Hydrographische Betrachtungen über die regionale Verteilung der mittleren Eisvorbereitungs- und Eisabschmelzzeit in der Deutschen Bucht und der westlichen Ostsee mit Karten     

Erich Goedecke 《Ocean Dynamics》1958,11(1):1-22

Zusammenfassung Auf Grund der für die einzelnen Eisbeobachtungsstationen berechneten Zentralwerte (Z.W.) werden Karten mit der regionalen Verteilung der mittleren Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeit vorgelegt (s. Abb. 1–3). Das Beobachtungsmaterial der Eismelde- und Klimastationen umfaßt die Periode 1920/21–1953/54.Im allgemeinen nimmt die Länge der Eisvorbereitungszeit mit der Entfernung von der Küste zu, diejenige der Eisabschmelzzeit nimmt seewärts ab. In der Ostsee ist die Abschmelzzeit in eisreichen Wintern größer als in normalen Wintern.Bestimmte Grenzlinien für die Gebiete gleicher Vorbereitungs- und Abschmelzzeit fallen mit charakteristischen Tiefenlinien zusammen.Die Topographie der Wattenmeere, Flußmündungen und der offenen Seegebiete in der Deutschen Bucht sowie der Förden und Belte in der westlichen Ostsee spiegelt sich in der regionalen Anordnung der Gebiete gleicher Vorbereitungs- und Abschmelzzeiten wider.Für eine Erklärung des unterschiedlichen Verhaltens der Vorbereitungs- und Abschmelzzeiten in der Nordsee werden neben den bereits benutzten hydrographischen Faktoren wie Wassertiefe und Wassertemperatur (E. Goedecke [1957]) die Salzgehaltsverteilung (s. Abb. 4–7) und das zugehörige Bild der wahrscheinlichen Wasserversetzungen in der Deutschen Bucht herangezogen.Die einzelnen Größen der Eisvorbereitungszeit zeigen einen auffälligen Gegensatz zwischen der ostfriesischen und nordfriesischen Küste. Im Winter setzt relativ warmes und salzreiches Nordseewasser vorwiegend an der ostfriesischen Küste in die Bucht hinein, relativ kaltes und salzarmes Küstenwasser vorwiegend an der nordfriesischen Küste aus der Bucht heraus. Diese hydrographischen Verhältnisse bedingen, daß die seewärtige Eisentwicklung an der ostfriesischen Seite gebremst, an der nordfriesischen Seite gefördert wird.Ein weiterer Gegensatz in bezug auf Eisvorbereitungszeit besteht zwischen den Wattenmeeren und großen Flußmündungen. Da das Nordseewasser tief in die Mündungsgebiete der Elbe und Weser eindringen kann, tritt die örtliche Vereisung dort später ein als in den Wattenmeeren.Die Ergebnisse für die Eisabschmelzzeit sind in die Gruppen normale und eisreiche Winter aufgeteilt worden.In Bezug auf diese Zeitspanne bleibt der Gegensatz zwischen der ostfriesischen und nordfriesischen Küste erhalten, stellenweise ist er noch schärfer ausgeprägt als bei der Vorbereitungszeit. Die vor der ostfriesischen Küste entlangsetzende Nordseeströmung verursacht sowohl in normalen als auch in eisreichen Wintern ein rasches Abschmelzen des Eises in den Wattenmeeren und vor den Inseln. An der nordfriesischen Küste dagegen wird die Abschmelzperiode durch den Abfluß der Schmelzwässer aus den inneren Küstengebieten verlängert.Der Nord-Ostsee-Kanal hat relativ große Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeiten. Durch intensive Vermischung von salzhaltigerem Tiefen- mit salzärmerem Oberflächenwasser wird die Eisbildung verzögert. Während der Abschmelzperiode ist im Kanal eine ausgeprägte Stromschichtung vorhanden. Im östlichen Kanalabschnitt tritt infolge rascherer Erwärmung und Salzgehaltserhöhung des Oberflächenwassers ein frühzeitigeres Abschmelzen des Eises ein als im westlichen Teil des Kanals.Für die Erklärung des entsprechenden Verhaltens in