Syn. Oberflächenrauheit, Engl. surface roughness, franz. rugosité; nach DIN 18716 bezeichnet der Begriff die "Unebenheit der Oberflächenhöhe, die das maßgebliche Mikrorelief einer Oberfläche kennzeichnet".
In der Radar-Fernerkundung ist die Oberflächenrauigkeit ein wichtiger Parameter für das Ausmaß der Rückstreuung des Radarsignals. Horizontale glatte Flächen reflektieren fast die ganze einfallende Strahlung weg vom Sensor. Im Sinne des Radars gilt eine Fläche als glatt, wenn die vertikalen Variationen weniger als ein Zehntel der Wellenlänge ausmachen. Daher erscheinen Flächen wie ruhendes Wasser oder Straßenbeläge in Radarbildern dunkel. Wenn eine Fläche leicht rau ist (z.B. Ackerboden) wird einfallende Strahlung in viele Richtungen gestreut, nur ein kleiner Anteil geht als diffuse Reflexion zurück zum Sensor. Grobes Material, z.B. Gesteinsbrocken in der Größe der Wellenlänge, können in Radarbildern sehr hell erscheinen.
Engl. surface scattering, franz. dispersion de surface; nach DIN 18716 die "Änderung der gradlinigen Strahlungsausbreitung an der Grenzfläche zwischen zwei verschiedenen Medien".
Engl. object, feature; ein raumbezogenes Element, auch Geo-Element genannt, dem eine Geometrie und Thematik (geometrische und inhaltliche Attribute) zugeordnet werden kann.
Mögliche Objekte terrestrischer Fernerkundung sind alle Erscheinungen auf der Erdoberfläche, einschließlich der Ozeane, sowie Phänomene in der Atmosphäre. Jedes Objekt gehört zu einer Objektklasse, deren Eigenschaften das Objekt kennzeichnen. Das Objekt ist Träger von Attributinformationen. Die Informationen beinhalten zum einen die Materialbestimmung, d.h. die Zusammensetzung von Erdoberfläche und Atmosphäre und zum anderen die Zustandsbestimmung, z.B. Temperatur, Druck, Wasserdampfgehalt und andere klimatische Größen.
Objektdefinition
Ein Element der realen Welt, das explizit in den räumlichen Daten erkannt wird. Es kann sich hierbei um eine Ansammlung von Elementen handeln, die ein Element höherer Ebene bilden, z. B. könnte ein Objekt aus einer Ansammlung von Linienverbindungen zusammengesetzt werden, die ein Polygon bilden.
Objekt bezeichnet im GIS ein raumbezogenes Element, auch Geo-Element genannt, dem eine Geometrie und Thematik zugeordnet werden kann. Jedes Objekt gehört zu einer Objektklasse, deren Eigenschaften das Objekt kennzeichnen. Das Objekt ist Träger von Attributinformationen. In den vergangenen Jahren hat der Begriff Objekt im Bereich GIS eine immer spezifischere Verwendung gefunden.
Die Erkennbarkeit von Objekten in Luft- und Satellitenbildern hängt von vielen Faktoren ab, z.B. den Parametern des Aufnahmesystems, den Objekteigenschaften, dem Kontrast zur Umgebung usw.
In der Praxis wird die Leistungsfähigkeit von Fernerkundung vor allem an linienhaften Objekten deutlich. Als linienhaft kann man lange und gleichzeitig schmale Objekte bezeichnen, wie sie vor allem in Kulturlandschaften in großer Zahl vorkommen (Straßen, Wege, Eisenbahnlinien, Flüsse, Gräben Leitungen usw.). Ihre Erkennbarkeit hängt einerseits von ihrer natürlichen Breite und dem Kontrast zur Umgebung ab, andererseits von der Auflösung des Sensors. Es wirken sich aber auch komplexere Komponenten aus, beispielsweise die Strukturen der von solchen Objekten gebildeten Muster.
Sehr großen Einfluss auf die Sichtbarkeit von linienhaften Objekten hat der Kontrast zur Umgebung. Dunkle Straßen können z.B. dank ihres hohen Kontrastes zu den benachbarten Schnee- oder Sandflächen gut zu erkennen sein, auch wenn ihre Breite unterhalb der Auflösung bzw. der Pixelgröße liegt. Umgekehrt können in anderen Fällen auch breite Verkehrswege nicht erkannt werden, wenn der Kontrast zur Umgebung zu gering ist.
In manchen Fällen ist die Wahl des Spektralkanals entscheidend für die Erkennbarkeit von Objekten.
In Radarbildern sind vielfach linienhafte Objekte zu erkennen, die in anderen Luft- oder Satellitenbildern vergleichbarer Maßstäbe unsichtbar bleiben. Dies liegt daran, dass der Bildaufbau der Radarbilder von anderen physikalischen Parametern bestimmt wird, als sie im optischen Bereich wirksam sind. So können sich Mauern, Schienen, Hochspannungsleitungen u.ä. aufgrund der besonderen Reflexionscharakteristik im Mikrowellenbereich deutlich abzeichnen, obwohl die Auflösung der Daten z.B. nur 40 m beträgt. In Bildern, die im optischen und infraroten Spektralbereich gewonnen werden, sind solche Objekte kaum erkennbar, weil sie keinen besonderen Kontrast zur Umgebung aufweisen.
Engl. object-based classification; Klassifizierungsverfahren, das versucht, benachbarte Pixel zu signifikant erscheinenden Objekten zusammenzufassen. Dazu werden die Daten eines Bildes nach geeigneten Kriterien (Farbton, Texturen, Topologie/Kontext, Zusatzinformation anderer Ebenen usw.) in homogene Segmente aufgeteilt, die sich nicht überlappen. Die durch die Segmentierung entstandenen Regionen werden anschließend als Einheit einer bestimmten Objektklasse zugeordnet.
Grundlegend ist die Definition von Testobjekten (sog. sample objects, hier: Pixel oder Pixelgruppen), welche zu einem hierachischen Verbund von Objektklassen zusammengeführt werden. Im gesamten Bild werden diese auf der Basis einer zuvor vorgenommenen Segmentierung abgegrenzt und statistisch verglichen. Ist ein Objekt erfolgreich klassifiziert, vererbt es seine Charakteristika (z.B. den Zuweisungsschlüssel) mittels Fuzzy-Logic oder Zusatzinformationen anderen Segmenten.
Engl. object identification, franz. identification des objets; nach DIN 18716 die "Erkennung interessierender Strukturen in den Bilddaten", verbunden mit der Anmerkung: "Nicht interessierende Strukturen in den Bilddaten gehören zum Hintergrund".
Von der Datenaufnahme unabhängige Information über Art oder Zustand der Erdoberfläche, der Meeresoberfläche oder der Atmosphäre, unabhängig davon, wann und wie sie gewonnen wird.
Engl. object class, object category, franz. catégorie d'objet; Gruppe von Objekten mit gleichen Merkmalen. Sie ist vom Interpreten eines Bildes im Hinblick auf die Zielsetzung der Analyse definiert (z.B. Nadelwald, Laubwald, Ackerfläche, Bebauung, Gesteinstyp, Bodenart, etc.).
Nach DIN 18716 bedeutet der Begriff die "Gesamtheit von Objekten, die sich von anderen durch bestimmte messbare Merkmale unterscheiden", wobei folgende Anmerkung gemacht wird: "Nicht alle Objektklassen, die z. B. in der Raumplanung oder in der Landschaftsökologie definiert sind, lassen sich durch Objektsignaturen der Fernerkundung identifizieren."
Im Idealfall ist jede Objektklasse durch eine ihr typische multispektraleSignatur im digitalen Bild gekennzeichnet. Diese Multispektralsignatur wird durch die statistische Grauwert-Verteilung der Pixel einer jeden Klasse hervorgerufen, so dass man versuchen kann, mit Hilfe mathematischer Algorithmen die Pixel eines multispektralen Bildes im Hinblick auf ihre Homogenität sowie räumliche Verteilung (und damit die Verteilung von Objektklassen) zu untersuchen.
Unter Objektpixelgröße versteht man der Abstand benachbarter Pixelzentren im Objektraum (ground sampling distance, GSD), der wegen Über- oder Unterabtastung oder geometrischer Umbildung nicht mit der projizierten Pixelgröße übereinstimmen muss.
Engl. object space; bei einem optischen System (z. B. einem Objektiv) man die Menge aller Objektpunkte, die das System abbilden kann, und unter dem Bildraum die Menge der Punkte, auf die es einen Objektpunkt abbilden kann.
Der Bezeichnung Objektraum sagt aus, dass man die darin enthaltenen Punkte als Objektpunkte betrachtet. Ein Objektpunkt ist der Schnittpunkt von Lichtstrahlen, die sich vor dem optischen System befinden (Objektraumstrahlen) und von vorn auf dessen erste Fläche (Linsenoberfläche oder Spiegelfläche) auftreffen.
Engl. object signature, franz. signature d'objet; nach DIN 18716 "Charakteristika, durch die ein Material oder ein Objekt in einem Bild identifiziert werden kann". Dabei wird folgende Anmerkung zum Begriff gemacht:
" Dazu gehören insbesondere:
die spektrale Signatur, welche die für ein Material oder ein Objekt charakteristische Abhängigkeit des Reflexionsgrades von der Wellenlänge beschreibt;
die Mischsignatur, das ist die spektrale Signatur, die für eine Mischung aus verschiedenen Materialien oder Objekten charakteristisch ist;
Digitaler Schiffsverkehrsdienst von Airbus Defence and Space zur weltweiten Erkennung, Identifizierung und Verfolgung kooperierender und nicht kooperierender Schiffe.
OceanFinder wurde 2018 in den Markt eingeführt und nutzt die fortschrittliche Konstellation von optischen Satelliten und Radarsatelliten von Airbus, kombiniert mit globalen AIS-Daten (Automatic Identification System) in Echtzeit und den neuesten Erkenntnissen der automatisierten Analytik, um eine breite Palette von wichtigen Anwendungen in den Bereichen Echtzeit-Situationserfassung, Such- und Rettungsaktionen, Verteidigung und Sicherheit, Schifffahrt, öl- und Gaswirtschaft sowie Versicherungen zu unterstützen.
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Indischer, auch unter der Bezeichnung IRS-P4 (Indian Remote Sensing Satellite) geführter Satellit mit den Sensoren OCM (Ocean Colour Monitor) und MSMR (Multifrequency Scanning Microwave Radiometer). Beide sind zur Beobachtung biologischer und physikalischer Parameter der Ozeane (u.a. Chlorophyll-Konzentration, Phytoplanktonblüte, Trübstoffe) und der Atmosphäre (u.a. Aerosole) ausgelegt. Die Erfassung systematischer Daten unterstützt insbesondere Küstenforschungsprogramme.
Die folgende Grafik entstand aus Daten des Ocean Color Monitor (OCM), einer 8-Band Multispektralkamera, die im visuellen und nahem Infrarotbereich arbeitete. Die Kamera wurde eingesetzt, um Daten über die Chlorophyll-Konzentration zu sammeln, um Phytoplanktonblüten aufzuspüren und zu überwachen und um Daten über atmosphärisches Aerosol sowie treibende Sedimente im Wasser zu erlangen.
Oceansat-1 hat eine polnahe, sonnensynchrone Bahn (Inklination 98,28°) in 716 km Höhe, eine Umlaufzeit von 99,31 Minuten und er kann die Erde in zwei Tagen komplett abdecken. Die Mission wurde am 8. August 2010 nach 11 Jahren und 2 Monaten beendet. Die Mission Oceansat-2 gewährleistet die Datenkontinuität.
Indischer Meeresforschungssatellit aus der Indian Remote Sensing Reihe. Oceansat-2 wurde am 23. September 2009 mit einer PSLV-C14-Rakete vom Satish Dhawan Space Centre (SDSC) in Sriharikota an Indiens Südküste zusammen mit vier anderen Satelliten gestartet: UWE-2 der Universität Würzburg, SwissCube 1 von der eidgenössischen Polytechnischen Hochschule Lausanne (EPFL, Ecole Polytechnique Fédéral de Lausanne), BeeSat von der Technischen Universität Berlin und ITU-pSat von der Technischen Universität Istanbul (ITU, Istanbul Technical University).
Nach 1081 Sekunden wurde OceanSat-2 in einer Höhe von 728 Kilometern über der Erdoberfläche in einer sonnensynchronen Umlaufbahn mit einer Bahnneigung von 98,28 Grad ausgesetzt.
Die wichtigsten Ziele der Mission sind die Untersuchung der Wind- und Wasserströmung an der Meeresoberfläche, die Beobachtung der Chlorophyll-Konzentrationen, die Überwachung der Blüte von Phytoplankton und das Studium von atmosphärischen Aerosolen und Schwebstoffen im Wasser.
Die Nutzlast besteht aus einem italienischen und zwei indischen und Instrumenten:
Ocean Colour Monitor (OCM): OCM ist eine 8-Band Multispektralkamera die im visuellen und im nahen Infrarotbereich arbeitet. Die Kamera biete eine Auflösung von 360 × 235 Metern und einer Schwadbreite von 1420 km, wobei sie bis zu 20° außerhalb der Flugrichtung geschwenkt werden kann. Die dazugehörende Sensoren bestehen aus acht quer zur Flugrichtung liegenden Zeilensensoren mit jeweils 6000 Pixeln und einem Spektralbandpass davor.
Ku-Band-Scatterometer (SCAT): SCAT ist ein im Gigahertzbereich (13,515 GHz) arbeitendes Radar mit zwei Strahlen. Diese tasten mit einer sich mit 20,5 Umdrehungen pro Minute drehenden, ein Meter großen und um 46° von der Senkrechten abweichenden Antenne die Erdoberfläche unterhalb des Satelliten ab und bestimmt die Windgeschwindigkeiten im Bereich von 4 bis 24 m/s. Die abgetastete Oberfläche beträgt 1400 bzw. 1840 km und hat eine Auflösung von etwa 50 km.
Radio Occultation Sounder for Atmosphere (ROSA): ROSA ist ein von der italienischen Weltraumagentur ASI gebauter GPS-Empfänger mit zwei Antennen, der für Untersuchungen der Atmosphäre benutzt wird. Dazu wird die Brechung der Funksignale von GPS-Satelliten in der Erdatmosphäre benutzt, wenn diese auf ihrer Flugbahn hinter der Erde verschwinden, um die vertikalen Profile von Temperatur und Luftfeuchtigkeit zu erhalten. Die vertikale Auflösung beträgt dabei zwischen 0,3 und 3 km und weniger als 1° Kelvin beziehungsweise 10 % Luftfeuchtigkeit.
Oceansat-2 ist der zweite ISRO-Satellit in der Reihe der IRS Meeresforschungssatelliten, er war im Februar 2023 noch aktiv und führt die Aufgaben von OceanSat-1 (1999 gestartet) fort.
Oceansat-3 - auch bekannt als Earth Observing Satellite 6 (EOS-6) - wurde am 26. November 2022 um 06:26 UTC vom Satish Dhawan Space Centre gestartet. Er wurde an Bord einer PSLV-Rakete der XL-Konfiguration im Rahmen der Mission PSLV-C54 zusammen mit acht sekundären Nutzlasten gestartet: INS-2B, der Satellit Anand, zwei Thybolt-Satelliten und vier Astrocast-Satelliten.
Bei dem Satelliten handelt es sich um eine Multisensor-Mission der indischen Weltraumforschungsorganisation (ISRO), die den Nutzern von Oceansat-2-Daten einen kontinuierlichen Service bieten und die bestehenden Fernerkundungsmöglichkeiten im Bereich der Ozeanographie verbessern soll.
Die Daten von Oceansat-3 finden Anwendung in den Bereichen Meeresfarbe, Biologie, Oberflächenwinde und -temperatur. Oceansat-3 ist außerdem mit dem Datenerfassungssystem ARGOS-4 ausgestattet, das im Rahmen einer Partnerschaft mit dem französischen Nationalen Zentrum für Weltraumstudien (CNES) entwickelt wurde. Oceansat-3 hat vier Hauptziele, nämlich die Sicherstellung der Datenkontinuität von Ozeanfarb- und Windvektordaten, die Verbesserung bestehender Oceansat-Produkte, die Bereitstellung eines neuen Oceansat-Datensatzes zur Meeresoberflächentemperatur sowie die Entwicklung und Bereitstellung von Algorithmen und Datenprodukten für bereits etablierte Anwendungsbereiche.
Fähigkeiten der Mission
Oceansat-3 ist mit drei Instrumenten ausgestattet: dem Oceansat Scatterometer (OSCAT-3), dem Ocean Colour Monitor (OCM-3), einem Sea Surface Temperature Monitor (SSTM) und dem Datenerfassungssystem ARGOS-4, auch bekannt als Advanced Data Collection System (ADCS-4). OSCAT-3 ist ein Radar-Scatterometer zur Messung von Windgeschwindigkeiten und -vektoren auf Meereshöhe, während OCM-3 ein 13-Kanal-Spektralradiometer mit mittlerer Auflösung ist, das Daten über die Farbe des Meeres sammelt. SSTM ist ein bildgebendes Mehrzweck-Radiometer im VIS/IR-Bereich (Sichtbares/Infrarot), das in Verbindung mit OCM-3 zur Bestimmung potenzieller Fischereizonen eingesetzt wird.
