Numerische Klimamodelle – Was können sie, wo müssen sie ...

Numerische Klimamodelle –Was können sie, wo müssen sie verbessert werden?Teil I: Das Klimasystem der Erde

Zerfall des Larsen B Schelfeises Savanne in der zentralen Sahara

Jahrgang 28Heft 3/4

meteorologische fortbildung

Meteorologische Fortbildung28. Jahrgang, Heft 3/4, 2002

Thema des Heftes:Numerische Klimamodelle – Was können sie,wo müssen sie verbessert werden?Teil I: Das Klimasystem der ErdeFachliche Redaktion: H. Graßl, HamburgFachliche Durchsicht: C.-D. Schönwiese, Frankfurt a.M.

Kapitel Seite

Zu diesem Heft 81

H. GRAßL1 Das Klimasystem 82-84

S. BAKAN, E. RASCHKE2 Der natürliche Treibhauseffekt 85-94

E. RASCHKE, M. QUANTE3 Wolken und Klima 95-107

A. HENSE4 Klimavariabilität durch interne Wechselwirkungen 108-116

K. HERTERICH5 Variabilität der Erdbahnparameter

und Klimaänderungen 117-122

U. CUBASCH6 Variabilität der Sonne und Klimaschwankungen 123-132

H. GRAF7 Klimaänderungen durch Vulkane 133-138

Blick nach draußenDer schwedische Wetterdienst (SMHI) 139-142

Institute stellen sich vorDer Lehrstuhl für Umweltmeteorologie an der Brandenburgischen Technischen Universität Cottbus 143-146

G. LOHMANNMeteorologische Interpretation geologischer Daten – Neue Wege in der Paläoklimaforschung 147-152

A. MEYERVisualisierung von Rasterdaten mittels Isoborder,Isolinien, Isogonen, Polygonen und Isoflächen unter Verwendung von Java 153-157

H. D. BEHRDas Satellitenbild des Monats Juli 2002 158-160

Tagung 161

Habilitationen, Promotionen und Diplom-Hauptprüfungen im Jahr 2000 162-166

Anschriften der Autoren dieses Heftes 167

Redaktionelle Hinweise für Autoren 168

HerausgeberDeutscher Wetterdienst

HauptschriftleiterDr. H. D. Behr (Hamburg)

RedaktionsausschußDipl.-Met. U. Gärtner (Offenbach a. M.)

Priv.-Doz.Dr.G.Adrian (Offenbach a.M.)Prof. Dr. B. Brümmer (Hamburg)Prof. Dr. J. Egger (München)Prof. Dr. F. Fiedler (Karlsruhe)Prof. Dr. G. Groß (Hannover)Dr. J. Neisser (Lindenberg)Prof.Dr.C.-D.Schönwiese (Frankfurt a.M.)Prof. Dr. P. Speth (Köln)Prof. Dr. G.Tetzlaff (Leipzig)

Zum Titelbild:

Klima hat sich und wird sich immer wie-der ändern. Aus einer Savanne wurdedie hyperaride Sahara (rechts), weil dieErdbahn um die Sonne sich änderte.Das Larsen B Schelfeis an der Antarkti-schen Halbinsel ist im Jahre 2002 völligin viele kleine Teile zerfallen (links,obere Mitte).Warum ?

Bildquellen:Links: ESA Media Relations Office,Darmstadt,Rechts: PIK-Potsdam.

promet erscheint im Selbstverlag desDeutschen Wetterdienstes – Frankfur-ter Straße 135, 63067 Offenbach amMain.Bezugspreis pro Jahrgang (4 Hefte)im Abonnement 22,50 €, Einzelheft6,50 €, Doppelheft 13,– €, Dreifachheft19,50 € zuzüglich MwSt. und Versand-kosten.Für den Inhalt der Arbeiten sind die Au-toren verantwortlich. Alle Rechte blei-ben vorbehalten.

Druck:Weppert GmbH & Co. KG97424 SchweinfurtSilbersteinstraße 7

ISSN 0340-4552

Thema des Heftes:Numerische Klimamodelle – Was können sie, wo müssen sie verbessert werden?

Zu diesem Heft

Unser Leben hängt ganz wesentlich von drei Parametern ab, nämlich der Sonnenstrahlung, dem Wasser vom Himmelund den für unsere Ernährung notwendigen Pflanzen. Das Klima der Erde wird ebenfalls ganz wesentlich von dengleichen Parametern bestimmt. In meteorologischer Fachsprache also von der Strahlungsflussdichte der Sonne, demNiederschlag und den Strahlungseigenschaften der Vegetation sowie den Spurengasemissionen von Flora und Fauna.Deshalb sind die Variabilität des Klimas und eventuelle Klimaänderungen für uns von fundamentaler Bedeutung. Klarsichtbar wird das dadurch, dass wir in großer Zahl nur in den Regionen leben können, wo ausreichend Niederschlagflächendeckende Vegetation zulässt.

Das Interesse am Verständnis des Klimas und seiner Prozesse sollte daher allgemein hoch sein,weil es gilt,die Variabilitätund damit die Wetterextreme zu kennen sowie das Vorhersagbare zu entdecken und dann beides weise zu nützen.Dennoch war das öffentliche Interesse und damit die Förderung der Klimaforschung lange gering, so dass z.B. einekleine Gruppe von Wissenschaftlern noch im Jahre 1983 in einem Bericht an die Weltorganisation für Meteorologie(WMO 1984) zwar Methan als Treibhausgas (No. 5 in der Reihung natürlicher Treibhausgase) auflistete, aber nichtsagen konnte, ob es seit Beginn der Industrialisierung zugenommen hatte.

Als dann aber die direkten Messungen die Zunahme der Kohlendioxidkonzentration, also die veränderte Zusammen-setzung der Atmosphäre, in den späten 70er Jahren des 20. Jahrhunderts eindeutig dokumentierten, begann Klima-forschung im großen Maßstab, weil dadurch die Wahrscheinlichkeit für eine globale Klimaänderung durch denMenschen groß geworden war. Deshalb haben WMO und der Internationale Rat Wissenschaftlicher Vereinigungen(ICSU = International Council of Scientific Unions) 1980 das Weltklimaforschungsprogramm gestartet.

Da Klima das Ergebnis vielfältiger Wechselwirkungen der Komponenten des Klimasystems ist, wuchs Klimaforschungzu globaler, interdisziplinärer Forschung heran, durch die neben den Meteorologen auch die Ozeanographen,Hydrologen, Bodenkundler, Vulkanologen, Geophysiker, Geologen, Luft- und Meereschemiker, Geographen undGlaziologen sowie die Sonnenphysiker wesentlich gefordert waren.

Denn das beispielsweise in Hamburg herrschende Klima hängt auch von der ozeanischen Tiefenzirkulation, dem arkti-schen Meereis, der Vulkanaktivität der vergangenen Jahre, der Lage der Meeresstraßen, der Bewaldung der Tropen etc. ab.

Wenn das Verständnis komplexer Systeme, wie des Klimasystems der Erde, voranschreitet, wird man auch etwas überdie zukünftig Entwicklung sagen können. Dazu sind nur allgemeine Zirkulationsmodelle geeignet, die möglichst vieleSystemteile umfassen.Also mussten aus den Wettervorhersagemodellen, die nur die Atmosphäre und ihre Ränder ohnechemische Umwandlung in der Atmosphäre umfassten und die mit für Klimafragen völlig unangemessenen Strahlungs-parameterisierungen versehen waren, wirkliche Klimamodelle werden, die dreidimensional die Dynamik der Atmo-sphäre, des Ozeans und der Landoberflächen (einschließlich Vegetation und Böden) möglichst realistisch nachbilden.Dieser Modellentwicklungsprozess ist noch lange nicht abgeschlossen, aber doch so weit fortgeschritten, dass dienumerischen Klimamodelle nicht nur wichtige politik-relevante Information liefern, sondern auch zu ersten Ansätzeneines Erdystemmanagements (z.B. dem Kioto-Protokoll) beigetragen haben.

Mit diesem PROMET-Heft soll das erste von dreien, die dem Thema Klimamodelle gewidmet sind, starten. In siebenKapiteln wird in diesem ersten Heft das Klimasystem beschrieben. Im zweiten Heft wird es um die Modellierungnatürlicher Klimavariabilität, z.B. das El Niño Phänomen gehen, und im dritten werden Modelle und derenErgebnisse zu anthropogenen, also vom Menschen verursachten Klimaänderungen vorgestellt. Dabei wird auchdiskutiert werden, wozu man sie nicht verwenden sollte, weil z. B. räumliche Auflösung sowie physikalische undchemische Parameterisierungen dies noch nicht zulassen.

H. Graßl

81promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 81-81 (Dez. 2002)© Deutscher Wetterdienst 2002

1 Leben und Spurenstoffe als Klimafaktoren

Das Klima der Erde wird anders als das der erdähnlichenPlaneten Mars und Venus vom Leben auf ihr (mit)bestimmt.Eine herausragende weitere Besonderheit ist die Dominanzvon kleinen Beimengungen der Erdatmosphäre für dieStrahlungsbilanz. So erreicht die Masse aller fünf wichtigenTreibhausgase, des flüssigen Wassers und des Eises inWolken sowie der Aerosolteilchen zusammen nur dreiPromille der Gesamtmasse der Erdatmosphäre. Beachtetman weiterhin,dass das wichtigste Treibhausgas,der Wasser-dampf, wegen der starken Temperaturabhängigkeit seinesDampfdruckes bei Sättigung auf eine Temperaturänderung,z. B. durch eine atmosphärische Konzentrationszunahmeder langlebigen Treibhausgase, kräftig reagieren muss, dannsind gar nur etwa 0,3 Promille aller Moleküle der Erdatmo-sphäre eigentlich klimabestimmend. Wieviel Sonnenener-gie bei welchen Wellenlängen die Erdoberfläche erreicht,und wieviel Wärmestrahlung aus welchen Teilen der Erd-atmosphäre in den Weltraum entweicht, um die langfristigausgeglichene Energiebilanz herzustellen,wird von Wasser-dampf, Wolkenwasser, Wolkeneis, Kohlendioxid (CO2),Ozon (O3), Lachgas (N2O), Methan (CH4) und Aerosol-partikeln bestimmt. Damit sind auch der Pansen allerWiederkäuer als Methanquelle, die Lachgasproduktiondurch Bodenbakterien und die Emission von Dimethyl-sulfid ((CH3)2S) durch einige Meeresalgen klimarelevant.

2 Das Klimasystem

In den vergangenen Jahren hat es sich eingebürgert, vomKlimasystem zu reden, weil man die vielfältigen Wechsel-wirkungen zwischen den verschiedenen Teilen (System-komponenten) der Erde als die besonders wichtigenKlimaprozesse, wie z. B.Tiefenwasserbildung im Atlantiksowohl um Grönland als auch in der südlichen Weddell-See, erkannt hat. Die starke Vernetzung der Prozesse inund zwischen Luft,Wasser,Leben,Boden und Gestein,alsoin und zwischen Atmo-, Hydro-, Bio-, Pedo- und Litho-sphäre, zwingt uns allerdings auch alle Systemkompo-nenten gemeinsam zu betrachten. Vereinfachungen sindnur möglich, wenn man die Zeitskala einengt. Die Mo-dellbildung ist jedoch noch sehr oft behindert, weilvollständige Datensätze zum Test der Modelle fehlen.Erstmit den Satellitendaten ist die globale Überdeckung unddie mesoskalige Auflösung zur Norm geworden, so dassDaten der Fernerkundung für das Verständnis derKlimaprozesse und für Modelltests zusehends wichtigergeworden sind. Da Modelle die Synthese unseres Wissensdarstellen, ist wesentlicher wissenschaftlicher Fortschrittfast immer mit der Falsifizierung bisheriger Modelle durchneue Datensätze verbunden, weil danach verbesserte

Modelle wieder mit der Beobachtung wenigstens grobübereinstimmen, und dann zur wichtigsten ihrer Aufga-ben, der Vorhersage, verwendet werden können.

Im Folgenden werden einige der typischen Modellstudienkurz vorgestellt um zu zeigen, mit kurzen Zeitskalenbeginnend, wieviele Teile des Klimasystems für welcheAufgaben zeitabhängig beschrieben werden müssen. Dabeiwird besonders auf den Niederschlag geachtet, weil dieserKlimaparameter für das Leben so wichtig ist.

3 Planetarische Grenzschicht über See

Die Wechselwirkung zwischen Meeresoberfläche undplanetarischer Grenzschicht kann bereits mit einem Modellder Grobstrukturanalyse (Large-Eddy-Simulation (LES))behandelt werden, wobei in nur wenigen Stunden Simu-lationszeit und bei einem Modellgebiet von etwa 10 km dieOberflächentemperatur und die Rauigkeit fest vorgegebenwerden können. Dennoch können damit Parameterisie-rungen der bewölkten planetarischen Grenzschicht fürgroßskalige Zirkulationsmodelle abgeleitet werden, soferndas LES-Modell ausreichend mit Daten von aufwändigenFeldexperimenten in der planetarischen Grenzschicht ge-testet worden ist.

4 Land-Seewind-Zirkulation

Soll der Klimaprozess Land-Seewind-Zirkulation nume-risch nachgebildet werden, wächst die Integrationszeit aufTage und neben einer Landnutzungsklassifizierung mit Bo-denmodell ist ein ausreichend großes Seegebiet einzube-ziehen. Aber auch die freie Troposphäre ist mit zu berück-sichtigen und an den Rändern muss die mittlere Strömungvorgegeben werden. Ohne eine Parameterisierung der Vor-gänge in Wolken einschließlich Strahlungswirkung undNiederschlag ist Realitätsnähe allerdings nicht zu erreichen.Feldexperimente zum vollständigen Test eines solchenModells gibt es jedoch noch nicht. Nur Teilaspekte, wie dieLage der Seewindfront, können mit Satellitendaten oderBeobachtungen an einzelnen Stationen validiert werden.

5 Regionaler Niederschlag und seine Änderung

Soll die zukünftige Niederschlagsverteilung in einer grö-ßeren Region abgeschätzt werden, sind zunächst zeit-abhängig von einer globalen Analyse oder einem ge-koppelten Atmosphäre/Ozean/Land-Modell für einen Zeit-abschnitt aus der Vergangenheit (z.B. ein Jahrzehnt), dieStrömung am Rand und die Oberflächentemperatur der

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H. GRAßL

Das Klimasystem 1

promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 82-84 (Dez. 2002)© Deutscher Wetterdienst 2002

Seegebiete vorzugeben. Getestet werden kann nur überden Landgebieten mit ausreichend dichtem in-situ Nie-derschlagsmessnetz.Nach dem Test muss in einem zweitenModelllauf das Regionalmodell mit den Ergebnisseneines globalen gekoppelten Atmosphäre/Ozean/Ozean/Land-Modelles „gefüttert“ werden und als Ergebnis erhältman die gewünschte zukünftige, regional höher aufgelösteNiederschlagsverteilung im inneren Modellgebiet. Diesegilt allerdings nur für ein bestimmtes Szenario zukünfti-gen menschlichen Verhaltens und Fehler in der allgemei-nen Zirkulation des gekoppelten Modells werden auchauf die regionale durchschlagen. Die regionale Nieder-schlagsverteilung ist wegen erhöhter räumlicher Auf-lösung nur besser in Gebieten mit Land/See-Kontrastenund ausgeprägter Topographie (siehe dazu Abb. 1-1). Manbedenke, dass eine korrekte Wiedergabe der Nieder-schlagsmenge und -verteilung mindestens eine korrekteAufwärtsbewegung in der Atmosphäre und damit Bewöl-kung am richtigen Ort voraussetzt.

6 Globale Niederschlagsverteilung

Soll die globale Niederschlagsverteilung einschließlichVariabilität und eventuellen Veränderungen im 20. Jahr-hundert nachgebildet werden, ist zunächst ein gekoppel-tes Atmosphäre/Ozean/Land-Modell notwendig, dasohne Korrektur der Flüsse an der Ozeanoberfläche überJahrhunderte in Kontrollläufen getestet stabiles Klimamit typischer Variabilität von Jahr zu Jahr und Jahrzehntzu Jahrzehnt zeigt.Danach ist die zeitabhängig zunehmen-de Störung durch erhöhten Treibhauseffekt, Ozonver-dünnung in der Stratosphäre, Zunahme der Lufttrübungin und im Lee von industriellen Ballungsgebieten sowie intropischen Savannen mit Vegetationsbränden und durchLandnutzungsänderungen vorzugeben.Alle diese Störun-gen im Klimasystem sind bisher noch nicht gemeinsamvorgegeben worden und auch die in Abb. 1-2 und 1-3 vor-

gestellte mittlere globale Niederschlagsverteilung bzw.der Nettofrischwasserfluss sind erst in diesem Jahr zuStande gekommen. Außerdem ist sie über den Ozeanenmit den Hauptniederschlagsgebieten in den Tropen undüber dem Golfstrom bzw. dem Kuroshio noch nicht aus-reichend durch mit in-situ Daten getestete Fernerkun-dungsalgorithmen erhärtet. Die Berechnung von Nieder-schlagsänderungen über See wie in Abb. 1-1 gezeigt, mussalso noch getestet werden. Erste Verbesserungen sind vonKLEPP et al. (2002) vorgeschlagen worden. Bei allenbisher beschriebenen Modellversuchen ist die Zeitskalakurz genug gewesen, um die Eisgebiete und die Biomekonstant halten zu können und auch Schwankungen derErdbahn um die Sonne konnten unbeachtet bleiben.

7 Austrocknung der Sahara

Soll der Übergang der Sahara von einer Trockensavannein ein hyperarides Gebiet verstanden werden, so müssensowohl die Vegetation interaktiv mit der Atmosphäregekoppelt sein, d.h. die Vegetation muss sich änderndürfen und dadurch wieder selbst Klima ändern, als auchdie Schwankungen der Erdbahnparameter beachtetwerden. Für solche Jahrtausende überstreichende Simu-lationen sind die gegenwärtigen Superrechner noch viel zulangsam, um eine hohe räumliche Auflösung von 100 kmund besser zu garantieren. Daher werden dafür Modellemittlerer Komplexität verwendet, deren Module mithöher auflösenden getestet wurden. CLAUSSEN et al.(1999) haben mit einem solchen Modell zeigen können,dass die Sahara etwa 5400 Jahre vor heute abruptaustrocknete, weil auf der nördlichen Erdhälfte wegensystematisch verminderter Bestrahlung durch die Sonneim Sommer schwächere Monsune auftraten (siehe auchClaußen in Heft II dieser Trilogie) und die Rückkopplungder Vegetation den Übergang nach einigen besonderstrockenen Jahren erzwang.

83H. Graßl: Das Klimasystempromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 1-1:

Mittlere jährliche Nieder-schlagsverteilung der 90erJahre des 20. Jahrhunderts immittel- und nordeuropäischenRaum (links), berechnet mitdem regionalen Zirkulations-modell REMO, sowie die fürdas Jahrzehnt 2020-2029 fol-gende Niederschlagsänderungin Prozent bei Vorgabe des B2-Szenarios (IPCC 2001).REMOwird angetrieben vom globalengekoppelten Modell ECHAM4/OPYC und hat eine horizon-tale Auflösung von 18 km.Nach: JACOB und BÜLOW(2002).

8 Eiszeitzyklen

Sollen die Eiszeitzyklen verstanden werden, ist auf jedenFall neben den Schwankungen der Erdbahnparameterauch ein Anwachsen und Abschmelzen von Inlandeis-gebieten zu beachten. Bei den langen Zeitskalen vonHunderttausenden von Jahren ist klar, dass nur räumlichgrob auflösende Modelle mit höheren Zeitschritten zumErfolg führen können. Solche Modelle mittlerer Kom-plexität sind entwickelt worden und sowohl in diesemHeft (Beitrag Herterich) als auch in Heft II wird davonberichtet werden. Zum Test der Modelle stehen nur aneinigen Orten oft nur grob zeitlich auflösende und nurgrob zeitlich absolut einzuordnende Paläodaten aus Eis-bohrkernen und Tiefseesedimenten zur Verfügung. Damitist es allerdings gelungen, die Bedeutung der Erdbahn-parameter für diese langfristigen Klimaveränderungennachzuweisen; den Mechanismus für die Dominanz des100.000-jährigen Zyklus seit etwa 800.000 Jahren hat manjedoch noch nicht klären können.

9 Ausblick auf dieses Heft

In diesem Heft wird nach dieser Einführung (Kapitel 1) ineinem Beitrag von Bakan und Raschke (Kapitel 2) dernatürliche Treibhauseffekt als ein Grundphänomen vonPlanetenatmosphären vorgestellt. Mit einem Beitrag überdie Rolle der Wolken für das Klima der Erde von Raschkeund Quante spricht Kapitel 3 ein zentrales Gebiet heuti-ger Klimaforschung an, in dem es noch vieles zu verstehengilt. Danach beschreibt in Kapitel 4 Andreas Hense dieKlimavariabilität durch die interne Wechselwirkung derKlimasystemkomponenten, d. h. die Schwankungen vonJahr zu Jahr oder auch von Jahrzehnt zu Jahrzehnt, dienicht durch Vulkanausbrüche oder veränderte Abstrah-lung von der Sonne verursacht werden. In Kapitel 5 stelltKlaus Herterich vor, wie weit das Verständnis des Ein-flusses der Bahnparameter der Erde (Umlauf um dieSonne) vorangekommen ist, wie stark also die Milanko-witsch-Theorie durch Paläoklimadaten bestätigt wordenist und ob man das schon modellieren kann.

In Kapitel 6 beschreibt Ulrich Cubasch wie weit wir denEinfluss der Schwankungen der Sonnenstrahlung auf dasKlima der Erde verstehen.Ob wir z. B.die „Kleine Eiszeit“von etwa 1400 bis 1850 n. Chr. damit erklären können. Imabschließenden Kapitel 7 stellt Hans Graf vor, wie starkVulkane das globale Klima beeinflussen, was durch diebeiden starken Ausbrüche im ausgehenden 20. Jahrhun-dert mit der Möglichkeit zu ausführlicher Beobachtungerheblich erleichtert wurde.