der westlichen Ostsee wird ein hydrographisches Gesamtbild auf dynamischer Grundlage in Verbindung mit den mittleren Daten für Eisbeginn und Eisende benutzt (s. Tabelle 1 und 2).Durch den Einfluß stationärer Ostwetterlagen werden langdauernde Ausstromlagen und zugleich eine Verlagerung der Beltseefront nach Westen hervorgerufen. Während dieser Zeiten dringt kaltes und salzarmes Ostseewasser an der Oberfläche in die Buchten und Förden ein. Die verschiedenartige Stärke und Dauer der von Ost nach West fortschreitenden Aussüßung der westlichen Ostsee im Zusammenhang mit der stetigen Abkühlung der Luft- und Wasserschichten bedingen das unterschiedliche Verhalten der einzelnen Küsten- und Seegebiete in bezug auf Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeit. Diese meteorologisch-hydrographische Abhängigkeit der Eisentwicklung spiegelt sich in der zeitlichen Aufeinanderfolge der Ver- und Enteisungsdaten wider. Die relativ hohen Strömungsgeschwindigkeiten in den Belten und Sunden sind für die relativ großen Eisvorbereitungszeiten in diesen Meeresdurchlässen verantwortlich zu machen. Die Eisentwicklung in den inneren Küstenteilen, in welchen außer den Faktoren wie Temperatur, Salzgehalt und Strömungen vor allem die jeweilige Wassertiefe maßgebend ist, drückt sich durch kleinere Vorbereitungszeiten aus.Während der Eisabschmelzperiode werden unter dem Einfluß stationärer NW-Wetterlagen langdauernde Einstromlagen und gleichzeitig eine Verlagerung der Beltseefront nach Osten hervorgerufen. Das durch die Belte verschieden rasche Eindringen von relativ wärmerem und salzreicherem Nordseewasser in die Buchten und Förden verursacht die unterschiedlichen Abschmelzzeiten in den einzelnen Küstengebieten. Die verhältnismäßig rasche Vermischung von Nord- und Ostseewasser bedingt in normalen Eiswintern kleinere Abschmelzzeiten. In eisreichen Wintern dagegen sind die Abschmelzzeiten dicht unter der Küste kleiner als in küstenfernen Gebieten. Dieses Verhalten wird durch die Erscheinung des Auftriebwassers in den inneren Buchten und Förden erklärt. Durch die Wirkung ablandiger Winde steigt relativ warmes und salzreiches Wasser an die Oberfläche empor und beschleunigt den Prozeß der Eisauflösung in den inneren Küstenteilen. Da sich das Eis in den äußeren Buchten und Förden sowie an bestimmten Stellen innerhalb der Belte und der offenen See noch längere Zeit hält, sind in diesen Gebieten natürlich größere Abschmelzzeiten zu verzeichnen als an der Küste.Zum Schluß werden einzelne Werte der Eisvorbereitungszeit einer kritischen Betrachtung auf hydrographischer Basis unterworfen. Dabei werden die Vorbereitungszeiten in Gebieten mit ortseigenem (autochthonem) Eis denen in Gebieten mit ortsfremdem (allochthonem) Eis gegenübergestellt. An den Beispielen des Eisauftretens in den Helgoländer Gewässern und der im Februar 1947 in der südöstlichen Nordsee weiträumig nach Westen vorgestoßenen Vereisung wird unter Berücksichtigung der vorhandenen hydrographischen Beobachtungen und Erfahrungen (s. Abb. 8 und Tabelle 3–5) gezeigt, daß eine Bestimmung der Eisvorbereitungszeit in diesen Gewässern nur dann sinnvoll erscheint und diese Größe selbst an Wahrscheinlichkeit gewinnt, wenn das Vorhandensein einer sogenannten Eisträgerschicht anhand von Temperatur und Salzgehalt tatsächlich nachgewiesen werden kann.Abschließend wird betont, daß es keine Schwierigkeit bereitet, die regionale Darstellung der Eisvorbereitungs- und -abschmelzzeit unter rein hydrographischen Gesichtspunkten zu interpretieren.