Leistungsspezifikationen
OSCAT-3 hat eine räumliche Auflösung von 25 km und eine Schwadbreite von 1440 km. Als Radar-Scatterometer arbeitet es im Ku-Band mit einer Frequenz von 13,515 GHz. OCM-3 hat eine räumliche Auflösung von 360 m bei einer maximalen Streifenbreite von 1400 km. OSCAT-3 arbeitet im sichtbaren (VIS) und nahen Infrarot (NIR) mit einem Wellenlängenbereich von 0,4 µm - 1,3 µm. SSTM nimmt Bilder in zwei Bändern mit einer räumlichen Auflösung von 1080 m und einer Streifenbreite von 1440 km auf. Es kann die Temperatur der Meeresoberfläche bis auf 0,15 K (0,15 °C) bei einer mittleren Temperatur von etwa 300 K (27 °C) auflösen.Oceansat-3 befindet sich auf einer sonnensynchronen Umlaufbahn in 720 km Höhe, mit einer Neigung von 98,28°, einer Umlaufzeit von 99,31 Minuten und einer lokalen Sonnenzeit (LST) am absteigenden Knoten von 1200 Stunden.
Der Start für Oceansat-3A ist für 2024 vorgesehen.
Engl. Akronym für Orbiting Carbon Observatory; die Satellitenmission im Rahmen von ESSP sollte Daten über das atmosphärische CO2, dem beutendsten anthropogenen Antriebsfaktor für den Klimawandel liefern. Im Zusammenwirken mit Bodenmessungen erwartete man mit Hilfe von 3 Spektrometern Aufschlüsse über natürliche und anthropogene CO2-Quellen und -Senken. Hoch aufgelöste globale Karten sollten die Kohlendioxid-Konzentrationen darstellen.
Nach dem Start am 24.2.2009 von einem kalifornischen Luftwaffenstützpunkt trennte sich OCO nicht wie vorgesehen von der Trägerrakete vom Typ "Taurus XL" und erreichte seine vorgesehene Umlaufbahn nicht.
OCO
Das Design und die Architektur der Plattform von OCO basiert auf jener der erfolgreichen Missionen SORCE und GALEX. Die Struktur des Satelliten besteht aus Bienenwabenpanelen, die einen hexagonalen Körper bilden. Diese Struktur beherbergt die Instrumente und Komponenten des Satellitenbuses.
CO2 ist eine entscheidende Komponente der Erdatmosphäre. Seit dem Beginn des Industriezeitalters hat sich die Konzentration des CO2 um 38 % erhöht, von ca. 280 ppm auf über 400 ppm. CO2 gehört zu den Gasen, die die Wärme in den unteren Luftschichten der Erde zurückhalten.
Die weitgehend identische Nachfolge- bzw. Ersatzmission OCO-2 wurde am 2. Juli 2014 an Bord einer Delta II-Rakete gestartet. OCO-2 fliegt in Formation mit mehreren anderen Raumfahrzeugen und ist so Teil des A-Train. OCO-2 ist die erste NASA-Mission, die der Erforschung des atmosphärischen Kohlendioxids gewidmet ist. Sie soll das erste komplette und hochaufgelöste Bild der anthropogenen und der natürlichen CO2-Quellen und -Senken liefern.
In bisher unerreichter Messdichte sollen CO2-Konzentration und Verteilung im Minutentakt gemessen und zu neuen Erkenntnissen in der Bestimmung von klimarelevanten Prozessen der CO2-Verteilung beitragen. OCO-2-Messungen geben den Wissenschaftlern Aufschluss über die Herkunft von CO2 (Quellen auf der Erde) und den so genannten Senken, also den Orten, an denen es in der Atmosphäre aufgenommen und gespeichert wird. Eine Senke kann ein Wald sein, der mehr CO2 aufnimmt als er abgibt. Ein Wald kann aber auch im umgekehrten Falle zu einer Quelle werden.
Quellen und Senken, die den Verbleib der Treibhausgase in der Erdatmosphäre kontrollieren, sind bis heute nur unzureichend quantifiziert. Diese Lücken im Verständnis der relevanten biogeochemischen Prozesse werden vor allem durch einen Mangel an Messungen verursacht. Satelliten- und bodengestützte Fernerkundung bietet die Chance, diesen Mangel zu überwinden. Mit den erhobenen Daten wollen Wissenschaftler die Gründe für Änderungen der atmosphärischen CO2-Konzentration besser verstehen. Zuverlässigere Prognosen über künftige CO2-Konzentration und deren Einfluss auf das Klima der Erde sollen dadurch möglich werden.
Im Mai 2019 wurde das Orbiting Carbon Observatory-3 (OCO-3) als Teil der Commercial Resupply Service missionSpaceX CRS-17 gestartet. Es ist wieder ein Instrument der NASA-JPL zur Messung von Kohlendioxid in der Erdatmosphäre. Das Instrument ist extern an dem Japanese Experiment Module "Kibō" auf der Internationalen Raumstation (ISS) montiert. Seine nominelle Lebensdauer beträgt 10 Jahre.
OCO-3 wurde unter Verwendung von Ersatzmaterialien des Satelliten Orbiting Carbon Observatory-2 zusammengebaut. Da das OCO-3-Instrument dem OCO-2-Instrument ähnlich ist, wird erwartet, dass es mit seinen Messungen die Quantifizierung von CO2 bis 1 ppm Genauigkeit durchführen kann.
OCO-2 im ENSO-Einsatz
El Niño und sein kaltes Pendant La Niña (zusammen als El Niño Southern Oscillation oder ENSO bekannt) sind die dominierenden Modi der tropischen Klimavariabilität. ENSO hat seinen Ursprung im tropischen Pazifik, treibt aber eine Vielzahl anomaler Wettermuster rund um den Globus an. Es überrascht nicht, dass das Phänomen auch den globalen Kohlenstoffkreislauf prägt. Das Verständnis des Ausmaßes und der Phase der Beziehung zwischen ENSO und dem Kohlenstoffkreislauf hat wichtige Auswirkungen auf die Verbesserung der Vorhersagbarkeit von Rückkopplungen zwischen Kohlenstoff und Klima. Am 2. Juli 2014 startete die NASA die Mission Orbiting Carbon Observatory-2, um das globale atmosphärische Kohlendioxid (CO2) mit der Präzision, Auflösung und Abdeckung zu messen, die für die Quantifizierung regionaler Kohlenstoffquellen und -senken erforderlich ist. Der Zeitpunkt des Starts der OCO-2-Mission war äußerst günstig, da in den ersten beiden Jahren ihres Betriebs ein großer El Niño stattfand - der El Niño 2015-2016, der zu den stärksten Ereignissen aller Zeiten gehörte.
Die mit hoher Dichte erfolgten Beobachtungen von OCO-2 boten Wissenschaftlern die Gelegenheit zu untersuchen, wie der globale Kohlenstoffkreislauf auf das El Niño-Ereignis reagierte. Durch die Analyse der Trends in den Zeitreihen des atmosphärischen CO2 sahen die Forscher klare Anzeichen für eine zweiphasige Reaktion - eine anfängliche Abnahme der CO2 -Konzentrationen über dem tropischen Pazifik, insbesondere während der frühen Phasen des El-Niño-Ereignisses (siehe Abb. im Kasten - März bis Juli 2015), gefolgt von einem Anstieg der CO2 -Konzentrationen in den späteren Phasen des El Niño-Ereignisses (siehe Abb. im Kasten - ab Oktober 2015). Während die erste Phase der Reaktion auf eine Verringerung der CO2 -Ausgasung aus dem tropischen Pazifik zurückzuführen ist, ist die zweite Phase der Reaktion auf die terrestrische Komponente des Kohlenstoffkreislaufs zurückzuführen - eine Kombination aus einer Verringerung der biosphärischen Aufnahme von CO über den gesamten tropischen Regionen und einer Zunahme der Emissionen aus der Biomasseverbrennung über Südostasien und Indonesien.
Die OCO-2-Mission der NASA verfolgt den Einfluss von El Niño auf das atmosphärische CO2
Die OCO-2-Mission beobachtete Veränderungen in den globalen CO2 -Konzentrationen während des El-Niño-Ereignisses von 2015-2016 . Der Kasten zeigt die Zeitreihe der säulengemittelten Anomalien der CO2 -Konzentration, abgeleitet aus OCO-2-Beobachtungen über dem tropischen Pazifik - dem Zentrum des Geschehens während eines El Niño. Unter neutralen Bedingungen bewegen sich die Anomalien um Null, aber während des El-Niño-Ereignisses sind deutliche Phasen sichtbar - eine negative Phase während des El Niño-Beginns (März - Juli 2015) und eine positive Phase während dem Ausklingen des Ereignisses (Oktober 2015 und später). Negative Anomalien sind zurückzuführen auf die Verringerung der Ausgasung von CO2 aus dem tropischen Pazifik, während die positiven Anomalien auftreten aufgrund erhöhter Emissionen aus Bränden und Dürreperioden.
2001 gestartete und 2022 noch immer aktive schwedische Satellitenmission zur Atmosphärenforschung (Aeronomie) mit Schwerpunkt auf Ozonchemie und zur Astrophysik. Odin wurde mit einer Start-I-Rakete von Swobodny in Sibirien aus auf seine sonnensynchrone Umlaufbahn in 620 km Höhe (Inklination 98,2°) gebracht. Die Umlaufzeit beträgt 97,6 min. Die Antenne hat einen Durchmesser von 1,1 m. Beobachtungen sind in einem Frequenzband 486,1-503,9 GHz, drei überlappenden Bändern von 541,0-580,4 GHz sowie einem Band von 118,25-119,25 GHz möglich. Damit sind besonders Untersuchungen von Wasser und Sauerstoff im interstellaren Medium möglich.
Auch Offek und Ofek, hebr. אופק für Horizont; Bezeichnung für eine Serie von israelischen Test- und Aufklärungssatelliten (ab Ofek 3). Ihre Hauptaufgabe liegt in der Gewinnung von Daten über Gebiete, die für Israel relevant sind. Deshalb operieren die Satelliten mit einer Bahnneigung von 142°, womit sie Israel und umgebende Gebiete abdecken. Zwar verhindert dieser Orbit eine globale Datengewinnung, ermöglicht aber gleichzeitig sechs Tageslicht-Überflüge über den Nahen Osten in den ersten eineinhalb Jahren der jeweiligen Mission. Für die Ofeks wurden niedrige Erdumlaufbahnen gewählt, für die sie jeweils ca. 90 Minuten benötigen.
Die meisten der Ofeq-Satelliten wurden mit Shavit-Raketen vom Raketenstartplatz Palmachim (Mittelmeerküste) aus in retrograde Umlaufbahnen, d. h. westwärts gestartet. Diese kosten mehr Treibstoff, bieten allerdings den lokalen Vorteil, dass ausgebrannte Raketenstufen ins Mittelmeer anstatt auf bewohnte Gebiete fallen.
Die Satelliten besitzen alternativ optische und SAR-Sensoren. Der 2016 gestartete Ofek-11 soll mit seinen optischen Instrumenten eine Bodenauflösung von unter 50 cm besitzen.
Die OHB SE mit Hauptsitz in Bremen ist der erste börsennotierte Raumfahrt- und Technologiekonzern Deutschlands.
Die Gesamtleistung des Konzerns belief sich im abgeschlossenen Geschäftsjahr 2015 auf 730 Millionen Euro, der Umsatz betrug 720 Millionen Euro. Seit dem Börsengang im Jahr 2001 und der Einbeziehung des Segmentes Raumfahrt in den OHB-Konzern im Jahr 2002 hat sich die Gesamtleistung auch durch die Akquisition von MT Aerospace AG im Jahr 2005, Kayser-Threde GmbH (zum 01.09.2014 mit der OHB System AG verschmolzen) im Jahr 2007, CGS S.p.A. im Jahr 2009, Antwerp Space N.V. im Jahr 2010 und OHB Sweden AB im Jahr 2011 von 15,0 Millionen Euro (2001) auf über 700 Millionen Euro gesteigert. Die OHB SE beschäftigt derzeit weltweit rund 2.200 Mitarbeiter.
Mit der Gründung der „OHB Satellitenbetrieb GmbH“ weitet OHB SE seine Aktivitäten im Bereich Services aus. Ziel des neuen Unternehmens ist es, die bisherigen zahlreichen Aktivitäten des Konzerns in diesem Bereich zu bündeln sowie sich beim Betrieb von Satelliten- und den zugehörigen Bodensystemen weiter zu spezialisieren. Schließlich wird die OHB Satellitenbetrieb GmbH auch das Management von Satellitenkonstellationen und die zugehörigen Services anbieten.
Die OHB SE gilt als eine der bedeutendsten unabhängigen Kräfte in der europäischen Luft- und Raumfahrtbranche.
Engl. Akronym für Ocean and Land Colour Instrument; abbildendes Push-Broom-Spektrometer an Bord von Sentinel-3 mit der Aufgabe, Land- und Ozeanfarben als Fortsetzung des ENVISAT-Instruments MERIS zu messen. OLCI besitzt fünf Kameramodule mit 21 Spektralkanälen zwischen 400 und 1020 nm Wellenlänge, verglichen mit 15 auf MERIS, mit einer Bauweise, die Sonnenreflexe deutlich minimiert und mit einer Bodenauflösung von 300 m, sowie einem sehr breitem Aufnahmestreifen (1270 km) stellt OLCI eine neue Generation von Sensor zur Erd- und Meeresbeobachtung dar. Die Bodenspuren von OLCI und dem Nadir-Modus von SLSTR, überlappen sich komplett und bieten dadurch erweiterte Produkte.
Engl. Akronym für Operational Land Imager; ein bildgebendes multispektralesRadiometer als wichtigste Nutzlast auf dem ErdbeobachtungssatellitenLandsat 8 (LCDM). OLI ist ein Sensor mit einem aus vier Spiegeln bestehenden Teleskop. Er tastet das Gelände nach dem Push-broom-Prinzip zeilenweise ab und sieht so gleichzeitig die gesamte Breite der Bodenspur (185 km). Mit über 7.000 Detektoren pro Spektralband wird sich die Empfindlichkeit des neuen Instrumentes und damit auch die Informationsmenge über die Erdoberfläche erhöhen. Das Push-broom-Prinzip führt auch über die bauartbedingt geringere Anzahl beweglicher Teile zu einer geringeren Pannenanfälligkeit.
OLI Instrument - Übersicht
Der Operational Land Imager (OLI) wurde von der Ball Aerospace and Technologies Corporation gebaut. Aufbauend auf einem Instrument, das in der Experimentalmission EO-1 erprobt wurde, ist OLI früheren Landsat-Sensoren überlegen.
OLI ist ein Push-broom Sensor mit einem Vier-Spiegelteleskop. OLI sammelt Daten in den Spektralbereichen sichtbar, nahes Infrarot, kurzwelliges Infrarot, auch hat er ein panchromatisches Band. Der Sensor ist auf eine Einsatzzeit von fünf Jahren ausgelegt.
OLI nimmt Daten in neun Spektralbändern auf. Sieben von ihnen sind identisch mit denen der Sensoren TM und ETM+ der früheren Landsat-Missionen und gewährleisten dadurch die Kompatibilität mit den historischen Landsat-Daten. Die zwei neuen Spektralbänder, das deep blue coastal / aerosol band und das shortwave-infrared cirrus band erlauben es Wissenschaftlern, zum einen die Wasserqualität von Seen und flachen Küstengewässern sowie atmosphärisches Aerosol zu messen, zum anderen hohe dünne Wolken (Cirren) aufzuspüren.
Das zweite Instrument an Bord von Landsat-8 ist der Thermal Infrared Sensor (TIRS), der es ermöglicht, die Erzeugung von Thermalaufnahmen fortzuführen und neue Aufgaben zu verfolgen, wie die Messung von Evapotranspirationsraten für das Wassermanagement.
Die Spektralbänder von OLI / TIRS (Landsat-8) im Vergleich zu ETM+ (Landsat-7)
Außer für die bisherigen Landsat-Multispektralbänder sammelt OLI Daten für zwei neue Bänder: ein 'Küstenband' (coastal band) und ein 'Cirrenband' (cirrus band). Zusätzlich ist bei sechs der herkömmlichen Bänder die Bandbreite verfeinert worden. Das Thermalinstrument (TIRS) besitzt zwei zusätzliche Bänder im thermalen Infrarot.
