion ausgetauscht und durch Wasser anderer Temperatur ersetzt.)
Eine Konsequenz des horizontalen Salzgradienten ist, dass der mittlere Wasserstand nach Osten und Norden hin ansteigt. Das können wir uns auch erklären: Das weniger salzhaltige Wasser ist leichter.
Da die Ostsee recht flach ist im Verhältnis zum Weltozean, und der Druck daher auch am Boden recht gering, spielt die Abweichung der potentiellen Temperatur von der gemessenen in-situ-Temperatur in der Ostsee keine große Rolle.
In der Ostsee gibt es in jedem Becken eine mittlere Strömung entgegen dem Uhrzeigersinn. Das entspricht einem Cold-Core Eddy, aber wird in diesem Fall nicht durch kältere Temperaturen in der Mitte bewirkt. Im Gegenteil ist es der höhere Salzgehalt in der Mitte, der den Meeresspiegel dort absenkt, denn an der Küste wird durch die Flüsse das Frischwasser eingetragen, das sich erst nach und nach in die Mitte mischen muss. Die Dynamik dieses Mischungsprozesses ist noch nicht besonders gut bekannt.
Eine dauerhafte Konvergenz der horizontalen Strömung und damit “garbage patches” gibt es in der Ostsee nicht. Im Gegenteil gibt es eine leichte Divergenz, da mehr Niederschlag als Verdunstung auftritt und die Oberfläche damit immer frischer wird. Müll würde letztlich immer entweder an der Küste anlanden oder in Richtung Nordsee ausgespült werden.
Die Ostsee ist praktisch gezeitenfrei. Das macht sie sehr interessant für die Forschung an Prozessen in der physikalischen Ozeanographie. In anderen Meeren hat man oft eine Wechselwirkung zwischen dem Prozess, an dem man eigentlich interessiert ist, und Gezeitenprozessen, und muss die bei der Analyse seiner Messungen auseinanderhalten. In der Ostsee entfällt diese Schwierigkeit und man kann manche Prozesse einfacher untersuchen.
Ein Beispiel für einen Prozess, den man ohne Gezeiten einfacher untersuchen kann, ist die vertikale Vermischung. Hier zeige ich als Beispiel die Forschung meines IOW-Kollegen Peter Holtermann. Der injezierte ein Gas ins östliche Gotlandbecken, das sich, solange es gelöst ist, per Fluoreszenz noch in geringen Spuren detektieren lässt. In mehreren Fahrten wurde dann die Ausbreitung des Tracers verfolgt.
Was sich zeigt, ist, dass die vertikale Vermischung nur scheinbar in der Mitte des Beckens erfolgt. In Wahrheit diffundiert der Tracer horizontal bis zum Rand, wird dort hochgemischt und dann wieder horizontal wieder in die Mitte des Beckens.
Hier ein Video dazu: vorlesung9/batre.avi
Das Portal https://marine.coperinicus.eu bietet auch Datensätze speziell für die Ostsee an. Zusätzlich sei auf zwei weitere Datenquellen von unserem Institut hingewiesen:
Für Beobachtungsdaten: https://odin2.io-warnemuende.de/
Für Modelldaten: https://thredds-iow.io-warnemuende.de/ (auch Darstellung per Live Access Server)
Auch in der Ostsee gibt es natürlich Wirbel. Wir unterscheiden:
| Bezeichnung | Größe |
|---|---|
| mesoskalige Wirbel | ~10-100 km |
| submesoskalige Wirbel | ~100 m - 10 km |
Wir nehmen an, dass submesoskalige Wirbel sehr wichtig für die horizontale Vermischung in der Ostsee sind, speziell zwischen Küste und offener Ostsee. Wir können so feine Skalen erst seit kurzem simulieren, darum ist die Frage, wie sie das tun und wann es viele von ihnen gibt, noch ein wenig offen.