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Hydrographic considerations, accompanied by charts, on the regional distribution of the mean preparatory periods of ice generation and ice melting in the German Bight and in the western Baltic Sea

Summary Charts showing the regional distribution of mean preparatory periods of ice generation and ice melting (figs. 1–3), are presented; they are based on the median values (Z. W.) calculated from the existing ice observation stations. The observational material from the ice reporting- and climate stations covers the period from 1920/21 to 1953/54.As a rule, duration of ice generation increases, duration of ice melting decreases with the distance from the coast. In the Baltic melting requires more time in winters rich in ice than it does in normal winters.Certain boundary lines between adjacent regions of equal duration of ice generation and ice melting are found to coincide with characteristic depth contours.The topography of the wadden seas, estuaries and open sea regions in the German Bight as well as that of the fjords and Belt-Seas in the western Baltic Sea finds itself reflected in the regional distribution of areas of equal duration of ice generation and ice melting.The dissimilar duration of ice generation and ice melting in the North Sea is explained to be due, in addition to the hydrographic factors of water depth and water temperature, already referred to (E. Goedecke [1957]), to distribution of salinity, (figs. 4–7) as well as to supposed water movements in the German Bight associated with these factors.The single values of the period of ice generating on the East Frisian coast are in striking contrast to those observed on the North Frisian coast. In winter, the inflow of relatively warm North Sea water of high salinity preferrably enters the German Bight on the East Frisian coast, while the relatively cold coastal water of low salinity preferrably leaves the German Bight on the North Frisian coast. These hydrographic conditions cause ice generation to be reduced in its seaward extension on the East Frisian coast and to be increased on the North Frisian coast.Another contrast is observed between the duration of ice generation in the wadden seas and in the great estuaries. In contrast to the wadden seas, local ice generation in the estuaries is delayed owing to the North Sea water moving far into the mouths of the Elbe and Weser rivers.The results with reference to the duration of ice melting are classified in two groups, i. e. in normal winters and in winters rich in ice.The contrast existing between the East Frisian and the North Frisian coast with regard to the duration of ice generation again manifests itself in the duration of ice melting, at some places it even intensifies compared with the duration of ice generation. In normal winters as well as in winters rich in ice, the melting process in the wadden seas and round about the islands is accelerated by the influence of the North sea water flowing along the East Frisian coast. On the North Frisian coast, however, the duration of the melting process is prolonged by the discharge of melting snow and ice from the interior of the litoral regions.Ice generation and ice melting in the Kiel Canal extends over relatively long periods. The intensive mixing of saliferous water from great depths with surface water of less salinity has a retardatory effect on ice generation. During the period of ice melting the Canal water shows a pronounced stratification. In the eastern part of the Canal, ice melting sets in at an earlier date than in the western part, owing to a faster warming and an increase in salinity of the surface water.With the view of explaining adequate processes in the western Baltic Sea, a general hydrographic outline on a dynamic basis as well as mean times of beginning and termination of ice generation and ice melting are used (tables 1 and 2).Caused by the effect of stationary weather situations with easterly winds, an outflow from the Baltic of long duration associated with a shifting of the Belt Sea front to the West are produced. During such periods, cold Baltic Sea water of low salinity invades the surface layers of the bays and fjords. The different strength and duration of the predominance of water poor in salinity, proceeding from east to west in the western Baltic Sea, along with a continuous cooling of the air- and water layers are the cause of the dissimilar behaviour of the various coastal regions and sea areas with regard to the duration of ice generation and ice melting. The dependency of ice generation and ice melting on meteorological and hydrographical factors is reflected in the chronological sequence of the dates of icing up and melting. The relatively high current velocities in the Belt Seas and the Sound are responsible for the comparatively long duration of ice generation in these straits. Ice generation in the interior parts of the bays and fjords, where in addition to the factors of temperature, salinity, and currents, before all, the individual water depths exercise a decisive influence, is characterized by shorter periods.Under the influence of stationary weather situations with north-westerly winds, an inflow of long duration and a simultaneous shifting to the east of the Belt Sea front are produced during the melting period. The different speed at which the relatively warm, saliferous North Sea water flows through the Belt Seas, invading the bays and fjords of the western Baltic Sea, explains the difference in length of the melting periods in the individual coastal regions. In normal winters, the melting process is accelerated by the comparatively rapid mixing of North Sea water with water from the Baltic Sea. However, in winters rich in ice, melting near the coast goes on at a quicker rate than it does in regions far off from the coast. This phenomenon is explained by the occurrence of upwelling water in the interior parts of the bays and fjords. Due to the effect of offshore winds, relatively warm and saliferous water ascends to the surface accelerating the melting process in the interior parts of the bays. Since the ice in the external parts of the bays and fjords as well as at certain places in the Belt Seas and in the open sea still keeps for some time, melting in these regions extends over somewhat longer periods than it does in regions near the coast.Some values arrived at for the period of ice generation are examined from a hydrographic aspect and, in so doing, the duration of ice generation in regions with autochthonal ice is compared to those with allochthonal ice. The two examples concerning the occurrence of ice in the Heligoland waters and the far reaching western extent of ice in the south-eastern North Sea in 1947, show that, considering the available hydrographic observations and experiences (fig. 8, and tables 3–5), a determination of the duration of ice generation in these waters appears to be reasonable and may gain in probability only if the presence of a so called ice carrying layer can be actually verified by means of temperature and salinity measurements.It may be underlined that the interpretation of regional representation of the periods of ice generation and ice melting, from a purely hydrographic point of view, does not present any difficulties.