Literatur

CLAUSSEN, M., C. KUBATZKI, V. BOROVKIN, A. GANO-POLSKI, P. HOELZMANN, H.J. PACHUR, 1999: Simulation ofan abrupt change in Saharan vegetation at the end of the mid-Holocene. Geoph. Res. Letters 24, 2037-2040.

IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change), 2001: ClimateChange 2001: The Scientific Basis; Contribution of WorkingGroup I to the Third Assessment Report of IPCC; CambridgeUniversity Press, Cambridge, UK.

JACOB, D., K. BÜLOW, 2002: Private Mitteilung.

KLEPP, C., S. BAKAN, H. GRASSL, 2003: Improvements ofsatellite-derived freshwater cyclonic rainfall over the NorthAtlantic, J. of Climate, im Druck.

JOST, V., S. BAKAN, K. FENNIG, 2002: HOAPS new satellite-derived flux climatology; Met. Z. 11, 61-70.

WMO (World Meteorological Organisation), 1984: Report of theWMO meeting of experts on potential climatic effects of ozoneand other minor trace gases;WMO Global Ozone and MonitoringProject, Report No. 14,WMO, Geneva.

84 H. Graßl: Das Klimasystem promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 1-2: 20-jähriges Mittel des Niederschlages (1981–2000), abge-leitet aus direkten Messungen über Land (Weltzentrum fürNiederschlagsklimatologie des DWD in Offenbach) undSatellitendaten (geostationäre und polar umlaufende)durch das „Global Precipitation Climatology Project(GPCP)“ des Globalen Energie- und Wasserkreislauf-Experimentes (GEWEX) im Weltklimaforschungsprogramm;siehe auch www.gewex.com.

Abb. 1-3: Mittlerer Netto-Süßwasserfluss der Jahre 1992/93 über demOzean, abgeleitet aus Satellitendaten, die sowohl denNiederschlag wie die Verdunstung bestimmen lassen; zuDetails der Klimatologie „Hamburg Ocean AtmosphereParameters from Satellites (HOAPS)“ siehe auchhttp://www.mpimet.mpg.de/Depts/Physik/HOAP

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Die physikalischen Prinzipien,die dem Treibhauseffektund seiner Wirkung auf das Klimasystem zugrundeliegen, sind daher heute gut verstanden und dokumen-tiert. Wir beabsichtigen daher eine zusammenfassendeDarstellung des Kenntnisstandes zum Treibhauseffektund leiten diese ein mit einer Übersicht über dieGrundlagen der Strahlungswirksamkeit von Treibhaus-gasen in der Atmosphäre. Weitergehende Informationüber Strahlung in der Atmosphäre und ihre Aus-wirkung auf Wetter und Klima findet man in vielenLehrbüchern, wie z. B. LIOU (2002), GOODY undYUNG (1995),THOMAS und STAMNES (1999),oderaus dem deutschsprachigen Raum KRAUS (2000),ROEDEL (1994) oder WARNECKE (1997).

2 Strahlungsübertragung in der Atmosphäre

2.1 Elektromagnetische Strahlung

Bekanntlich sendet Materie elektromagnetische Strah-lung aller Wellenlängen aus (Emission), und zwar um so mehr, je wärmer der emittierende Körper ist. Sosorgt die Emission elektromagnetischer Strahlung ausder etwa 6000 K heißen Photosphäre der Sonne fürEnergie in Form des sichtbaren Lichtes auf der Erde.Einfallende elektromagnetische Strahlung wird aberauch von Materie verschluckt (Absorption) und trägtdadurch zur Erwärmung der Umgebung bei. Dasgeschieht mit der Strahlung der Sonne in der irdischenAtmosphäre und am Erdboden, was die Voraussetzungfür das Leben auf diesem Planeten schafft (z. B.GOODY und YUNG 1995,THOMAS und STAMNES1999).

Für das Klimasystem der Erde mit Temperaturen zwi-schen etwa 200 und 300 K erweist sich der Wellen-längenbereich von 0,1 bis 100 µm als energetisch rele-vant (Abb. 2-1, oberer Teil). Bei den Wellenlängenunterhalb von 3 µm überwiegt dabei die Einstrahlungvon Sonnenlicht. Die Substanzen der Erdatmosphäreund vor allem die Erdoberfläche absorbieren davoneinen erheblichen Anteil und führen dadurch unseremPlaneten die wesentliche Energie zu. Bei den Tempera-turen des irdischen Klimasystems findet die Emissiondurch den Erdboden und durch Bestandteile derAtmosphäre überwiegend bei Wellenlängen oberhalbvon 3 µm im sogenannten thermischen Bereich desSpektrums statt, weshalb man auch oft von Wärme-strahlung spricht.

1 Einleitung

Das Leben auf unserem Planeten ist schicksalhaft mitdem Zustand des Klimasystems verbunden. Erst durchden natürlichen Treibhauseffekt mehrerer Spurengaseerreicht die Temperatur an der Erdoberfläche die fürhöhere Lebewesen günstigen Werte. Dieser Antriebhat sich im Laufe der Erdgeschichte durch eine Viel-zahl geo-chemischer Prozesse entwickelt und beschertauf der Erdoberfläche ein angenehmes Temperatur-umfeld. Nunmehr wird ein so starker anthropogenerEinfluss auf den Treibhauseffekt vermutet, dass er dasgesamte Klima in eine unerwünschte Richtung drän-gen könnte. Wegen zu erwartender Umstellungen inder Nutzung fossiler Energien wird er in der Öffent-lichkeit oft kontrovers diskutiert.

Die Wärmestrahlung der Atmosphäre zum Erdboden istprinzipiell verstanden, seit man die Wärmestrahlung vonGasen kannte (s. geschichtliche Zusammenstellung beiROHDE und CHARLSON 1998). Schon Fourier hat1827 den Begriff des atmosphärischen Glashauses ge-braucht. ARRHENIUS (1896) hat die erste verfügbarespektrale Messung von Langley benutzt, um daraus dieKonsequenz für eine Atmosphäre im Strahlungsgleich-gewicht zu bestimmen. Sein Ergebnis war, dass sich dieErdoberflächentemperatur bei Verdopplung des CO2-Gehaltes aufgrund der zusätzlichen Wärmestrahlungzum Boden um etwa 6 °C erhöhen sollte. Die nächstenwichtigeren Betrachtungen dazu kamen dann von deut-schen Gruppen,vor allem um Hergesell in Lindenberg inden 20-er-Jahren, die zum ersten Mal den vertikalenAufbau der Erdatmosphäre vermessen hatten und damiteine Idee von der Luftmenge über uns und den in ihrenthaltenen Gasen bekamen. Quantitativ hat dann abererst PLASS (1956) in mehreren Arbeiten neuereAbsorptionsdaten zur Abschätzung der Änderung desStrahlungsflusses aus der Atmosphäre bei erhöhter CO2-Säule berechnet, KAPLAN (1960) hat den Einfluss derBewölkung abgeschätzt und MÖLLER (1963) denzusätzlichen Einfluss von Wasserdampf. In dieser Zeitgab es neben neueren Labordaten zur Absorption aucherstmals ein klares Bild von der theoretischen Beschrei-bung der Strahlungsübertragung in der Atmosphäre(CHANDRASEKHAR 1960) und die Entwicklung derComputer erlaubte auch endlich vereinfachte Berech-nungen dazu. In einem ausführlicheren Modell unterEinbeziehung des vertikalen Austausches durch Kon-vektion, heute vielfach als Strahlungs-Konvektions-Modell bekannt, konnten dann MANABE undMÖLLER (1961) und MANABE und STRICKLER(1964) die Wirkung des natürlichen und die Wirkungs-richtung eines zusätzlichen Treibhauseffektes aufzeigen.

S. BAKAN, E. RASCHKE

Der natürliche Treibhauseffekt 2


Für viele praktische Belange der Klimaforschung kann mandiese beiden Strahlungsarten und Spektralbereiche ge-trennt betrachten, da der Überlappungsbereich um 3 µmenergetisch wenig bedeutsam ist.Allerdings spielt er beider Fernerkundung von Atmosphäreneigenschaften einewichtige Rolle,da man hier u.a.Eiswolken besonders guterkennen kann – auch über sehr dichten Wasserwolken.

Der Abb. 2-1 kann man bereits entnehmen, dass dasEmissionsspektrum der wolkenfreien Erdatmosphäredurch Wasserdampf, Kohlendioxid, Ozon (in Boden-nähe und in der Stratosphäre), Distickstoffoxid undMethan geprägt ist. Der Sauerstoff und das Ozon in deroberen Atmosphäre absorbieren die kurzwellige UV-Strahlung der Sonne vollständig.

2.2 Wie kommt ein Spektrum zustande?

Die Emission und Absorption elektromagnetischerStrahlung erfolgt aufgrund von Übergängen zwischenElektronen-, Schwingungs- oder/und Rotationsener-giezuständen von Atomen und Molekülen. Dabei wirdein Photon der Differenzenergie von Ausgangs- undEndzustand des Überganges entweder eingefangen(bei Absorption) oder abgestrahlt (bei Emission). Dadie am Übergang beteiligten Energiezustände durchdie Gesetze der Quantenmechanik in engen Grenzenfestgelegt sind, ist die für jeden Übergang nötigePhotonenenergie fast gleich, so dass im Spektrum beieiner genau der Übergangsenergie entsprechendenWellenlänge eine schmale Spektrallinie erscheint. Vorallem bei Gasen mit einer übersichtlichen Zahl vonstrahlungsaktiven Übergängen ergibt sich daraus einstark von der Wellenlänge abhängiges Linienspektrum.

Während für die Absorption in der Erdatmosphäre beikurzen Wellenlängen (< 0,5µm) im Wesentlichen ato-mare Übergänge verantwortlich sind, dominieren ober-halb des sichtbaren Spektralbereichs die Energieüber-gänge zwischen Rotations- und Schwingungszuständender atmosphärischen Gasmoleküle. Die Quantenme-chanik erlaubt die quantitative Beschreibung der dabeientstehenden Spektrallinien, die sich wegen der zu ei-nem Schwingungsübergang existierenden vielen er-laubten Übergänge zwischen Rotationsenergieniveausin naher Nachbarschaft häufen, den sogenannten Ban-den. Damit sie wirklich beobachtet werden können,muss aber das zugehörige Molekül ein elektrisches Di-polmoment aufweisen (wie z. B. das Wasserdampf-molekül mit seinem unsymmetrischen Aufbau) oderdurch die Schwingung bekommen (wie z. B.das symme-trisch gebaute CO2-Molekül bei einer Knickschwin-gung), wie das bei allen Treibhausgasen der Fall ist.Dagegen besitzen gerade die beiden Hauptgase derAtmosphäre Sauerstoff (O2) und Stickstoff (N2) imenergetisch wichtigen Bereich des Spektrums keinewesentliche Emission und Absorption, da solchesymmetrischen zweiatomigen Moleküle einer Atom-sorte kein elektrisches Dipolmoment haben und es auchdurch Schwingung und Rotation nicht bekommenkönnen.

Alle Spektrallinien in der Atmosphäre sind aufgrundder Stöße mit Nachbarmolekülen und der Doppler-verschiebung durch die Eigenbewegung erheblichverbreitert, so dass sie sich überlappen und einzusammenhängendes Spektrum ergeben.Auf diese Artentsteht das typische Spektrum atmosphärischer Gasemit Bereichen hoher Absorption in Linien und Bandenund z.T. weiten Bereichen geringer Absorption, die nur

86 S. Bakan und E. Raschke: Der natürliche Treibhauseffekt promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 2-1:

Spektrum der als Schwarzkörper ideali-sierten solaren (6000 K) und terrestrischen(255 K) Wärmestrahlung (a), aufgetragenüber der logarithmischen Wellenlängen-skala von 0,1 bis 100 µm. Das Produkt ausWellenlänge und Strahldichte auf der Or-dinate stellt sicher, dass gleiche Flächengleichen Energiemengen entsprechen. DieBildabschnitte b und c darunter zeigenschematisch das Transmissionsvermögenzwischen dem Oberrand der wolkenfreienAtmosphäre und dem Boden (b) bzw.11 km Höhe (c).Die „Spurengase“ Wasser-dampf, Kohlendioxid, Ozon, Distickstoff-oxid und Methan stellen die wesentlichennatürlichen Treibhausgase dar. (nach:GOODY und YUNG 1995)

noch von der kontinuierlichen Überlagerung sehrentfernter Flügel von Spektrallinien geprägt sind.

Bei den festen (z. B. Erdboden, Schnee) und flüssigen(z. B. Wasseroberflächen, Tropfen) Bestandteilen desKlimasystems ergeben sich so viele Schwingungsfrei-heitsgrade und Energiezustände, dass die möglichenÜbergänge zur Absorption oder Emission praktischaller Wellenlängen führen und ein spektral meist rechtglattes, kontinuierliches Spektrum entsteht. Bei deridealisierten Form des sogenannten schwarzen Kör-pers oder Hohlraumstrahlers ist die Absorption in allenWellenlängenbereichen vollständig und das zugehöri-ge Emissionsspektrum als Planckfunktion bekannt.

2.3 Die mathematische Beschreibung derStrahlungsübertragung

Die Strahlungsübertragung in der Erdatmosphäre wirddurch die einfallende Sonnenstrahlung und die thermi-sche Eigenemission sowie die Absorption und Streu-ung der Strahlung aus diesen beiden Quellen bestimmt.Für jeden atmosphärischen Zustand mit seiner räum-lichen Verteilung der optisch aktiven Substanzen ergibtsich daraus im Prinzip die richtungsabhängige räumli-che Verteilung der Strahldichte, die das Strahlungsfeldvollständig beschreibt. Dadurch sind die Strahlungs-flüsse über die Ränder (Strahlungsbilanz) und ihreDivergenzen innerhalb der Schicht (Strahlungserwär-mung oder -abkühlung) festgelegt.

Zur Berechnung dieses Strahlungsfeldes dient dieStrahlungsübertragungsgleichung (SÜG), eine lokaleEnergiebilanzgleichung für Strahlungsprozesse. Diesebeschreibt in ihrer differentiellen Form die Änderungder Strahlung beim Durchlaufen eines Volumens durchExtinktion (Absorption und Streuung), Eigenemissionund Einstreuung aus anderen Einfallsrichtungen (Abb.2-2). Diese Gleichung bezieht ihre besondere Komple-xität aus der Tatsache, dass zur Ermittlung des Bei-

trages gestreuter Strahlung das einfallende Strahlungs-feld im Prinzip schon bekannt sein muss.

Die Eigenemission von atmosphärischen Schichtenwird in der differentiellen Strahlungsübertragungsglei-chung (SÜG) gewöhnlich nach dem KirchhoffschenGesetz durch das Produkt aus Absorptionskoeffizientund Planck-Funktion dargestellt (s. Abb. 2-2). DiesesGesetz gilt aber zunächst nur im thermodynamischenGleichgewicht, in dem sich die Besetzungszahlen deran den Strahlungsübergängen für Absorption undEmission beteiligten Energieniveaus nach einer Boltz-mann-Verteilung einstellen, d. h. exponentiell mit an-steigender Anregungsenergie abnehmen. Da sich aberdie Erdatmosphäre nicht im thermodynamischenGleichgewicht befindet, sind die Besetzungszahlen derangeregten Energieniveaus aufgrund reiner Strah-lungsanregung kleiner als bei einer Boltzmann-Vertei-lung und daher würde auch die aus einem Volumenemittierte Energie von der Planckfunktion abweichen.Allerdings hängt die Besetzung der Energieniveaus inder Atmosphäre nicht nur vom Strahlungsfeld, sondernvor allem auch von Stoßprozessen zwischen den Luft-molekülen infolge ihrer thermischen Eigenbewegungab. Und deren kinetische Energie ist nach Boltzmannverteilt, so dass die durch Stöße auf Rotation undSchwingung der Moleküle übertragene Energie diesewieder in Richtung einer Boltzmann-Verteilung derBesetzungszahlen ihrer Energieniveaus drängt. Das istvor allem in der unteren Atmosphäre (bis etwa 50 kmHöhe) mit hoher Luftdichte und daher häufigen Stö-ßen der Fall. Diese sorgen immer wieder für den Erhalteiner Boltzmann-Verteilung der Strahlungsenergie-niveaus, was dann wiederum zur Emission entspre-chend der klassischen Planckfunktion führt.

Die differentielle SÜG lässt sich, zumindest formal,entlang der Ausbreitungsrichtung der Strahlung inte-grieren und erhält so eine etwas anschaulichere Form:

L(�, �) = L0(�, �)e-k�s + ∫J(s′ )e-k�s′ ds′. (2.1)

87S. Bakan und E. Raschke: Der natürliche Treibhauseffektpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 2-2:

Schematische Darstellung der differentiel-len Strahlungstransportgleichung für eineplanparallele Schicht in der Atmosphäre,die die Beiträge verschiedener Prozesse zurÄnderung der Strahldichte L in einer dün-nen Schicht entlang der Ausbreitungsrich-tung beschreibt. ka und ks bezeichnen die(wellenlängenabhängigen) Massenabsorp-tions- und -streukoeffizienten, P die Streu-funktion, Fs den Fluss extraterrestrischerSolarstrahlung und e-�/µ gibt deren Schwä-chung auf dem Weg durch die Atmosphärean.Alle diese Größen sind im Allgemeinenwellenlängenabhängig.

Diese integrale SÜG (2.1) besagt, dass sich die lokaleStrahldichte aus der auf dem bisherigen Weg durch dieAtmosphäre geschwächten extern einfallenden Strah-lung (erster Term) und der auf dem bisherigen Wegdazugekommenen (z. B. emittierten) und anschließendbei der Ausbreitung wieder geschwächten Strahlung(2. Term) zusammensetzt. Der erste Teil dieses Aus-druckes stellt einfach das klassische Beer’sche Gesetzder Strahlungsschwächung im absorbierenden Me-dium dar, das sich für Strahlung durch eine homogeneSchicht in der bekannten exponentiellen Schwächungmit der Schichtdicke ausdrückt. Dieser Teil beschreibtz. B. die Schwächung der direkten Sonnenstrahlung aufihrem Weg zum Erdboden. Der zweite Teil dieses Aus-druckes enthält dagegen sowohl die durch Streuungumgelenkte als auch die durch Eigenemission inAusbreitungsrichtung dazugekommene Strahlung un-ter Berücksichtigung der Schwächung durch Extink-tion auf ihrem Weg zum Schichtrand.

Die Lösungen der SÜG sind für den allgemeinen Fallnumerisch sehr aufwändig, wenn man nicht auf diedetaillierte Beschreibung der Streuung ganz verzichtenoder vereinfachte Formulierungen des Streuterms ver-wenden kann. Auch die detaillierte Beschreibung derspektralen Variation der Absorptionskoeffizienten vonLinienspektren ist sehr aufwändig, kann aber für be-stimmte Anwendungsfälle durch geeignete Näherun-gen vereinfacht werden. Sowohl für das allgemeineProblem als auch bei Annahme verschiedener Nähe-rungen existiert eine Vielzahl von Lösungsverfahrenunterschiedlicher Komplexität, aus denen das für einkonkretes Problem optimale gewählt werden muss.

Detailliertere Übersichten zur Definition und Lösung derStrahlungsübertragungsgleichung findet man in vielenLehrbüchern, wie z. B. LIOU (2002), GOODY undYUNG (1995) sowie THOMAS und STAMNES (1999).

2.4 Thermische Strahlung einer Atmosphärenschicht

Zum Verständnis des Treibhauseffektes ist besondersdas Verhalten der thermischen Strahlung wichtig, daswegen der Unempfindlichkeit unseres Auges für Wär-mestrahlung immer wieder Anlass zu Unsicherheitengibt. Im folgenden soll daher anhand einer beispiel-haften Modellrechnung die nach oben und unten ge-richtete spektrale Strahldichte im infraroten Spektral-bereich in verschiedenen Höhen für eine realistischgeschichtete Atmosphäre dargestellt werden (Abb.2-3). Dafür wurde das StrahlungstransportprogrammMODTRAN (http://www-vsbm.plh.af.mil) benutzt,das den spektral sehr hoch aufgelösten DatensatzHITRAN (s. ROTHMAN et al. 1998) verwendet.

Wie in der wissenschaftlichen Literatur üblich wird indiesem Bereich das Spektrum über der Wellenzahl(=1/Wellenlänge) und nicht über der Wellenlänge auf-getragen. Die Wellenzahl gibt an, wieviele Wellenlän-

gen in eine Längeneinheit (üblicherweise: cm) passen.Die Wellenlängen 5, 10 und 20 µm entsprechen daherden Wellenzahlen 2000, 1000 und 500 cm-1.

Während unmittelbar über dem Boden die nach obengerichtete Strahlung (rote Kurve) fast ausschließlichdurch die angenommene Schwarzkörperstrahlung desBodens bestimmt ist, ändert sich dieses Bild mit derHöhe in der Atmosphäre.Am Oberrand,der hier durchdie Verhältnisse in 30 km Höhe angenähert ist, erkenntman eine starke Reduktion der Strahlung durch CO2bei 650 cm-1 und durch Ozon bei 1050 cm-1. Die abwärtsgerichtete Strahlung in Abb. 2-3 ist in den oberstenSchichten natürlich noch sehr gering, wächst aberunterhalb der Tropopause bei allen Wellenlängendurch die Emission der atmosphärischen Bestandteile,vor allem des Wasserdampfs, rasch an.