Die Ostsee ist kein Erdbebengebiet, daher gibt es auch keine klassischen Tsunamis. Was es aber gibt sind “Metetotsunamis”. Wenn ein Tiefdruckgebiet gerade mit der Ausbreitungsgeschwindigkeit der Flachwasserwellen zieht, dann kann es den Wellenberg immer weiter aufstauen. Hier sehen wir ein Beispiel für Pegelstände an der finnischen Küste:
Wie wir sehen, ist die Amplitude aber viel geringer.
Das bedeutendste Hochwasserereignis in der Ostsee gemäß der Aufzeichnungen ist das “Jahrtausendhochwasser” von 1872. Manchmal wird es auch als “Jahrtausendflut” bezeichnet, aber üblicherweise spricht man in der Ostsee von Hochwasser, weil Ebbe und Flut dabei keine Rolle spielen. In Warnemünde stand das Wasser 2,71 m über Normal-Null. Warnemünde wurde zur Insel und Menschen retteten sich in die höhergelegene Kirche, wo sie am Ende auf die Bänke steigen mussten. In Schleswig-Holstein wurden sogar bis zu 3,30 m über Normal-Null gemessen. Insgesamt starben mindestens 271 Menschen.
Hier ein Youtube-Video dazu: https://www.youtube.com/shorts/ZI_dy8UCqQI
In der Ostsee spielt der Küstenauftrieb als Auftriebsmechanismus eine wichtige Rolle. Allerdings gibt es keine dauerhaften Auftriebsgebiete, sondern nur solche, an denen manchmal, je nach Windrichtung, episodisch Küstenauftrieb erfolgt. Das kann man dann im Sommer vom Satelliten aus beobachten, hier haben wir Auftrieb durch die Thermokline:
Man kann eine Statistik machen, wie oft das auftritt:
Wenn man die Statistik rein aus Satellitendaten macht, verpasst man aber oft Ereignisse, weil die von Bewölkung verdeckt sind. Daher kann man auch Modellergebnisse nutzen.
Es gibt auch Auftrieb durch die Halokline im Winter, das ist aber schwerer zu beobachten, weil die Temperaturen ähnlich sind.
Auch die Ostsee hat eine ästuarine Zirkulation. Es strömt ungefähr genau so viel Nordseewasser ein wie Frischwasser. Das verrät der “Steckbrief der Ostsee”:
https://www.io-warnemuende.de/steckbrief-der-ostsee.html
Hier eine Liste der verwendeten Größen:
| Formelzeichen | Bedeutung | andere Schreibweise |
|---|---|---|
| \(\vec{e}_x,\:\vec{e}_y,\:\vec{e}_z\) | Einheitsvektoren in die drei Raumrichtungen | |
| \(g\) | Fallbeschleunigung | \(9.81\,\mathrm{m}\,\mathrm{s}^{-1}\) |
| \(f\) | lokaler Coriolisparameter | |
| \(k\) | Wellenzahl | |
| \(m\) | Masse | |
| \(p\) | Druck | |
| \(p_A\) | Druck durch Gewicht der Atmosphäre | |
| \(p_W\) | Druck durch Gewicht des Wassers | |
| \(\vec{r}\) | Vektor von der Drehachse zum Körper | |
| \(t\) | Zeit | |
| \(\vec{u}\) | Strömungsvektor | \(\begin{pmatrix} u \\ v \\ w \end{pmatrix}\) |
| \(u\) | Strömung ostwärts | |
| \(v\) | Strömung nordwärts | |
| \(w\) | Strömung aufwärts | |
| \(\vec{x}\) | Ortsvektor | \(\begin{pmatrix} x \\ y \\ z \end{pmatrix}\) |
| \(x\) | Entfernung ostwärts | |
| \(y\) | Entfernung nordwärts | |
| \(z\) | Entfernung aufwärts | |
| \(A\) | Fläche | |
| \(\vec{F}\) | Kraft oder Kraftdichte | |
| \(\vec{F}_c\) | Corioliskraft (Scheinkraft) | |