Der Sensor der vorherigen Generation, ETM+, unterstützt 8-Bit-Datenprodukte, was bedeutet, dass die hellsten bis dunkelsten Pixel mit 256 Datenwerten unterschieden werden. Die höhere Empfindlichkeit von OLI und TIRS ermöglicht eine Unterscheidung des Signals über 4096 Datenwerte. Der Bereich wurde vergrößert, um eine Sättigung von sehr hellen Zielen wie Schnee zu verhindern. Mit den 14-Bit-Daten von Landsat 9 für OLI-2 und TIRS-2 erhöht sich diese Zahl auf 16 384 Datenwerte.
OLI-2 auf Landsat 9
Das Design des OLI-2 auf Landsat 9 ist eine Kopie des OLI von Landsat 8. OLI-2 wird Bilder im sichtbaren Bereich und im nahen Infrarot / Kurzwellen-Infrarot (VNIR/SWIR) liefern, die mit den bisherigen spektralen, räumlichen, radiometrischen und geometrischen Eigenschaften von Landsat übereinstimmen. Ein Unterschied besteht jedoch darin, dass OLI-2 eine verbesserte radiometrische Präzision besitzt und das Signal-Rausch-Verhältnis insgesamt leicht verbessert ist. Eine Auswirkung dieser Änderung ist, dass OLI-2 zusätzliche und nützliche Informationen über dunkle Ziele (z.B. dichte Wälder) liefern wird.
Engl. Akronym für outgoing longwave radiation, dt. ausgehende langwellige Strahlung, auch langwellige Ausstrahlung; in der Meteorologie/Klimatologie die aufwärtige Komponente der Infrarotstrahlung (Wärmestrahlung), die von der Erdoberfläche bzw. der Atmosphäre an den Weltraum abgegeben wird. Ein Teil der von der Erdoberfläche an die Atmosphäre abgegebene Strahlung wird vom dort befindlichen Wasserdampf absorbiert und gelangt so als "Gegenstrahlung" wieder an die Erdoberfläche zurück. Im Durchschnitt verliert die Erde durch die (langwellige) Ausstrahlung genau soviel Wärme, wie sie durch die (kurzwellige) Einstrahlung von der Sonne her gewinnt (Energieerhaltungssatz). Bei klarer trockener Luft ist die Ausstrahlung am grössten (möglicher Nachtfrost), bei dichter Bewölkung am geringsten. Damit ist die OLR ein Indikator sowohl für die Temperatur der Erdoberfläche, als auch für die Klarheit der Atmosphäre darüber.
OLR-Daten weisen eine gute Korrelation zum Niederschlag auf. Wasserdampf ist das wichtigste Treibhausgas der Atmosphäre und beeinflusst namhaft die OLR. So sind niedrige OLR-Werte typisch bei Bewölkung. Aufgrund dieser Zusammenhänge dienen OLR-Werte auch als Indikator für El Niño- bzw. für La Niña-Episoden.
Die Daten der ausgehenden Langwellenstrahlung (OLR) an der Oberseite der Atmosphäre werden mit dem Instrument AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) an Bord der polarumlaufenden NOAA-Satelliten erfasst.
Outgoing Longwave Radiation
Die Daten werden über den äquatorialen Gebieten von 160° E bis 160° W Länge hinweg gesammelt. Die Rohdaten werden in einen standardisierten Anomalieindex umgewandelt. Negative (Positive) OLR weisen auf eine verstärkte (unterdrückte) Konvektion und damit auf eine für El Niño (La Niña)-Episoden typisch dichtere (geringerer) Wolkenbedeckung hin. Mehr (Weniger) konvektive Aktivität im zentral- und ostäquatorialen Pazifik bedeutet höhere (niedrigere), kältere (wärmere) Wolkenoberseiten, die viel weniger (mehr) Infrarotstrahlung in den Weltraum abgeben. Weitere Informationen finden Sie auf der OLR-Seite des Climate Prediction Center.
Im Oktober 1996 startete der japanische Satellit ADEOS und zeichnete neun Monate lang die von der Erde ausgehende langwellige Strahlung auf. 27 Jahre zuvor, vom April 1969 bis Januar 1972, umkreiste der amerikanische Satellit Nimbus 3 mit seinen Instrumenten IRIS, SIRS und weiteren die Erde mit dem gleichen Auftrag. Die Wissenschaftler konnten mit diesen Satellitendaten die Wärmeabstrahlung - sowohl global als auch regional über dem Pazifik - aus den Jahren 1970 und 1997 miteinander vergleichen. Dabei rechneten sie den Einfluss von unterschiedlicher Bewölkung heraus und berücksichtigten, um jahreszeitliche Störungen zu vermeiden, nur die Monate April bis Juni. Die OLR wurde auch innerhalb des Earth Radiation Budget Experiment (ERBE) bestimmt.
Aktuelle Beobachtungen der OLR erfolgen über das Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) mit seinen auf mehreren NASA-Satelliten (Terra, Aqua) installierten Instrumenten und mit dem Instrument AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) auf diversen NOAA-Satelliten. Generell werden die OLR-Daten mit polarumlaufendenSatelliten ermittelt.
Ölteppiche (engl.: oil spills) sind auf Wasseroberflächen treibende Ölverschmutzungen durch Rohöl oder Schweröl, insbesondere auf Meeren. Sie beeinträchtigen sensible Ökosysteme. Der Grund für das Aufschwimmen des Öls liegt in seinem im Vergleich zum Wasser geringeren spezifischen Gewicht. Ursachen für Ölteppiche sind Havarien von Öltankern, illegale Tankreinigungen auf hoher See, Pipeline-Leckagen und natürliche Austritte von Öl aus der Erdkruste.
Fernerkundungssensoren, die von Flugzeugen eingesetzt werden, liefern eine bewährte Methode zur Erkennung und Beurteilung von Ölverschmutzungen auf dem Meer. In Deutschland werden diese seit mehr als 25 Jahren verwendet. Aktuell sind in Deutschland zur Ölüberwachung zwei Flugzeuge vom Typ Dornier 228 mit einer spezialisierten Zusammensetzung von Fernerkundungssensoren im Einsatz.
Nach einem Tankerunfall ist das größte Problem, einen Überblick über den Teppich hinsichtlich Größe und Driftrichtung zu erhalten. Bezüglich natürlicher sowie bewusst und fahrlässig herbeigeführter Ölteppiche bedarf es kontinuierlich arbeitender Monitoringprogramme. Entsprechende Luftüberwachung großer Gebiete, z.B. des Mittelmeers sind abhängig von Tageslicht und guten Witterungsbedingungen. Zusätzlich können Sonnenlichtreflexe tagsüber die Detektion behindern.
Öl im Meer
Die wichtigsten Transportwege und Abbauprozesse. Wenn Öl ins Meer austritt, verursacht eine Anzahl von Abbauprozessen Veränderungen der physikalischen und chemischen Eigenschaften des Rohöls und seines Verhaltens im Meer.
Einen Ausweg aus diesem Dilemma bietet seit einigen Jahren der Einsatz satellitengetragener Radarinstrumente (Synthetic Aperture Radar). Mit ihren aktiven Mikrowellensensoren beleuchten die Satelliten (z.B. RADARSAT, TerraSAR-X) die beobachtete Szene und registrieren das zurückgestreute Radarecho. Sie sind in der Lage, auch kleinere Ölteppiche aus der Erdumlaufbahn zu erkennen. In einem Radarbild wird die ausgesandte Radarstrahlung hauptsächlich durch die Kapillarwellen zurückgestreut. Diese Bereiche erscheinen im Bild heller. Mineralöl dämpft Kapillarwellen und vermindert die Rückstreuung. Deshalb zeichnen sich Ölfilme auf den Radarbildern als dunkle Zonen in einer ansonsten heller erscheinenden Umgebung ab. Allerdings werden Wellen auch durch andere Einflüsse gedämpft, wie zum Beispiel dünne Algenfilme, die ein ähnliches Radarbild entstehen lassen. Weitere natürliche Ursachen für die dunklen Flecken können z. B. windstille Zonen sein, d. h. Gebiete in denen es nicht genügend Kapillarwellen gibt, oder auch Sandbänke. Eine normale Wasseroberfläche erscheint dunkel, so lange die Windgeschwindigkeit unterhalb drei m/s – das entspricht etwa Windstärke 2 – nicht übersteigt; in diesem Fall ist die durch die nur leichte Brise verursachte Aufrauung der Wasseroberfläche zu gering, um die Rückstreuung des Radarstrahls erkennbar zu beeinflussen. Umgekehrt reicht die glättende Wirkung zumindest dünner Ölschichten bei Windgeschwindigkeiten jenseits von zehn m/s, entsprechend Windstärke 6, nicht mehr aus, um noch einen erkennbaren Unterschied in der Oberflächenrauhigkeit und damit dem Rückstreuvermögen der Meeresoberfläche zu bewirken.
Daher sind Zusatzdaten zum eigentlichen Radarbild zur Beurteilung nötig, sonst besteht die Gefahr der Fehlinterpretation. Daher ist die Kombination von Satellitenbildern mit Flugzeugeinsätzen zur weiteren Überprüfung wesentlich, sowie dass die Flugzeuge mit einem entsprechenden erweiterten Sensorsystem ausgestattet sind und von geschulten Operateuren betrieben werden.
Erkennbarkeit von Öltepichen abhängig von der Wasserrauigkeit
Das satellitengestützte SAR-Radar, das Aufnahmen unabhängig vom Wetter und den Lichtbedingungen machen kann, ist ein hervorragendes Werkzeug, um Öl auf Wasseroberflächen zu entdecken.
Ölteppiche erscheinen als dunkle Flecken auf den Radar-Bildern, da das Öl eine glättende Wirkung auf die Meereswellen hat. Dadurch wird die Rückstreuung des Radar-Signals zum Instrument reduziert.
SAR-Instrumente u. a. zur Detektion von Ölteppichen befinden sich derzeit beispielsweise an Bord des kanadischen RADARSAT-2, des europäischen Sentinel-1A, früher auch auf den jetzt inaktiven JERS-1, ENVISAT, RADARSAT-1 und ERS-1/-2.
Projekte wie z. B. OCEANIDES oder Mar-Coast bereiteten den Weg für den heutigen Satellitendienst CleanSeaNet der Europäischen Agentur für die Sicherheit des Seeverkehrs (EMSA). In Kombination mit den Ölüberwachungsflugzeugen hat diese Technologie mittlerweile die für eine operationelle Nutzung nötige Reife erreicht.
Wird eine Ölverschmutzung festgestellt, so können numerische Driftmodelle den Driftweg der Verschmutzung vorhersagen oder den Weg zu möglichen Quellen und Verursachern zurückverfolgen. Diese Modelle können wertvolle Eingangsdaten aus der Fernerkundung erhalten. Dies sind insbesondere Information über einer Sichtung mit Zeitpunkt, Position und Verteilung. Ein Prototyp für die Verknüpfung von Fernerkundung und öldriftprognose wurde in einem Projekt von DeMarine erstellt.
Engl. Akronym für Ozone Monitoring Instrument; hyperspektrales abbildendes Instrument zur Messung des Gesamtozons und anderer atmosphärischer Parameter mit Ozon- und Klimabezug als Beitrag der niederländischen Raumfahrtagentur (NIVR) und des finnischen meteorologischen Instituts (FMI) für den NASA-Satelliten AURA. OMI setzt die Messungen von TOMS fort.
Daten von OMI zeigen lange Spuren erhöhter Stickstoffdioxid-Werte (NO2) entlang bestimmter Schifffahrtsrouten. NO2 gehört zu einer Gruppe hochreaktiver Stickstoffoxiden (NOx), die zur Entstehung von Feinstaub und von Ozon führen kann, welche das Herz-Kreislaufsystem und die Atmungsorgane des Menschen schädigen können. Verbrennungsmotoren wie Schiffsmotoren oder Automotoren sind eine Hauptquelle für NO2-Belastungen. Die folgende Karte basiert auf OMI-Messungen, die zwischen 2005 und 2012 gemacht wurden.
OMI ist nicht das einzige Satelliten-Instrument, das die NO2-Werte in der Atmosphäre beobachtet. Das Instrument Global Ozone Monitoring Experiment (GOME) auf den ESA-Satelliten ERS-2 (inaktiv) und MetOp-A, wie auch das Instrument SCIAMACHY auf dem inzwischen ebenfalls inaktiven Envisat machen bzw. machten ähnliche Messungen. Im Jahr 2012 veröffentlichten dänische Wissenschaftler eine Studie, die die Daten aller vier Instrumente kombinierte. Ein Ergebnis war, dass das NO2-Signal über den wichtigen Schiffsrouten zwischen 2003 und 2008 ständig zunahm und dann abrupt zurückging als Folge der weltweiten Rezession und dem entsprechend geringeren Schiffsverkehr.
A Satellite’s View of Ship Pollution
Das NO2-Signal ist in dieser Karte am stärksten ausgeprägt auf einer Schifffahrtsroute im Indischen Ozean zwischen Sri Lanka und Singapore, erkennbar als deutliche orangefarbene Linie vor (helleren) Hintergrundwerten von NO2. Andere Schiffsrouten, die durch den Golf von Aden, das Rote Meer und durch das Mittelmeer verlaufen, zeigen auch erhöhte NO2-Werte, wie auch Routen von Singapur zu Häfen in China. Dies sind nicht die einzigen viel befahrenen Schiffsrouten der Welt, aber es sind die am besten erkennbaren, da der Schiffsverkehr auf schmale und gängige Passagen konzentriert ist.
Engl. Akronym für Ozone Mapping and Profiler Suite; Kombination aus Spektrometern in Nadir- und in Limb-Richtung für die projektierte NPOESS-Mission zur Ermittlung der höhenabhängigen Ozonkonzentration in der Erdatmosphäre. Von den Ergebnissen erhofft man sich Aufschluss über den Einfluss von synthetischen Chemikalien auf das irdische Klima. OMPS ist einer von ca. einem Dutzend Sensoren an Bord von NOAA-20 (vormals JPSS-1), NOAA-21 (vormals JPSS-2) und von Suomi NPP.
In der Brandsaison 2015 sind in Alaska und Kanada riesige Landstriche verbrannt. Aber das verbrannte Gebiet ist nur ein Teil der Geschichte; der Rauch dieser Brände überquert politische Grenzen und sogar die Ozeane. Rauch von Waldbränden ist eine Kombination aus Gasen und Aerosolen - winzige feste und flüssige Partikel, die in der Luft schweben - und kann sich auf die Wolkenbildung, die Kühlung und Erwärmung der Atmosphäre und die menschliche Gesundheit auswirken.
"Sommerliche Waldbrände treten in Alaska und Kanada jedes Jahr auf, mit einigen Schwankungen zwischen den Jahren", sagte Hiren Jethva, ein Atmosphärenforscher am Goddard Space Flight Center der NASA. Aber die Entfernung, die der Rauch zurücklegt, ist sehr unterschiedlich. Die Aerosolkonzentration und -höhe sowie die Windmuster und -geschwindigkeit sind nur einige der Faktoren, die den Verlauf der atmosphärischen Reise einer Rauchfahne bestimmen.
Smoke Goes Around the World
Die animierte Bilderserie zeigt den Verlauf der Rauchschwaden vom 1. Juli bis zum 14. Juli 2015 in weiten Teilen der nördlichen Hemisphäre. Die Animation wurde aus Daten erstellt, die mit der Ozone Mapping Profiler Suite (OMPS) auf dem Satelliten des Suomi NPP gesammelt wurden. Sie zeigt die relativen Aerosolkonzentrationen, wobei niedrigere Konzentrationen in gelb und höhere Konzentrationen in dunkel orange-braun dargestellt sind. Graue Bereiche zeigen, wo keine Daten verfügbar waren.
Zu Beginn der Serie am 1. Juli schickten die Brände in Alaska eine gewaltige Rauchfahne in Richtung Westen. Am 6. Juli zog die gleiche Rauchfahne über der russischen Arktis nach Westen. Währenddessen zog Rauch von Bränden in Kanada ostwärts über Nordamerika. Beide Rauchfahnen erreichten schließlich Grönland, nachdem sie in entgegengesetzte Richtungen geweht waren.
2016 gestartete Satellitenbild-Basemap von Airbus D&S zur bedarfsgerechten Nutzung der umfangreichen Satellitenbildaufnahmen der Firma. OneAtlas liefert als Streaming-Service hochwertige Aufnahmen der gesamten Landmasse der Erde, ist rund um die Uhr, sieben Tage die Woche verfügbar und wird alle zwölf Monate aktualisiert. One Atlas ermöglicht den kostengünstigen und einfachen Zugriff auf qualitativ hochwertige und einheitliche Bilddaten.
OneAtlas bietet einen Mehrwert durch vielfältige Anwendungsmöglichkeiten, etwa zur Planung militärischer Einsätze, für Infrastruktur-Vorstudien oder sogar zur Überwachung des Baumbestands in abholzungsgefährdeten Gebieten.