Im Allgemeinen sind sicherlich die Vertikalprofile vonTemperatur und Absorberdichte für die Höhen- undFrequenzabhängigkeit der Strahlungsübertragung in


Abb. 2-3: Berechnete Spektren der nach oben (rot) und nachunten (schwarz) gerichteten spektralen Wärmestrahlungin einer arktischen Sommeratmosphäre (R.HOLLMANN,priv.Mitteilung 2001).Deutlich sind die 15 µm-Bande desCO2 bei 660 cm-1 und die 9.6 µm-Bande des Ozons bei1050 cm-1 zu erkennen sowie die Wasserdampfbanden,die das Spektrum nach beiden Seiten abschließen.

der Atmosphäre wichtig. Zum einfacheren Verständnisder Ursachen für den dargestellten Strahldichteverlaufkann aber durchaus auch die simple Lösung der SÜG(Gl. 2.1) für den besonders einfachen Fall einer homo-genen Schicht ohne externe Quellen (also ohne Son-nenstrahlung) dienen:

L = LB e-� + B (1 - e-�), mit � = k � s . (2.2)

Hierbei ist das dimensionslose Produkt aus demwellenlängenabhängigen Absorptionskoeffizienten k,der Materialdichte � und der Schichtdicke s durch diesogenannte (ebenfalls wellenlängenabhängige) opti-sche Dicke � ersetzt. Für große und kleine Werte diesesdimensionslosen Dickeparameters ergeben sich sehreinfache Grenzwerte für diese Lösung.

Bei geringer optischer Dicke nimmt wegen der linearenNäherung des Exponentialterms ( e-� ≈ 1-� für �<<1)der atmosphärische Anteil der emittierten Strahlunglinear mit der optischen Dicke zu (L ≈ � B, wenn LB =0). Das bedeutet, dass sich bei Verdopplung z. B. derAbsorbermasse auch die aus der Schicht emittierteStrahldichte verdoppelt. Daher ist eine der zentralenTatsachen beim Treibhausproblem, dass durch Zunah-me der Treibhausgase die Strahlung gerade in denBereichen kleiner Absorptionskoeffizienten (schwacheBanden und Linienflügel) proportional zur Erhöhungdes Säulengehaltes (= � s) in der Atmosphäre zunimmtund sich die Einstrahlung zum Erdboden verstärkt.Daserkennt man in Abb. 2-3 in der Zunahme der nachunten gerichteten Strahlung im atmosphärischenFenster (800-1200 cm-1 mit Ausnahme des Ozonbe-reichs) mit abnehmender Höhe, was einem zunehmen-den Säulengehalt entspricht. Dagegen ändert sich fürdie nach oben aus der Atmosphäre austretende Strah-lung wenig gegenüber der Emission vom Boden, diewegen der geringen optischen Dicken nur wenig redu-ziert in den Weltraum gelangt. Diese wenn auch nurgeringe Reduktion bedeutet aber, dass ein Teil derhöheren Strahlung vom wärmeren Boden in der Atmo-sphäre absorbiert und durch geringere zusätzlicheEmission der kälteren Atmosphäre ersetzt wird, wo-durch mehr Energie im Klimasystem verbleibt.

Bei größer werdender optischer Dicke ist die lineareNäherung des Exponentialterms nicht mehr erlaubt.Immer mehr Strahlung vom Boden wird in der Atmo-sphäre absorbiert und die Zunahme der in der Schichtemittierten Strahlung wird geringer. Wird die optischeDicke schließlich sehr groß, so verschwindet der Expo-nentialterm in Gl. (2.2) praktisch völlig und die von derSchicht emittierte Strahldichte nimmt in guter Nähe-rung den Wert der Planckfunktion bei der Schicht-temperatur an (L ≈ B). Diese Situation ergibt sich imZentrum der CO2-Bande bei etwa 650 cm-1, in der dieoptische Dicke bis in die Stratosphäre so groß ist, dassdie erwähnte Näherung fast in allen Höhen der Atmo-sphäre für beide Ausbreitungsrichtungen gilt. Deshalbentspricht hier sowohl die nach oben als auch die nach

unten gerichtete Strahlung bis über die Tropopausehinaus fast der Planckfunktion bei der lokalen Tempe-ratur. Im Zentrum der CO2- und der Ozon-Bande zeigtsich daher in einem sehr schmalen Bereich extremhoher Absorption sogar ein Anstieg der Strahldichte inder wärmeren Stratosphäre. Ähnliches gilt in Boden-nähe auch für den Wasserdampf oberhalb von 1300 cm-1

und unterhalb von 600 cm-1. Die Folge ist, dass hier dieStrahlung zum Boden außer im atmosphärischen Fens-ter fast überall etwa der Schwarzkörperstrahlung beiBodentemperatur gleich ist.

Für die nach oben gerichtete Strahlung bedeutet das,dass die vom Boden emittierte Strahlung wegen derstarken Absorption fast vollständig verschwindet unddurch die Eigenstrahlung der (kälteren) Atmosphäreersetzt wird. Beim Wasserdampf oberhalb von 1300cm-1 und unterhalb von 600 cm-1 ist das ähnlich; wegender Konzentration des Wasserdampfes in der unterstenAtmosphäre ist der Einfluss in der nach oben gerich-teten Strahlung aber nicht so deutlich zu erkennen.

Aufgrund der stark variierenden Absorptionskoeffi-zienten in Spektrallinien und -banden ändert sich auchdie optische Dicke in solchen Bereichen stark mit derWellenlänge. Häufig ist dann die optische Dicke imZentrum von Linien und Banden sehr hoch, währendsie im Flügelbereich sehr klein ist. In diesen Zentrengilt daher die Näherung mit starker Absorption bei derdie gesamte Strahlung aus der Atmosphäre kommt.Eine weitere Erhöhung der Absorbermenge bewirkthier nichts mehr. In den fernen Flügelbereichen mitgeringem Absorptionskoeffizienten wächst dagegendie optische Dicke und damit auch die aus der Atmo-sphäre austretende Strahlung proportional zur Vergrö-ßerung der Absorbermasse an. Und im Übergangs-bereich der Linien- oder Bandenflanken ergibt sichebenfalls ein, wenn auch kleinerer, Zuwachs.

Bei einem vom Satelliten aufgenommenen Spektrumstammt also die Energie je nach Absorber und Wellen-länge aus unterschiedlichen Höhen in der Atmosphäre.Genau diese Eigenschaft der Strahlungsübertragungmacht man sich bei der Fernerkundung von Erdober-fläche und Atmosphäre mit Satellitendaten zunutze.Im(wolkenfreien) atmosphärischen Fenster erhält man imWesentlichen Information vom Erdboden mit geringenStörungen aus der Atmosphäre. In den Bandenzentrenerhält man die Information aus sehr großen Höhen inder Atmosphäre und an den Bandenrändern kann mandurch geschickte Wahl alle Höhenbereiche erfassen.Diese Möglichkeit nutzt man an der Flanke der 15µm-CO2-Bande zum atmosphärischen Fenster inzwischenseit Jahrzehnten recht erfolgreich zur routinemäßigenAbleitung des Temperaturprofils der Atmosphäre ansonst unzugänglichen Stellen des Globus.

Diese Prozesse werden natürlich durch Wolken erheb-lich beeinflusst, wie im Kapitel 3 in dieser Ausgabegezeigt wird. Allerdings ergeben hier analoge Über-


legungen, dass auch in diesem Fall die Zunahme einesgasförmigen Absorbers (z. B.CO2) zu einer vermehrtenEinstrahlung am Boden und einer reduzierten Ab-strahlung am Atmosphärenoberrand führen muss.

3. Der Strahlungsantrieb des Klimasystems

3.1 Der Strahlungshaushalt der Erdatmosphäre

Für das Klimasystem der Erde ist die langfristige Bilanzzwischen einfallender solarer und in den Weltraumabgegebener thermischer Strahlung entscheidend. Dievertikale Verteilung dieser Bilanz verursacht letztlichden generellen Schichtaufbau der Atmosphäre. Ihrehorizontale Verteilung bestimmt das globale Tempe-ratur- und Feuchtefeld und damit auch das Strömungs-feld, wodurch im längerfristigen Mittel die verschiede-nen Klimate der Erde festgelegt sind. Satellitenmes-sungen geben uns heute eine gute Vorstellung von derzeitlichen und räumlichen Verteilung der Strahlungs-bilanzkomponenten und ihren Mittelwerten.

Die in Kapitel 2 besprochenen Strahlungsvorgänge inder Atmosphäre führen (nach KIEHL und TREN-BERTH 1997) zu der in Abb. 2-4 dargestellten globalund über das Jahr gemittelten Strahlungsbilanz derErde. Danach gelangen von 342 W/m2 einfallenderSonnenenergie etwa 198 W/m2 bis zum Erdboden,wovon 30 W/m2 wieder in den Weltraum reflektiertwerden. Der Rest wird von den Bestandteilen der Erd-atmosphäre (Gase,Aerosole,Wolken) entweder absor-biert (67 W/m2) oder in den Weltraum zurückgestreut(77 W/m2). Danach gelangen also von der einfallendenSonnenstrahlung etwa 31 % wieder in den Weltraumzurück, knapp 20 % bleiben in der Atmosphäre und49 % im Erdboden stecken und bewirken dort derenErwärmung. Zum Ausgleich der Strahlungsenergie-bilanz der Erde muss die Wärmestrahlung des Planetenin den Weltraum gerade 235 W/m2 betragen. Dazutragen die atmosphärischen Gase, Wolken und Aero-sole mit 195 W/m2 bei, während etwa 40 W/m2 direkt

vom Boden in atmosphärischen Tansmissionsfensternin den Weltraum gelangen. Am Erdboden wird dieBilanz durch die zusätzliche Einstrahlung aufgrund derthermischen Emission der atmosphärischen Bestand-teile bestimmt.Hier kommen 324 W/m2 Strahlungsflusszur solaren Einstrahlung hinzu. Diese Zahl ist deutlichgrößer als die erwähnten 195 W/m2 für die Emission inden Weltraum, da vor allem in optisch dicken Spektral-bereichen die abwärts gerichtete Strahlung am Bodenaus dem unteren, und daher wärmeren Bereich derAtmosphäre stammt (vgl. Diskussion in Abschn. 2.4).Als Reaktion auf diese hohe Einstrahlung von zusam-men 492 W/m2 stellt sich die Erdbodentemperatur soein, dass 390 W/m2 durch thermische Ausstrahlung,24 W/m2 durch Wärmeleitung und 78 W/m2 durchVerdunstung abgeführt werden. Die letzteren beidenZahlen weisen darauf hin, dass durch die Einstrahlungam Erdboden dieser so warm wird, dass die darüberliegende Luft im Allgemeinen instabil geschichtet ist.Dadurch werden turbulente und konvektive Austausch-vorgänge bewirkt, die zum vertikalen Transport vonfühlbarer und latenter Wärme führen.

3.2 Der natürliche Treibhauseffekt

Die thermische Ausstrahlung der Erde in den Welt-raum von 235 W/m2 entspricht einer effektiven Strah-lungstemperatur von etwa –20 °C. Mit dieser Tempe-ratur müsste die Oberfläche eines festen Körpersstrahlen, um die bei der Erde beobachtete langwelligeStrahlung in den Weltraum zu bewirken. Tatsächlichbeträgt aber die mittlere Temperatur in Bodennäheetwa 15 °C und ist damit um 35 Grad höher (IPCC2001). Die Ursache dafür liegt in der Tatsache, dassWasserdampf und in geringerem Maße auch CO2 (undandere Spurengase) die Sonnenstrahlung zum Teilabsorbieren, vor allem aber selbst Wärmestrahlungabgeben. In Richtung zum Erdboden übertrifft diesezusätzliche Wärmestrahlung aus der Atmosphäre dieReduktion der Sonnenstrahlung durch Absorption undbewirkt so am Erdboden eine höhere Energieeinstrah-


Abb. 2-4:

Umverteilung von Strahlungsenergie imKlimasystem. Die Zahlenwerte (in W/m2)sind Jahresmittel für die gesamte Erde.ZurKompensation des Überschusses am Bodenerfolgt eine Abgabe von fühlbarer und laten-ter Wärme durch turbulenten Austausch(nach KIEHL und TRENBERTH 1997).

lung, als es ohne diese Gase der Fall wäre. Auf dieseerhöhte Einstrahlung muss aber der Erdboden durcheine Temperaturerhöhung reagieren, damit die lang-fristige Energiebilanz sicher gestellt werden kann.Diesen Vorgang bezeichnet man als den natürlichenTreibhauseffekt.An ihm sind die folgenden Gase in derReihenfolge ihrer Bedeutung beteiligt: H2O, CO2,Ozon am Boden und in der Stratosphäre,N2O und CH4.Dabei sind CO2 und N2O wegen ihrer langen Lebens-dauer in der Atmosphäre bis in die Stratosphäre rechtgleichmäßig verteilt.

Wolken und Aerosole haben ebenfalls einen wesentli-chen Einfluss auf die globale Strahlungsbilanz, indemsie den Fluss solarer Strahlung zum Erdboden vorallem durch Streuung verringern und durch ihre Wär-mestrahlung erhöhen.Allerdings hat sich in den letztenJahren herausgestellt, dass bei den Wolken die Reduk-tion der Sonneneinstrahlung nicht ganz durch ihreErhöhung der thermischen Strahlung zum Bodenkompensiert wird. Daher haben sie im Gegensatz zuden Treibhausgasen netto einen kühlenden Einfluss auf des Klimasystem (s. Abschnitt 3 von Kapitel 3 indiesem Heft).

Berechnet man die Temperaturschichtung der Erd-atmosphäre unter der Annahme von Strahlungsgleich-gewicht, so stellt sich eine stabil geschichtete Strato-sphäre über einer instabil geschichteten Troposphäreein, die aber so in der Natur nicht beobachtet wird.

Vielmehr konnten bereits MANABE und MÖLLER(1961) und später MANABE und STRICKLER (1964)anschaulich zeigen,dass sich im Modell ein realistischesTemperaturprofil einstellt,wenn man überadiabatischeGradienten wie in der freien Natur sofort durch Kon-vektion derart abbauen lässt, dass das Strahlungs-gleichgewicht am Oberrand der Atmosphäre erhaltenbleibt (Abb. 2-5).

Wegen der Analogie mit den Vorgängen in einem Ge-wächshaus oder Wintergarten, dessen Glasdach eben-falls die Sonne gut durchlässt aber die Wärmestrahlungvon der Erdoberfläche nicht hinauslässt, ist das hier be-schriebene Phänomen als Glas- oder Treibhauseffektbekannt. Diese sehr eingängige Analogie mit eineralltäglich erfahrbaren Situation kann aber bei einer zudetaillierten Übertragung auf die Situation in der Atmo-sphäre durchaus zu falschen Schlüssen führen und mussdaher mit Vorsicht angewandt werden.

3.3 Der anthropogene Treibhauseffekt

Die Konzentration der drei langlebigen TreibhausgaseCO2, N2O und CH4 hat während der vergangenen 150Jahre erheblich zugenommen (s. IPCC 2001 oder imInternet unter http://www.ipcc.ch). Budgetbetrachtun-gen zeigen hier deutlich einen anthropogenen Anteil.Werden die natürlich vorhandenen Treibhausgase (z.B.CO2) durch anthropogenen Einfluss vermehrt oderdurch neue Stoffe (z.B.FCKW) ergänzt,so vermehrt sichi. a. auch die Einstrahlung am Boden, was eine weitereErhöhung der Temperatur des Erdbodens und derunteren Atmosphäre bewirkt. Diese Änderung gegen-über dem natürlichen Treibhauseffekt wird als anthropo-gener Treibhauseffekt bezeichnet. Rechnungen zeigen,dass diese bodennahe Erwärmung mit einer gleichzei-tigen Abkühlung der Strato- und Mesosphäre und damiteiner Destabilisierung der Atmosphäre verbunden ist.

Die Zunahme der Treibhausgase muss nach dem inAbschnitt 2.4 Gesagten zu einer Erhöhung der effekti-ven Ausstrahlungshöhe in den Weltraum mit reduzier-ter Temperatur führen, so dass die in den Banden desCO2 oder des Methan abgestrahlte Energie heutegeringer sein sollte als früher. Genau dieses Verhaltenkonnten HARRIES et al. (2001) bei einem Vergleichvon spektralen Messungen aus den Jahren 1997 und1970 nachweisen (Abb. 2-6).

3.4 Der Strahlungsantrieb des Klimasystems

Da im Allgemeinen im Klimasystem kein Strahlungs-gleichgewicht herrscht, wirkt generell eine nicht ver-schwindende Strahlungsflussdivergenz als Tendenz zurAbkühlung oder Erwärmung eines Volumens. DieseTendenz stellt eine wesentliche Komponente der Ener-giebilanz jeder Stelle in der Atmosphäre dar und gibtan, um wie viel sich die Temperatur pro Zeiteinheit


Abb. 2-5: Temperaturprofil im Strahlungsgleichgewicht ohne (aus-gezogene Linie) und mit Konvektionsadjustierung aufden trockenadiabatischen Temperaturgradienten (ge-punktete Linie) und einen beobachteten Durchschnitts-gradienten von 6,5 °C/km (gestrichelte Linie), berechnetvon MANABE und STRICKLER (1964).

aufgrund von Strahlungsvorgängenändern würde, wenn keine anderenProzesse (wie Advektion, Diffusion,Phasenumwandlung, usw.) aktiv wä-ren. In diesem Sinne kann man jedeendliche Divergenz des Strahlungs-flusses als Strahlungsantrieb (engl.:radiative forcing) für die weitereEntwicklung des betrachteten Atmo-sphärenvolumens auffassen. Zusam-menfassend sollte daher der jetzigeTreibhauseffekt in der Atmosphäreals ein ständiger Antrieb (forcing) fürdas Klimasystem interpretiert wer-den, der in jeder Klimaregion natür-lich unterschiedlich stark ist aber dieAtmosphäre zu vertikalen und hori-zontalen Ausgleichströmungen zwingtund der dadurch tatsächlich schon zuKlimaänderungen geführt hat.

Für die allgemeine Entwicklungs-richtung unseres Klimas ist der glo-bal gemittelte Strahlungsantrieb amAußenrand der Atmosphäre wichtig.Interessiert man sich für die Ent-wicklung der unteren Atmosphäre,so beschränkt man sich besser aufden Strahlungsantrieb an der Tropo-pause. Für ein Gleichgewichtsklimasollte dieser Antrieb verschwinden.Zunehmende Treibhausgase sowieveränderte Aerosole und, damit zu-sammenhängend,veränderte Wolkenergeben aber einen Nettostrahlungs-antrieb für das Klimasystem. VomIPCC (2001) wurden die heute be-kannten Strahlungsantriebe der ver-schiedenen Veränderungen im Kli-masystem in den letzten hundertJahren zusammengetragen (Abb.2-7).Daran erkennt man die Auswirkun-gen des Treibhauseffektes bei denatmosphärischen Gasen als einengroßen und verhältnismäßig sicherbekannten positiven Strahlungsan-


Abb. 2-6: Satellitenmessungen der Wärmestrahlung über dem äquatorialen Pazifik in1970 und 1997 (a) und deren Differenzen (b), sowie die aus einem Modell mitentsprechend veränderter Spurengaskonzentration erwarteten Differenzen(c) nach HARRIES et al. (2001). Als Helligkeitstemperatur (engl.: brightnesstemperature) bezeichnet man die Temperatur, bei der ein idealerSchwarzkörper gerade die beobachtete Energiedichte emittieren würde.Sie istdaher nur als eine Parameterisierung anzusehen, die wie die Energiedichteselbst auch spektral variieren kann.

Abb. 2-7:

Externe und interne Strahlungsantriebe desKlimasystems aus IPCC (2001). Die Balkenstellen die Strahlungsantriebe der verschie-denen Komponenten dar, die Linien dazugeben die Unsicherheit der Schätzungen an.

trieb auf das Klimasystem. Dagegen werden teilweisekompensierende Antriebe vor allem durch das ver-mehrte Aerosol und die damit verknüpften veränder-ten Wolkeneigenschaften (indirekter Aerosoleffekt)vermutet, die aber derzeit noch nicht gut genugbekannt sind. Hier liegt das aktuellste und drängendsteFeld der Forschung im Bereich der Strahlungs-übertragung im Klimasystem.

3.5 Die Parameterisierung des Treibhauseffektes imKlimamodell

Der oben beschriebene Treibhauseffekt selbst wird inden Zirkulationsmodellen nicht explizit als Parameter-vorgabe dargestellt. Vielmehr wird er im Rahmen derdort notwendigen Berechnungen des Energietranspor-tes durch Strahlung mitsimuliert.

Wie schon in Abschnitt 2.3 erwähnt, existiert für dieStrahlungsübertragungsgleichung (SÜG) leider keineeinfache Lösung für den allgemeinen Fall von Emis-sion, Absorption und Streuung bei räumlich variieren-den Werten der optischen Parameter.Wegen des hohenRechenaufwandes verbietet sich eine exakte Berech-nung der Strahlungsübertragung in Atmosphäre undOzean im Klimamodell und es müssen geeignete Nähe-rungsverfahren für diese Aufgabe genutzt werden.EineZusammenstellung der wichtigsten Verfahren findet manz.B.in dem Buch von THOMAS und STAMNES (1999).

Bei diesen Parameterisierungen handelt es sich meistum die Lösung eines vereinfachten Strahlungsübertra-gungsproblems, die sich analytisch angeben oder dochnumerisch sehr einfach berechnen lässt. Dabei wird dieAtmosphäre meist als horizontal homogen und auchvertikal schichtweise als homogen angenommen. DieDetails der räumlichen Strahldichteverteilung werdenvielfach durch teilweise vorgegebene Richtungsvertei-lungen angenähert.Und schließlich wird versucht,auchdie Details der spektralen Linien- und Bandenstrukturdurch Näherungsansätze zu erfassen.

Natürlich können solche Parameterisierungen nichtdas exakte Ergebnis im Detail reproduzieren. Daherhat man schon in den 80er-Jahren begonnen, durcheinen groß angelegten internationalen Vergleich vonStrahlungsmodellen (ICRCCM – InterComparison ofRadiation Codes in Climate Models) eine Vergleichs-Prozedur festzulegen, an der alle verwendeten Codesgetestet werden können und sollten. Dabei hat mannatürlich anfänglich z.T. erhebliche Abweichungen beieinigen besonders einfachen (und daher rechenökono-mischen) Formulierungen gefunden, wodurch die Effi-zienz und Zuverlässigkeit bei der Weiterentwicklungaber erheblich verbessert werden konnte.(ELLINGSONet al. 1991, FOUQUART et al. 1991).