| \(\vec{F}_g\) | Gewichtskraft | |
| \(\vec{F}_p\) | Druckgradientenkraft | |
| \(\vec{F}_r\) | Reibungskraft | |
| \(\vec{F}_w\) | Windschubkraft | \(\begin{pmatrix} X \\ Y \\ 0 \end{pmatrix}\) |
| \(\vec{F}_z\) | Fliehkraft (Scheinkraft) | |
| \(H\) | Tiefe des Meeresbodens | |
| \(N\) | Brunt-Vaisälä-Frequenz | |
| \(Q\) | Volumentransport | |
| \(S\) | Salzgehalt | |
| \(T\) | Temperatur / Dauer der Erdrotation | |
| \(X\) | Windschubkraft ostwärts | |
| \(Y\) | Windschubkraft nordwärts | |
| \(\lambda\) | Längengrad / Wellenlänge | |
| \(\phi\) | Breitengrad | |
| \(\nu\) | molekulare Viskosität | |
| \(\nu_x,\:\nu_y\) | horizontale effektive Viskosität | |
| \(\nu_z\) | vertikale effektive Viskosität | |
| \(\pi\) | Kreiszahl | \(\approx 3.14159\) |
| \(\eta\) | Auslenkung des Meeresspiegels | |
| \(\rho\) | Dichte | |
| \(\theta\) | potentielle Temperatur | |
| \(\zeta\) | relative Vorticity | |
| \(\vec{\omega}\) | Rotationsvektor | |
| \(\omega\) | Länge des Rotationsvektors oder Kreisfrequenz einer Welle |
Hier eine Liste der Operatoren:
| Formelzeichen | Bedeutung | andere Schreibweise |
|---|---|---|
| \(\mathrm{d}\) | Ableitung | |
| \(\partial\) | partielle Ableitung | |
| \(\mathrm{D}\) | Eulersche / materielle Ableitung | |
| \(\vec{\nabla}\) | Nabla-Operator, Ableitung in alle Raumrichtungen | \(\begin{pmatrix} \frac{\partial}{\partial x} \\ \frac{\partial}{\partial y} \\ \frac{\partial}{\partial z} \end{pmatrix}\) |
| \(\vec{\nabla}_H\) | nur horizontale Ableitung | \(\begin{pmatrix} \frac{\partial}{\partial x} \\ \frac{\partial}{\partial y} \\ 0 \end{pmatrix}\) |
| \(\Delta\) | Differenz zwischen zwei Punkten | |
| \(\mathrm{rot}\) | Rotation eines Vektorfelds | \(\vec{\nabla} \times\) |
Hier eine Liste der wichtigsten Formeln:
| Name | Formel | Was können wir damit ausrechnen? |
|---|---|---|
| Kontinuitätsgleichung | \(\vec{\nabla} \cdot \vec{u} = 0\) | ob eine Strömung volumenerhaltend ist |
| hydrostatische Näherung | \(\frac{\partial p}{\partial z} = - \rho g\) | näherungsweise den Druck in einer bestimmten Tiefe |
| Eulersche Ableitung | \(\frac{\mathrm{D}}{\mathrm{D}t} = \frac{\partial}{\partial t} + \vec{u}\cdot \vec{\nabla}\) | die Änderung einer Größe in einem mit der Strömung mitgeführten Wasserpaket |
| geostrophische Balance | \(\frac{1}{\rho} \frac{\partial
p}{\partial x} = f \cdot v\) \(\frac{1}{\rho} \frac{\partial p}{\partial y} = - f \cdot u\) |
die geostophische Strömung |
| Erhaltung potentieller Vorticity | \(\frac{\mathrm{D}}{\mathrm{D}t} \frac{f + \zeta}{H + \eta} = 0\) | wie schnell sich ein Wasserpaket dreht, wenn es nordwärts/südwärts oder in ein Gebiet anderer Wassertiefe transportiert wird |
| Ekman-Transport | \(u = \frac{Y}{f \rho}\) \(v = -\frac{X}{f \rho}\) |
Strömung des Obeflächenwassers als Reaktion auf den Wind |
| Geschwindigkeit von Flachwasserwellen | \(c = \sqrt{gH}\) | wie schnell diese laufen, abhängig von der Wassertiefe |