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Considérations hydrographiques, accompagnées de cartes, sur la distribution régionale de la période moyenne de congélation et de fusion de la glace en baie Allemande et en mer Baltique

Résumé On présente des cartes donnant la distribution régionale des périodes moyennes preparatives de congélation et de fusion de la glace (figs. 1–3). Cette distribution est derivée des valeurs médianes (Z. W.) calculées pour les stations d'observation de la glace. Les données d'observations effectuées par les stations de signalisation de la glace et par les stations climatiques comprennent la période de 1920/21 à 1953/54.En général, la durée de la congélation de la glace se prolonge tandis que la durée de la fusion de la glace se diminue à mesure que la distance de la côte augmente. En mer Baltique, la période de fusion de la glace est plus longue en hivers abondant en glace qu'elle n'est en hivers hormaux.Certaines lignes désignant des régions à périodes égales de congélation ou de fusion de la glace s'accordent avec des isobathes caractéristiques.La topographie de la mer des Wadden, des estuaires et du fond de la pleine mer en baie Allemande ainsi que la topographie des fiords et du Grand et du Petit Belt à l'ouest de la mer Baltique correspond à la distribution des régions à durée égale de congélation et de fusion de la glace.La durée préparative différente de congélation et de fusion de la glace est expliquée être due putreà l'effet des facteurs hydrographiques comme la profondeur et la température de l'eau déjà praités (E. Goedecke [1957]) à la répartition de la salinité et, enfin, en baie Allemande, aux nouvements présumables de l'eau associés à ces facteurs (figs. 4–7).Les valeurs individuelles de la période préparative de congélation de la glace sur la côte de a Frise orientale contrastent d'une manière frappante à celles que l'on rencontre sur la côte de la Frise septentrionale. En hiver, l'afflux de l'eau relativement chaude à haute salinité, venant de la mer du Nord, entre de préférence dans la baie Allemande sur la côte de la Frise orientale tandis que l'eau côtière relativement froide quitte de préférence la baie Allemande sur la côte de la Frise septentrionale. Ces conditions hydrographiques attínuent le procès de congélation en direction vers la mer sur la côte de la Frise orientale et le renforcent en direction vers la mer sur la, côte de la Frise septentrionale.Un autre contraste relatif à la durée de la congélation se manifeste en mer des Wadden et dans les grands estuaires. Contrairement à la mer des Wadden, la congélation locale dans les estuaires est retardée par la présence de l'eau de la mer du Nord se propagageant profondement dans les embouchures des rivières de l'Elbe et de la Weser.Les résultats obtenus des observations des périodes de fusion sont classifiés en deux groupes, c. a. d. en «hivers normaux» et en «hivers abondant en glace».Le contraste constaté par rapport à la période de congélation sur les côtes de la Frise orientale et septentrionale se répète par rapport à la période de fusion, à quelques endroits ce contraste même intensifie vis-à-vis la période de congélation. En hivers normaux ainsi qu'en hivers abondant en glace, la fusion de la glace en mer des Wadden et au voisinage des îles est accélérée sous l'influence de l'eau de la mer du Nord longeant la côte de la Frise orientale. Par contre, sur la côte de la Frise septentrionale la période de fusion se prolonge grâce à l'écoulement des eaux de fonte originaires de la région littorale.Les périodes préparatives de congélation et de fusion de la glace au canal de la mer du Nord à la mer Baltique sont relativement longues. Le mélange intensif des eaux profondes de haute salinité avec des eaux de surface de faible salinité exerce un effet retardateur sur la congélation. Pendant la période de fusion, les eaux du Canal montrent une stratification prononcée. La glace de la partie occidentale du Canal entre en fusion à un date plus avancé que celle de la partie orientale grâce à la plus grande vitesse de rechauffement et à la salinité élevée des eaux de surface.Pour expliquer les processus analogues en mer Baltique occidentale, on