3.5 Temperatur 
System Nordsee 
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die »schwächelnde« Kaltphase nach 1979. Insofern erscheint die Spekulation nicht 
ganz abwegig, dass sich die Nordsee seit dem einleitenden Impuls von 1996 in einem 
Kaltregime befinden könnte, wenn gleichzeitig in den Sommermonaten ähnlich mariti 
me Verhältnisse geherrscht hätten wie 1977 - 1987 (Abb.3-23) oder im Hochsommer 
des Jahres 2005. Tatsächlich herrschen jedoch seit 1997 sehr warme Sommer vor, die 
möglicherweise mit einer polwärtigen Verschiebung der Hadley-Zirkulation in Verbin 
dung stehen (Hu und Fu 2007, Black et al. 2004, Fink et al. 2004) und mit einer be 
schleunigten globalen Erwärmung einhergehen (Trenberth et al. 2007). 
Zusammenfassend wird festgestellt, dass die Winter- (DJF) und Jahrestemperatur (D 
bis N) der Nordsee im Zeitraum 1997-2006 unabhängig vom NAO-Zustand (DJF) 
waren. Ursache hierfür sind extreme Warmanomalien, die im Sommer entstanden und 
nicht selten bis weit ins Folgejahr andauerten, weil die saisonalen Abkühlungraten 
weitgehend normal ausfielen. Insbesondere erwiesen sich die winterlichen Abküh 
lungsraten als konsistent mit dem neutralen Mode der NAO. Die hohen Winter- und 
Jahrestemperaturen belegen demnach keinen Defekt im NAO-Mechanismus, sondern 
zeugen davon, dass die erhebliche sommerliche Erwärmung seit 1997 den gesamten 
saisonalen Temperaturgang dominierte. Gleichzeitig müssen in der Vergangenheit 
aufgezeigte NAO-gesteuerte Wirkungsketten, in denen beispielsweise ökologische 
Prozesse in der Nordsee über NAO-dominierte Temperaturanomalien mit der atmos 
phärischen Zirkulation (NAO) verknüpft wurden (z. B. Ottersen et al. 2001, Kröncke 
et al. 2007), ihre Gültigkeit verloren haben. 
3.5.6 Meereis 
Es ist weithin bekannt, dass Auftreten, Wachstum und Schmelze von Meereis ent 
scheidend von der örtlichen Lufttemperatur abhängen. Aufgrund starker maritimer 
Warmlufttransporte (Abb. 2-11,5.56) lag diese auf Norderney im Januar 2005 mit 5.0 °C 
um 2.8 K (1 g) über dem Langzeitmittel (Abb. 2-19,5.72). Auch die Oberflächentempe 
ratur der Deutschen Bucht (s. Fußnote, 5.120), die im Winter proportional zum Wärmein 
halt ist, war mit 6.1 °C noch erheblich zu warm (1.9 K, 1.3 g, Referenzzeitraum 1971 - 
1993). Die im Februar mit häufigen Ostlagen (Abb. 2-7,5.49) einsetzende verstärkte 
Abkühlungsphase führte deshalb erst im März (3.4 °C, - 0.5 K, - 0.3 g) zu wenig 
mehr als dem vollständigen Abbau dieser Warmanomalie (Abb. 3-17,5.113). Um diese 
Zeit ist der Sonnenstand bereits relativ hoch (Abb. 2-18,5.71) und der saisonale Tief 
punkt der Lufttemperatur (Abb. 2-19,5.72) durchschritten. Meereis bildete sich aus die 
sen Gründen nur in geringen Mengen und an wenigen Tagen der ersten Märzdekade 
in einzelnen Häfen und inneren Bereichen der nordfriesischen Küste. Mit einer »flä 
chenbezogenen Eisvolumensumme< von 0.03 m war der Eiswinter 2004/05 abermals 
»schwache 
Der maximale Vereisungsstand ist in deutschen Küstengewässern schlecht definiert, 
weil gewöhnlich Frost- und Tauwetterperioden wechseln und keine kontinuierliche Ei 
sentwicklung zulassen. Die Bewertung der Eiswinterstärke richtet sich deshalb nach 
der mittleren »flächenbezogenen Eisvolumensumme< für 13 Eisklimastationen (Loewe 
et al. 2005). 
Dieses von Koslowski (1989) eingeführte Maß basiert auf täglichen Beobachtungen 
der Eisdicke h und des Bedeckungsgrads N. Da sich N als Verhältnis von tatsächlich 
eisbedeckter Fläche A zur durch Eisrand und ggf. Küste begrenzten Eisausdehnung 
E auffassen lässt, hat der Begriff »flächenbezogenes Eisvolumen< für das Produkt hN