Durch optimierte Arbeitsabläufe verspricht man sich eine wesentliche Senkung der Kosten für Aktualisierung, Auswahl, Bearbeitung und Hosting von Bilddaten. Airbus D&S bietet für OneAtlas eine nahtlose Integration in das Kundensystem und eine Erleichterung des Datenaustauschs zwischen Teams und Partnerorganisationen ohne Abstriche bei der Sicherheit und Vertraulichkeit. Mithilfe der Basemap sollen die Nutzer ihre Teams, Ressourcen oder Interessensgebiete an jedem beliebigen Ort der Welt planen, kartieren und orten können, was eine Konzentration der Bediener auf ihre Kernaufgabe ermöglichen soll.
Engl. Akronym für Ocean Observations Panel for Climate (OOPC); internationale Arbeitsgruppe, die sich mit der Weiterentwicklung des Ozeanbeobachtungssystems (GOOS) und der Verfügbarmachung vorhandener Datenbestände befasst. Es wird gemeinsam getragen von World Climate Research Programme (WCRP), Global Ocean Observing System (GOOS) und Global Climate Observing System (GCOS).
Engl. opacity; Durchlassgrad eines Stoffes für Licht- oder elektromagnetische Wellen. In der Spektroskopie ist ein Medium als opak in einem bestimmten Wellenlängenbereich, wenn das Medium alle Energie in diesem Wellenbereich absorbiert. Der mathematische Kehrwert der Opazität wird als Transluzenz bezeichnet. Hohe Transluzenz bedeutet wenig Absorption (Opazität), d.h. viel Durchlässigkeit.
Maß für die Abschwächung der elektromagnetischen Strahlung beim Passieren von Gasschichten bzw. der Atmosphäre. Sie ist das Produkt aus dem spektralen Extinktionskoeffizienten und der Weglänge der durchstrahlten Gasschichten. Im Falle der Atmosphäre ist dieser Koeffizient verschiedener Schichten jedoch nicht konstant, so daß die spektrale optische Dicke der Atmosphäre das Wegintegral des spektralen Extinktionskoeffizienten ist. Die optische Dicke der Atmosphäre ist besonders bei der Atmosphärenkorrektur der Fernerkundungsdaten zu berücksichtigen.
Optische Fernerkundungsdaten am Beispiel Sentinel-2
Die Sentinel-2 Satelliten nehmen das reflektierte Licht im sichtbaren und infraroten Spektrum in 13 Kanälen auf. Die Bänder mit 10 m Auflösung (Band 2, 3, 4 und 8) bauen auf den bestehenden Satellitenmissionen Spot-5 und Landsat-8 auf und eignen sich gut für Landbedeckungsanalysen. Die Auswahl der Kanäle wurde für die Beobachtung von Vegetation mit den Bändern mit 20 m-Auflösung optimiert (Band 5, 6, 7, 8a, 11 und 12). Dies wird deutlich, wenn man die Reflexionseigenschaften von einer gesunden Pflanze (grün) im Vergleich ansieht:
Reflexionseigenschaften einer gesunden Pflanze
Im sichtbaren Bereich absorbieren Blätter durch die Photosynthese besonders das blaue und rote Licht (und erscheinen uns daher folglich grün). Dagegen reflektieren sie die nahe Infrarotstrahlung fast vollständig.
Der Bereich dazwischen (690-730 nm), in dem sich die Reflexionseigenschaften „sprunghaft“ ändern, bezeichnet man auch als Red-Edge. Je höher die Chlorophyllkonzentration der Pflanze, desto größer ist die Absorption in diesem Bereich.
Im sichtbaren Bereich absorbieren Blätter durch die Photosynthese besonders das blaue und rote Licht (und erscheinen uns daher folglich grün). Dagegen reflektieren sie die nahe Infrarotstrahlung fast vollständig (Somit schützen sich die Pflanzen vor Überhitzung).
Der Bereich dazwischen (690-730 nm), in dem sich die Reflexionseigenschaften „sprunghaft“ ändern, bezeichnet man auch als rote Kante oder geläufiger ist die englische Bezeichnung Red-Edge. Je höher die Chlorophyllkonzentration der Pflanze, desto größer ist die Absorption in diesem Bereich. Sentinel-2 hat im Red-Edge Bereich 3 Kanäle und 2 im Nahen Infrarot.
Bei der bildlichen Darstellung der Satellitenbilder werden meist drei Kanäle ausgewählt und diese in den RGB (Rot-Grün-Blau) -Farben wiedergegeben. Für Vegetationsbetrachtungen eignen sich besonders eine Kombination der Kanäle Nahe Infrarot (Band 8) in Rot, Rot (Band 4) in Grün und Grün (Band 3) in Blau dargestellt, diese Darstellung nennt man auch Falschfarbenbild. Je vitaler, desto mehr Reflexion im Nahen Infrarot (NIR), folglich weniger Blauanteil. Dadurch erscheinen diese Flächen in der Kombination knallrot.
Farbenkomposits
Links: „Echt“Farbenkomposit, R: Band 4 (rot), G: Band 3 (grün), B: Band 2 (blau)
Rechts: „Falsch“Farbenkomposit, R: Band 8 (NIR), G: Band 4 (rot), B: Band 3 (grün)
Land Monitoring: zeitliche Veränderung der Landoberfläche (Eisbedeckung, Waldflächen, Ackerflächen, Bebauung etc.), Umweltmonitoring
Landwirtschaft: Vorhersagen zu Pflanzenwachstum, Ernteerträge, Bodenparameter, Schadensevaluation, Ackerkulturen
Georessourcen & Georisiken: Bodenbewegung, mineralische Rohstoffe, Planung der Energiewende
Katastrophen & Krisenmanagement: Lageerfassung, Lagebeurteilung, Risikoanalyse, Schadensabschätzung und der Katastrophenbewältigung von Hochwasser, Sturmschäden etc.
Umwelt & Naturschutz: Vegetationsbestimmung und -Monitoring, Kontamination, Natura2000
Die optische Strahlung umfasst die Bereiche ultraviolette Strahlung (UV), sichtbares Licht (VIS) und Infrarot-Strahlung (IR). Die natürliche Quelle optischer Strahlung ist die Sonne. Optische Strahlung kann auch künstlich erzeugt werden. Nach DIN 5031 bezeichnet der Begriff "optische Strahlung" die elektromagnetische Strahlung im Wellenlängenbereich zwischen 100 nm und 1 mm.
Darüber hinaus kann optische Strahlung künstlich erzeugt werden, z.B. in Lasern, Lampen, Heizstrahlern, Solarien, Lichtbögen usw. Manche optische Strahlenquellen, wie z.B. die Sonne, senden alle Bereiche der optischen Strahlung (UV, VIS und IR) aus. Künstliche optische Strahlenquellen hingegen können auch nur eng begrenzte Bereiche der optischen Strahlung (z.B. LED, Laser) erzeugen. Bei manchen Quellen optischer Strahlung werden Teile des optischen Spektrums herausgefiltert.
Die Ultraviolette (UV-) Strahlung ist der energiereichste Teil der optischen Strahlung. Sie umfasst den Wellenlängenbereich von 100 Nanometer (nm) bis 400 nm und ist weiter in die Bereiche UV-A, UV-B und UV-C unterteilt. Als (sichtbares) Licht bezeichnet man den Bereich des elektromagnetischen Spektrums, den Menschen sehen können. Die Wellenlängen reichen dabei von 400 nm bis 780 nm. Für manche Tiere ist ein größerer Bereich des Spektrums sichtbar als für den Menschen. Infrarotstrahlung (IR-Strahlung) wird auch als Wärmestrahlung bezeichnet. Sie schließt sich in Richtung größerer Wellenlängen – von 780 nm bis 1 mm – an das sichtbare Licht an und und in die Bereiche IR-A, IR-B und IR-C unterteilt .
Engl. optical sensor, franz. capteur optique; passiver Sensor zur Aufzeichnung elektromagnetischer Strahlung im Bereich des sichtbaren Lichts bzw. die nah daran liegenden Frequenzen im Ultraviolett- bzw. Infrarotbereich des Spektrums. Die damit arbeitende Fernerkundung nutzt die natürliche Strahlungsenergie im Wellenlängenbereich zwischen 0,3 und 3 μm (Mikrometer) sowie die objekteigene thermale Ausstrahlung der Objekte von 3 bis 14 μm. Die Aufnahmesysteme der Sensoren sind so ausgelegt, dass sie in Abschnitten des elektromagnetischen Spektrums aufzeichnen, in denen es nicht zu atmosphärischen Absorptions- und Reflexionsprozessen kommt (sog. atmosphärische Fenster). Bildhafte Darstellungen von den für uns Menschen nicht sichtbaren Wellenlängenbereichen werden in sogenannten Falschfarbenbildern dargestellt, wie z.B. farbkodierten Wärmebildern (blau = kalt, rot = warm).
Wenn wir mit unserem menschlichen Sensor „Auge“ die Erde betrachten, nehmen wir Lichtreize in den Farben Blau, Grün und Rot auf. Im menschlichen Gehirn entsteht durch die Mischung der drei Farbeindrücke die uns bekannte farbige Darstellung der Erde. Dieses für Menschen sichtbaren Licht ist ein nur kleiner Bereich innerhalb des Spektrums des Sonnenlichtes. Optische Erdbeobachtungssatelliten haben Sensoren, die weit mehr als diesen für uns sichtbaren Ausschnitt erfassen können, z.B. den kurzwelligen Ultraviolett- und den langwelligen Infrarotbereich. Da jedes Material auf der Erdoberfläche das Sonnenlicht auf charakteristische Art und Weise reflektiert, lässt sich eine sogenannte Spektralsignatur beobachten – eine Art optischer Fingerabdruck. Je mehr Spektralbereiche erfasst werden, um so besser lassen sich Materialien unterscheiden.
Sentinel-2 – Passive Sensoren nehmen verschiedene Spektralbereiche auf
Bei dem links dargestellten Satelliten Sentinel-2 werden 13 verschiedene Spektralbereiche einzeln aufgenommen. Hiermit können z.B. der Zustand der Vegetation oder bestimmte Stoffe in der Atmosphäre aufgezeichnet werden.
Der Blick aus der Distanz von oben auf die kleinräumigen Strukturen von Städten oder auf ihre großflächigen Übergänge zum Umland erlaubt es, über die flächendeckende Perspektive Zusammenhänge zu erkunden und zu verstehen. Aus Erdbeobachtungsdaten kann das physische Erscheinungsbild einer Stadt (bebauter Raum, Verkehrsinfrastruktur, Frei- und Gewässerflächen) abgeleitet werden. Gleiches gilt für stadtklimatologische Fragen. Je nach Sensor und Aufgabenstellung können verschiedene Auflösungsstufen gewählt werden, die die Erfassung auf einer eher regionalen Stadt-Umland-Ebene, über Stadtstruktur-, dann Blockebene bis hin zur grundrissgenauen Gebäudekartierung erlauben. Auch bieten Erdbeobachtungsdaten bei hoher temporaler Auflösung, d.h. häufig wiederholten Aufnahmen, die Möglichkeit Zeitreihen zu generieren, um mit ihrer Hilfe die ständige Weiterentwicklung urbaner Räume und ihrer Umgebung zu beschreiben und zu analysieren.
Engl. optoelectronic scanner, syn. Zeilen-Scanner, Pushbroom-Scanner; digitale Zeilenkamera, bei der man die Bildaufnahme mit Hilfe zeilenweise angeordneter Halbleiter-Bildsensoren erzielt. Die Kamera besitzt eine oder mehrere Sensorzeilen, die aus zahlreichen Einzeldetektoren bestehen und gleichzeitig einen Geländestreifen quer zur Flugrichtung abtasten. Diese sind in der Brennebene der Empfangsoptik quer zur Flugrichtung angeordnet. Die Sensoren sind hochintegrierte Schaltungen auf Siliziumchips. Sie enthalten für jeden Bildpunkt einen Photosensor sowie das zum Auslesen der Messwerte erforderliche Leitungsnetzwerk. Am wichtigsten sind die Charge Coupled Devices (CCD), die aus Ketten von Kondensatoren bestehen, in welchen durch Belichtung Ladungen erzeugt werden. Diese Ladungen werden zum Ausgang des Chips verschoben und ergeben dadurch eine Bildzeile in Form eines Videosignals. Die elektrischen Signale aller Detektoren werden in kurzen Zeitabständen ausgelesen und nachrichtentechnisch übermittelt oder gespeichert. Moderne CCD-Kameras verfügen darüber hinaus über eine flächenhafte CCD-Anordnung.
Optoelektronische Scanner
Optoelektronische Aufnahme mit einem CCD-Sensor. Optoelektronische Scanner verzichten auf das mechanische Element und enthalten für jeden Bildpunkt einer Zeile einen Photosensor.
Alle Bildelemente einer Zeile werden gleichzeitig aufgenommen. Die Strahlung wird durch Gitter oder Prismen in ihre Bestandteile zerlegt und durch Halbleiter-Bildsensoren aufgenommen. Bei der Belichtung wird über CCDs (Charge Coupled Devices) Ladung freigesetzt, dessen Impuls für jede Zeile gespeichert wird.
Durch die Wahl der Brennweite und der Flughöhe können der Öffnungswinkel und die Pixelgröße am Boden variiert werden.
Zur Bildaufnahme von Flugzeugen und Satelliten aus werden Zeilen von CCD-Sensoren in der Bildebene eines Objektives angeordnet. Damit ist es möglich, alle Pixel einer quer zur Flugrichtung orientierten Bildzeile gleichzeitig zu erfassen. Durch die Eigenbewegung des Sensorträgers (Plattform) wird bei entsprechender Aufnahmefrequenz ein Geländestreifen zeilenweise abgebildet, so dass allmählich ein komplettes digitales Bild entsteht.
Ein besonderer Vorteil dieser Technik ist es, dass der Aufnahmevorgang keine mechanischen Bewegungen erfordert. Außerdem führt die Tatsache, dass eine ganze Zeile simultan aufgenommen wird, zu - im Vergleich mit optisch-mechanischen Scannern - günstigeren geometrischen Eigenschaften der Bilddaten. Zudem erlaubt die Anordnung mehrerer CCD-Zeilen in der Bildebene eines Objektives sowohl die Gewinnung von Stereobilddaten, wie auch von multispektralen Daten. Die Technologie wird z.B. von SPOT (HRV) oder IRS verwendet.
Vorteile gegenüber der mechanischen Aufnahmevariante sind vor allem Unabhängigkeit von mechanischen Bewegungen, bessere geometrische Eigenschaften der Bilddaten zufolge direkter Zentralprojektion, variierbare geometrische Auflösung durch entsprechende Objektive und ein günstiges Signal-Rausch-Verhältnis bei der Signalaufzeichnung durch die Detektorzeilen.
Die spektrale Empfindlichkeit der zur Zeit verfügbaren CCD-Sensoren liegt jedoch nur im Bereich zwischen 0,4 und 1,0 µm. Einer Aufzeichnung der Thermalstrahlung mit einer Wellenlänge von ca. 10 µm verhindert zudem das nötige Objektiv der Kamera. Die digitale Zeilenkamera kann also gegenwärtig nur für die Strahlungsmessung im sichtbaren und im nahen infraroten Bereich eingesetzt werden.
Optoelektronischer Scanner - Funktionsprinzip
Spiegel des optischen Systems schräggestellt, teils starr, teils neigbar CCD-Bildsensoren in Bildebene des Objektivs: Zeilenkamera Datenspeicherung in parallelen Speicherchips, Datenfernübertragung
Engl. opto-mechanical scanner; syn. optisch-mechanischer S., Rotationsscanner; Scanner, der mittels eines rotierenden oder oszillierenden Spiegels oder Prismas das Gelände in Abhängigkeit von Rotations- oder Oszillationsfrequenz, von Geschwindigkeit der Plattform und von der Flughöhe streifenweise abtastet. Die Abtastzeilen (Scan-Zeilen) liegen mit einer gewissen Zeilenschiefe genähert senkrecht zur Flugrichtung ( Across-Track Scanning).
Die folgende Grafik veranschaulicht wie Rotationsabtaster die Erdoberfläche während des Fluges zeilenweise quer zur Flugrichtung mit Hilfe eines rotierenden Prismas, dessen spiegelnde Ebene mit der Flugrichtung einen Winkel von 45° einschließt, abtasten.
Die auf die spiegelnde Ebene des Prismas treffende Strahlung wird auf die stationären Hohlspiegel eines Teleskops gelenkt. Mittels eines halbdurchlässigen Spiegels wird die Strahlung geteilt. Ein Teil gelangt auf einen Thermaldetektor. Hier wird die von der Erde emittierte Thermalstrahlung meist im Wellenbereich zwischen 8 und 13 mm registriert.
Der andere Teil der auf das Prisma auftreffenden Strahlung, also das sichtbare Licht sowie Wellen des nahen und mittleren Infrarotbereiches, durchdringt den halbdurchlässigen Spiegel und wird mittels eines weiteren Prismas in seine spektralen Anteile zerlegt (Dispersion). Nach dieser spektralen Zerlegung erfassen genau positionierte Detektoren die gesamte Strahlung des jeweiligen Spektralbereichs. Diese schmalen Spektralbereiche werden auch als Kanäle oder Bänder bezeichnet.