Auf der anderen Seite wird auch immer wieder die genü-gend genaue Kenntnis der Strahlungsgrundparameter

(wie z.B.der Wellenlängenverlauf des Absorptionskoeffi-zienten von Spurengasen) in Zweifel gezogen. Diese wer-den in großen Datenbanken wie HITRAN (ROTHMANet al. 1998) oder GEISA (HUSSON et al. 1992) gesam-melt und alle paar Jahre entsprechend dem aktuellenEntwicklungsstand bewertend verbessert. Derzeit ent-halten beide Datenbanken die Information über Linien-stärke, Halbwertsbreite, usw., von über 1 Million Spek-trallinien von 37 Gasen. Allein für das CO2 sind über60000 Linien in 589 Banden von 8 verschiedenen Iso-topen erfasst. Dabei geht es heute kaum mehr um dieEigenschaften der für die Klimamodellierung wichtig-sten quantenmechanischen Übergänge, da diese seitlangem bekannt und dank ihrer Bewährung im Bereichder Fernerkundung auch ausführlich validiert sind.

Die energetisch relevanten Ergebnisse der Strahlungs-parameterisierung,also das Vertikalprofil der Divergenzdes Nettostrahlungsflusses sowie der Nettostrahlungs-fluss am Boden, gehen im Klimamodell in die Energie-bilanzgleichung, also den 1. Hauptsatz der Thermo-dynamik, für die Atmosphäre und den Erdboden ein.

4 Schlussfolgerung

Mit dieser Übersicht sollte gezeigt werden, dass unsergrundlegendes Verständnis von der Strahlungsüber-tragung in der Erdatmosphäre lückenfrei und schlüssigist, dass die für die exakten Berechnungen geeignetenMethoden bekannt und die notwendigen Parameter ingenügender Genauigkeit verfügbar sind und dass dieQualität der nötigen Annahmen und Näherungen fürdie praktische Anwendung in Klimamodellen durchinternationale Initiativen ausreichend sichergestelltwird. Dies wird immer noch von einflussreichen Kriti-kern der Klimaforschung gelegentlich infrage gestellt.

Dabei sollte nicht unerwähnt bleiben, dass die weitausgrößeren Schwierigkeiten in der Klimaforschung beider genauen Parameterisierung aller klimawirksamenEigenschaften von Wolken zu sehen sind (s. Kapitel 3 in diesem Heft). Das liegt an der komplexen räum-lichen und mikrophysikalischen Struktur von Wolken,die trotz des bereits getriebenen hohen Forschungs-aufwandes immer noch in ungenügendem Maßeexperimentell untersucht sind. Ferner bietet vor allemderen Parametrisierung in den relativ großen Gitter-boxen eines Klimamodells immer noch enorme Un-sicherheitsquellen. Allerdings sind auch hier diewesentlichen Prinzipien und Grundannahmen un-umstritten und Details versucht man durch großeinternationale und nationale Forschungsprogrammeund internationale Modellvergleiche gezielt undsorgfältig kontrolliert zu verbessern, z. B. durch dasGlobale Energie- und Wasserkreislaufexperiment(GEWEX) im Weltklimaforschungsprogramm (WCRP)und dem zu GEWEX beitragenden Baltic Sea Expe-riment (BALTEX) für das gesamte Einzugsgebiet der Ostsee.


Besonders erwähnt werden sollte noch einmal dieTatsache, dass die Beschreibung der Strahlungsüber-tragung nicht nur zur Berechnung der Energiebilanz inKlimamodellen verwendet wird, sondern dass vorallem auch in vielen Bereichen der Fernerkundungvom Boden und von Satelliten aus dieselben Technikenund Daten zum Einsatz kommen, wie in der Klima-modellierung. Da sich aber gerade bei der Fernerkun-dung von Atmosphären- und Oberflächeneigenschaf-ten Fehler im grundsätzlichen Verständnis oder dengrundlegenden Daten unmittelbar bemerkbar machenwürden, kann man diese weit verbreiteten Aktivitätenals unabhängigen Test für die Richtigkeit der prinzi-piellen Annahmen der Klimaforschung bezüglich derTreibhauswirksamkeit atmosphärischer Gase, insbe-sondere von Wasserdampf und CO2, ansehen.

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1 Einleitung

Wolken beeinflussen das Klima der Erde in sehr viel-fältiger und entscheidender Weise (Strahlungshaus-halt, Niederschläge, elektrische Felder, Dynamik undChemie der Atmosphäre). Sie sind aber auch Produktdas Klima bestimmender Austauschprozesse. Im Ver-ständnis der die Wolkeneigenschaften bestimmendenProzesse und bei deren Nachvollziehung in numeri-schen Modellen sowie auch bei der quantitativendirekten und indirekten Messung der Wolkeneigen-schaften existieren noch immer ungelöste Probleme(s. z. B. GATES et al. 1999 und IPCC 2001), die zuhohen Unsicherheiten in den Vorhersagen von Witte-rung und Klima führen.

Im letzten Bericht des IPCC (Intergovernmental Panelon Climate Change, IPCC 2001) wird besonders auf dieoben genannten Unsicherheiten eingegangen, denn siebestimmen die Vorhersagefähigkeiten der Modelle unddamit die Belastbarkeit von deren Ergebnissen. Daherwerden im Rahmen des Weltklima-Forschungspro-gramms und auch der operationellen Leistungen füh-render Wetterdienste große Anstrengungen unternom-men, die daraus entstehenden Defizite in der Modellie-rung von Wetter und Klima zu verringern.

Es bestehen in diesem Zusammenhang die folgendenSchlüsselfragen, die in der Fachliteratur intensiv be-sprochen werden:

• Welche Beziehungen bestehen zwischen den mikro-physikalischen Eigenschaften von Wolken und derenStrahlungseigenschaften?

• Können die derzeit in den Zirkulationsmodellen be-nutzten Strahlungsroutinen die gemessenen Strah-lungseigenschaften von Wolken richtig reproduzieren?

• Wie groß ist der Einfluss von Aerosolen auf Wolken-partikeln und eventuell sogar auf deren Nieder-schlag und Lebensdauer?

• Wie stark beeinflusst die Überlappung von Wolken inunterschiedlichen Höhen deren integrale Strahlungs-transporteigenschaften und deren Niederschlag?

• Wirken Wolken in den Tropen als eine Art Thermo-stat,der zu hohe Oberflächen-Temperaturen verhin-dert?

• Gibt es weitere klimawirksame chemische Prozesse,an denen Wolken maßgeblich beteiligt sind?

Im Rahmen dieses Kapitels können keineswegs alleanstehenden Fragen und insbesondere die oben ge-nannten vollständig abgehandelt werden.Vielmehr sollunser Beitrag nur in diese sehr umfangreiche Proble-

matik einführen, einige Beispiele erwähnen und zumWeiterlesen anregen.

Wolken bilden eine sehr wichtige Komponente desWasserkreislaufs im Klimasystem. Daher sind die bei-den folgenden Abschnitte 2 und 3 dem Wasser selbstsowie dem Wasserdampf gewidmet. Danach folgen imAbschnitt 4 Ausführungen zur Fernerkundung vonWolken und im Abschnitt 5 zu einigen Feldexperi-menten. Die Wirkung von Aerosolen auf die Wolken-bildung wird im Abschnitt 6 diskutiert. Eine Übersichtüber das Auftreten von Wolken wird im Abschnitt 7gegeben. Die Klimawirksamkeit von Wolken wird imAbschnitt 8 beschrieben.Der letzte Abschnitt 9 widmetsich dem weiteren Forschungsbedarf.

Im Literaturverzeichnis haben wir dem Fortbildungs-charakter von promet entgegen kommend sehr vieleZitate aufgeführt und einige interessante Bücher be-sonders ausgewiesen.

2 Wasser auf der Erde

Wir verdanken es dem glücklichen Zusammenfallenvon drei sehr wichtigen Tatsachen, dass Wasser aufunserem Planeten in seinen drei thermodynamischenPhasen und dazu noch in großen Mengen gleichzeitigvorhanden ist.Diese sind die große Masse der Erde,derAbstand der Erde von der Sonne und das Molekular-gewicht des Wasserdampfes (s. z. B. WEBSTER 1994,und in der Literatur über unser Planetensystem).Wäh-rend die Massen der Erdkugel und des Wasserdampf-moleküls das Entweichen in den Weltraum fast voll-ständig verhindern, begünstigt der „moderate“ Ab-stand der Erde von der Sonne einen Temperatur-bereich in der Atmosphäre und am Boden, der das oftgleichzeitige Vorhandensein aller drei Phasen ermög-licht. Dadurch konnte das Wasser während der langenLebenszeit unseres Planeten (seit etwa 4,6 MilliardenJahren) sich entscheidend an vielen geo-chemischenProzessen beteiligen und den derzeitigen Zustandunseres Planeten mitprägen. Ohne Wasser hätte sichdie jetzige Biosphäre nicht entwickeln können; ohneWasser kann unser Leben nicht weiter bestehen.

Vom gesamten Wasser auf unserem Planeten (Abb. 3-1bietet eine vereinfachte Übersicht über den globalenWasserkreislauf) befindet sich nur ein geringer Anteilvon etwa 0,001 % in der Atmosphäre, wobei das etwaDreißigfache davon ständig zwischen der Erdober-fläche und der Atmosphäre ausgetauscht wird. In derAtmosphäre ist wiederum ein sehr geringer Anteil von

E. RASCHKE, M. QUANTE

Wolken und Klima 3


weniger als 5 % in den Wolken als feste oder flüssigePartikeln enthalten. Die Wolken haben im Mittelwiederum eine Niederschlagseffizienz von oft wenigerals 50 % (s. z. B. ROGERS and YAU 1989). Vom ge-samten Frisch- oder Süßwasser auf den Kontinenten istnur ein geringer Anteil von etwa 2-3 % für die Trink-wasserversorgung verfügbar.

Aber kleine Mengen können große Wirkungen auf dasErdklima haben. So bestimmt die sehr geringe Mengedes Ozons (etwa 3 mm dünne Schicht in einer etwa 8 kmmächtigen „homogenen“ Luftmasse) das Angebot vonUV-Strahlung und beeinflusst den Treibhauseffekt derAtmosphäre. Allerdings ist das „Spurengas Wasser-dampf“ das wichtigste Treibhausgas. Die Wolken selbstbeeinflussen nicht nur den Strahlungstransport; sie sindauch an Kaskaden geo-chemischer Prozesse beteiligt,und sie sind die Quelle fast des gesamten Nieder-schlages.

Es war schon immer ein wesentliches Anliegen derklimatologischen Forschung, die genaue Verteilungund Transporte des Wassers in der Gasphase und alsWolken in der Atmosphäre und der durch diese gebun-denen Wärmemengen genau zu kennen und auch vor-herzusagen. Die dazu notwendige neuere Grundlagen-forschung wird im Wesentlichen im Rahmen desProgramms „Globale Energie- und Wasserkreisläufe“(GEWEX, s. http://www.gewex.com) des Weltklima-forschungsprogramms (WCRP) weltweit koordiniert,wenngleich viele der Arbeiten durch einzelne Nationenbzw. durch Verbünde durchgeführt werden. Eines vonmehreren Regionalprogrammen für Detailuntersu-chungen ist das Baltic Sea Experiment (http://w3.gkss.de/baltex,siehe z. B.:RASCHKE et al.2001), in

dem Energie-,Wasser- und Stofftransporte im Einzugs-gebiet der gesamten Ostsee sehr detailliert untersuchtwerden. Ergänzend zu GEWEX werden im ProjektBAHC (Biological Aspects of the Hydrological Cycle)des IGBP (International Geosphere and BiosphereProgramme) die Wechselwirkungen mit der gesamtenBiosphäre in den Vordergrund des Interesses gestellt.

3 Wasserdampf in der Atmosphäre

Der Wasserdampf in der Atmosphäre bewirkt (s. Kapi-tel 2 in diesem Heft, oder HELD und SODEN 2000)mehr als 60 % von deren Treibhauseffekt. Seine hori-zontale Verteilung in der unteren Troposphäre ist imwesentlichen durch die Temperatur derselben be-stimmt. Dies gilt nur eingeschränkt für die obereTroposphäre, wobei die Vertikalverteilungen nicht nurdurch die Temperatur, sondern auch durch dynamischeProzesse bestimmt werden. In der Troposphäre ist derWasserdampf die Quelle aller Wolken und deren Nie-derschlages. Er wird an vielen Kaskaden chemischerProzesse beteiligt und bestimmt auch die optischenEigenschaften der Aerosole. Die Gesamtsäulenmengebeträgt in den Tropen etwa 4 bis 5 kg/m2, in denPolargebieten sind dies Werte um 0,2-0,5 kg/m2 (s. z. B.:PEIXOTO und OORT 1992, dort Abb. 12.3c oderhttp://ISCCP.giss.nasa.gov).

Die sehr kalte obere Troposphäre ist für den Wasser-dampf nur geringfügig „durchlässig“.Daher findet manin der Stratosphäre nur sehr geringe Mengen davon miteinem Mischungsverhältnis von etwa 2 bis 10 ppmv. Inder Troposphäre erzeugt die Verdunstung an derErdoberfläche vermutlich mehr als 99 % des Wasser-

96 E. Raschke und M. Quante: Wolken und Klima promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 3-1:

Vereinfachte Darstellung des jährli-chen Wasserkreislaufs (Zahlenwerte in1015 kg bzw. in 1015 kg/a). Die Kontinen-te beziehen ihr Wasser aus der Ver-dunstung über den Ozeanen. Die mitt-lere Verweilzeit eines Wassermolekülsin der Atmosphäre beträgt zwischenetwa 9 und 15 Tagen und auf den Kon-tinenten (Oberflächenwasser) etwa 10Jahre (nach CHAHINE 1992).

dampfes. Dagegen kann der durch UV-Strahlung be-dingte Zerfall des in die Stratosphäre transportiertenMethans für einen in den vergangenen 20-30 Jahren zuverzeichnenden Anstieg des Wasserdampfgehaltes ver-antwortlich sein.

Unsere derzeitige Kenntnis der Wasserdampfmengenund deren Verteilungen in der Troposphäre beruht aufden täglichen Direktmessungen mit Radiosonden, dienoch durch spektral geeignet angelegte Satelliten-messungen der Emission von Wärmestrahlung imInfrarot und im Mikrometer-Wellenbereich in denWeltraum ergänzt werden.Bereits die Daten der erstenmeteorologischen Satelliten der TIROS-Serie wurdenauf ihren Informationsgehalt über die relative Feuchtein der oberen Troposphäre untersucht (RASCHKE1965). Später konnten anhand wesentlich verbesserterMessungen genauere Ergebnisse erzielt werden (z. B.:SCHMETZ und TURPEINEN 1988, SCHMETZ et al.1995, TJEMKES et al. 2001). TJEMKES et al. (1998)konnten erstmals auch eine nahezu globale Verteilungaus Daten aller geostationären Satelliten errechnen.

Ein erstes Ergebnis ist in der Abb. 3-2 wie-dergegeben. Es zeigt in unterschiedlichenFarbtönen sehr klar trockene und feuchteGebiete, die weitgehend durch die atmo-sphärische Dynamik verursacht werden.

Nunmehr stehen auch Techniken des GPS(Global Positioning System¸ HOEG et al.1995) zur Verfügung, die auch über denOzeanen bei genauer Kenntnis der vertika-len Temperaturverteilung Wasserdampfpro-file liefern und damit die täglichen Analysender thermodynamischen Eigenschaften derAtmosphäre wesentlich erleichtern und ver-bessern (HAJJ et al. 2002). Neue Messun-gen erfolgen von den mit deutscher Be-teiligung gebauten Satelliten CHAMP undGRACE. Nur wenige Direktsondierungenerfolgen in der Stratosphäre. Diese bildenaber entscheidende „Stützpunkte“ für ausspektralen Satellitendaten abgeleitete Werte,denn der Wasserdampf ist auch entschei-dend an der Ozonchemie in diesen Schichtenbeteiligt.

Auch in der Mesosphäre scheint die Wasser-dampfkonzentration zugenommen zu haben,womit eine beobachtete Häufigkeit der leuch-tenden Nachtwolken (noctilucent clouds,Abb. 3-3) im Bereich der Mesopause erklärtwird. Eine Abnahme der Temperatur imMesopausenniveau scheint in den vergange-nen 20-30 Jahren zumindest in der arkti-schen Mesosphäre nicht stattgefunden zuhaben (LÜBKEN 2000).

Der dringend notwendigen, räumlich undzeitlich hochaufgelösten Bestimmung des

Wasserdampfes in der gesamten Atmosphäre widmetsich nunmehr ein spezielles Projekt im GEWEX(GVaP: GEWEX Water Vapour Project); denn für einegenauere Bestimmung und numerische Nachvoll-ziehung der durch ihn mitgestalteten chemischen undphysikalischen Prozesse in der Troposphäre reicht diebisher erreichte Genauigkeit nicht aus.

4 Wie erkennt man Wolken?

Diese scheinbar triviale Frage ist für Fernerkundler,diemit dem Auge vom Boden aus oder mittels multi-spektraler passiver Strahldichtemessungen von ver-schiedenen Plattformen aus die Eigenschaften vonWolken über oft sehr inhomogenem Untergrund be-stimmen wollen, von fundamentaler Bedeutung. Wirillustrieren diese Komplexität mit einer im sichtbarenBereich des Spektrums aufgenommenen Photographiein Abb. 3-4, die einen Gewitterturm in der Umgebungvon mittelhoher und tiefer Bewölkung zeigt.

97E. Raschke und M. Quante: Wolken und Klimapromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 3-2: Relative Feuchte der oberen Troposphäre am 14. Mai 1998 um 8:30UTC bestimmt aus den Messungen von fünf geostationären Satelli-ten. Wir erkennen deutlich die bekannten Zirkulationsstrukturen:Dunkel erscheinen relativ trockene Regionen. In den feuchten Ge-bieten dominiert die Bewölkung das Messsignal (von TJEMKES et al. 1998).

Abb. 3-3: Leuchtende Nachtwolken über der Ostsee nahe Kühlungsborn (F.-J. LÜBKEN, private Mitteilung 2002). Weitere Beispiele:http://www.sci.fi/~fmbb/astro/nlc.htm.

Da selbst die modernsten meteorologischen Satelliteneine Bildpunktauflösung von nur etwa 400 bis 800 mbieten, hat der Fernerkundler hier immer noch Schwie-rigkeiten, wenn ihm nur solche wesentlich schlechterals im Foto in Abb. 3-4 aufgelösten und zudem nur inwenigen Spektralbereichen erfolgenden Messungenzur Verfügung stehen. Im solaren Bereich des Spek-trums muss er auch den Schattenwurf in seinen Ana-lysen berücksichtigen.

Es bilden sich in der Troposphäre eine Vielzahl vonWolkentypen, die im Detail weitgehend nach phäno-menologischen Gesichtspunkten in entsprechendenWolkenatlanten beschrieben sind. Die uns bekannteNamensgebung erfolgte bereits im 19. Jahrhundert undteilweise früher. In vielen Lehrbüchern der Meteoro-logie und Klimatologie findet man ausführliche Be-schreibungen (z. B. in KRAUS 2000, ab S. 214) mitentsprechend gut aufbereitetem Bildmaterial. DieAdresse http://www.wolkenatlas.de bietet nunmehrmehr als 1000 Wolkenbilder.

In der unteren Stratosphäre treten, derzeit offenbar mitzunehmender Häufigkeit, die sogenannten polarenstratosphärischen Wolken (PSCs: polar stratosphericclouds) auf, die aber auch unter dem Begriff „Perlmut-ter-Wolken“ seit mehreren Jahrhunderten bekannt sind.An der Mesopause in etwa 85 km Höhe kondensiert derWasserdampf an kleinsten Staubteilchen, die offenbarkosmischen Ursprungs sind. Dadurch entstehen dieoben bereits erwähnten „leuchtenden Nachtwolken“mit oft eindrucksvoller Wellenstruktur (s.Abb. 3-3).

Etwas nüchterner: Wolken in der Troposphäre beste-hen aus Wassertropfen im Größenbereich zwischenetwa 5 und 50 µm, aus Eisteilchen vom kleinen Splitter(etwa 5 µm Ausdehnung) über Schneeflockengröße biszur Schneeflocke oder zum Hagelkorn. Einige typischeWerte sind in der Tab. 3-1 (s. Abschnitt 5) zusammen-

gestellt. Der Wasser- und Eisanteil richtet sich nachdem Höhen- oder Temperaturbereich in der Atmo-sphäre und schließlich auch nach der Intensität derwolkeninternen Konvektion. Ihre Sichtbarkeit für dasmenschliche Auge und schließlich für eine Vielfalt vonFernerkundungsgeräten verdanken die Wolken alleindem Umstand, dass diese größeren Partikeln daseinfallende Sonnenlicht wesentlich anders emittieren,streuen und absorbieren als die wolkenfreie Atmo-sphäre. Tropische Gewitter sind offenbar eine wesent-liche Quelle des Wasserdampfes in der unterenStratosphäre.T. FUJITA (s. MENZEL 2001) beschriebbereits in den 60er Jahren das „Überschießen“ vonKonvektionselementen, das sich von hoch fliegendenFlugzeugen aus gut beobachten ließ.

Im thermischen Infrarot erweisen sich Wasser- undEiswolken, wenn auch etwas unterschiedlich stark, alssehr effektive Absorber bzw. Emitter. Im Bereich derMillimeterstrahlung können Wolken ebenfalls einfal-lende Strahlung, etwa von einem Radar ausgesandt,intensiv reflektieren. Daraus ergeben sich interessanteMöglichkeiten zur Fernerkundung vom Boden, Flug-zeug oder Satelliten aus, wobei man nicht nur dasAuftreten sondern auch bestimmte Eigenschaften, wieetwa die vertikale Struktur und den Wasser- bzw. Eis-gehalt, Partikelngrößen und schließlich auch Strah-lungseigenschaften selbst ermitteln kann.