présente une vue d'ensemble (tableaux 1 et 2) résumant d'un aspect dynamique les facteurs généraux hydrographiques et indiquant les dátes moyennes du début et de la fin de la congélation et de la fusion de la glace.Causé par l'effet des situations météorologiques stationnaires, associées aux vents d'est (l'effet du régime stationnaire d'est), il se produit à partir de la mer Baltique un écoulement de longue durée accompagné d'un déplacement vers l'ouest des fronts du Grand et du Petit Belt. Pendant de telles périodes, des eaux froides de faible salinité, provenant de la mer Baltique, pénètrent les couches superficielles des baies et des fiords. L'intensité et la durée différente de la prédominance des eaux de faible salinité qui se propagent de l'est à l'ouest dans la mer Baltique occidentale et le refroidissement continu des couches d'air et d'eau donnent lieu tant au comportement hétérogène des zones individuelles de la côte et de la pleine mer qu' à la durée différente des périodes de congélation et de fusion de la glace. Cette dépendance de conditions météorologiques et hydrographiques, à laquelle la formation de la glace est soumise, se retrouve dans la succession chronologique des dates de la congélation et de la fusion. La vitesse relativement forte des courants dans le Grand et le Petit Belt et dans le Sund sont à l'origine des périodes relativement longues de congélation dans ces étroits. La formation de la glace dans les parties intérieures des baies et fiords où à côté des facteurs comme la température, la salinité et les courants surtout la profondeur plus ou moins forte exerce une influence décisive, se distingue des périodes préparatives plus courtes de congélation.Sous l'action du régime du nord-ouest se produit, pendant la période de fusion, un afflux de longue durée et un déplacement simultané vers l'est des fronts du Petit et du Grand Belt. Comme la vitesse de propagation dans le Grand Belt est supérieure à celle dans le Petit Belt, il en résulte que les eaux relativement chaudes et de salinité élevée de la mer du Nord arrivent aux baies et aux fiords de la mer Baltique à différentes dates d'où s'ensuit la longueur différente des périodes de fusion dans les diverses régions côtières. En hivers normaux, la période de fusion se raccourcit par suite du mélange relativement vite des eaux de la mer du Nord avec celles de la mer Baltique. Au contraire, en hivers abandonnant en glace, la fusion près de la côte se fait à une vitesse supérieure à celle que l'on rencontre en régions à grande distance de la côte. Ce phénomène est dû à la présence de la remontée des eaux profondes dans les parties intérieures des baies et fiords. Sous l'effet des vents de terre des eaux relativement chaudes et de forte salinité remontent à la surface, où elles accélèrent la fusion de la glace dans les parties intérieures des baies et des fiords. Comme la glace aux parties extérieures des baies et des fiords ainsi qu'à certains endroits du Petit et du Grand Belt et de la pleine mer se maintient encore quelque temps, la période de fusion s'y prolonge plus qu'elle ne fait aux régions près de la côte.Enfin, en examinant d'un aspect hydrographique plusieurs valeurs des périodes de congélation, on met en parallèle, d'une part les périodes de congélation rencontrées en zone aux glaces autochtones, d'autre part avec les périodes de congélation trouvées en zones aux glaces allochtones. Les deux exemples qui exposent la présence de la glace aux parages d'Helgoland et la grande étendue occidentale de la glace dans la partie sud-est de la mer du Nord en 1947, montrent que, compte tenu des observations; hydrographiques disponibles et des expériences faites (voir fig. 8, tableaux 3–5), la détermination de la période de congélation dans ces parages semble être raisonnable et gagne en probabilité seulement en cas que la présence d'une «couche dite portant de la glace« soit vraiment vérifiée au moyen des mesures de la température et de la salinité.Il convient de souligner ici que l'interprétation d'un point de vue purement hydrographique de la représentation régionale des périodes de congélation préparative et de fusion de la glace ne présente aucunes difficultés.