Optomechanische Scanner
Rotationsabtaster tasten die Erdoberfläche während des Fluges zeilenweise quer zur Flugrichtung mit Hilfe eines rotierenden Prismas, dessen spiegelnde Ebene mit der Flugrichtung einen Winkel von 45° einschließt, ab.
Sind bei einem Abtaster mehrere solche Detektoren vorhanden, spricht man auch von einem Multispektralscanner (MSS). Der von den Detektoren abgegebene Photostrom, der proportional zur Intensität der absorbierten Strahlung ist, muss vor der Analog/Digitalwandlung verstärkt werden. Anschließend wird das digitale Signal zur Erde übermittelt oder gespeichert.
Kontinuierlich wird die Strahlung aus einem kleinen Raumwinkel, dem Momentanen Gesichtsfeld (IFOV), aufgezeichnet. Die durch das optische System erfasste Strahlung wird durch dichroitische Strahlenteilung in den optisches Glas durchdringenden Spektralanteil des sichtbaren Lichts sowie des nahen und mittleren Infrarots und den an optischem Glas gespiegelten thermalen Infrarots gespalten. Mittels Dispersionsprisma oder Interferenzgitter werden die sichtbaren und nah- bis mittelinfraroten Strahlungsanteile in verschiedene Wellenlängenbereiche zerlegt, entsprechenden Detektoren zugeführt, dort in elektrische Signale und über einen Verstärker abschließend durch Analog/Digitalwandlung in ein digitales Signal transformiert. Speicherung erfolgt auf Magnetbändern hoher Schreibdichte, die dann in computerkompatible Magnetbänder umgewandelt werden (CCT – Computer Compatible Tapes) oder direkt auf CCT. Nachteile der Datenaufzeichnung mit optomechanischen Scannern sind Abnutzung der mechanischen Bauteile, gestörte Zeilengeometrie zufolge Panoramaverzerrung und Zeilenschiefe sowie schlechtes Signal-Rausch-Verhältnis und damit schlechtes radiometrisches Auflösungsvermögen.
Für die Aufzeichnung sehr vieler Spektralbänder liefern Whiskbroom-Scanner die besten Ergebnisse. Bei der geometrischen Genauigkeit liegen die Pushbroom-Scanner vorne.
Optomechanische Scanner - Funktionsprinzip
Spiegel des optischen Systems rotiert um seine Achse parallel zur Flugrichtung, Fokussierung der Strahlung nach Strahlenteilung auf Detektoren, Speicherung auf Magnetband (HDDT, CCT), Datenfernübertragung.
Ursprünglich Serie von Erdbeobachtungssatelliten der US-amerikanischen Firmen Orbital Image Corporation und der Orbital Sciences Corporation, danach betrieben von GeoEye, eine Firma, die 2013 von DigitalGlobe übernommen wurde.
OrbView-1 wurde 1995 gestartet und war weltweit der erste privat entwickelte und betriebene Erdbeobachtungssatellit. Er ist nicht mehr aktiv. Der in 740 km Höhe fliegende Satellit wurde hauptsächlich zur Beobachtung von Unwettern und Wettersystemen benutzt. Sein Sensor arbeitete im monochromatischen Bereich und besaß eine räumliche Auflösung von 10 km.
OrbView-2 wurde 1997 gestartet und war der erste Satellit, der täglich Farbaufnahmen von den Meeres- und Landesstrukturen aufnehmen konnte. Hauptnutzer ist die NASA, die mit ihm versucht, den Kohlenstoff-Kreislauf des Planeten zu verstehen und Erkenntnisse über die globale Erwärmung zu gewinnen. Anwendungsgebiete sind Fischereiwirtschaft, Küstenbeobachtung, Schifffahrt, Landwirtschaftsmanagement. Der in 705 km Höhe fliegende Satellit arbeitet im multispektralen Bildmodus mit 8 Kanälen und besitzt eine räumliche Auflösung von 1 km. Die relativ grobe Auflösung ist ideal für großflächige Beobachtungen. Seit Dezember 2010 ist der Erdbeobachtungssensor SeaWiFS (Sea Viewing Wide Field of View) Sensor ausgefallen, weil der Satellit die Datenübertragung zur Erde eingestellt hat. Nach mehreren Monaten von weiteren Kontaktversuchen stellte die Betreiberfirma Mitte 2011 weitere Versuche ein und erklärte den Satelliten als Verlust.
OrbView-3 gelangte im Juni 2003 auf seine 470 km hohe, sonnensynchrone Umlaufbahn, die eine Neigung von 97° zur Äquatorebene besitzt. Der Satellit liefert hochaufgelöste (1m panchromatisch, 4m multispektral) Bilder über 5 Kanäle. Einsatzmöglichkeiten ergeben sich für Telekommunikation, Kartographie und Geodäsie, Öl- und Gasindustrie, Land- und Forstwirtschaft, Militär. Beispielsweise setzt die Europäische Union Daten von OrbView-3 zur Überwachung von subventionierten Agrarflächen ein. Seit dem 4. März 2007 lieferte der Satellit Bilder mit deutlich verschlechterter Qualität. Im März 2011 wurde er zu einem kontrollierten Absturz über dem Pazifik gebracht.
OrbView-4 erreichte seine Umlaufbahn nicht, der 2008 gestartete OrbView-5 wird unter der Bezeichnung GeoEye-1 betrieben und galt zeitweise als höchstauflösender privater Satellit.
Engl. Akronym für Optical and Radar Federation for Earth Observation; Bezeichnung für ein Satellitenprogramm, das Italien und Frankreich gemeinsam seit 2006 durchführen. Italien steuert vier Satelliten aus dem Programm COSMO-Skymed bei, die mit dem bildgebenden Radar COSMO-SAR ausgestattet sind. Die Starts erfolgten von Juni 2007 bis November 2010.
Der Beitrag Frankreichs besteht aus zwei kleinen Satelliten des Typs Pléiades. Sie tragen Kameras, die eine Bodenauflösung von weniger als 0,7 m erreichen. Der Start des ersten Satelliten erfolgte am 17. Dezember 2011 mit einer Sojus-Rakete vom europäischen Weltraumzentrum in Französisch-Guayana. Der Start des zweiten Pleiades-Satelliten wird nicht vor März 2013 erfolgen, um genügend Zeit zur Überprüfung des ersten Satelliten zu geben. Die Pléiades-Satelliten werden von Astrium (Satellitenbus) und Thales Alenia Space (Nutzlast) in Frankreich gebaut. Sie wiegen 1750 kg und werden die Erde auf einer sonnensynchronen Bahn in 619 km Höhe umlaufen. Sie sind für eine Lebensdauer von fünf Jahren konzipiert.
Engl. ortho image, franz. ortho-image; ein durch die absolute Entzerrung (Geokodierung) verändertes Fernerkundungsbild.
DIN 18716 definiert es als ein "durch geometrische Bildtransformation korrigiertes Bild, das geometrisch einer orthogonalen Projektion des Geländes auf eine kartographische Bezugsfläche entspricht".
'Orthobild' ist ein allgemeiner Begriff für geokodierte Bildprodukte beliebiger Sensoren (im Unterschied zum Orthophoto, welches nur aus Photographien hergestellt wird). Orthobilder werden heutzutage üblicherweise digital hergestellt und dienen als Ausgangsmaterial zur Herstellung von Bildplänen und Bildkarten oder als Datenquelle zur Herstellung oder Aktualisierung von Strichkarten. Typische Eigenschaft eines Orthobildes ist der einheitliche Maßstab im gesamten Bild. Es treten somit keine Verzerrungen mehr auf und die Entnahme von Flächen, Strecken und Winkeln sowie eine Identifizierung von Objekten ist möglich.
In der Photogrammetrie ein durch Differentialentzerrung bzw. digitale Entzerrung gewonnenes analoges, photographisches bzw. digitales entzerrtes und maßstabsgetreues Luftbild oder Satellitenbild im Rasterdatenformat, das in guter Näherung einer Orthogonalprojektion (senkrechte Parallelprojektion) des abgebildeten Teils der Erdoberfläche entspricht. Das Luft- bzw Satellitenbild wird dabei auf ein orthogonales Koordinatensystem projiziert. Die zu entfernenden Verzerrungen entstanden durch die Kameraoptik, Kameraneigung und unterschiedliche Bodenhöhen.
Ein Orthophoto-Luftbild ist flächentreu und winkeltreu wie Karten im Plan-Maßstab, eignet sich als Planungsgrundlage und ist die Grundlage für die Fortschreibung von Karten durch Luftbilder (z.B. im Maßstab 1:5.000 oder 1:10.000). Überlagerungen von Karte und Bild sind ebenfalls einfach möglich. Heute werden Orthophotos fast nur noch digital erzeugt.
Ein wichtiges Folgeprodukt von Orthophotos sind sogenannte „wahre” (True) Orthophotos. Gemäß DIN 18740-3 ist ein „True Orthophoto ein Orthophoto, in dem sichttote Räume weitgehend beseitigt sind". Am Nächsten kommt man dieser Forderung durch eine stark überlappende Befliegung und der Modellierung der Oberfläche aller Objekte deren Größe einen definierten Schwellwert überschreitet.
Der Informationsgewinn eines True Orthophotos gegenüber des klassischen Orthophptos ist deutlich höher. Das True Orthophotos kann bis zu 40 % mehr Bildinhalt gegenüber klassischen Orthophotos aufweisen. Umklapp-Effekte werden vermieden, der vollflächige Informationsgehalt und die Messgenauigkeit steigen.
Bei einem klassischen Orthophoto lässt sich ein Umklappen von Gebäuden aufgrund des Radialversatzes nicht vermeiden. Objekte auf der Erdoberfläche lagerichtig orthogonal abzubilden - das gelingt nur durch die Herstellung eines True-Orthophotos. Die Grundlage hierfür bilden klassische Orthophotos.
Da für alle Bildbereiche eine Höheninformation vorliegt, werden auch alle Bereiche lagerichtig entzerrt. Die bisher verdeckten Bildteile (z.B. hinter Häusern) werden durch Bildinformationen benachbarter Bilder gefüllt. Daher müssen Messbildflüge für True Orthophotos immer mit hohen Überlappungen durchgeführt werden (z.B. 80 % längs / 60 % quer). Ein „wahres“ Orthophoto ist also ein Orthophoto ohne sichttote Räume.
Engl. ortho photo mosaic, franz. mosaique des ortho-images; ein "aus einzelnen digitalen Bilddaten auf ein gemeinsames absolutes Bezugsystem transformiertes Gesamtbild, bei der die Helligkeits-, Kontrast- und Farbunterschiede zwischen den einzelnen Teilbildern durch radiometrische Verarbeitung minimiert werden".
Engl. Akronym für Observation Systems Capability Analysis and Review Tool; als wichtiger Baustein innerhalb des WMO Integrated Global Observing System (WIGOS) unterstützt OSCAR die WMO bei ihren Erdbeobachtungssanwendungen, Studien und der globalen Koordination ihrer Arbeit. Das Online-Tool stellt unter anderem detaillierte Informationen über Erdbeobachtungssatelliten und Instrumente sowie Expertenanalysen zur Verfügung und versucht Nutzeranforderungen in Einklang zu bringen mit aktuellen oder künftigen technischen Möglichkeiten.
Engl. Akronym für Office of Satellite and Product Operations; neu geschaffenes Amt innerhalb des National Environmental Satellite, Data, and Information Service (NESDIS), einer Abteilung der dem Handelsministerium zugeordneten NOAA. Es bündelt die umfassenden Satellitendaten und abgeleiteten Produkte, die bislang auf zwei andere Behörden verteilt waren. OSPO ist verantwortlich für die gesamte Zeitplanung und den Datenfluss der geostationären und der polarumlaufenden Satelliten, sowie für die Bereitstellung von Produkten, die aus den Daten der Satelliten abgeleitet werden.
Die Ozeanfernerkundung (ocean remote sensing) ist ein Teilbereich der Gewässerfernerkundung, der sich unter zivilem und militärischem Blickwinkel mit dem Zustand der Ozeane und deren Wechselwirkungen mit anderen Segmenten der Erdsystems befasst und dabei Fernerkundungstechnologien einsetzt.
Ozeane bedecken rund 71 % der Erdoberfläche und entziehen sich alleine durch diese Größe einer bloßen Erforschung und Beobachtung mit nur punktuell möglichen in situ-Methoden (z.B. verankerte Bojen), sondern sind ideales Objekt für den Einsatz großflächiger Fernerkundung mit bei Bedarf hoher temporaler Auflösung.
Ozeane sind für uns wichtig als Nahrungs- und Rohstoffquelle. Darüber hinaus dienen sie als Transportwege, sind von entscheidender Bedeutung für die Bildung von Wettersystemen und die CO2-Speicherung, und sie sind ein wichtiges Glied im Wasserkreislauf der Erde. Das Verständnis für die Ozeandynamik ist wichtig für die Abschätzung der Fischvorräte, für die Planung von Schiffsrouten, für die Vorhersage von Auswirkungen von Phänomenen wie El Niño, für die Vorhersage und Beobachtung von Stürmen um die Schadenswirkungen auf Schifffahrt, Offshore-Aktivitäten (z.B. Ölförderung, Windkraftanlagen) und Küstensiedlungen zu reduzieren. Aus diesen Gründen gehören zum Studium der Ozeandynamik unter anderem die Informationsgewinnung über Wind und Wellen (Richtung, Geschwindigkeit, Stärke), die Tiefenmessung (Bathymetrie), die Wassertemperatur und die Produktivität der Ozeane (Primärproduktion).
Küsten sind ökologisch empfindliche Schnittstellen zwischen Meer und Land und reagieren auf Veränderungen, die durch wirtschaftliche Erschließungsmaßnahmen, Landnutzungsänderungen hervorgerufen werden. Oft sind Küstenstreifen biologisch vielfältige Gezeitenzonen. Küsten sind häufig stark urbanisiert. Über 60 % der Weltbevölkerung leben in Meeresnähe, was die Küsten unter starken anthropogenen Stress setzt.
Aus diesen Gründen benötigen Behörden weltweit verlässliche Monitoring-Daten um Veränderungen durch Küstenerosion, Verlust natürlicher Habitate, Verstädterung, Abwassereintrag und Belastungen im Offshorebereich zu dokumentieren. Viele Aspekte der Dynamik des offenen Ozeans und der Küstenregionen können mit Hilfe von Fernerkundung überwacht und kartiert werden. Satellitenbasierte Messmethoden für Ozeanparameter decken fast die gesamte Bandbreite der derzeitigen Satelliten aus realisierbaren Verfahren ab.
Im optischen Bereich kartieren schmalbandige Radiometer und Spektrometer in mehreren Spektralkanälen die Wasseroberfläche. Dabei ist reines Wasser nur in dem Wellenlängenbereich zwischen 400 nm und 750 nm "durchsichtbar". In diesem Bereich können Schwebstoffe (z.B. Sedimentbildner), Chlorophyll (Plankton, Algen) und weitere organische und anorganische Inhaltsstoffe gemessen werden. Im thermischen Bereich des Spektrums wird die Oberflächentemperatur der Meere gemessen. Bei der Kartierung der Ozeane kommt es meist auf eine globale und tägliche Abdeckung an. Optische Sensoren haben deshalb eine große Streifenbreite (swath width) bei geringerer geometrischer Auflösung (z.B. 1150 km bei 300 bzw. 1200 m Auflösung in 15 Spektralkanälen bei MERIS auf dem inzwischen inaktiven ENVSISAT).
Der Operational Land Imager (OLI) auf Landsat 8 machte die folgende Aufnahme von den Algenkulturen in den flachen Gewässern um Sisan Island am 31. Januar 2014. Heutzutage werden weltweit ca. 80 % der für den menschlichen Verzehr produzierten Algen in Algenfarmen angebaut. Verglichen mit anderer Nahrungsmittelproduktion spricht man der Algenproduktion in Aqua- oder Marikulturen einen kleinen ökologischen Fußabdruck zu, da sie kein Frischwasser oder Dünger benötigt.
Die dunklen rechteckigen Strukturen in diesem Bild sind Felder mit Meeresalgen, hauptsächlich der Arten Undaria und Pyropia. Beide Arten sind wichtiger Bestandteil der traditionellen Küche in Korea, China und Japan.
Entlang der Küste Südkoreas werden Algen oft an Seilen angebaut, die von Bojen an der Oberfläche gehalten werden. Diese Methode gewährleistet eine ausreichende Lichtzufuhr bei Hochwasser und vermeidet das Schleifen auf dem Boden bei Niedrigwasser.