Als eine sehr interessante Möglichkeit haben sich hierMessungen mit Wolkenradar erwiesen (z. B.: DANNEet al. 1999, QUANTE et al. 2000), dessen Pulse mitWellenlängen im Millimeterbereich sehr effektiv vonWolkenpartikeln reflektiert werden. Das Messbeispielin der Abb.3-5 zeigt eine konvektive Wolke,die über dasGerät am Boden hinwegzieht. Solche Messungen sollenin naher Zukunft auch von Satelliten aus erfolgen,wobei sie noch durch Messungen mit einem Lidar undanderen passiven Radiometern ergänzt werden (Pro-jekte: CLOUDSAT/CALYPSO und EarthCARE).


Abb. 3-4: Gewitterturm in der Umgebung tieferer Wolken. Nurmit einer geschickten Kombination gleichzeitigermultispektraler und zugleich räumlich hochauflösen-der Messungen könnte dieses Gewitter in abbilden-den passiven Messungen vom Satelliten aus genauidentifiziert werden.

Abb. 3-5: Rückstreuung von Radarsignalen (3 mm Wellen-länge) durch ein mehrschichtiges Wolkenfeld. BlaueFarbtöne: geringe Intensitäten; braun-rote Farbtöne:hohe Intensitäten. Man erkennt auch deutlich dasNiveau der Schmelzzone in etwa 2 km Höhe; gegen13:30 UTC erreichte der Niederschlag den Boden,s. auch http://w3.gkss.de/english/Radar/miracle.htm1.

5 Einige Feldexperimente

In den vergangenen Jahren erfolgten bereits sehr um-fangreiche Experimente durch verschiedene Arbeits-gruppen in Europa (z.B.:European Cloud and RadiationExperiment, EUCREX, siehe z. B. RASCHKE et al.1998); in den USA (First ISCCP Radiation Experiment,FIRE, siehe z. B. STARR und WYLIE 1990; ARESE Iund II: VALERO 2002 priv. Mitt.), in Japan (JACCS:ASANO et al. 2001) und auch in Australien. In diesenFeldkampagnen wurden meist ein bis mehrere Flugzeugeeingesetzt,um neben Umgebungsgrößen auch die mikro-physikalischen Eigenschaften von Wolken und auch dieTurbulenz innerhalb derselben zu messen.

Im Rahmen von GEWEX wurde vor etwa 10 Jahren das Projekt GCSS (GEWEX Cloud Systems Study,BROWNING 1993) begonnen, mit dem Ziel, die bereitsvorhandenen Messergebnisse zu allen Wolkenartensystematisch zusammen zu tragen und für die Verbesse-rung der Modelle zu verwenden. Hierzu zählen auchCirren, die aus Kondensstreifen entstehen (z.B. SCHU-MANN 1996) und zumindest über einigen Regionenhoher Luftverkehrsdichte den Strahlungshaushalt undvielleicht auch den Niederschlag (aus tieferen Wolken)beeinflussen können.

LYNCH et al. (2002) haben im Rahmen des GCSS vieleErgebnisse zu Cirren in einem Buch zusammengetragen.Für Modellierer dürften hierbei auch die Ergebnisseüber die im Cirrusniveau gemessenen turbulenten

Strömungen von besonderem Interesse sein, denn derenEigenschaften spiegeln sich zum Teil im Erscheinungs-bild und in den Strahlungseigenschaften beobachtbarerZirren (QUANTE und STARR 2002) wider.

Einige typische Wolkeneigenschaften sind in der Tab.3-1 zusammengefasst. Sie beruhen auf direkten Mes-sungen mit Flugzeugen als Geräteträger. Der Streu-bereich dieser Daten ist wegen der Inhomogenitäten inden Wolken selbst sehr groß.

Die Gehalte von Wasser und Eis in den Wolken sindwesentlich geringer als es durch den Wasserdampf inder gleichen Schicht möglich wäre. Trotzdem sind diedamit verbundenen latent gebundenen bzw. freigewor-denen Wärmemengen nicht vernachlässigbar klein,denn sie werden bei der Wolkenbildung (-auflösung)unmittelbar an die Atmosphäre abgegeben (bzw. vondieser entnommen), wodurch sich Wechselwirkungenmit der Dynamik der Atmosphäre ergeben.

Daher ist es ein Anliegen klimatologischer Messungen,diese Mengen möglichst genau über der gesamten Erdeund dazu noch in den jeweiligen Höhenlagen zubestimmen (s.Abb. 3-9).

6 Wirkung von Aerosolen auf die Bewölkung

Während sich anfangs der Schwerpunkt solcher Feld-experimente auf die Wolken selbst konzentrierte, trat inden vergangenen 5 bis 10 Jahren zunehmend dieUntersuchung verschiedener Wechselwirkungen zwi-schen der Bewölkung und anderen Bestandteilen derAtmosphäre (z.B.: Aerosole, u.a. auch im ExperimentINDOEX über dem Indischen Ozean;RAMANATHANet al. 2001b) und der Wechselwirkung mit dynamischenAustauschprozessen in der Troposphäre selbst und amBoden in den Vordergrund; denn die globalen Klimamo-delle sind noch keineswegs in der Lage, die Bewölkungrichtig wiederzugeben (siehe hierzu GATES et al. 1999,oder den umfangreichen Bericht des IPCC 2001).Allerdings müssen bei solchen Studien auch die Aerosoleentsprechend gut kartiert werden (KING et al. 1999).

In der Abb. 3-6 nach HOBBS (2000) sind die Wechsel-wirkungen zwischen dem Aerosol und Wolkenluft sche-matisch wiedergegeben. Einige hygroskopische anthro-pogene Aerosole können die Partikelngröße in Wolkensystematisch verkleinern, so dass deren Albedo etwaserhöht und deren Niederschlagseffizienz verringert wird(BAKER 1997,s.auch Abb.3-12).Ebenso könnte sich dieLebensdauer solchermaßen modifizierter Wolken verlän-gern (TWOMEY 1991, LOHMANN und FEICHTER1997).

Der genaue Nachweis dieses indirekten Einflusses desAerosols auf den Strahlungshaushalt und auf den Nie-derschlag durch Beobachtungen in der Natur fehlt aller-dings noch. Jedoch ist er in Einzelfällen (z.B. im Abwind


Eigenschaft Typischer BeobachteterMittelwert Bereich

Mariner Strato-Cumulus(Oberer Bereich)Partikelnkonzentration 150 cm-3 45 bis 300 cm-3

Tropfengröße Ø 20 µm 4 bis 25 µmWassergehalt 0,4 gm-3 0,1 bis 0,6 gm-3

Kontinentaler Strato-Cumulus(Oberer Bereich)Partikelnkonzentration 250 cm-3 40 bis 480 cm-3

Tropfengröße Ø 10 µm 4 bis 18 µm Wassergehalt 0,3 gm-3 0,03 bis 0,45 gm-3

Kontinentaler CumulusWassergehalt 1,0 gm-3 0,5 bis 2,5 gm-3

Altcumulus, -stratusPartikelnkonzentration 100 cm-3 30 bis 1000 cm-3

Tropfengröße Ø 8 µm 4 bis 20 µm Wassergehalt 0,03 gm-3 0,01 bis 0,75 gm-3

CirrusPartikelnkonzentration 0,03 cm-3 10-7 bis 10 cm-3

Kristallgröße (Länge) 250 µm 1 bis 4000 µm Eiswassergehalt 0,02 gm-3 10-4 bis 0,3 gm-3

Tab. 3-1: Typische mikrophysikalische Eigenschaften verschiede-ner Wolkenformen nach QUANTE (1996), HEYMS-FIELD (1993), MILES et al. (2000), COTTON undANTHES (1989) und von Cirruswolken nach DOW-LING und RADKE (1990) und HEYMSFIELD undMcFARQUHAR (2002).

von großen Brandherden oder innerhalb der Staubwol-ken von Stürmen über den trockenen Steppen Asiens)beobachtbar.Die Zusammenschau von Ergebnissen ver-schiedener Experimente in unterschiedlichen Gebietender Erde, in Abb. 3-7, bestätigen diese Vermutung.

NAKAJIMA et al. (2000) haben aus Satellitendateneine Weltkarte der Korrelation zwischen gleichzeitigemAuftreten von hohen Aerosolkonzentrationen und vonniedriger Bewölkung über den Ozeanen angefertigt.Siefanden in der Tat hohe Korrelationen über weitenBereichen der Ozeane, woraus sie auf eine Verstärkungder Bildung tiefer Wolken durch Aerosole schließen.

7 Auftreten der Bewölkung

Die Häufigkeit des Auftretens sowie der Höhe und Artder Bewölkung richten sich im Wesentlichen an derDynamik der Atmosphäre und an dem Sättigungsgraddes Wasserdampfes aus. In den Tropen sowie in denaußertropischen Zyklonen überwiegt konvektive Be-wölkung, die von tiefen Schichten bis in die Tropopausereichen kann. Dagegen findet man in den subtropischenAbsinkgebieten der Hadley-Zellen überwiegend wenigund dann meist tiefe Bewölkung.Ebenso treten tiefe undoft sehr homogene Stratocumuluswolken an den west-lichen Rändern der großen Kontinente über dem Meerund auch über den großen Eisflächen der Arktis auf.

Viele Einzelheiten sind bereits aus den konventio-nellen Bodenbeobachtungen bekannt.WARREN et al.(1986, 1988) haben diese sehr sorgfältig ausgewertet.Die Ergebnisse sind jedoch leider nicht in einer derüblichen Zeitschriften veröffentlicht worden.

Eine Weltkarte des Bedeckungsgrades im Jahresmittel,abgeleitet aus den Messungen verschiedener polarum-laufender und geostationärer Satelliten, ist in der Abb.3-8 gezeigt.Sie ist ein Ergebnis des International SatelliteCloud Climatology Project (ISCCP; ROSSOW undSCHIFFER 1999),das nunmehr der Forschung eine sehrhomogene und lückenlose Zeitreihe einiger Wolken-eigenschaften für den Zeitraum von 1983 bis jetzt anbie-ten kann. Das ISCCP wurde begonnen mit der Auflage,Informationen über die Bewölkung allein aus den passivabbildenden Messungen polarumlaufender und geo-stationärer, meteorologischer Satelliten abzuleiten. Eine


Abb. 3-7: Messungen über unterschiedlichen Gebieten der Erdescheinen die Vermutung zu bestätigen, dass Aerosole dieAnzahldichte von Wolkenpartikeln,und damit auch derenGrößenspektrum, beeinflussen (nach RAMANATHANet al. 2001a).

Abb. 3-8:

Jahresmittel (1984-1994) des Wolkenbedeckungsgrades, abgeleitetim Projekt ISCCP aus Messungen polarumlaufender und geo-stationärer Satelliten. Da die Winkelkorrektur der Strahldichtennicht ganz perfekt erfolgen kann (Kulisseneffekt),erkennt man überdem Indischen Ozean und dem Südlichen Atlantik die Ränder derBlickfelder der Satelliten Meteosat und GMS durch etwas höhereWerte der Bedeckung. Die horizontale Auflösung der Routine-produkte beträgt etwa 250 km (s. ROSSOW und SCHIFFER 1999).Die Daten hierzu sind aus dem Internet abrufbar:http://isccp.giss.nasa.gov.

Abb. 3-6: Schematische Darstellung der Wechselwirkungenzwischen Aerosolen und Wolkenpartikeln (nachHOBBS 2000). Hierbei erfolgen eine Vielzahl vonchemischen Prozessen, die letztendlich die Atmo-sphäre reinigen.

wesentliche Fehlerquelle bildet hierzu der Kontrastgegenüber dem Untergrund im Reflexionsvermögenund der Temperatur (im Infrarot).

Eine andere auf Satellitendaten beruhende Wolken-statistik wurde begonnen mit der Analyse der Vertikal-sondierungen im Infrarot, die ebenfalls nunmehr opera-tionell von meteorologischen Satelliten aus unternom-men werden. Diese TOVS-Daten (TIROS OperatonalVertical Sounder) ermöglichen aufgrund der unter-schiedlichen Höhenlage der Emissionsschwerpunkte ausder Atmosphäre vermutlich genauere Abschätzungender Höhenlage von Wolken. Wegen der unterschied-lichen Mess- und Analysetechniken entsprechen aller-dings „TOVS-Wolken“ nicht immer den „ISCCP-Wol-ken“ (siehe z.B.: STUBENRAUCH et al. 1999, SCOTTet al.1999).Diese systematischen Unterschiede erschwe-ren nicht nur dem Laien eine vergleichende Bewertungder erzielten Ergebnisse.

Die jahreszeitliche Variabilität und auch die zwischen-jährliche Variabilität kann je nach Gebiet sehr großsein. So fand z. B. KARLSSON (2001) durch sehr ein-fache Zählung des Auftretens von Wolken in Gitter-feldern von etwa 1 km Seitenlänge eine große Schwan-kungsbreite über dem Einzugsgebiet der Ostsee. DieErgebnisse zeigen sehr einprägsam diese Jahr-zu-JahrSchwankungen in jedem Monat von zehn (1991-2000)aufeinanderfolgenden Jahren. In diesen Daten erkenntman auch den deutlichen Einfluss der die Konvektionverringernden tieferen Temperaturen der Ostsee undanderer großer Seen. Dadurch ist über dieser und oftauch über größeren Binnenseen das Auftreten von Be-wölkung deutlich geringer als über den angrenzendenLandflächen. Dieser keineswegs neue Befund sollteauch in Modellergebnissen sichtbar sein.

8 Klimawirksamkeit von Wolken

Die Klimawirksamkeit von Wolken resultiert aus ihrenStrahlungseigenschaften, ihrem Wasser- und Eisgehalt(latent gebundene Wärme), ihrer Produktion von Nie-derschlag, der mit ihrer Konvektion verbundenen Dyna-mik der Atmosphäre und schließlich auch der in ihnenablaufenden chemischen Prozesse. Wolken beeinflussenauch das elektrische Feld der Atmosphäre bis hoch in dieSchichten der Ionosphäre. Es ergeben sich dabei viel-fältige Wechselwirkungen, die keineswegs schon so imDetail verstanden sind,dass sie in numerischen Modellenfür die Entwicklung des Wetters oder des Klimas genaunachvollzogen werden können. Dies ist eine wesentlicheMotivation für weiterführende Arbeiten.

8.1 Strahlungshaushalt

Eine Zusammenschau der Umverteilung von solarer undterrestrischer Strahlung im Klimasystem zeigt die Abb.2-4 im vorangegangenen Kapitel 2.Die Werteangaben sind

jeweilige globale Jahresmittel. Danach sind die Wolken-felder etwas transparent (im Mittel etwa 50 %) für diekurzwellige solare Strahlung. Dagegen blocken sie dievom Boden nach oben emittierte Wärmestrahlung fastvollständig ab.Dadurch verhindern sie im Gegensatz zurwolkenfreien Atmosphäre eine „Auskühlung“ unseresPlaneten und verstärken regional sehr unterschiedlichderen Treibhauseffekt (s. Kapitel 2 in diesem Heft). ImMittel tragen sie etwa die Hälfte zur gesamten Jahres-albedo unseres Planeten von 29-30 % bei. Die effektiveEmissionstemperatur des Planeten in den Weltraumbeträgt etwa 252 K, während die Lufttemperatur amBoden im Mittel etwa 15 °C (oder 288 K) beträgt.

Diese Jahresmittelwerte für die gesamte Erde wurdenbereits aus den Messungen der ersten meteorologi-schen Satelliten Nimbus 2 und 3 berechnet (z. B.:RASCHKE 1972). Spätere Messungen (s. u.) bestätig-ten sie und ergaben natürlich wegen der zwischenzeit-lich wesentlich verbesserten Messtechnik und aufwen-diger möglichen Analyseverfahren wesentlich genaue-re Werte für einzelne Regionen der Erde.

Natürlich bestehen sehr starke regionale Unterschiede(z. B. HARTMANN 1993) aufgrund der regional sehrunterschiedlichen Bewölkung und schließlich auch dersehr unterschiedlichen Strahlungseigenschaften vonOzeanen und Kontinenten.

Veränderungen im Bewölkungsfeld ändern auch denEnergieaustausch. Während LINDZEN et al. (2001)sogar vermuten, dass dies als eine Art automatische undsich stets anpassende Kompensation für zu hohe Erwär-mungen der Meeresoberflächen im äquatorialen Pazifikerfolgt, berichten CHEN et al. (2002) und WIELICKI etal. (2002) über langfristige Veränderungen des Strah-lungshaushaltes in den gesamten Tropen,die zum Teil aufeine Verstärkung der Zirkulation der Atmosphäre indiesem Breitenbereich hinweisen. Eine umfassendereAnalyse der von LINDZEN et al. (2001) verwendetenSatellitendaten und Meeresoberflächentemperaturendurch HARTMANN und MICHELSEN (2002) zeigtkeine Anhaltspunkte für den postulierten adaptiven Iris-effekt im Bereich des tropischen Pazifiks.


Abb. 3-9: Vertikalprofile der Abkühlung bzw. Erwärmung in denMonaten Juni bis August,berechnet für Strahlung (RAD),Kondensation (COND) und horizontale Transporte durchdie mittlere (M) und turbulente (EDDY) Strömung in derAtmosphäre (nach WEBSTER und STEPHENS 1984).

Die Absorption von Strahlungsenergie und auch derenVerlust durch Reflexion stellt je nach Höhenlage sehr un-terschiedliche Wärmemengen für die Dynamik zur Ver-fügung. Dies ist mit einem Beispiel in der Abb. 3-9(WEBSTER und STEPHENS 1984) illustriert, dessenErgebnisse auf relativ einfachen Berechnungen beruhen.Diese Abbildung der Vertikalprofile der Nettostrahlungs-abkühlung zeigt auch die durch Kondensation bzw. Ver-dunstung verbrauchten bzw. freiwerdenden Wärmemen-gen, deren Betrag eng an die in jeder Schicht der Atmo-sphäre vorhandenen Mengen von Wasser und Eis gekop-pelt ist.Da die Abkühlung im wesentlichen an den Wolken-oberflächen erfolgt, jedoch die größeren Wasser- bzw.Eismengen in den Schichten darunter liegen,ergeben sichunterschiedliche Höhenlagen der jeweiligen Maxima.

Die Absorption von Strahlungsenergie in den Wolkenträgt zur Bildung von „verfügbarer potentieller Energie“bei (STUHLMANN und SMITH 1988 a und b),die ihrer-seits die Dynamik anheizt. Daher muss man die Höhen-lage der Wolkenfelder recht genau kennen, die aber ausden bisher möglichen passiven Satellitenmessungen nursehr ungenau abschätzbar ist. Mit den bereits oben er-wähnten Satellitenprojekten CLOUDSAT/CALYPSO undEarthCARE sollen deshalb in den kommenden Jahrendie dreidimensionalen Strukturen von Wolken- undAerosolfeldern über der gesamten Erde erfasst werden.

Zeitweise wurde in der Literatur die in Klimamodellenmeist mit zu geringen Werten berechnete Absorption inden Wolken in Zusammenhang mit zusätzlichen Absor-bern (Wasserdampfdimere oder große Tropfen sowieAerosole) gebracht (s. hierzu HANSEN et al. 2000).

Jedoch ergaben sich hier vielerlei Ursachen für dieseUnterschiede. Unter anderem wurden oft auch zu gerin-ge Wasser- und Eisgehalte in den Wolken selbst berech-net. Andererseits konnte auch gezeigt werden (Ergeb-nisse der Projekte ARESE I und II,VALERO 2002,priv.Mitt.), dass die in den Zirkulationsmodellen benutztenStrahlungsroutinen, die Absorption von solarer Strah-lung oft weit unterschätzen.

Aus den täglichen Satellitenmessungen der den Plane-ten verlassenden gesamten solaren und terrestrischenStrahlungsmengen kann man den Anteil der Bewöl-kung an diesem Strahlungsaustausch in längeren Zeit-räumen abschätzen. Diese Wirkung, in der englischenFachliteratur oft als radiation forcing bezeichnet, kannje nach Höhenlage und optischer Dicke der Bewölkunghohe Beträge annehmen. Im kurzwelligen Spektral-bereich der einfallenden Solarstrahlung wirken Wolkenüber fast allen Gebieten der Erde abkühlend, d. h. sieverringern entsprechend ihrer Albedo von bis zu etwa60 % die für Antriebe in der Atmosphäre und amBoden verfügbare solare Strahlungsenergie. Nur überden Schnee- und Eisfeldern beider Pole kann man ge-legentlich bei allerdings nur dünner Bewölkung sogareine Reduktion der Albedo der Erde über diesenGebieten durch Wolken im Satellitenbild beobachten,

die aufgrund mehrfacher Reflexionen zwischen Wol-ken und der Schneedecke auftritt.

Im langwelligen Spektralbereich der terrestrischenWärmestrahlung schirmt dagegen die Bewölkung denErdboden ab.Vom Satelliten aus misst man weitgehendnur die Emission der meist sehr viel kälteren Wolken-oberflächen, während der Anteil der Emission vomErdboden nur bei sehr dünner Bewölkung messbar ist.Daher ist die Emissionstemperatur des gesamten Erdein den Weltraum von etwa –20 °C wesentlich geringerals die mittlere Temperatur der Erdoberfläche (nun-mehr etwa +15 °C).

Einige Zahlenwerte sind in der Tab. 3-2 zusammen-gestellt.Zonale Mittelwerte der Wirkung von kurz- undlangwelliger Strahlung auf den planetaren Strahlungs-haushalt zeigt die Abb. 3-10 (aus HARTMANN 1993).


Tab. 3-2: Abschätzungen der Wirkung von Wolken auf denStrahlungshaushalt der Erde (nach HARRISON et al.1990). Die Strahlungsflussdichten sind in Einheiten Wm-2 angegeben. Positive/negative Werte des Wolken-einflusses können interpretiert werden als Erwär-mung/Abkühlung des Planeten durch Wolken.

Globales Wolkenfreie Wolken-Mittel Erde einfluss

Wärmestrahlung in den Weltraum (OLR) 234 266 +32

Absorbierte Solarstrahlung 239 288 -49

Nettostrahlung +5 +22 -17

Albedo 30 % 15 % +15 %

Abb. 3-10: Wirkung von Wolken auf den Strahlungshaushalt desPlaneten Erde, abgeleitet aus den Daten des Satelliten-experimentes ERBE. Dargestellt sind zonale Jahres-mittelwerte (aus HARTMANN 1993).