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The Crisis of Wine Production in Late Sixteenth-Century Central Europe: Climatic Causes and Economic Consequences     

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From the mid-1580s wine production all over Central Europe dropped to a low level that was maintained beyond the turn of the century. This is concluded on the basis of four series of wine production from Lower Austria, Western Hungary, Württemberg, and the region surrounding the lake of Zürich (Switzerland) for the period 1550--1630. This long sequence of crop failures is related to a temperature decline in all seasons, particularly in winter, affecting Europe north of the Alps. The economic, social and political consequences of this climatic "gearshift" are investigated from the example of Lower Austria. It is shown that it had far-reaching effects for major social groups depending on the wine economy and the revenues of the Habsburg crown.  相似文献   

Percentile indices for assessing changes in heavy precipitation events     

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Mini-Sodar Observations of Drainage Flows in the Rocky Mountains   总被引：1，自引：0，他引：1  

F. A. Woülfelmaier  C. W. King  E. Mursch-Radlgruber  G. Rengarajan 《Theoretical and Applied Climatology》1999,64(1-2):83-91

Summary  Vertical profiles of drainage winds were monitored continuously by a Doppler-Mini-Sodar during case studies in two valleys, on both sides of the U. S. Continental Divide. A tethered balloon provided additional information on the vertical temperature and wind structure up to the Divide level. Ambient wind data were collected by a radar wind profiler on the west side, and a tower on the crest of the Divide. The onset, evolution and breakup of the drainage flow were studied on two nights, when the ridge-top winds were westerly and skies were clear. To study the influence of the ambient flow on drainage winds, changes in drainage wind speed, direction and depth, along with the volume flux were examined. It was found that, on the leeward side, the drainage was strongly influenced by the ambient winds (King, 1995b), which led to interruption and erosion of the locally generated valley flow. The drainage on the windward side of the Divide was almost undisturbed. A comparison of balloon and sodar wind profiles showed very good agreement during steady drainage conditions. Received October 21, 1996 Revised November 30, 1998  相似文献   

Rain and dewdrops on titan based on in situ imaging     

Erich Karkoschka  Martin G. Tomasko 《Icarus》2009,199(2):442-1417

The Descent Imager/Spectral Radiometer (DISR) of the Huygens probe was in an excellent position to view aspects of rain as it descended through Titan's atmosphere. Rain may play an important part of the methane cycle on Titan, similar to the water cycle on Earth, but rain has only been indirectly inferred in previous studies. DISR detected two dark atmospheric layers at 11 and 21 km altitude, which can be explained by a local increase in aerosol size by about 5-10%. These size variations are far smaller than those in rain clouds, where droplets grow some 1000-fold. No image revealed a rainbow, which implies that the optical depth of raindrops was less than ∼0.0002/km. This upper limit excludes rain and constrains drizzle to extremely small rates of less than 0.0001 mm/h. However, a constant drizzle of that rate over several years would clear the troposphere of aerosols faster than it can be replenished by stratospheric aerosols. Hence, either the average yearly drizzle rate near the equator was even less (<0.1 mm/yr), or the observed aerosols came from somewhere else. The implied dry environment is consistent with ground-based imaging showing a lack of low-latitude clouds during the years before the Huygens descent. Features imaged on Titan's surface after landing, which might be interpreted as raindrop splashes, were not real, except for one case. This feature was a dewdrop falling from the outermost baffle of the DISR instrument. It can be explained by warm, methane-moist air rising along the bottom of the probe and condensing onto the cold baffle.  相似文献   

Stable isotope and trace element status of subsistence-hunted bowhead and beluga whales in Alaska and gray whales in Chukotka     

Dehn LA  Follmann EH  Rosa C  Duffy LK  Thomas DL  Bratton GR  Taylor RJ  O'Hara TM 《Marine pollution bulletin》2006,52(3):301-319

Tissues of bowhead, beluga, and gray whales were analyzed for Ag, Cd, Cu, Se, Zn, THg and MeHg (belugas only). Delta15N and delta13C in muscle were used to estimate trophic position and feeding habitat, respectively. Trace element concentrations in tissues were significantly different among whale species. Hepatic Ag was higher in belugas than bowheads and gray whales. Gray whales had lower Cd concentrations in liver and kidney than bowhead and belugas and a sigmoid correlation of Cd with length was noted for all whales. Renal and hepatic Se and THg were higher in belugas than in baleen whales. The hepatic molar ratio of Se:THg exceeded 1:1 in all species and was negatively correlated to body length. Hepatic and renal Zn in subsistence-harvested gray whales was lower than concentrations for stranded whales. Se:THg molar ratios and tissue concentrations of Zn may show promise as potential indicators of immune status and animal health.  相似文献   