Radarsensoren als Altimeter eingesetzt vermessen die Meerestopographie. Die von 1992 bis 2006 operierende amerikanisch/französische Mission TOPEX/Poseidon konnte Höhenunterschiede von 4 cm vermessen. Meeresströmungen und Oberflächenwinde lassen sich somit abschätzen. Die Messungen werden seither mit den moderneren Missionen Jason-1 (2001-13), Jason-2 (ab 2008) und künftig mit Jason-3 (ab 2015) fortgesetzt.
Aktive abbildende Radarsensoren (Synthetic Aperture Radar, SAR) werden, beginnend mit dem amerikanischen SEASAT, seit 1978 eingesetzt, um die Oberfläche der Ozeane und der polaren Eisflächen zu kartieren. Da Wasser für Mikrowellen wie ein Spiegel wirkt, pausen sich regelmäßige Wellenmuster auch noch in den synthetisierten SAR-Bildern durch. Die Muster lassen Rückschlüsse auf die Wellenhöhen, die Wellenrichtung und die Geschwindigkeit des Windes an der Oberfläche zu. Anwendung finden solche Analysen z.B. in der optimalen Positionierung von Offshore-Windfarmen oder auch beim Aufspüren von Ölflecken auf den Meeren, was über die beochtbare Dämpfung der Oberflächenwellen funktioniert.
Beispiele für ozeanbezogene Fernerkundungsanwendungen:
Frontalzonen, interne Wellen Schwerewellen, Wirbel, Auftriebsgebiete, Bathymetrie von Flachwasserzonen
Sturmvorhersage
Informationen über Wind- und Wellenparameter
Sturmflutvorhersage
Information über die Wechselwirkungen zwischen Ozean, Eis und Atmosphäre
Einschätzung der Fischbestände und der Lebensbedingungen mariner Säugetiere
Monitoring der Wassertemperatur
Wasserqualität
Ozeanproduktivität, Phytoplanktonkonzentration und Verdriftung
Aquakulturinventur und -monitoring
Fischereiüberwachung
Ölverschmutzung
Kartierung und Vorhersage von Ausmaß und Verdriftung von Ölverschmutzung
Strategische Unterstützung für Bekämpfungsmaßnahmen der Ölpest
Identifizierung von natürlichen Ölaustrittstellen für die Exploration
Schifffahrt
Schifffahrtsroutenbestimmung, -optimierung
Verkehrsdichtestudien
Fischereiüberwachung
Küstennavigation
Kartierung küstennaher Tiefenverhältnisse
Gezeitenökosystem / Wattenmeerökosystem
Gezeiten- und Sturmeffekte
Beschreibung der Land-/Wasserschnittstelle
Kartierung von Küstenliniencharakteristika und Stranddynamik
Kartierung der Küstenvergetation
Menschliche Aktivitäten / Einwirkungen
Meereis
Konzentration der Eisdecke
Eistyp / Alter / Bewegung
Eisbergerkennung, -verfolgung
Erkennung von Leads/Eisrinnen (sichere Schiffspassagen; Wärmetransporte in die Atmosphäre)
Eiszustand (Zerfall der Eisdecke)
Meteorologische und Global Change-Forschung
Die folgende Visualisierung zeigt oberflächennahe Meeresströmungen rund um den Globus während der Zeit vom Juni 2005 bis zum Dezember 2007. Die Visualisierung enthält keinen gesprochenen Kommentar oder sonstigen Anmerkungen, ledigliche eine musikalische Untermalung. Es war das Ziel, Daten der Meereströmungen zu verwenden, um eine einfache, intuitive Erfahrung zu ermöglichen.
Zur Erstellung der Visulisierung wurden für dieses gemeinsame MIT/JPL-Projekt (ECCO2) gewaltige Mengen an Daten und Algorithmen eingespeist. Die vom ECCO-Projekt verwendeten Daten beziehen sich auf folgende Parameter und Missionen:
die Höhe der Meeresoberfläche von den Satellitenaltimetern Topex/Poseidon, Jason-1 und Jason-2 der NASA,
die Schwerkraft von der Mission "Gravity Recovery and Climate Experiment" von DLR und NASA,
die Windbelastung an der Oberfläche von der NASA-Mission QuikScat,
die Meeresoberflächentemperatur von der Mission Advanced Microwave Scanning Radiometer-EOS von NASA und JAXXA,
die Konzentration von Meereis und dessen Bewegug von passiven Mikrowellenradiometern,
Temperatur- und Salzgehaltsprofile von Schiffssondierungen, verankerten Bojen und dem internationalen Ozeanbeobachtungssystem Argo.
Zum Start der Animation auf Grafik klicken.
Die Beständigkeit der Meere
Zur Erstellung der Visulisierung wurden für dieses gemeinsame MIT/JPL-Projekt (ECCO2) gewaltige Mengen an Daten und Algorithmen eingespeist. ECCO2 benutzt das numerische MIT-Modell der Allgemeinen Zirkulation (MITgcm) um Satelliten- und in situ-Daten der Weltmeere zusammen zu führen.
Die Auflösung des Modells erlaubt die Darstellung von ozeanischen Wirbeln und anderen relativ kleinskaligen Strömungssystemen, die Wärme und Kohlenstoff in den Ozeanen transportieren. ECCO2 enthält Daten zu Ozeanströmungen in allen Tiefen, aber in dieser Visualisierung sind nur die Oberflächenverhältnisse dargestellt.
Die dunklen Muster unter den Ozeanen stellen die Tiefenverhältnisse dar. Die topographische Überhöhung auf Land besitzt den Faktor 20, die der Bathymetrie Faktor 40.
Engl. ocean colour, franz.couleur de l'océan; die "Farbe" des Ozeans wird bestimmt durch das Zusammenwirken des einfallenden Lichtes mit im Wasser vorhandenen Substanzen oder Teilchen. Die wichtigsten Bestandteile sind frei treibende, photosynthetische Organismen (Phytoplankton) und anorganische Schwebstoffe.
Bei der Fernerkundung von Wasserinhaltsstoffen wird deren Eigenschaft genutzt, daß sie die aus dem Wasser rückgestreute Sonnenstrahlung im sichtbaren und nahen infraroten Spektralbereich verändern. Phytoplankton enthält Chlorophyll, welches Licht im blauen und roten Spektralbereich absorbiert und im grünen Bereich emittiert. Schwebstoffe können Licht reflektieren und absorbieren, was die Klarheit (Lichtdurchlässigkeit) des Wassers reduziert. Gelöste Stoffe können ebenfalls die Wasserfarbe beeinflussen.
Instrumente, welche die Strahlungsintensität bestimmter Wellenbereiche messen (Radiometer) beobachten an Bord von Satelliten die Meeresoberfläche. Die gemessene Strahlung kann dann quantitativ in Bezug gesetzt werden zu verschiedenen Bestandteilen der Wassersäule, die mit dem sichtbaren Licht interagieren, wie eben Chlorophyll. Die Chlorophyllkonzentration kann ihrerseits herangezogen werden, um die Menge Kohlenstoff zu bestimmen, die über die Photosynthese in Pflanzen gebunden wird (Primärproduktion). Der Aufnahmepunkt und die, verglichen mit dem menschlichen Auge, empfindlicheren Sensoren führen zu den phantastischen Farbdarstellungen der Ozeanfarben.
Gegenüber punktuellen Wasserproben erlauben Fernerkundungsdaten die Erfassung räumlicher Zusammenhänge und die Darstellung der hohen räumlichen Variabilität von Wasserinhaltsstoffen. Allerdings können die ermittelten Daten über die Chlorophyll-Konzentration keine Aussage machen über die Verteilung der verschiedenen Arten des Phytoplankton.
Das wahrscheinlich herausragendste ozeanographische Merkmal des westlichen Nordatlantik ist der Golfstrom (Nordatlantikstrom). Der nördliche Rand dieser Strömung ist im folgenden Bild deutlich erkennbar mit Hilfe des Chlorophyll-Feldes, das vom Instrument SeaWiFS am 3. April 2003 aufgenommen wurde.
Während seines nordöstlichen Strömungsverlaufs bildet der Golfstrom Mäander, die gelegentlich abreißen. Auf der Nordseite der Strömung bilden sie dann im Uhrzeigersinn verlaufende Ringe mit warmem Kern und auf der Südseite Ringe mit kaltem Kern, die entgegen dem Uhrzeigersinn rotieren. Ringe mit kaltem Kern haben höhere Chlorophyll-Konzentrationen (und niederere Oberflächentemperaturen) als das umgebende Wasser, einige Exemplare sind in diesem Bild erkennbar. Die Kaltwasserringe bilden sich eher im östlichen Teil der Strömung und wandern dann allmählich nach Südwesten. Von einigen hat man berichtet, dass sie bis zu zwei Jahren erkennbar waren.
Am 11. Mai 2002 gab ein klarer Himmel den Blick frei für das SeaWiFS-Radiometer auf die hoch produktiven Gewässer vor der Ostküste der USA und Kanadas. Die folgenden alternierenden Bilder sind aus den gleichen Rohdaten abgeleitet, wurden aber auf verschiedene Weise verarbeitet.
Das erste Bild ist ein quasi Echtfarbenbild, bei dem die roten, grünen und blauen Spektralbänder des Sensors für die roten, grünen und blauen Komponenten des Bildes verwendet wurden. Das zweite Bild ist eine Pseudo-Farbwiedergabe der Chlorophyll-Konzentration an der Meeresoberfläche, die über das Quasi-Echtfarbenbild gelegt wurde. Es ist leicht erkennbar, dass das Chlorophyll-Bild mehr über die Komplexität dieses Teils des Atlantiks aussagt.
Die Ansicht des zweiten Bildes zeigt die hohe Chlorophyll-Konzentration über der Georges Bank und im Gulf of Maine, welche die reiche Phytoplanktonpopulationen dokumentieren, die die Basis der Nahrungskette für den Großteil dieser Ökosysteme bilden. Südlich der nördlichen Grenze des mäandrierenden Golfstroms nimmt die Chlorophyll-Konzentration rasch ab. Östlich der Georges Bank hat sich ein Mäander in einen großen Ring mit warmem Kern abgelöst.
Syn. Ozeansalinität, engl. ocean salinity; Meerwasser hat einen durchschnittlichen Salzgehalt (Salinität) von 3,5 % Massenanteil. Salinität wird im einfachsten Fall als Massenanteil in g/kg (Gramm Salz pro Kilogramm Salzwasser bzw. Lösung), in Prozent (1 % entspricht 10 g/kg) oder in Promille angegeben. Heute üblich und empfohlen ist die Angabe in der dimensionslosen Einheit PSU (Practical Salinity Units). Sie gibt an, wie viel Gramm Salz in einem Kilogramm Wasser gelöst sind.
Die folgende Grafik/Animation visualisiert Daten über die Salinität an der Meeresoberfläche, aufgenommen von der NASA-Mission Aquarius. Die roten Farben zeigen eine höhere Salinität (40 g pro Kilogramm) und tiefblau steht für relativ niedrige Salinität (30 g pro kg).
In dieser Karte zeigen sich Auffälligkeiten bei der Verteilung des Salzgehalts an der Ozeanoberfläche, die auf Unterschiede bei Niederschlagsverteilung, Verdunstungsraten, Flusswassereintrag und Meereszirkulation zurückzuführen sind:
der Atlantik ist i.A. salzhaltiger als der Pazifik und der Indik
Wassermassen mit geringem Salzgehalt im östlichen äquatorialen Pazifik werden nach W transportiert
in der Animation ist die starke Zufuhr von Süßwasser aus dem Amazonasbecken sehr gut erkennbar
vom Labradorstrom wird salzarmes Wasser nach S verfrachtet
auch der Süßwassereintrag aus dem Fluss-System des Ganges ist im östlichen Indik erkennbar, und führt zu einem deutlichen Kontrast gegenüber dem salzreicheren West-Indik
zonal gesehen fallen die höheren Salzgehalte in den Subtropen auf, die geringere Salinität in den niederschlagsreichen inneren Tropen.
Aquarius Sea Surface Salinity Flat Map
Langzeit-Kompositbild (Animation): 19. Dezember 2011 bis 21. Dezember 2012
Die Salinität kann mit Hilfe eines Salinometers bestimmt werden. Dabei wird ausgenutzt, dass die elektrische Leitfähigkeit des Wassers proportional zum Salzgehalt ist. Je höher die Salinität, umso geringer ist der Widerstand oder umso größer ist die Leitfähigkeit der untersuchten Meerwasserprobe. Die Messungen erfolgen in situ mit großer Genauigkeit aber mit geringer räumlicher und zeitlicher Auflösung. Globale Daten versprechen die neuen Satellitenmissionen Aquarius (NASA) und SMOS (ESA). Sie messen aber lediglich die Salinität der obersten Millimeter der Wasserflächen.
Das Radiometer von AQUARIUS nimmt Messungen des Salzgehalts einer hauchdünnen Schicht an der Ozeanoberfläche vor. Aus Salinitätsdaten des obersten Zentimeters der Meere werden wöchentlich und monatlich weltweite Karten zur Salzkonzentration über wenigstens drei Jahre hinweg erstellt.
Zusammen mit der Temperatur ist der Salzgehalt der Meere der wichtigste Motor für die Meeresströmungen, ein entscheidender Faktor in Klimaprozessen und ein Indikator für den sich verändernden irdischen Wasserkreislauf. Die Salzgehaltsmessungen aus dem Weltall sind eine der großen technologischen Herausforderungen der Ozeanographie.
Nachdem Aquarius begonnen hatte, entsprechende hochgenaue Daten zu liefern, stellte sich das nächste Problem: "The next question is: How do you understand what the satellite sees?" said Yi Chao of NASA's JPL in Pasadena, Calif. Cho is the Aquarius project scientist. "Without deploying instruments under the ocean's surface, we do not know how to fully interpret the satellite observations of surface salinity." Aus diesem Grund startete die NASA das Feldexperiment SPURS - Salinity Processes in the Upper Ocean Regional Study.
NASA Goes Below the Surface to Understand Salinity
Um die Satellitendaten mit Hilfe von Tiefendaten besser verstehen zu lernen, startete die NASA das Feldexperiment SPURS - Salinity Processes in the Upper Ocean Regional Study. Dabei setzen die Wissenschaftler in einem der salzreichten Teile des Atlantiks eine Vielzahl unterschiedlicher Beobachtungsmethoden ein, in Kombination mit den Aquarius-Messungen.
Um ein detailliertes, 3-dimensionales Bild der ozeanischen Prozesse zu erzeugen, die die Salinität betreffen, verwendet SPURS die bereits existierenden ARGO Tiefendriftkörper, Instrumente auf Handelsschiffen, Oberflächendriftkörper, verankerte Bojen, torpedoähnliche Gleitkörper, ein autonomes U-Boot und Instrumente auf einem Forschungsschiff.
Weltweit gesehen und auch bezogen auf die gesamte vertikale Erstreckung der Ozeane liegt der Wert für die Ozeansalinität zwischen ca. 33 - 37 ppt bzw. psu, der Durchschnittswert für alle Ozeane beträgt 35 psu. Die Werte für die Teilmeere sind unterschiedlich. Die größten Salzgehalte findet man in den Subtropen, wo die Verdunstung den Niederschlag überschreitet. Diese Regionen korrespondieren mit den Wüsten, die in gleicher Breitenlage auf dem Land vorkommen. Niedrigere Salzgehalte im Oberflächenwasser treten im Allgemeinen in Äquatornähe aufgrund der hohen Niederschläge auf, sowie in Richtung der höheren Breiten durch schmelzendes Eis und Schneefall. Die Ostsee hat einen Salzgehalt von 0,2 bis 2 %. Einige Binnenseen ohne Abfluss haben weit höhere Salzanteile im Wasser; das Tote Meer ist für seinen Salzgehalt von 28 % bekannt. Der Mittelwert gilt somit vor allem für das Hauptvolumen der Ozeane und auch für die meisten Nebenmeere wie etwa die Nordsee.
Das Salz der Ozeane stammt aus der Zeit, als sich nach der Abkühlung und Verfestigung der Erdkruste die erste Wasserhülle bildete, der Urozean. Seitdem wirken zwei gegenläufige Prozesse auf den Salzgehalt ein: wenn am Meeresboden Sedimentmaterial in den geologischen Untergrund absinkt, dann wird mit dem eingeschlossenen Porenwasser Salz entfernt, ungefähr ebensoviel, wie dem Meer ständig durch Verwitterung von Gestein zugeführt wird. Beide Prozesse waren in den erdgeschichtlichen Perioden verschieden intensiv, es gab Perioden mit starker Gebirgsbildung und Perioden mit starker Erosion. Vieles spricht dafür, daß vor 270 Millionen Jahren der Salzgehalt des Weltmeers sogar höher als heute war, denn im Perm-Zeitalter verdunstete viel Meerwasser in Flachwassergebieten. Meersalz wurde in Salzlagerstätten festgelegt. Damals war der Salzgehalt vielleicht 42 Promille.