Die Zahlenwerte in der Tab. 3-2 zeigen, dass im glo-balen Mittel die Bewölkung den Planeten im Infrarot„erwärmt“, d. h. sie hilft, dass ein größerer Anteil derEinstrahlung von der Sonne im Klimasystem verbleibt.Insgesamt verdoppelt sie etwa die Albedo der Erde undwirkt daher „abkühlend“. Es ergeben sich allerdingsregional sehr große Unterschiede bedingt durch dieBodenalbedo und -temperatur,durch den Bedeckungs-grad und die mittlere Wolkenhöhe. Die in der Abb. 3-10wiedergegebenen zonalen Mittelwerte (und entspre-chende Karten in der Literatur) zeigen deutlich dieWirkung der Bewölkung in den Tropen und in denmittleren bis subpolaren Breiten.

Hierzu sind auch Karten aus den Analysen der ver-schiedenen Satellitenexperimente des ERBE (EarthRadiation Budget Experiment, HARRISON et al.1990), des französisch-deutsch-russischen Experimen-tes ScaRaB (Scanner for Radiation Budget: KANDELet al. 1998) und auch des oben genannten ISCCP (s.Internet http://www.giss.nasa.gov ) verfügbar. Auch imRahmen des ISCCP werden solche Werte berechnet.Sie bieten eine Möglichkeit zur Validierung von Mo-dellrechnungen. Noch genauer sind wegen ihrer hohenzeitlichen Auflösung Messungen aus geostationärerHöhe (HARRIES und CROMMELYNCK 1999), dienunmehr vom neuen Satelliten MSG aus erfolgen.

8.2 Niederschläge

Über allen Gebieten der Erde fällt der Niederschlagaus Wolken. Die geographische Verteilung der Nie-derschlagsfelder ist also eng an die der Wolken selbstgebunden, wobei allerdings die Niederschlagsmengenjeweils auch von der Stabilität der Schichtung in derAtmosphäre und durch orographische Hindernissebestimmt wird. Entsprechende globale und regionaleVerteilungen der Niederschläge zeigen daher derWolkenverteilung ähnliche Muster (s.Abb. 3-11).

Durch eine geschickte Kombination von Messungen amErdboden, die meist nur über Kontinenten und Inselnmöglich sind, und Abschätzungen aus multispektralen(hier werden oft Kombinationen gleichzeitiger Messun-gen im Infrarot und im Mikrowellenbereich verwendet)Messungen der Emission der Erde in den Weltraumwerden seit einigen Jahren globale Monatskarten desNiederschlages erstellt. In einem Projekt des GEWEX,dem Global Precipitation Climatology Project (GPCP:HUFFMANN et al. 1998) erfolgen auch sehr anspruchs-volle Korrekturen der vielen aber oft sehr fehlerhaftenRegenmessungen über Land (RUBEL und HANTEL1999), die sowohl vom Typ als auch von der Wetterlagebestimmt werden.Typische Regenmesser können etwa 5bis 15 % des einfallenden Niederschlages nicht erfassen;im Winter ist die Fehlerbreite noch größer. Dementspre-chend ungenau sind dann leider auch die aus Satelliten-daten abgeleiteten Niederschlagswerte. Dafür bedeckensie aber alle Ozeane und weitere unbewohnte Gebiete.

Innerhalb des GPCP nimmt der Deutsche Wetterdienstin Offenbach eine führende Rolle ein. JOST et al. 2002haben im Projekt HOAPS aus Satellitendaten nicht nurden Niederschlag, sondern auch die Verdunstung undandere Größen über den Ozeanen bestimmt (siehehttp://www.mpimet.mpg.de/Depts/Physik/HOAPS/).

Da insbesondere in den Tropen, aber auch in den Tief-druckgürteln der mittleren Breiten, der meiste Nieder-schlag aus konvektiver Bewölkung fällt und daher mitpassiven Radiometern nur schlecht erfasst werden kann,hat man Versuche unternommen, auch ein Regenradarvom Satelliten aus einzusetzen. Diese Mission TropicalRainfall Monitoring Mission (TRMM, www.eorc.nasda.go.jp) war bereits von Anfang an sehr erfolgreichund hat wesentliche Erkenntnisse über die Vertikal-verteilung von Niederschlagswasser und -eis in den tro-pischen Wirbelstürmen erbracht. Der Satellit TRMM-1hat auch Blitzzähler an Bord, so dass noch die aktiveKonvektion zusätzlich erfasst werden konnte.

Ein Nachfolgesatellit (TRMM-2) soll nunmehr dieErde mit einer Bahnneigung umkreisen, die einenahezu globale Erfassung der Niederschläge über fastder gesamten Erde gestattet.

8.3 Geochemische Bedeutung der Bewölkung

Über den Einfluss der Aerosole auf die mikrophysi-kalischen und dadurch auch Strahlungseigenschaftenvon Wolken wurde bereits im Abschnitt 6 berichtet.Diehierbei in den Wolken ablaufenden Prozesse sind viel-fach im Labor, durch direkte Messungen sowie durchModelle untersucht worden und scheinen qualitativeinigermaßen verstanden zu sein.

Auch die Kreisläufe von Kohlenstoff, Stickstoff undSchwefel, der wichtigsten Gase für die Qualität unserer


Abb. 3-11: Jahresmittelwerte des Niederschlages in mm/Monat fürdas Jahr 1998, abgeleitet aus Satellitendaten (über denOzeanen) und Bodenmessungen (über Land) in Einhei-ten mm/Monat (nach HUFFMANN et al. 1998).

Umgebungsluft, werden durch die Bewölkung erheb-lich beeinflusst; denn in der Nassphase laufen vieleProzesse ab, die die Atmosphäre „reinigen“ helfen(LELIEVELD und CRUTZEN 1991,BRASSEUR et al.1998). Einen erheblichen Anteil haben hierbei wiede-rum die Aerosole und die kurzwellige solare Strahlunginnerhalb und außerhalb der Wolken. KonvektiveBewölkung hat zudem einen die untere Atmosphärereinigenden „Staubsaugereffekt“.

In der Abb. 3-12 sind einige dieser Prozesse schema-tisch dargestellt. Die Modellierung dieser Prozesse istnicht ganz trivial, denn hier müssen sowohl die genaueStruktur der Wolke, deren zeitlich und räumlich starkveränderliche Partikelnanzahldichten und -größenver-teilungen (s. z. B.: KHAIN et al. 2000) und schließlichdann auch das spektral und in der Richtung sehr variableStrahlungsfeld mitberechnet werden. Schließlich fehltdann noch weitgehend die experimentelle Grundlage,um die Ergebnisse in Fallstudien zu verifizieren ehe siefür politische Aussagen verallgemeinert werden.

Hierzu werden aber wegen der Dringlichkeit des Pro-blems der Lufthygiene verstärkte Anstrengungen er-folgen. Auch die zu erwartenden Messungen des erstam 1. März 2002 gestarteten europäischen SatellitenENVISAT werden durch ihre Vielfalt und Genauigkeitzu Lösung des Problems beitragen.

Eine sehr anschauliche Beeinflussung von Wolkenfel-dern durch zusätzliche Quellen von Aerosolen undWasserdampf liefert die Darstellung in der Abb. 3-13.In diesem Satellitenbild vom 27. Sept. 1987, aufge-nommen gegen 22:45 UTC, erkennt man die tiefen undoptisch recht dünnen Schichten von marinem Strato-Cumulus vor der Küste Kaliforniens, über denen sich(hellblau eingefärbt) einige höhere Wolken befinden.Der dort sehr rege Schiffsverkehr widerspiegelt sich indiesen Wolken durch in diesem Falle die Bewölkungverstärkende Muster. Ältere Schiffsfahnen (ship trailsanalog zu contrails bei Flugzeugen genannt) sind eben-falls noch sichtbar. Verschiedene Autoren berichtenüber direkte Partikelnmessungen, die in der Tat inner-halb dieser modifizierten Wolken gegenüber der Um-gebung erhöhte Anzahldichten und im Mittel kleinereTeilchen ergaben. Wir erkennen in diesem Bild einedeutliche Anhebung der Albedo der sehr tiefen Strato-cumulusschicht als Folge der Abgasfahnen der Schiffe.

9 Forschungsbedarf und Projekte

Der Forschungsbedarf ergibt sich aus zwei wesentli-chen Gründen.Zum einen verlangt unsere Gesellschaftnach genaueren Vorhersagen des Wetters, der Witte-rung (einige Monate voraus) und auch des Klimas inden kommenden Jahrzehnten. Zum anderen bewirkendie Zunahme der Bevölkerungsdichte, insbesondere inden tropischen Regionen, sowie die zunehmendeNutzung der Landflächen eine ständig zunehmendeAbgabe von Schadstoffen und insbesondere auch vonAerosolen in die Atmosphäre. Dadurch werden diechemischen Kreisläufe in der Atmosphäre aber auchdie Niederschlags- und Strahlungseigenschaften derBewölkung beeinflusst. Dies ist qualitativ aus denStichproben verschiedener Messkampagnen bekannt.Auch die sorgfältige Analyse von Satellitendaten zeigtden Einfluss von zusätzlichen Aerosolen auf die Be-wölkung über einigen Regionen der Erde.


Abb. 3-12: Schematische Darstellung einiger Wirkungspfade vonWolken bei chemischen Prozessen in der Troposphäre.

Abb. 3-13: Schiffsfahnen zeichnen sich in den tiefen Schichten vonmarinem Strato-Cumulus, hier vor der kalifornischenKüste, als deutliche Muster ab. Genauere Untersuchun-gen dieser Erscheinung ergaben, dass weitgehend dievon den Schiffen emittierten Partikeln, vielleicht auch inZusammenwirken mit dem Wasserdampf in der Rauch-fahne, in den recht trockenen Wolken die Kondensationsehr verstärken können (AVHRR: 27.09.1987, 22:45UTC). Hellblau erscheinen höhere Wolkenfelder.

Jedoch sind die bereits qualitativ bekannten Zusammen-hänge noch nicht so zu verallgemeinern, dass sie in Para-meterform oder als sehr vereinfachter Prozess in denKlimamodellen und Wettervorhersagemodellen räum-lich, zeitlich und auch mengenmäßig einigermaßen rich-tig nachvollzogen werden können. Auch ohne die obenangeführten zusätzlichen anthropogenen Antriebe findetman in den Modellrechnungen noch große Unsicherheitenin der Simulation von Bewölkungseigenschaften. Daherwerden im Rahmen des Weltklimaforschungsprogramms(WCRP) und auch des Internationalen Geosphären- undBiosphärenprogramms (IGBP) sehr große experimen-telle und numerische Anstrengungen unternommen,diese Defizite in den kommenden Jahren zu beseitigen.

Diese Forschungen verlangen einen „langen Atem“ undkönnen in nur sehr wenigen Fällen innerhalb von Legis-laturperioden demokratischer Regierungen zu belast-baren Ergebnissen führen. Da hier Modellierungen undMessungen im Labor und in der Atmosphäre gleicher-maßen gefordert sind, müssen entsprechend formulierteProjekte breit und zeitlich sehr lang angelegt werden.Allein für die Vorbereitung von wichtigen Experimental-satelliten, wie ENVISAT, CHAMP oder GRACE musseine Zeitspanne von 6 bis 12 Jahren beachtet werden.

Das BMB+f unterstützt umfangreiche Projekte imRahmen der Programme DEKLIM, AFO 2000 sowieGLOWA, in deren Mittelpunkt das Klima beein-flussende Wirkungen von Wolken stehen. Das von derEU geförderte Projekt CLIWA-NET versucht, dieBewölkung und deren Wasser- und Eisgehalt überMittel- und Nordeuropa zu erfassen. Innerhalb derHermann-Helmholtz-Gemeinschaft wird das ProjektTRACKS (Transporte und chemische Umsetzungen inkonvektiven Systemen) vorbereitet.

Dazu gehören auch die bereits oben erwähnten ge-naueren Messungen der Höhenlagen von Aerosolfel-dern und Wolkenschichten, insbesondere der dünnenaber im Infrarot sehr wirksamen Cirren. Ein ameri-kanisch-französisches (Doppelsatellit: CLOUDSAT/CALYPSO) und ein europäisches (EarthCARE) Sa-tellitenexperiment befinden sich dazu in Vorbereitung.Diese Satelliten tragen wenigstens ein im Millimeter-bereich (3-8 mm) empfindliches Radar, dessen Pulseinsbesondere in der niederschlagsfreien Bewölkung In-formationen über deren interne Strukturen,den Wasser-gehalt und auch Größenangaben vermitteln.Gleichzei-tige Messungen mit einem Lidar helfen, auch dünnsteAerosol- und Wolkenschichten zu erfassen. Diese Mes-sungen werden noch ergänzt durch solche mit multi-spektralen abbildenden Radiometern. Beide Projektewerden schließlich auch Daten zu Bestimmung derÜberlappung von Wolkenfeldern in unterschiedlichenHöhen liefern, die ihrerseits die Strahlungseigenschaf-ten und auch den Niederschlag beeinflusst.

Es sollte am Ende dieser Betrachtungen nicht uner-wähnt bleiben, dass noch viele Messungen innerhalb

von Wolken selbst notwendig sind, um deren Eigen-schaften und Dynamik zu verstehen und um schließlichauch die aus Satellitendaten abgeleiteten Kenngrößenzu verifizieren. Die hierzu verfügbare Messtechnik be-darf weiterer Verbesserungen.

Noch ein Aspekt: Es wird wieder der mögliche Einflusskosmischer Strahlung auf die Bewölkung heiß disku-tiert. Gefundene Korrelationen scheinen jedoch nichtallen Prüfungen stand zu halten (s. hierzu IPCC 2001;dort Kap. 11.6.22).

Wir haben es sicher nicht geschafft, alle im Rahmendieses Themas zu behandelnden Einzelprobleme anzu-sprechen, noch die hier behandelten erschöpfend dar-zustellen. Dies war auch nicht unsere Aufgabe. Viel-mehr soll der Leser nach dieser Lektüre sich selbstseinen Weg suchen.

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1 Einleitung

Das Klimasystem wird definiert als das System der wechsel-wirkenden Subsysteme Atmosphäre, Ozean, Kryosphäre,Landoberflächen und Biosphäre. Externe Prozesse wieVariabilität der solaren Einstrahlung, Emissionen von vulka-nischen Aerosolen und Treibhausgasen führen zu Verände-rungen im Klimasystem, die unter dem Begriff externeKlimavariabilität zusammengefasst werden und ausführlichin den folgenden drei Kapiteln von Herterich, Cubasch undGraf besprochen sind. Dieser extern erzeugten Veränder-lichkeit ist die interne Variabilität überlagert, die manchmalauch unter dem (leicht abfälligen) Begriff Klimarauschen er-scheint. Vermittelt wird durch diese Bezeichnung der Ein-druck, dass eine genügend starke Mittelung oder anderestatistische Bearbeitung diesen Teil der Klimavariabilitätgenügend unterdrückt und so die externen Variabilitäten alsUrsachen beobachteter Klimaänderungen dingfest gemachtwerden können. Sieht man aber einmal von Tages- undJahresgang ab, so sind die durch externe Prozesse erzeugtenVariabilitäten auf der globalen Skala und auf Zeitskalenunterhalb von etwa 1000 Jahren i.a. aber bislang marginal imVergleich zur internen Variabilität (BURROUGHS 1992).Allerdings werden wahrscheinlich in den nächsten Dekadendie durch steigende Treibhausgase induzierten quasi-„externen“ Änderungen die interne Variabilität deutlichüberprägen. Damit muss der internen Variabilität, ihrenUrsachen, ihrer Beschreibung insbesondere in Modellen undihrem Zusammenhang mit externen Änderungen einentsprechendes Maß an Aufmerksamkeit geschenkt werden,um die externe Überprägung zuverlässig detektieren undquantifizieren zu können. Dies ist das Ziel des folgendenBeitrages.Vorgestellt werden konzeptionelle Modelle für dieUrsachen der internen Klimavariabilität (IKV) sowie Über-legungen zur Modellierung der IKV in komplexen Zirku-lationsmodellen und zur Bedeutung der IKV bei externerzeugten Änderungen im System.

Wir wollen uns zunächst aus systematischen Überlegungenheraus auf die Atmosphäre alleine konzentrieren, dann ineinem zweiten Schritt das gekoppelte System Atmosphäre –Ozean betrachten und als letztes die Kopplung mit denanderen Subsystemen berücksichtigen.Den Abschluss bildeteine Betrachtung über neuere Überlegungen zur internenKlimavariabilität und zum globalem Klimawandel.

2 Die interne Variabilität der Atmosphäre

Nimmt man an, dass das kleinste für die atmosphärischeDynamik relevante Einheitsvolumen etwa 1 mm3 = 10-9 m3

groß ist, um alle notwendigen Skalen bis in den viskosenDissipationsbereich hinein zu beschreiben, so können wir

das Gesamtvolumen der Atmosphäre zwischen Boden undetwa 100 km Höhe mit 5,0 · 1028 Einheitsvolumina belegen.In jedem dieser Einheitsvolumina werden die dreiGeschwindigkeitskomponenten, die Temperatur, derDruck, die Dichte, die spezifische Feuchte und eventuellweitere Partialdichten von Beimischungen wie Spurengase,Aerosolmassen,Wasser- und Eiskonzentrationen benötigt,um den Zustand der Atmosphäre zu beschreiben. Nimmtman etwa 100 Variablen pro Einheitsvolumen an, so werden etwa 1031 Zahlen (Freiheitsgrade) benötigt, um denGesamtzustand der Atmosphäre zu erfassen und über dieentsprechenden prognostischen Gleichungen die zukünf-tige Entwicklung zu bestimmen. Die detaillierte, deter-ministische Erfassung und Beschreibung eines derartighochdimensionalen Systems ist prinzipiell unmöglich.Jedoch hält die statistische Physik Verfahren bereit, dieAussagen über Wahrscheinlichkeiten bestimmter vorgege-bener Zustände zu machen. Das System wird also nichtdeterministisch behandelt, sondern es bekommt einenstochastischen Charakter zugeordnet. In der klassischenThermodynamik gelingt es dann mit Hilfe der Gleichge-wichtsannahme, die Wahrscheinlichkeiten zu berechnen(z.B. Boltzmann’sche Wahrscheinlichkeitsverteilung für dieMolekülgeschwindigkeiten in einem idealen Gas).Allerdingskann man die Gleichgewichtsannahme für die gesamteAtmosphäre nicht mehr machen.Aufgrund der differentiel-len solaren Einstrahlung wird ständig Strahlungsenergiedem System zugeführt, in Bewegungs- und Lageenergieumgewandelt, über Reibung in Wärme dissipiert undschließlich als thermische Strahlungsenergie wieder in denWeltraum abgegeben. Die Mehrzahl dieser Prozesse ist mitder Zunahme von Entropie verbunden. Im Gleichgewichtwäre die Entropie maximal und die Zunahme entsprechendNull, ein Zustand der offensichtlich nicht in der Atmosphärevorhanden ist. Aus der Theorie der Nichtgleichgewichts-prozesse ist aber bekannt,dass thermodynamische Systeme,die nicht im Gleichgewicht sind,Fluktuationen unterliegen,d. h. räumlich-zeitlich inhomogene Verteilungen der Zu-standsvariablen Temperatur, Druck, Dichte, Partialmassenund Geschwindigkeit aufweisen.Kleine Abweichungen ausdem Gleichgewicht führen zu den bekannten linearenBeziehungen zwischen thermodynamischen Kräften (wieTemperaturgradienten) und den sogenannten Flüssen (wiez. B. dem Wärmefluss im Fourier’schen Wärmeleitungs-gesetz). Große Abweichungen vom Gleichgewicht führenauch zu großen Fluktuationen (PRIGOGINE 1980), dieman nun mit der internen Variabilität der Atmosphäreidentifizieren kann. Erschwerend kommt hinzu, dassgewisse Randbedingungen wie die Land-Meer Verteilungund die Orografie nicht symmetrisch sind (wie z. B. aufeinem reinem Aquaplaneten oder einem glatten „Billard“-Planeten). Diese Symmetriebrüche führen dazu, dassgewisse Regionen bevorzugt große Schwankungen er-

108

A. HENSE

Klimavariabilität durch interne Wechselwirkungen4


fahren (Lokalisierung), während an anderen Stellen dieVariabilität geringer ausfällt. Alle derartigen Systememüssen durch Wahrscheinlichkeiten (besser durch Wahr-scheinlichkeitsdichten) beschrieben werden. Unter gewissenUmständen lassen sich sogar Gleichungen formulieren, diedie zeitliche Entwicklung der Wahrscheinlichkeitsdichtenbeschreiben (z. B. die Fokker-Planck Gleichung, RISKEN,1989), die aber nur für sehr niedrigdimensionale Systemeeiner (numerischen) Lösung zugänglich sind.

Nachdem nun diese thermodynamische Betrachtung ge-zeigt hat, dass aufgrund der großen Abweichungen vomthermodynamischen Gleichgewicht der Atmosphäre sto-chastische, interne Fluktuationen großer Amplitude exis-tieren müssen, stehen wir vor der Frage, welche Prozessediese Veränderlichkeit auslösen.