Future changes in daily summer temperature variability: driving processes and role for temperature extremes     

Erich M. Fischer  Christoph Schär 《Climate Dynamics》2009,33(7-8):917-935

Anthropogenic greenhouse gas emissions are expected to lead to more frequent and intense summer temperature extremes, not only due to the mean warming itself, but also due to changes in temperature variability. To test this hypothesis, we analyse daily output of ten PRUDENCE regional climate model scenarios over Europe for the 2071–2100 period. The models project more frequent temperature extremes particularly over the Mediterranean and the transitional climate zone (TCZ, between the Mediterranean to the south and the Baltic Sea to the north). The projected warming of the uppermost percentiles of daily summer temperatures is found to be largest over France (in the region of maximum variability increase) rather than the Mediterranean (where the mean warming is largest). The underlying changes in temperature variability may arise from changes in (1) interannual temperature variability, (2) intraseasonal variability, and (3) the seasonal cycle. We present a methodology to decompose the total daily variability into these three components. Over France and depending upon the model, the total daily summer temperature variability is projected to significantly increase by 20–40% as a result of increases in all three components: interannual variability (30–95%), seasonal variability (35–105%), and intraseasonal variability (10–30%). Variability changes in northern and southern Europe are substantially smaller. Over France and parts of the TCZ, the models simulate a progressive warming within the summer season (corresponding to an increase in seasonal variability), with the projected temperature change in August exceeding that in June by 2–3 K. Thus, the most distinct warming is superimposed upon the maximum of the current seasonal cycle, leading to a higher intensity of extremes and an extension of the summer period (enabling extreme temperatures and heat waves even in September). The processes driving the variability changes are different for the three components but generally relate to enhanced land–atmosphere coupling and/or increased variability of surface net radiation, accompanied by a strong reduction of cloudiness, atmospheric circulation changes and a progressive depletion of soil moisture within the summer season. The relative contribution of these processes differs substantially between models.  相似文献   

Improved regional scale processes reflected in projected hydrological changes over large European catchments     

Stefan Hagemann  Holger Göttel  Daniela Jacob  Philip Lorenz  Erich Roeckner 《Climate Dynamics》2009,32(6):767-781

For the fourth assessment report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), the recent version of the coupled atmosphere/ocean general circulation model (GCM) of the Max Planck Institute for Meteorology has been used to conduct an ensemble of transient climate simulations These simulations comprise three control simulations for the past century covering the period 1860–2000, and nine simulations for the future climate (2001–2100) using greenhouse gas (GHG) and aerosol concentrations according to the three IPCC scenarios B1, A1B and A2. For each scenario three simulations were performed. The global simulations were dynamically downscaled over Europe using the regional climate model (RCM) REMO at 0.44° horizontal resolution (about 50 km), whereas the physics packages of the GCM and RCM largely agree. The regional simulations comprise the three control simulations (1950–2000), the three A1B simulations and one simulation for B1 as well as for A2 (2001–2100). In our study we concentrate on the climate change signals in the hydrological cycle and the 2 m temperature by comparing the mean projected climate at the end of the twenty-first century (2071–2100) to a control period representing current climate (1961–1990). The robustness of the climate change signal projected by the GCM and RCM is analysed focussing on the large European catchments of Baltic Sea (land only), Danube and Rhine. In this respect, a robust climate change signal designates a projected change that sticks out of the noise of natural climate variability. Catchments and seasons are identified where the climate change signal in the components of the hydrological cycle is robust, and where this signal has a larger uncertainty. Notable differences in the robustness of the climate change signals between the GCM and RCM simulations are related to a stronger warming projected by the GCM in the winter over the Baltic Sea catchment and in the summer over the Danube and Rhine catchments. Our results indicate that the main explanation for these differences is that the finer resolution of the RCM leads to a better representation of local scale processes at the surface that feed back to the atmosphere, i.e. an improved representation of the land sea contrast and related moisture transport processes over the Baltic Sea catchment, and an improved representation of soil moisture feedbacks to the atmosphere over the Danube and Rhine catchments.  相似文献