Auch während der Kaltzeiten des Pleistozäns wurde aus dem Weltozean stammendes Wasser als Süßwassereis auf dem Land abgelagert. Deshalb war der Salzgehalt des Weltmeers vor 20.000 Jahren wohl 35,9 Promille gegenüber 34,7 Promille in der Gegenwart.
Karte des Salzgehalts der Ozeane
Die durchschnittliche Dichte des Meerwassers kann berechnet werden aus der durchschnittlichen Temperatur des Meerwassers und dessen Salzgehalt, indem man die Zustandsgleichung für Meerwasser verwendet. Die folgende Karte zeigt den langzeitlichen Durchschnitt der Wasserdichte (Density) an der Meeresoberfläche, dabei hellblaue Regionen für die geringste Dichte und dunkelblaue Regionen die größte Dichte. Die Variationen der oberflächennahen Dichtewerte sind zwar sehr klein, nämlich weniger als 3 %, aber auch diese Beträge sind sehr bedeutend.
Es gibt drei stabile Gebiete mit hoher Dichte an der Meeresoberfläche, eines in den Meeresgebieten um Island, Grönland und Skandinavien und die anderen beiden bei oder unter größeren antarktischen Eisschelfen. In diesen Gebieten wird das Oberflächenwasser ausreichend dicht um abzusinken und sich in die ozeanischen Tiefenströme einzugliedern. Tatsächlich geht man davon aus, dass dieser Absinkprozess die Tiefenströmungen antreibt, und zwar als Teil eines 'Thermohaline Zirkulation' genannten Systems.
Diese Zirkulation hat eine große Auswirkung auf das Klimasystem der Erde, indem es u.a. den Golfstrom und El Niño-Ereignisse beeinflusst.
Karte des Salzgehalts der Ozeane Quelle: MetEd / NASA
Gewöhnlich besteht der Schichtungsaufbau der Ozeane aus relativ warmem Wasser an der Oberfläche mit einem höheren Salzgehalt, das über geringer salinarem Tiefenwasser liegt. Diese zwei Regionen durchmischen sich nicht, außer in ganz bestimmten Regionen. Die Meeresströmungen, also die Bewegungen der Ozeane in der Oberflächenschicht werden meist vom Wind angetrieben. In bestimmten Bereichen nahe der polaren Ozeane wird das kalte Oberflächenwasser wegen Verdunstung und Eisbildung noch salzhaltiger. Daher wird in diesen Gebieten das Oberflächenwasser ausreichend dicht um in die Tiefen des Ozeans abzusinken. Diese Verfrachtung von Wassermassen in die Tiefe zwingt das dort befindliche Wasser horizontal auszuweichen, bis es eine Region auf der Erde findet, in der es aufgrund von Dichteunterschieden wieder an die Oberfläche aufsteigen kann und damit die Strömungsschleife schließt. Dies geschieht gewöhnlich in Meeresbereichen um den Äquator, vorrangig im Pazifik und im Indik. Diese großräumige, langsame Strömung wird thermohaline Zirkulation genannt, da sie durch Unterschiede in Temperatur und Salinität des Meerwassers angetrieben wird.
Durch die globale Ozeanzirkulation wird Wärme vom Äquator zu den hohen Breiten transportiert. Der Nordatlantikstrom verschafft auf diese Weise den mittleren Breiten Europas ein wärmeres Klima als den gleichen Breiten an der Ostseite Nordamerikas.
Eine Erhöhung der Dichte von Wasser führt zu dessen Absinken und löst somit eine vertikale Zirkulation aus. Diese Zirkulation im Ozean ist die durch Temperatur- und Salzgehalt angetriebene vertikale Ozeanzirkulation – bekannt als globale thermohaline Zirkulation.
Die thermohaline Zirkulation oder das große Förderband des Ozeans
Die folgende Animation zeigt eine der wichtigsten Regionen, in der sich der Transport von Oberflächenwasser in die Tiefe vollzieht: der Nordatlantik um Grönland, Island und die Nordsee. Die oberflächennahe Strömung bringt über den Golfstrom neues Wasser aus dem Südatlantik und das Wasser kehrt über die Nordatlantische Tiefenwasserströmung (North Atlantic Deep Water – NADW) wieder in den Südatlantik zurück. Der Zustrom von warmem Waaser von den Kontinenten in das nordatlantische Polarmeer hält die Gebiete um Island und vor Südgrönland meist eisfrei.
Die Farbgebung der Weltmeere zu Beginn der Animation bringt die Dichte des Oberflächenwassers zum Ausdruck, wobei die dunkelsten Gebiete die höchste Dichtewerte darstellen und helle Regionen am wenigsten dicht sind. Die Tiefen der Ozeane sind stark übertrieben, um die Unterschiede zwischen den Oberflächenströmungen und den Tiefenströmungen hervorzuheben.
Die Wasserbewegungen in diesem Modell basieren eher auf Strömungstheorien der thermohalinen Zirkulation als auf tatsächlichen Daten. Die thermohaline Zirkulation ist eine sehr langsame Strömung, die schwer von der allgemeinen Meereszirkulation zu unterscheiden ist.
Die Animation zeigt auch ein weiteres Charakteristikum der globalen Ozeanzirkulation, den antarktischen Zirkumpolarstrom (engl. Antarctic Circumpolar Current (ACC)). Das Gebiet um 60° s.Br. ist der einzige Bereich auf der Erde, in dem der Ozean unbehindert von Landmassen den Globus umrunden kann. Infolgedessen strömen sowohl die oberflächennahen Wassermassen als auch die Tiefenwasser von W nach O um die Antarktis. Diese zirkumpolare Bewegung verbindet die Weltmeere und erlaubt es einerseits der Tiefenwasserzirkulation aus dem Atlantik im Indik und im Pazifik aufzusteigen und andererseits der Oberflächenzirkulation, sich der Nordwärtsströmung im Atlantik anzuschließen.
Je kälter und salziger Wasser ist, umso schwerer ist es. Wenn Wasser aus dem Ozean verdunstet, steigt der Salzgehalt, und die Oberflächenschicht wird schwerer; Niederschlag reduziert den Salzgehalt. Ebenso erhöhen oder verringern das Gefrieren von Meerwasser oder Schmelzprozesse den Salzgehalt. Der Gefrierungsprozess extrahiert zum Beispiel Süßwasser in der Form von Eis und hinterlässt dichtes, salziges, kaltes Oberflächenwasser.
Zu Dichteunterschieden des Meerwassers trägt die Salinität üblicherweise in geringerem Maße als die Temperatur bei. Falls aber salzhaltigeres Wasser über salzärmerem Wasser liegt, dann muss die Temperaturdifferenz zwischen beiden groß genug sein, um eine stabile Schichtung (weniger dichtes Wasser über dichterem Wasser) zu gewährleisten. Polnahes Meerwasser weist die höchsten Salzgehalte weltweit auf. Trotz der Offenheit der Struktur des Eises passen die meisten Unreinheiten (Salz) nicht zwischen seine Molekularstruktur. Deshalb "fällt" beim Gefriervorgang Salz "aus" - Süßwassereis entsteht, nicht gefrorenes Wasser wird salzhaltiger.
Die Oberflächenwassertemperatur wird schon seit einigen Jahrzehnten routinemäßig per Satellit gemessen, und die Fernerkundung der Oberflächensalzgehalte ist ein wichtiger Zusatz für unser Wissen über die Ozeanzirkulation.
Als Versauerung der Meere wird die Abnahme des pH-Wertes des Meerwassers bezeichnet. Verursacht wird sie durch die Aufnahme von Kohlenstoffdioxid (CO2) aus der Erdatmosphäre. Der Vorgang zählt neben der globalen Erwärmung zu den Hauptfolgen der menschlichen Emissionen des Treibhausgases Kohlenstoffdioxid. Während Kohlenstoffdioxid in der Atmosphäre physikalisch zu steigenden Temperaturen auf der Erde führt, wirkt es im Meerwasser chemisch. Die Versauerung durch Gase lässt sich ausschließlich auf CO2 zurückführen, die Emissionen anderer Treibhausgase wie Methan oder Lachgas tragen nicht dazu bei. Darüber hinaus spielen Säureeinträge wie Dünnsäure und andere Umweltverschmutzungen eine geringe Rolle (aber nicht keine).
Während die Sorge um die globale Erwärmung als Folge gestiegener Treibhausgase, bedingt u. a. durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe inzwischen weitgehend anerkannt ist, hat die andere Seite der CO2-Emissionen, nämlich die Versauerung der Ozeane über die CO2-Anreicherung viel weniger Aufmerksamkeit erreicht. Anthropogenes CO2 verbleibt nur für eine bestimmte Zeit in der Atmosphäre. Während ein kleiner Teil des anthropogenen CO2 einen kleinen Umweg von im Schnitt 40 Jahren Dauer durch die terrestrische Biosphäre unternimmt, bevor er infolge von Zersetzungsprozessen wieder in die Atmosphäre entlassen wird, wird ungefähr ein Drittel des jedes Jahr emittierten CO2 rasch von den Ozeanen aufgenommen.
Auf lange Sicht werden ca. 85 % aller menschengemachten CO2-Emissionen durch Gasaustausch an der Luft-Meer-Schnittstelle absorbiert. Dieser Wert ist belegbar durch die chemische Aufnahmekapazität und die Gesamtmenge der verbrannten fossilen Brennstoffe. Die jährliche Aufnahmerate wird von den Durchmischungsvorgängen im Ozean bestimmt. Hierbei gibt es keine Ungewissheiten. Die Anreicherung von CO2 aus fossilen Brennstoffen im oberen Ozean und sein Eindringen in die Tiefsee in neu gebildetem Tiefenwasser ist von Meereschemikern deutlich beobachtbar. Wir haben bislang ca. 530 Mrd. t CO2 aus fossilen Brennstoffen in den Ozeanen 'entsorgt', und die Rate der Neueinträge übersteigt 1 Mio. t CO2 /h.
Dadurch versauern wir die Meere und verändern grundlegend das empfindliche geochemische Gleichgewicht. Man beginnt erst jetzt, die Folgen für die Lebewesen im Meer zu untersuchen, aber man weiß, dass vergleichbare Ereignisse in unserer geologischen Geschichte massive Veränderungen der ozeanischen Ökosysteme zur Folge hatten, einschließlich ausgedehntem Artensterben.
Anthropogenes CO2 und die daraus resultierende Versauerung der Ozeane Quelle: MBARI
Die Folgen dieser Versauerung betreffen zunächst kalkskelettbildende Lebewesen, deren Fähigkeit, sich Schutzhüllen bzw. Innenskelette zu bilden, bei sinkendem pH-Wert nachlässt. Weil diese Arten oft die Basis der Nahrungsketten in den Ozeanen bilden, können sich daraus weitere schwerwiegende Konsequenzen für die zahlreichen von ihnen abhängigen Meeresbewohner und in der Folge auch für die auf diese angewiesenen Menschen ergeben.
Der pH-Wert ist für ideal verdünnte Lösungen definiert und daher auf das salzhaltige Meereswasser nicht direkt anwendbar. Um Durchschnittswerte für Meereswasser angeben zu können, müssen darüber hinaus Modelle angewendet werden, um ein chemisches Gleichgewicht des Ozeans zu simulieren. Hierzu werden derzeit drei verschiedene Modelle mit daraus folgenden Skalen angewendet, die um bis zu 0,12 Einheiten auseinander liegen. Durchschnittswerte können daher nur im Rahmen des zugrundeliegenden Modells verglichen werden.
Das Meerwasser ist mit einem pH-Wert um 8 leicht basisch. Nach einer Zusammenfassung der britischen Royal Society weist das Oberflächenwasser der Meere heute bis in eine Tiefe von 50 m typischerweise pH-Werte zwischen 7,9 und 8,25 auf, mit einem Durchschnittswert von 8,08. Die wichtigsten Ursachen für diese Differenz um 0,25 Einheiten sind die Temperatur des Wassers, der lokale Auftrieb von kohlenstoffdioxidreichem Tiefenwasser, sowie die biologische Produktivität, die dort, wo sie hoch ist, in Form von Meereslebewesen viel Kohlenstoffdioxid bindet und in tiefere Wasserschichten transportiert.
Eine Möglichkeit, frühere pH-Werte zu rekonstruieren, bietet die Analyse von Sedimenten. Aus der isotopischen Zusammensetzung von Borhydroxiden lässt sich bestimmen, dass der pH-Wert an der Meeresoberfläche vor etwa 21 Millionen Jahren etwa 7,4 ± 0,2 betrug, bis er vor ungefähr 7,5 Millionen Jahren auf den Wert von 8,2 ± 0,2 stieg. Da der pH-Wert der Meere über den Henry-Koeffizienten direkt mit der Kohlenstoffdioxidkonzentration der Atmosphäre gekoppelt ist, lassen sich so auch Paläo-CO2-Konzentrationen bestimmen. Bis zum Beginn der ozeanischen Versauerung in Folge der einsetzenden Industrialisierung im 18. Jahrhundert und des steigenden Kohlenstoffdioxidausstoßes blieb dieser Wert in etwa konstant.
Einer Studie der Stanford University zufolge, die einen vorindustriellen pH-Wert des oberflächennahen Meerwassers von durchschnittlich 8,25 annimmt, soll sich der pH-Wert durch die Aufnahme von Kohlenstoffdioxid auf den heutigen Wert von durchschnittlich 8,14 verringert haben. Eine gemeinsame Übersicht aus den USA von der National Science Foundation (NSF), der National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) und dem United States Geological Survey (USGS) kommt zu dem Schluss, dass vor der Industrialisierung der durchschnittliche pH-Wert bei 8,16 lag, während er heute 8,05 beträgt. In beiden Fällen wird die Versauerung auf die menschlichen Emissionen von Kohlenstoffdioxid zurückgeführt und mit 0,11 pH-Einheiten beziffert.
Die menschengemachte Meereskrise – was Modellrechnungen vorhersagen
Kaum wahrnehmbar für uns Menschen schreitet die Versauerung unserer Meere immer weiter voran. In vielen Meeresgebieten zeigen sich schon heute die Folgen.
Besonders betroffen sind die vier großen Auftriebsgebiete an den Westküsten Afrikas und Amerikas.
Ozeanversauerung erfolgt in großem Maßstab und wird von vielen Umweltgrößen beeinflusst. In situ-Messungen besitzen in räumlicher Hinsicht (verankerte Messstationen) oder/und in zeitlicher Hinsicht (Schiffsbeobachtungen) naturgemäß Beschränkungen. Fernerkundung als relativ junge und zu entwickelnde Technologie bietet hingegen den Blick auf den gesamten Ozean mit hoher räumlicher und zeitlicher Auflösung. Allerdings ist der Einsatz von Fernerkundungsmethoden zur direkten Überwachung von Änderungen des ph-Wertes in den Ozeanen und ihre Wirkungen auf marine Organismen gegenwärtig noch nicht möglich. Wohl aber können eine Reihe von FE-Produkten, die von Satellitendaten abgeleitet sind, wertvolle Informationen liefern und erlauben es, einige Konsequenzen der Ozeanversauerung abzuschätzen. Einige dieser Messungen messen den ozeanischen Kohlenstoffkreislauf direkt (z.B. CO2-Austauschvorgänge zwischen Atmosphäre und Ozean, POC und PIC). Andere messen geo-biochemische Reaktionen auf die Ozeanversauerung (z.B. AT, Kalkbildungsraten).
Meereswind ist definiert als die Bewegung der Atmosphäre relativ zur Meeresoberfläche. Normalerweise werden Ozeanwinde sehr nahe an der Meeresoberfläche von Bojen, Plattformen und Schiffen gemessen. Die gebräuchlichste Bezugshöhe für oberflächennahe Ozeanwindmessungen ist 10 Meter über dem Meeresspiegel. In jüngster Zeit hat die Weiterentwicklung der Satellitenfernerkundung hochauflösende oberflächennahe Ozeanwindmessungen aus dem Weltraum mit passiven und aktiven Instrumenten ermöglicht. Heute kann die Kombination aller verfügbaren Satellitenwindmessungen eine globale Abdeckung der eisfreien Ozeane zu mehreren Zeiten pro Tag liefern.
Techniken der Windmessung:
Der Ozeanwind wird entweder mit In-situ-Instrumenten oder mit Fernerkundungsinstrumenten und -techniken gemessen. In-situ-Windmessungen können von Bojen, Schiffen oder Plattformen aus erfolgen. Das gebräuchlichste Instrument für In-situ-Windmessungen ist das mechanische Anemometer, das den Windwiderstand nutzt, um eine sehr kleine Turbine anzutreiben und so die Windgeschwindigkeit zu bestimmen; diese Anemometer verfügen auch über eine Windfahne, die der Heckflosse eines Flugzeugs ähnelt und dazu beiträgt, dass das Anemometer immer in die Windrichtung zeigt, so dass es sowohl die Windgeschwindigkeit als auch die Windrichtung messen kann.