Hierbei sind die räumlich-zeitlichen Skalen wichtig, für diewir uns interessieren. Beschränken wir uns dabei auf dieglobalen Skalen (Raum > 200 km, Zeit > 1 Tag), so sind dieentscheidenden Prozesse die baroklinen (und u. U.barotropen) Instabilitäten der atmosphärischen Strömung,die durch den meridionalen Temperaturgradienten initiiertwerden, der wiederum durch die differentielle Einstrahlungzwischen Äquator und hohen Breiten entsteht. Aufgrundder oben angesprochenen Asymmetrien der unterenBerandung der Atmosphäre entstehen kleine Störungen,die sich infolge der Instabilität der mittleren Strömungexponentiell verstärken. Allerdings erfolgt dies natürlichnicht über beliebig lange Zeiten, da zwei weitere Prozesselimitierend eingreifen. Dies ist zunächst die Reibung, dieum so stärker wirkt je größer die Amplitude der Störungwird. Dazu kommt noch die nichtlineare Wechselwirkungaufgrund der Advektion: Sobald mehr als zwei Wellen mitunterschiedlichen Wellenlängen an der wachsenden Stö-rung beteiligt sind, entwickeln sich durch die Nicht-linearitäten weitere Wellen, die Energie aus den wach-senden Wellen aufnehmen und somit effektiv eine Reduktionder Störung bewirken. Sobald aber ein Spektrum von (min-destens) drei Wellen an der Dynamik beteiligt ist,kommt eszu dem seit LORENZ (1964) bekannten Schmetterlings-effekt (eigentlich benennt E. Lorenz in diesem Artikel denEffekt als Seemöwen-Effekt): Minimale Unterschiede inden Amplituden der (drei) Wellen,z. B.kleiner als die Mess-genauigkeit, vergrößern sich, werden aber durch die Wir-kung der Dissipation daran gehindert, beliebig groß zuwerden,so dass nach einem Mehrfachen der Wachstumszeit(gleich Zeit der Vorhersagbarkeit aufgrund der Anfangs-bedingungen) aus zwei Zuständen, die sich am Anfang nurminimal unterschieden haben, zwei neue Zustände ent-standen sind, die wie zufällig herausgegriffen wirken.E. Lorenz hat für diese Prozesse zwei Modelle entworfen,einmal das aus der klassischen Arbeit von 1963 (LORENZ1963), das allerdings nur sehr bedingt auf Probleme derAllgemeinen Zirkulation der Atmosphäre anwendbar ist.Das zweite Modell (LORENZ 1984) beschreibt dagegendie Dynamik zweier Rossbywellen (Amplituden y,z)gleicher zonaler Wellenlänge in einem zonal symmetrischenGrundstrom (Welle der Wellenzahl Null) der Stärke x, derdurch die differentielle Erwärmung aF angefacht wird.

Eine der beiden Rossbywellen wird ebenfalls angetriebendurch die Orografie oder Land-Meer-Verteilung (G). Zu-sammen mit den Wechselwirkungstermen zwischen diesendrei Wellen (alle quadratischen bzw. bilinearen Ausdrücke)ergeben sich folgende Modellgleichungen:

d x = –ax – y2 – z2 + aFdt

d y = xy – y – bxz + Gdt

d z = xz + bxy – zdt (2.1)

Löst man nun diese Gleichungen zweimal bei minimalgeänderten Anfangsbedingungen (hier eine Änderung von0,05 in der Amplitude y), so erkennt man in Abb. 4-1, dassfür etwa 10 bis 20 Zeiteinheiten (entsprechend derSkalierung nach LORENZ (1984) sind dies in etwa Tage)die Lösungen sehr ähnlich bleiben. Danach werden dieUnterschiede immer größer, bis sie so groß werden, wieman sie erwartet, wenn innerhalb einer Lösung Differenzenzwischen zwei Zeitpunkten gebildet werden, die mehr alsetwa 10 bis 20 Zeiteinheiten Unterschied aufweisen. Mitanderen Worten: Aus einer zufällig gewählten, minimalenÄnderung des Anfangszustands ergibt sich nach einemZeitraum über mehrere Vorhersagezeiten ein Unterschied,der sich auch als zufälliges Abgreifen der Lösung zuverschiedenen Zeiten interpretieren lässt.

Greift man nun nicht nur eine zufällig gestörte Lösung ab,sondern mit Hilfe einer Monte Carlo Simulation einegrößere Stichprobe, so entwickeln sich natürlich entspre-chend viele verschiedene Lösungen nach mehreren Vor-hersagezeiten. Zu einem festen Zeitpunkt ergibt sich dannein mittlerer Wert mit entsprechenden typischen Abwei-chungen oder auch Wahrscheinlichkeiten für extreme Ab-weichungen. Mit anderen Worten: Wir erhalten zu einemfesten Zeitpunkt einen Klimamittelwert mit einer (inter-nen) Veränderlichkeit um diesen Erwartungswert (vergl.Abb. 4-2), die sich lediglich aus der zufälligen Wahl derAnfangswerte ergibt. Vollständig wird dieses System nurdurch Wahrscheinlichkeiten beschrieben, sehr ähnlich zudem oben angeführten hochdimensionalen Fall, nur dassnun die Hochdimensionalität durch die Nichtlinearitätersetzt ist (ECKMANN und RUELLE 1985; RUELLE1989). Die Beschreibung der Wahrscheinlichkeiten, ihrezeitliche Dynamik und ihre Beziehung zu den physika-lischen Grundlagen kann man als Klimatologie immodernen Sinn verstehen.

Verbinden wir nun noch diese durch die Nichtlinearitätausgelöste Variabilität mit der Veränderlichkeit, die durchdie baroklinen Instabilitäten ausgelöst wird (das Lorenz-modell enthält diesen Prozess natürlich nicht), so kommenwir leicht zu einem „brodelnden“ Bild der internen Varia-bilität der Atmosphäre, die aufgrund der obigen Überle-gungen zum Nichtgleichgewichtszustand existieren müssen.Überlagern wir diesem noch unsere ebenfalls bereits ange-

109A. Hense: Klimavariabilität durch interne Wechselwirkungenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

110 A. Hense: Klimavariabilität durch interne Wechselwirkungen promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 4-1: Zwei Lösungen des konzeptionellen Modells der Allgemeinen Atmosphärischen Zirkulation nach LORENZ (1984) in dendrei Komponenten Stärke des Zonalstroms (a) und Amplituden der beiden Rossbywellen (b, c).

Abb. 4-2: (a) Ein Bündel von 50 Lösungen des konzeptionellen Modells der Allgemeinen Atmosphärischen Zirkulation nach LORENZ (1984)mit zufällig gestörten Anfangsbedingungen. Hier ist nur die Stärke des zonalen Grundstroms dargestellt. (b) Zeitliche Entwicklungder Wahrscheinlichkeitsdichte (auf der vertikalen Achse) berechnet aus dem Bündel von Lösungen in (a) für die Stärke desZonalstroms (Koordinatenachse vorne), dargestellt ab Zeitpunkt ~ 20 d (Koordinatenachse nach hinten). Zu den früherenZeitpunkten ist die Wahrscheinlichkeits-Dichtefunktion eine nahezu singuläre Funktion, da die verschiedenen Lösungen sich nurgeringfügig unterscheiden.

(a) (b)

(a) (b)

(c)

sprochene Vorstellung der Asymmetrien,die durch Orogra-fie und Land-Meer Verteilung entstehen, so ist unmittelbarklar, dass es Regionen geben muss, in denen die ProzesseNichtlinearität und Instabilität unterschiedlich stark wirkenund so zu räumlichen Strukturen Anlass geben, die zeitlichzufällig schwanken. Eine derartige Struktur im atlantisch-europäischen Raum, die sich in ihrer räumlichen Formvermutlich allein aus der atmosphärischen Dynamik ergibt,ist die Nordatlantische Oszillation NAO. Die räumlicheAusprägung als Anomalien des Bodenluftdruckfeldes sindin Abb. 4-3 für den Fall eines Ereignisses mit positivemNAO-Index im Winter (Dezember–Februar) mit einerverstärkten Zonalströmung über dem Nordatlantik darge-stellt. Klar erkennbar ist, dass im Bereich des Nordpazifikskeine wesentliche Amplitude besteht. Die zeitliche Varia-bilität wird durch den NAO Index repräsentiert (Abb. 4-4,nach GLOWIENKA 1985;PAETH et al. 1999).Man erkennteine starke Variabilität von Winter zu Winter, der einelangfristige Schwankung unterlegt ist. Dieser langfristige

Anteil ist wahrscheinlich auf die Wechselwirkung mit demOzean zurückzuführen (vergleiche nächsten Abschnitt).

Da im allgemeinen die wahre Wahrscheinlichkeitsbeschrei-bung (selbst des eben besprochenen Lorenzsystems) nichtzur Verfügung steht, muss diese aus Daten im realen Fallund aus Simulationen im Modellfall geschätzt werden. Sokann man den realen Klimamittelwert zu einem bestimm-ten Zeitpunkt nicht bestimmen, da in der Wirklichkeit nureine Realisierung vorliegt.Mit Hilfe der sogenannten Ergo-dizitätsannahme (in LORENZ (1964) auch Transitivitätgenannt) wird postuliert, dass ein Mittelwert über dieverschiedenen Realisierungen (Bündel von Simulation inAbb. 4-2) identisch zu einem sehr langen Mittelwert überdie Zeit ist. Da aber die Zeitreihen nie beliebig lang sind,erhält man noch Schätzfehler zusätzlich zu den Fehlern, diedurch die Transitivitätsannahme gemacht werden. Aller-dings hat das obige Beispiel des Lorenzsystems gezeigt,dass bei Modelluntersuchungen u. U. die Transitivitäts-

annahme nicht gemacht werden muss, da man Modellenatürlich mit realistisch gewählten, möglichst gleichwahr-scheinlichen Anfangswerten immer neu starten kann. Diessind die Ensembleklimasimulationen (PAETH et al. 1999;Li 1999, HOERLING und KUMAR 2000; ROWELL1998), die heutzutage zum Standardwerkzeug der globalenund regionalen (hierfür siehe RINKE und DETHLOFF2000) Klimamodellierung gehören sollten.

3 Die interne Variabilität des gekoppelten SystemsAtmosphäre-Ozean

Zunächst sei festgestellt, dass der Ozean als hydrodyna-misches System über die gleichen Prozesse wie in derAtmosphäre interne Variabilität entwickeln kann. Aller-dings zeigt eine Skalenanalyse für die ozeanische Zirku-lation (GILL 1982), dass Instabilitäten und Nichtlineari-täten auf räumlichen Skalen etwa eine Größenordnungkleiner als bei der Atmosphäre (etwa 100 km im Ozeangegenüber 1000 km in der Atmosphäre) wirken. Ingroßskaligen Ozeanmodelle werden diese mesoskaligenProzesse nicht auflöst. Im realen Ozean werden die großenSkalen natürlich durch die mesoskaligen Vorgänge be-einflusst. Allerdings kann durch andere Prozesse interneVariabilität im Ozean angeregt werden, die die Variabilitätdes Ozeans aufgrund barokliner Instabilitäten und Nicht-linearitäten überlagern. Hierbei kommen drei Konzeptezum Tragen:

• nichtlineare Prozesse der großräumigen ozeanischen Zir-kulation, insbesondere der thermohalinen Zirkulation;

• Instabilitäten der Wechselwirkung zwischen Atmosphä-re und Ozean;

• die Integration stochastischer atmosphärischer Schwan-kungen durch den Ozean,das Hasselmann’sche Konzeptdes stochastische Klimamodells (HASSELMANN 1976).

Zum ersten Punkt sind in den letzten Jahren verschiedenArbeiten erschienen (MAIER-REIMER und MIKO-LAJEWICZ 1989; RAHMSTORF 1995), die mit Hilfekomplexer Ozeanmodelle Hypothesen untersucht haben,die bereits von STOMMEL (1961) formuliert wurden.Danach liefert die Atmosphäre dem Ozean Antriebe fürden Energie- und Salzhaushalt: In subtropischen Breitenwerden durch hohe solare Einstrahlung und einer darausresultierenden hohen Verdunstung dem Ozean sowohlEnergie zugeführt als auch Frischwasser entzogen,entsprechend einer lokalen Salzquelle. In subpolarenBreiten dagegen verliert der Ozean Energie an dieAtmosphäre und gewinnt Frischwasser, so dass hierEnergie- und Salzsenken zu finden sind. Aufgrund derEnergie- und der Massenerhaltung für Frischwasser bzw.Salz muss die ozeanische Zirkulation die Quellen undSenkengebiete durch Massentransporte von den niedrigenin die hohen Breiten ausgleichen, die sogenannte thermo-haline Zirkulation. Die oben angeführten Arbeiten zeigennun, dass im einfachsten Fall zeitlich konstanter (aberräumlich unterschiedlicher) ozeanischer Temperaturen derSalztransport, der sich als Produkt des thermohalinen


Abb. 4-3: Typische Anomalie des Bodendruckfeldes (Dezember–Februar) im Winter im Atlantisch-europäischen Raumim Fall eines positiven NAO-Indexwertes (Konturlinien);Schattierungen geben die lokale Bedeutung der NAO-Schwankungen relativ zur Gesamtvariabilität an,bestimmtaus den Daten des NCEP/NCAR-Reanalyse-Projektes(KALNAY et. al. 1996) für die Winter 1948-1999.

Abb. 4-4: Zeitreihe des beobachteten NAO-Index für die Winter1881-1994 (Punkte), 11-jährig tiefpassgefilterte Zeitreiheals rote Linie,nach GLOWIENKA (1985) und PAETH etal. (1999) (oberste Abbildung); die anderen vier Abbil-dungen zeigen die meridionalen Positionen von IslandtiefIL und Azorenhoch AH und die Druckwerte an diesenPositionen, diese vier Zeitreihen definieren den NAO-Index in der obersten Abbildung.

Massentransports und des Gradienten der Salzkon-zentration schreiben lässt, durch verschiedene Regimegekennzeichnet ist. Wird die Salzkonzentration inniedrigen Breiten durch Verdunstung stark erhöht und inhohen Breiten entsprechend reduziert, so kann dieozeanische Zirkulation den notwendigen Transport nurdurch einen großen Gradienten in der Salzkonzentrationzwischen Norden und Süden bei gleichzeitigen starkenMassentransporten bewerkstelligen. Die entgegengesetzteSituation (schwacher Gradient und geringe Massentrans-porte) findet man bei einem schwachen atmosphärischemAntrieb. In einem mittleren Bereich des atmosphärischenAntriebs jedoch ergeben sich zwei mögliche Gleichgewich-te: Ein geringer Massentransport mit einem starken Gra-dienten ermöglicht den gleichen Salztransport für den Aus-gleich zwischen Quellen und Senken wie ein starkerMassentransport bei schwachem Salzgradienten. Aufgrunddes nichtlinearem Zusammenhangs zwischen Salztransporteinerseits und Massentransport und Salzgradient anderer-seits bilden sich im deterministischen Fall Mehrfachgleich-gewichte heraus.Trotz identischen Antriebs aus der Atmo-sphäre unterscheiden sich die ozeanischen Zirkulationender jeweiligen Gleichgewichtzustände drastisch. RAHMS-TORF (1996) und SCHILLER et al. (1997) haben gezeigt,dass entsprechende Prozesse auch das Verhalten von kom-plexen Modellen charakterisieren.Trägt man die Stärke desatmosphärischen Antriebs auf der Abszisse gegen denGleichgewichtswert des Massentransport auf der Ordinateauf, erhält man eine geschwungene Kurve, deren mittlerer(gestrichelt in Abb. 4-5) Teil keine physikalisch realisier-bare Lösung des Problems darstellt. Man sagt, dass dasSystem der thermohalinen Zirkulation Mehrfachgleich-gewichte annehmen kann. Variiert man die Stärke desAntriebs sehr langsam, um so von einem Gleichgewicht-

zustand in einen neuen zu gelangen, so ändern sich entlangdes oberen bzw.unteren Asts der geschwungenen Kurve dieLösungen stetig mit dem atmosphärischen Antrieb. Wirdallerdings in der Nähe des Punktes K1 (K2) minimal einhöherer (niedriger) Wert aus der Atmosphäre vorgegeben,so springt die Lösung vom oberen (unteren) Ast auf denunteren (oberen) Ast. Ein derartiges Verhalten einfacher,nichtlinearer Systeme ist in den 70’er Jahren des 20. Jahr-hunderts als Katastrophentheorie (THOM 1975) bekanntgeworden und ist in unserem Fall ein weiterer Mechanismus, der Klimavariabilität – hier speziell im Ozean –erzeugt. Diese konzeptionellen Überlegungen werden z. B.herangezogen, um die Klimaschwankungen des JüngerenDryas-Ereignisses etwa 11000 Jahre vor heute zu erklärenoder abrupte Klimaänderungen während der letzten Eis-zeit, die sogenannten Dansgaard-Oeschger bzw. Heinrich-Ereignisse (vgl. Kapitel 5 in diesem Heft und Ganopolskiund Rahmstorff 2001).Mehrfachgleichgewichte werden auchin einfachen Klimamodellen beobachtet, die auf derEnergiebilanz beruhen und in denen der sogenannte Eis-Albedo Effekt parametrisiert ist (FRAEDRICH 1978,vergl. dazu auch den entsprechenden Beitrag).

Der zweite oben angeführte Punkt der instabilen Wechsel-wirkung zwischen Atmosphäre und Ozean als Quelle vonKlimavariabilität des gekoppelten Systems ist typisch für dieäquatorialen Breiten. Der Existenz des El Niño – SouthernOscillation-Systems mit seinem irregulären Schwankungenzwischen anomal hohen ozeanischen WassertemperaturenSST zwischen Datumslinie und südamerikanischer Küsteentlang des Äquators („El Niño“) und dem entgegenge-setzten Fall anomal niedriger SST („La Niña“) (vgl. Abb.4-6) ist auf instabile Wechselwirkungen zwischen atmo-sphärischer Konvektion, dem bodennahen Windfeld, der


Abb. 4-5: Darstellung der Gleichgewichtslösungen im Massentrans-port der thermohalinen Zirkulation eines einfachen Box-modells (RAHMSTORF 1995; STOMMEL 1961) alsFunktion des Frischwasserantriebs aus der Atmosphäre,negative (positive) Werte entsprechen einer starken(schwachen) Verdunstung in den Subtropen.

Abb. 4-6: Zeitreihe der flächengemittelten Anomalien der Wasser-temperaturen im äquatorialen Pazifik für den ZeitraumJanuar 1856 bis Dezember 1991 (nach KAPLAN et al.1998), positive (negative) Werte sind die El Niño (LaNiña) Fälle.

dadurch angetrieben ozeanischen Strömung und der vonihr beeinflussten SST Variationen zurückzuführen, die wie-derum die atmosphärische Konvektion modulieren. DieserMechanismus wurde zuerst von BJERKNES (1966) be-schrieben.Einen Überblick liefert z.B.PHILANDER (1990).

Die dritte Möglichkeit zur Erzeugung von IKV im SystemOzean-Atmosphäre – die des Hasselmann’schen stochasti-schen Klimamodells (HASSELMANN, 1976; Anwendun-gen: LEMKE 1977 und FRANKIGNOUL 1977) – benötigtim Gegensatz zu den beiden ersten Fällen keine nichtlinea-ren Prozesse im Ozean oder in der Wechselwirkung zurAtmosphäre. Das wesentliche Argument basiert auf einerZeitskalentrennung zwischen Atmosphäre und Ozean. Dieatmosphärischen Wettervariationen laufen auf sehr vielkleineren Zeitskalen (~ Vorhersagezeiten ~ 5-10 Tage) ab,als dies typischerweise für die ozeanischen Prozesse der Fallist. Damit „verspürt“ der Ozean Serien von Wetterereig-nissen, die wegen der Nichtlinearitäten in der Atmosphäre(vgl. den vorherigen Abschnitt) nicht mehr wesentlichmiteinander korrelieren, bevor eine größere ozeanischeÄnderung eintritt. Physikalisch lässt sich dieses Verhaltenmit der Brown’schen Molekularbewegung vergleichen: einschweres Teilchen (~ der Ozean), suspendiert in einerFlüssigkeit, verspürt die Summe der zufälligen Stöße derFlüssigkeitsmoleküle (~ atmosphärische Wetterereignisse)und bewegt sich dadurch selber erratisch aber mit größererAmplitude und Zeitskala als die Moleküle.

Mathematisch kann man dies im einfachsten Fall als eineadditive Überlagerung der langsamen Dynamik des Ozeansmit stochastischen Störungen aus der Atmosphäre verstehen.Wird die langsame Dynamik durch eine Differentialglei-chung beschrieben,so nennt man die Gleichung,die die Summeaus ozeanischer Dynamik und atmosphärischer Stochastikbeschreibt, eine stochastische Differentialgleichung vom Typeiner Langevin Gleichung (HONERKAMP 1990). Der ein-fachste Fall ist der eines linear gedämpften Modells

d T = –�T(t) + xa(t) .

dt(3.1)

Hierbei sei T die ozeanische Temperaturabweichung von einem mittleren Wert, -�T die Dämpfung z.B. durch Wärmeflüsse in die Atmosphäre und xa der Wärmefluss-anteil, der durch atmosphärische Prozesse bestimmt wird(FRANKIGNOUL 1977). Allerdings ist xa unbekannt,lediglich die Statistik ist vorgegeben: so sollte der Erwar-tungswert Null sein, E(xa) = 0, die Varianz E(x2

a) einenendlichen Wert �a haben und die Korrelation zwischen zwei verschiedenen Zeiten ebenfalls verschwinden:E(xa (t) xa (t´))= 0 für t ≠ t´. In diesem Fall nennt man den atmosphärischen Anteil auch weißes Rauschen. MitHilfe der Fouriertransformation kann man die Lösungen der Langevin Gleichung charakterisieren. Schreiben wir (� ist die Frequenz) mit Hilfe der Fouriertransformation

T(t) = ∫T(�)exp(i�t)d�

xa(t) = ∫x(�)exp(i�t)d�

d T = ∫T(�)i�exp(i�t)d�dt

so können wir eine formale Lösung der Gleichung (3.1)durch die Fourierdarstellung bestimmen zu

T(�) =x(�)

.a + i�

(3.2)

Allerdings ist auch x(�) unbekannt, lediglich das Spektrum�x kann man aus der Kenntnis eines weißen Rauschenberechnen zu

�x = E( x(�) 2) = �a = const . (3.3)

Alle Frequenzen im atmosphärischen Rauschen sind gleichstark vertreten, wodurch sich auch der Name weißesRauschen erklärt. Da x(�) nicht bekannt ist, ist folglichauch T(�) nicht bestimmbar, aber es lässt sich wiederumdas Spektrum �T berechnen zu

�T = E( T(�) 2) =�a .