Der Wind kann auch aus der Ferne gemessen werden, sowohl mit bodengestützten als auch mit luftgestützten Instrumenten. Das bodengestützte Doppler-Radar kann den Ozeanwind anhand der ein- und ausgehenden Radialgeschwindigkeiten von Niederschlag aus Stürmen in unmittelbarer Nähe der Radarstation messen; die Reichweite ist aufgrund der Signaldämpfung in der Regel auf mehrere hundert Kilometer begrenzt.
Luftgestützte oder satellitengestützte Messungen des Ozeanwindes können sowohl mit aktiven (Radar-Scatterometer) als auch mit passiven (Radiometer) Mikrowelleninstrumenten durchgeführt werden, wobei eine globale Abdeckung über den eisfreien Ozeanen mehrmals am Tag erreicht wird. Das Mikrowellenfrequenzband wird aufgrund seiner Fähigkeit, Wolken und Niederschlag zu durchdringen, und seiner Empfindlichkeit gegenüber der Rauigkeit der Meeresoberfläche bevorzugt. Die Meeresoberfläche reagiert schnell auf die Bewegung der darüber befindlichen Luft, was zu einem ausgeprägten Rauigkeitsmuster führt, das von der relativen Geschwindigkeit und Richtung des Windes in Bezug auf die Meeresoberfläche abhängt. Die Rauheit der Meeresoberfläche führt zu einer spezifischen "Helligkeit", die nur mit passiven Mikrowellenradiometern beobachtet werden kann. Aktive Mikrowelleninstrumente sind auch in der Lage, die Windrichtung zu bestimmen. Mikrowellenmessungen sind in Regionen mit starkem Regen und in Küstennähe ungenau.
Mit der richtigen Kombination aus spezifischen Mikrowellenwellenlängen und Verarbeitungsalgorithmen kann die Helligkeit der Meeresoberfläche genau in eine oberflächennahe Windgeschwindigkeit übersetzt werden.
Spezifische Mikrowellenwellenlängen sind empfindlich für die so genannte Bragg-Streuung, die ein Merkmal der zentimetergroßen Meeresoberflächenwellen ist, die als Kapillarwellen bekannt sind. Kapillarwellen werden direkt durch Veränderungen der Winde an der Oberfläche beeinflusst, so dass speziell abgestimmte Bordradare diese Veränderungen beobachten können. Diese luftgestützten Radargeräte senden Mikrowellenimpulse an die Meeresoberfläche, die einen Teil der reflektierten Energie sofort zum Radargerät zurückstreut. Sobald der Radarquerschnitt normalisiert ist, kann die oberflächennahe Windgeschwindigkeit als Funktion der rückgestreuten Energie berechnet werden. Im Gegensatz zu passiven Mikrowellenradiometern kann das aktive Radarsystem Messungen aus verschiedenen Azimutwinkeln kombinieren, um die ungefähre Richtung des Windes zu bestimmen. Aufgrund der Abhängigkeit vom Prinzip der Bragg-Streuung werden diese Radartypen unter der Bezeichnung Scatterometer zusammengefasst.
Die gegenwärtigen meteorologischen Modelle scheitern oft bei der Vorhersage der Entwicklung von Stürmen bei Extremwetterereignissen. Das liegt an der mangelnden Verfügbarkeit zeitlich und räumlich hochaufgelöster Beobachtungsdaten für die operationellen Datenassimilationssysteme und auch an fehlenden Echtzeitdaten aus dem inneren Kern von Wirbelstürmen. Mit der GNSS-Scatterometrie, einem Teilgebiet der GNSS-Reflektometrie (GNSS-R), kann diese Lücke im gegenwärtigen Beobachtungssystem potentiell geschlossen werden. Im Gegensatz zu anderen satellitenbasierten Winddaten (Scatterometern) sind die GNSS-Reflektometriedaten kaum von dem starkem Niederschlag beeinflusst, der parallel zu den Wirbelstürmen auftritt.
Nutzen der Messungen der Ozeanwinde:
Satelliten haben die beispiellose Möglichkeit geschaffen, den oberflächennahen Ozeanwind auf nahezu globaler Ebene (d. h. mit Ausnahmen über Eis und Land) zu beobachten. Dies hat entscheidend dazu beigetragen, die Klima- und Wettervorhersagen zu verbessern und unser Verständnis der Physik und Dynamik unserer Ozeane zu vertiefen, was letztlich unsere Fähigkeit verbessert hat, die gesellschaftlichen und wirtschaftlichen Auswirkungen des Klimawandels und von Unwettern abzuschätzen.
Im Einzelnen gab es eine Reihe von unvorhergesehenen Vorteilen, u. a.: Meeresbiologie/Fischereimanagement, Such- und Rettungseinsätze der Marine, Planung und Vorbereitung von Schifffahrtsrouten, Vorhersage tropischer/außertropischer Wirbelstürme und Abschätzung des Windenergiepotenzials, das durch künftige Windkraftanlagen im Meer nutzbar gemacht werden kann.
Darüber hinaus haben sich die Anwendungen der Mikrowellenradiometrie und der Scatterometrie auf viele interessante Bereiche ausgedehnt, wie z. B. die Überwachung unbeabsichtigter Ölverschmutzungen, die Messung des Salzgehalts der Meeresoberfläche, die Überwachung des Meereises, die Überwachung der Bodenfeuchtigkeit und die Überwachung von Frost-Tau-Zyklen an Land.
Ozon (O3), griech. ozein: riechen, ist ein aus drei Sauerstoffatomen bestehendes, instabiles Molekül. Es ist ein starkes Oxidationsmittel. Ozon ist bei Zimmertemperatur und normalem Luftdruck gasförmig. Es greift viele andere Stoffe an und kann deshalb Menschen, Pflanzen und Materialien schädigen. Die gesundheitlichen Wirkungen von Ozon bestehen in einer verminderten Lungenfunktion, entzündlichen Reaktionen in den Atemwegen und Atemwegsbeschwerden. Ozon wird von Pflanzen durch die Spaltöffnungen der Blattorgane aufgenommen. Dadurch können bei Pflanzen Schäden an Blattorganen auftreten. Länger anhaltende Belastungen stellen ein Risiko für das Pflanzenwachstum, Ernteerträge und die Qualität landwirtschaftlicher Produkte dar. Ozon ist zudem ein Treibhausgas, trägt also zur Erwärmung der Erdatmosphäre bei.
Obwohl das meiste Ozon im Bereich des Äquators entsteht, befindet sich der überwiegende Teil des Ozons in gemäßigten und hohen Breiten, im Höhenbereich zwischen 15 und 25 Kilometern.
Ozon spielt in der Erdatmosphäre eine Doppelrolle: Oberhalb von 10 km, in der Stratosphäre, schützt die bestehende natürliche Ozonschicht die Erde vor der schädlichen Ultraviolettstrahlung der Sonne. Ca. 90 % des Ozons befinden sich in dieser Schicht. In Bodennähe kommt Ozon ebenfalls natürlich vor, wird aber zusätzlich aus Sauerstoff und Luftverunreinigungen, die überwiegend aus menschlicher Tätigkeit stammen, gebildet.
Energiereiche Sonnenstrahlung spaltet Sauerstoff-Moleküle in der Stratosphäre in zwei einzelne Atome, die sich jeweils mit einem weiteren Sauerstoff-Molekül zu Ozon vereinigen (Ozonschicht).
In Bodennähe bildet sich Ozon aus einer Reaktion zwischen Stickstoffdioxid NO2 und Sauerstoff O2 unter dem Einfluss von UV-Strahlung (Sommersmog).
Durch ein Gewitter: Dieses lässt bei seiner Entladung (Wolke mit Erde) durch den elektrischen Strom Ozon (aber auch Salpetersäure und andere Stoffe) entstehen.
Bodennahes Ozon ist wegen seiner Eigenschaft als Umweltgift unerwünscht, insbesondere bewirkt die lokal sehr unterschiedliche Ozonbelastung Reizungen der Atemwege, erhöhte Korrosion und Baumsterben (Sommersmog).
Bodennahes Ozon wird nicht direkt freigesetzt, sondern bei intensiver Sonneneinstrahlung durch komplexe photochemische Prozesse aus Vorläuferstoffen - überwiegend Stickstoffoxiden und flüchtigen organischen Verbindungen - gebildet. Es wird deshalb als sekundärer Schadstoff bezeichnet. Hohe Lufttemperaturen und starke Sonneneinstrahlung begünstigen die Entstehung von bodennahem Ozon in der Atmosphäre. Dies ist typisch für die meteorologischen Bedingungen während sommerlicher Hochdruckwetterlagen.
Die höchsten Werte bodennahen Ozons treten am Stadtrand und in den angrenzenden ländlichen Gebieten auf, also entfernt von den Quellen der Vorläuferstoffe. Das klingt paradox, liegt aber daran, dass Stickstoffmonoxid, das in Autoabgasen enthalten ist, mit Ozon reagiert. Dabei wird Ozon abgebaut und Stickstoffdioxid (NO2) gebildet, so dass die Ozonbelastung in Innenstädten deutlich niedriger ist. Andererseits werden die Vorläuferstoffe (z.B. NO2) mit dem Wind aus den Städten heraus transportiert und tragen so entfernt von deren eigentlichen Quellen zur Ozonbildung bei.
In der Stratosphäre ist Ozon grundsätzlich erwünscht, weil es dort das schädliche UV-Licht der Sonne absorbiert (Ozonschicht). In der stratosphärischen Ozonschicht wird das erwünschte Ozon fortwährend gebildet, mit Luftströmungen transportiert und wieder abgebaut. Das wichtigste Quellgebiet ist die tropische Stratosphäre. Die sogenannte Brewer-Dobson Zirkulation sorgt insbesondere in der jeweiligen Winterhemisphäre für einen polwärts und letztendlich abwärts gerichteten Transport, wodurch das Ozon in der gesamten Erdatmosphäre verteilt wird. Dabei bilden sich je nach geographischer Region und Jahreszeit typische Verteilungsmuster aus. Herausragend ist dabei eine Akkumulation von Ozon rund um den Globus in etwa 15 (Pol) bis 25 km Höhe (Äquator), die eigentliche stratosphärische Ozonschicht. Sie wirkt wie eine Sonnenbrille der Erde und schützt das Leben vor zu intensiver UV-Strahlung. Obwohl sich 90 Prozent des atmosphärischen Ozons in der Stratosphäre befinden, kommen selbst dort auf eine Million Luftmoleküle nur einzelne Ozonmoleküle. Würde das in der gesamten Atmosphäre verteilte Ozon in einer Schicht reinen Ozons an der Erdoberfläche konzentriert, wäre diese Schicht durchschnittlich kaum mehr als 3 mm dick.
Durch menschliche Aktivitäten, d.h. insbesondere durch die massiven Emissionen von sogenannten FCKW, wurde der natürliche und lebensnotwendige Ozonkreislauf in der Stratosphäre empfindlich gestört. In einem katalytischen Prozess zerstören dabei schon wenige Chlorradikale sehr viele Ozonmoleküle, bevor sie selbst inaktiv werden. Zu stärkstem Ozonabbau kommt es über den Polen unserer Erde. Die dramatischste Entwicklung ist dabei die alljährliche Ausbildung des antarktischen Ozonloches.
Die Fläche des Ozonlochs über der Antarktis entwickelte sich im Herbst 2020 recht langsam, aber später, Anfang Oktober, wurden die niedrigsten Werte unter 100 DU beobachtet. Das gleiche Merkmal zeigte sich auch bei der Größe des betroffenen Gebietes. Die Größe des Lochs war zu Beginn der Saison recht gering, nahm aber gegen Oktober recht schnell zu.
Die folgende Animation der vertikalen Ozonsäule AC SAF wurde von GOME-2-Instrumenten an Bord der Metop-Satelliten gemessen und im DLR verarbeitet. Ein Klick auf die Grafik führt zur aktuellen Animation mit der Größe des Ozonlochgebiets zusammen mit den Schwankungen seit 2007.
Das Antarktische Ozonloch (Herbst 2020) mit einem Minimum von weniger als 100 Dobson Units (DU)
Ein Klick auf das Bild öffnet einen externen Link zu einer Animation.
Von MeteoSchweiz werden beispielsweise verschiedene Methoden zur Ozonmessung verwendet, mit denen unterschiedliche räumliche und zeitliche Ebenen abgedeckt werden können. In Arosa messen Spektrophotometer die Durchlässigkeit der Atmosphäre für ultravioletteSonnenstrahlung in verschiedenen Wellenlängen und berechnen daraus den Gesamtozongehalt in der Luftsäule. In Payerne wird das Ozonprofil direkt mittels Radiosondierungen (Ballonsonden) erfasst. Ebenfalls in Payerne ist ein Mikrowellen-Radiometer im Einsatz, mit welchem die stratosphärische und mesosphärische Ozonkonzentration zwischen 20 und 70 km bestimmt wird.
MeteoSchweiz verfügt über zwei weitere Methoden, um indirekt Ozonprofile durch das sogenannte "Remote Sensing" zu messen. Diese Messungen erfordern eine relativ komplexe Informationsverarbeitung und liefern ein Profil mit einer räumlichen Auflösung von 7-15 km, und das in einer Höhe von 20-70 km. Die erste Methode ist das Mikrowellenradiometer SOMORA, die zweite Methode ist eine Messung mit Hilfe von Dobson und Brewer, die bei Sonnenaufgang respektive -untergang durchgeführt wird (Umkehr-Methode). (MeteoSchweiz)
Im Weltall setzt das Instrument „Global Ozone Monitoring Experiment-2“ (GOME-2) die langfristige überwachung atmosphärischer Spurengasbestandteile fort, die mit Gome/ERS-2 und SCIAMACHY/Envisat begonnen wurde. Derzeit gibt es drei GOME-2-Instrumente, die an Bord der WettersatellitenMetop-A, -B und -C von EUMETSAT eingesetzt werden. GOME-2 kann eine Reihe atmosphärischer Spurenbestandteile messen, wobei der Schwerpunkt auf der weltweiten Ozonverteilung liegt. Darüber hinaus werden Cloud-Eigenschaften und -Intensitäten ultravioletter Strahlung ermittelt. Diese Daten sind für die Überwachung der Zusammensetzung der Atmosphäre und die Erkennung von Schadstoffen von entscheidender Bedeutung. Das DLR erzeugt operative Produkte der Stufe GOME-2/MetOp 2 im Rahmen der EUMETSAT-Satelliten-Anwendungsanlage für die Überwachung der Atmosphärenchemie (AC-SAF). GOME-2-Produkte in Echtzeit sind bereits zwei Stunden nach der Erkennung erhältlich.
Instrumente an Bord von Satelliten können verschiedene für das troposphärische Ozon relevante chemische Spezies messen. Sie können neben Ozon Informationen über NO2, CO und Formaldehyd (HCHO) liefern. Kohlenstoffmonoxid kann in Deutschland via Satellit nur gemessen werden, wenn die lokalen Quellen sehr stark sind (z.B. Brände). Formaldehyd kann aus Satellitenmessungen über Deutschland im Winter nicht nachgewiesen werden und im Sommer nur mit relativ hohen Fehlern. Es lassen sich jedoch auf monatlichen Satellitenkarten durchaus erhöhte HCHO-Werte über einigen Gebieten in Europa wie der Po-Ebene, über bestimmten Waldgebieten und über Bränden nachweisen. Einzelmessungen außerhalb von Bränden liegen unterhalb der Nachweisgrenze, es können daher aus ihnen keine Informationen zu VOC (engl. volatile organic compounds; dt. flüchtige organische Verbindungen) hergeleitet werden. Ozonmessungen sind in Deutschland aufgrund des geringen thermischen Kontrasts zwischen dem Boden und der darüberliegenden Atmosphäre schwierig. Derzeit sind in Deutschland regelmäßig nur NO2-Messungen durch Satelliten möglich.
Seit 2018 misst das TROPOMI-Instrument an Bord des Satelliten Sentinel 5P die Gesamtsäule NO2 einmal täglich zur Überflugzeit von 13:30 mit einer Auflösung von 3,5 x 5,5 km2 unter wolkenfreien Bedingungen auf 30 % Genauigkeit. Die räumliche Abdeckung und die Messgenauigkeit können verbessert werden, indem Daten aus mehreren Überflügen gemittelt werden. Diese räumliche Auflösung ermöglicht einen direkten Vergleich mit regionalen numerischen Modellen. TROPOMI-Daten werden bereits für die Modellbewertung verwendet. TROPOMI-NO2-Messungen können auch direkt zur Lokalisierung von NO2-Quellen und zur Bestimmung ihrer Stärke verwendet werden. Dies ermöglicht eine direkte Evaluierung der Emissionsinventare.
Aufgrund des relativ aktuellen Starts von Sentinel 5P sind nur erste Ergebnisse zu verzeichnen. Zukünftige Generationen von geostationären Satelliten werden in der Lage sein, den Tageszyklus der atmosphärischen Zusammensetzung zu messen und so weitere Möglichkeiten zur Bewertung von Inventaren und Modellen zu schaffen.
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