�2 + � 2 (3.4)

Dieses Spektrum kann erheblich von dem des weißenRauschen abweichen (vgl. Abb. 4-7). Die Spektralampli-tuden bei kleinen Frequenzen (langfristige Schwankungen)sind deutlich stärker als die bei großen Frequenzen (kurz-


Abb. 4-7: Vergleich eines weißen Spektrums (schwarz) mit demeines linear gedämpften, durch weißes Rauschen ange-triebenen Systems („Ozean“, Dämpfungskonstante � inGl.(3.1) 0,1 in grün und 0,4 in rot), die Spektren sind imIntegral über die Frequenzen zwischen 0 und 0,5 auf diegleiche Fläche unter der Kurve normiert.

fristigen Schwankungen), wobei die Anhebung proportio-nal zum inversen Quadrat des Dämpfungsfaktors � erfolgt:Je geringer das System gedämpft wird, desto langfristigereund stärkere Schwankungen erfolgen in dem langsamenSystem („Ozean“) als Antwort auf den stochastischenAntrieb. Abb. 4-8 zeigt eine Realisierung eines weißenRauschprozesses (oben) und die sich daraus ergebene Dy-namik des gedämpften Systems für zwei Werte des Dämp-fungsparameters nahe an Null (unten) und einem deutlichvon Null verschiedenen Wert (Mitte), die die obige theo-retische Herleitung untermauern. Deutlich erkennt mandie langfristigen Schwankungen in dem schwach gedämpf-ten Fall. Man muss also damit rechnen, dass in gekoppeltenSystemen mit deutlich verschiedenen Zeitskalen alleindurch die Existenz zufälliger Schwankungen in dem schnel-len System das langsame, träge System ebenfalls zufällige,aber langfristige Schwankungen ausführt.Alle diese Merk-male sind typisch für das Klimasystem wie ein Blick auf dieZeitreihe des NAO Index (Abb. 4-4) zeigt. So kann mandavon ausgehen, dass neben den oben beschriebenen Pro-zessen der Mehrfachgleichgewichte und der instabilenWechselwirkungen der Hasselman’sche Mechanismus ei-nen wesentliche Teil der internen Klimadynamik ausmacht.

Interessant wird das Verhalten der thermohalinen Zirku-lation (erster beschriebener Mechanismus), wenn man nichtnur einen deterministischen atmosphärischen Antriebzulässt, sondern die eben besprochenen stochastischen

Effekte einzelner Hoch- und Tiefdruckgebiete auf Energie-und Wasserflüsse durch weißes Rauschen repräsentierenwill, also eine Kombination zwischen dem Hasselmann’schen Konzept und dem der Mehrfachgleichgewichte alsUrsache von IKV.Abhängig von der Stärke des Rauschensgibt es mehr oder weniger häufig einen Wechsel zwischenden verschiedenen Zuständen, die im Fall ohne Rauschen(deterministischer Fall) als Gleichgewichtszustände auf-treten. Betrachtet man eine Zeitreihe aus einem derartigenSystem, so erscheinen sowohl kurzzeitige Variationendurch die stochastischen Störungen als auch langfristige,irreguläre Wechsel zwischen den verschiedenen determi-nistischen Gleichgewichtszuständen.

4 Die interne Variabilität des vollständig gekoppeltenKlimasystems

Betrachten wir nun zum Abschluss das vollständig ge-koppelte Klimasystem Atmosphäre – Ozean – Kryosphäre– Landoberfläche – Biosphäre. Auch für diesen Fallkommen die im letzten Abschnitt beschriebenen dreiMechanismen zur Entstehung von IKV in Betracht. Diessei an verschiedenen Beispielen diskutiert, die man in derLiteratur findet.

So wird z.B. die Weddellsee-Polynia (eine große eisfreie Flä-che in der winterlichen Meereisdecke der antarktischenWeddellsee) in den Jahren 1974 bis 1976 (MARTINSON etal. 1981) mit einen neuen Gleichgewichtszustand des Sys-tems ozeanische Deckschicht, Meereis und atmosphärischeGrenzschicht identifiziert.

FLOHN (1983) postulierte,dass die sprunghafte Änderungdes Nilabflusses aus dem Viktoriasee in Afrika auf einenneuen Gleichgewichtszustand zwischen der Hydrologie desSees und dem Niederschlagssystem im Einzugsbereich desSees zurückzuführen ist.

CLAUSSEN (1998) zeigt mit Hilfe von numerischen Expe-rimenten mit einem gekoppelten Atmosphären – Biosphä-renmodell, dass im gegenwärtigen Klima die natürlicheVegetationsverteilung auf den Landoberflächen mögli-cherweise verschiedene Gleichgewichtsverteilungen auf-weist. Weiterführende Studien mit Hilfe eines gekoppeltenModells, das alle Komponenten des Klimasystems bis aufdie Landeismassen abbildet (GANOPOLSKI et al. 1998)zeigten, dass insbesondere die Vegetationsverteilung imnördlichen Teil Afrikas (Sahara und Sahel) einen Zustandmit deutlichem Bewuchs („Grüne Sahara“) und einenWüstenzustand im Zusammenwirken mit der atmosphä-rischen und ozeanischen Zirkulation aufweisen könnte.EinWechsel zwischen diesen Zuständen erfolgt in diesem Mo-dell durch geringfügige Änderungen der solaren Einstrah-lung im Holozän etwa 6000 bis 8000 Jahre vor heute.

Für das Hasselmann’sche Szenario der langsamen irregu-lären Schwankungen eines trägen Systems, angetriebendurch weißes Rauschen, kommt im System Atmosphäre-Landoberflächen die Bodenfeuchte in Betracht, deren


Abb. 4-8: Realisierung eines „Weißen-Rauschen“-Prozesses (oben)und daraus sich ergebende Realisierung eines trägenstochastischen Systems mit geringer Dämpfung (Kon-stante � = 0,1,unten) bzw.mäßiger Dampfung (Konstan-te � = 0,4, Mitte, die theoretischen Spektren sind in Abb.4-7 dargestellt).

interne Dynamik durch Zeitskalen oberhalb von Monatencharakterisiert ist. Allerdings erlaubt die Datenlage zudieser komplexen Größe noch nicht,entsprechende Schlüs-se aus Beobachtungen zu ziehen.

5 Interne Klimavariabilität und Klimaänderungen

Die IKV ist bislang immer als ein Störfaktor im Rahmender Klimaänderungsdebatte aufgefasst worden. Die durchanthropogene Emissionen von Treibhausgasen initiiertenKlimaänderungen werden durch die interne Variabilität(„Klimarauschen“) überdeckt, und es ist lediglich eineFrage der statistischen Technik oder der verfügbarenDaten, ob ein Klimaänderungssignal nachweisbar odernatürlichen Ursprungs ist.Allerdings hat sich in den letztenJahren eine neue Interpretationsmöglichkeit ergeben.Basierend auf Ergebnissen des Lorenzmodells (LORENZ1963) hat PALMER (1999) die Hypothese aufgestellt, dassgeringe Störungen im Antrieb eines nichtlinearen Systems(also etwa die Störungen im Strahlungshaushalt der Atmo-sphäre durch erhöhte Treibhausgaskonzentrationen) nichtzu strukturell anderen Lösungen (wie z. B. anderen Gleich-gewichtszuständen) führen, sondern die Häufigkeiten derangenommenen Zustände verändern. Dies bedeutet, dassder Effekt von Antriebsänderungen sich nicht in einemanderen Muster äußert, sondern dass die bereits existie-renden Muster der natürlichen Variabilität häufiger oderweniger häufig angenommen werden. CORTI et al. (1999)haben versucht, aus täglichen Beobachtungen des 500 hPaGeopotential der mittleren Breiten die Wahrscheinlich-keitsdichte für bestimmte typische Muster der IKV zuschätzen und Änderungen nachzuweisen. Anhand vonSimulationenergebnissen haben PAETH et al. (1999) fürdas ECHAM3-T21/LSG Modell nachweisen können, dassdie NAO als Reaktion auf erhöhte Treibhausgaskonzen-trationen vermehrt in der positiven Phase (verstärkteZonalität im atlantisch-europäischen Raum) auftritt. Diesist aber ein vergleichsweise schwaches Signal, das erst aufZeitskalen über 40 Jahren signifikant wird.

6 Abschließende Betrachtungen

Wir haben versucht, in diesem Artikel einen Überblick überdie Ursachen und die physikalischen Prozesse zu gewinnen,die für die interne Variabilität des Klimasystems verant-wortlich sind. Ziel war es auch zu zeigen, dass der über-wiegende Teil der Klimavariabilität in einem weitenBereich von räumlichen und zeitlichen Skalen durch die imSystem immanent vorhandene Variabilität dominiert wird.Es ist damit klar, dass nicht jede beobachtete Änderung imSystem kurz- als auch langfristiger Art immer auf einedeterministische Ursache wie Treibhausgase, solare Varia-bilität oder vulkanische Aktivität zurückgeführt werdenkann. Die Unterscheidung dieser Änderungen von derinternen, natürlichen Variabilität ist eine der wissenschaft-lichen und gesellschaftlichen Aufgaben, die sich für dieKlimatologie in den letzten Jahren ergeben hat.

Interne Klimavariabilität ist aber nicht gleichzusetzen miteiner generellen Unvorhersagbarkeit. Hier sind ganz ent-scheidend die Zeitskalen involviert, auf denen sich diejeweiligen Prozesse abspielen. So ist z. B. eine generelleVorhersage über den Zustand des El Niño-Southern Oscil-lation-Systems in den kommenden Jahren nicht möglich,allerdings ist es möglich und sinnvoll, eine Vorhersage desAtmosphäre – Ozean-Systems im äquatorialen Pazifik für6 bis 9 Monate basierend auf den Beobachtungen der ver-gangenen 3 bis 6 Monate zu machen, wie man es eindrucks-voll beim letzten El Niño 1997/98 gesehen hat, siehe dazuden Beitrag von M. LATIF, Kapitel 17 im nächsten Heft.

Analoge Überlegungen gelten für die thermohaline Zirku-lation. Auch wenn über lange Zeiten das System unvor-hersagbar ist, so könnten Änderungen auf Zeitskalen von10 bis 50 Jahren u. U. durch ein Beobachtungs- und Modell-system erfasst und vorhergesagt werden. Dies wird mitSicherheit eine der zukünftigen Aufgaben der Klimatologiesein. Allerdings sollte nach der Diskussion in diesemArtikel auch klar sein, dass eine derartige Vorhersage nieeinen deterministischen Charakter haben kann, sondernimmer stochastischer Natur sein wird.

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117

1 Einleitung

Die zeitlich und räumlich unterschiedliche Einstrah-lung der Sonne ist „Motor“ für viele Phänomene desWetter- und Klimageschehens auf der Erdoberfläche.Dies zeigt sich z. B. am Tagesgang und Jahresgang derlokalen Lufttemperatur bis hin zu globalen Kreisläu-fen,wie dem Wasserkreislauf,der durch die Strahlungs-energiezufuhr von der Sonne in Gang gehalten wird.Die Lage der Erde zur Sonne, ihre Kugelgeometrie undRotation sind die wesentlichen äußeren Einflussfakto-ren auf den lokalen und globalen Klimazustand. AmÄquator ist es deshalb wärmer als an den Polen. Aberist es in den polaren Breiten auch kalt genug, dass sichdort ganzjährig Eis halten könnte? Heute ist das offen-sichtlich der Fall. Die Interpretation geologischer Ab-lagerungen an Land und am Meeresboden zeigt jedoch,dass es vor etwa 20 000 Jahren sehr viel mehr Eis auf derNordhemisphäre gab. Dagegen war die Erde währendder Kreidezeit (vor etwa 100 Millionen Jahren) eisfrei,wenn man von Gebirgsregionen absieht. Falls die theo-retischen Vorstellungen der Astrophysiker zur energe-tischen zeitlichen Entwicklung der Sonne im Wesentli-chen richtig sind, muss man davon ausgehen, dass dieLeuchtkraft der Sonne (insgesamt abgestrahlte Ener-gie pro Zeiteinheit) vor etwa 100 Millionen Jahrennicht wesentlich anders war als heute (eher sogar um1 % geringer). Dies zeigt deutlich, dass es neben derStrahlungsbilanz noch weitere Prozesse im Klima-system (Atmosphäre, Ozean, Eis, Kontinente) gibt, diezur Ausbildung des Klimas beitragen.

In diesem Kapitel soll die Rolle der Sonneneinstrah-lung bei der Entstehung eiszeitlicher Klimaschwan-kungen im Rahmen der so genannten Milankovic-Theorie dargestellt werden. Dabei werden wir anneh-men, dass sich die Leuchtkraft der Sonne während derletzten eine Million Jahre (praktisch) nicht geänderthat. Geändert haben sich jedoch in dieser Zeit Lageund Abstand der Erde zur Sonne auf Grund von Varia-tionen der Erdbahnparameter. Die daraus folgendenÄnderungen der auf die Erdoberfläche fallendenStrahlungsenergie können berechnet werden, womiteine quantitative Überprüfung der Milankovic-Theo-rie ermöglicht wird. Im Abschnitt 2 werden die Varia-tionen der Bahn der Erde um die Sonne genauerbeschrieben, einschließlich der Folgen für die einge-strahlte Energie. Mit der bekannten eingestrahltenEnergie als obere Randbedingung für mathematischeKlimamodelle können im Prinzip die Klimazuständeder Vergangenheit rekonstruiert werden. Im Abschnitt3 wird daher mit der Hilfe eines vereinfachten Strah-lungsmodells abgeschätzt, welche Auswirkungen diese

Einstrahlungsschwankungen auf die Temperatur derErdoberfläche haben können. Schließlich werden wirim Abschnitt 4 sehen, welche nichtlinearen Prozessekomplexere Klimamodelle enthalten müssten, damitderen Resultate mit den Daten übereinstimmen,die wirüber den Klimazustand der Erde in der Vergangenheithaben. Es wird sich zeigen, dass die Milankovic -Theo-rie schon jetzt einen festen Platz unter den Theorien zur Erklärung eiszeitlicher Klimaschwankungen hat.Wesentliche Teile dazu hat Milutin Milankovic selbsteingebracht. Mit der Entwicklung moderner Klima-modelle, die auch eine Reihe nichtlinearer Prozesseenthalten, und den neueren Daten aus Eiskernen,Tiefseesedimenten und anderen Klimaarchiven wirddie Theorie eiszeitlicher Klimaschwankungen weiterausgebaut werden (Abschnitt 5). Der Eiszeit/Warm-zeit-Zyklus mit einer Periode von etwa 100 000 Jahrenentzieht sich auch heute noch einer quantitativen undeindeutigen Erklärung. Von allen Ansätzen zur Erklä-rung dieses dominanten Zyklus liefert im Augenblicknur die Milankovic-Theorie einen geeigneten Rahmenfür einen quantitativen Test verschiedener vorgeschla-gener (nichtlinearer) Mechanismen.

2 Die Erdbahnparameter

Die Bahn der Erde um die Sonne ist eine Ellipse. Dieshat bereits Johannes Kepler in seinem „1. KeplerschenGesetz“ 1609 festgestellt. Aber erst Isaak Newtonkonnte mit der Hilfe seines Gravitationsgesetzes 1687die Keplerschen Gesetze theoretisch ableiten. Würdesich die Erde in einem Gravitationsfeld bewegen, dasexakt proportional zu 1/r2 abnimmt (mit r dem Abstandzwischen Sonne und Erde), hätte die Bahnellipse derErde eine zeitlich konstante Exzentrizität und ihreOrientierung relativ zum Fixsternhimmel bliebe immergleich. Abweichungen vom 1/r2-Gesetz sind bedingtdurch die Anwesenheit der übrigen Planeten, derenGravitationsfelder sich mit dem der Sonne überlagern.Die Folge ist, dass sich die Exzentrizität der Bahn-ellipse der Erde, in deren einem Brennpunkt die Sonnesteht, mit den Perioden 100 000 und 400 000 Jahre zwi-schen fast Null (Kreisbahn) und e ≈ 0,07 ändert, wobeie2 = (a2 – b2)/a2 durch die beiden Halbachsen a und bder Ellipse gegeben ist. Zudem verändert sich auch dieRichtung der Hauptachse der Bahnellipse (Perihel-drehung). Nach einer Zeit von etwa 100 000 Jahren istdie Bahnellipse wieder in ihrer Ausgangslage. Aus derKenntnis der Position sämtlicher Planeten (z. B. fürheute) und deren Geschwindigkeiten lassen sich mitder Hilfe der Gravitationsgleichungen die Positionender Planeten für jeden anderen Zeitpunkt berechnen.

K. HERTERICH

Variabilität der Erdbahnparameter und Klimaänderungen5


Kennt man aber den Abstand der Erde von der Sonne,kennt man auch die Stärke der Sonneneinstrahlung amOrt der Erde.

Um die Verteilung der auf die Erdoberfläche treffen-den Strahlungsenergie in Abhängigkeit von der geo-grafischen Breite und im Jahresgang berechnen zukönnen, muss man noch wissen, dass die Rotations-achse der Erde nicht senkrecht auf der Bahnebene derErde steht, sondern einen Winkel von derzeit etwa 23°zur Senkrechten einnimmt. Unter ungefährer Beibe-haltung dieses Winkels rotiert auch die Rotationsachseum die Senkrechte (Präzession) ähnlich wie ein Kin-derkreisel, den man schief auf eine Tischplatte gesetzthat. Die Periode dieser Präzessionsbewegung beträgtungefähr 26 000 Jahre. Die physikalischen Ursachender Präzession sind die Gravitationskräfte von Mondund Sonne auf jene Bereiche der Erde, welche von derKugelsymmetrie abweichen (Abplattung des Rota-tionsellipsoids der Erde).

Bei der mathematischen Beschreibung der Kreiselbe-wegungen stellt man fest, dass es neben der Präzessionauch eine so genannte Nutation gibt. Im Fall desErdkreisels bedeutet das, dass der Winkel zwischen derRotationsachse und der Senkrechten zur Bahnebeneebenfalls nicht konstant bleibt. Dieser Winkel ändertsich aber nur um wenige Grad (von 22° bis 24,5°) miteiner Periode von 41 000 Jahren.

Wir haben somit alle Informationen zur Hand, die manbenötigt, um die Stärke der Sonneneinstrahlung fürjeden Ort und zu jedem Zeitpunkt auf der Erdober-fläche bestimmen zu können. Wir wissen also genau,wie viel Energie dem Klimasystem Erde von außenzugeführt wird. Mit der Hilfe der physikalischenGleichungen, welche das Klima der Erde beschreiben,sollten wir also im Prinzip in der Lage sein,den Zustanddes dreidimensionalen Klimasystems (Atmosphäre-Ozean-Eis-Erdoberfläche) als Funktion der Zeit zuberechnen. Die genaue Berechnung ist eine Aufgabefür den Computer. Für diese Rechnung mit einergeringeren zeitlichen und räumlichen Auflösung hatMilutin Milankovic (noch ohne Computer) etwa 30Jahre gebraucht. Auch die Berechnung des zugehöri-gen Zustands des dreidimensionalen Klimasystemslässt sich nur mit der Hilfe schneller Rechner bewerk-stelligen. Mit der Einführung gewisser Näherungenund Mittelungen in der Beschreibung des Klima-systems lässt sich jedoch bereits ein gewisses Verständ-nis für die durch die Variation der Bahnelemente derErde bedingten Klimaänderungen gewinnen, auchohne Computer (siehe Abschnitt 3).

Wäre die Bahn der Erde um die Sonne ein Kreis, hättees eiszeitliche Klimaschwankungen in der beobach-teten Form nicht gegeben. Die Exzentrizität der Bahn-ellipse in Verbindung mit der Präzession der Erdachseführt zu Schwankungen in der Sommer- wie der Winter-einstrahlung mit den beiden Perioden 19 000 und

23 000 Jahre. Dies wird bei der Betrachtung der Erd-bahngeometrie deutlich. In Abb. 5-1a ist die Stellungder Erde relativ zur Sonne für heute dargestellt. Indieser Position ist auf der Nordhalbkugel Sommer, dadie Sonne auf der Nordhalbkugel mittags relativ hocham Himmel steht, höher jedenfalls als ein halbes Jahrspäter im (Nord-) Winter (Abb. 5-1b). Die Orientie-rung der Erdachse ändert sich innerhalb eines halbenJahres praktisch nicht.

118 K. Herterich: Variabilität der Erdbahnparameter und Klimaänderungen promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 5-1: Geometrie der Erdbahn um die Sonne.Heutige Situa-tion: (a) Nordsommer, (b) Nordwinter; Situation vor10 000 Jahren: (c) Nordwinter, (d) Nordsommer.

Wie sah es jedoch etwa 10 000 Jahre vor heute aus? DieExzentrizität der Bahnellipse hatte sich nur wenig ver-ändert. Die Richtung der Rotationsachse der Erde warjedoch (maximal) verändert.In der Position der Erde derAbb. 5-1c ist Nordwinter und ein halbes Jahr späterNordsommer (Abb. 5-1d). Vergleicht man Abb. 5-1amit Abb.5-1d erkennt man,dass der Nordsommer heutebei einem relativ großen Abstand zwischen Erde undSonne stattfindet, während die Erde vor 10 000 Jahrenim Nordsommer einen relativ geringen Abstand zurSonne hatte. Das bedeutet, dass die Sommereinstrah-lung auf der Nordhalbkugel heute geringer ist, als sie esvor 10 000 Jahren war. Analoges gilt für den Nordwin-ter.Der Vergleich von Abb.5-1b mit Abb.5-1c zeigt,dassdie Wintereinstrahlung auf der Nordhalbkugel heutegrößer ist,als sie es vor 10 000 Jahren war.Entsprechen-des gilt für den Sommer und Winter der Südhalbkugel.

Es liegt nahe zu vermuten, dass es durch die Verände-rungen der Stärke der sommerlichen und winterlichenEinstrahlung auch zu Änderungen der mittlerenSommer- und Wintertemperaturen kommt. Wie sichdies auf das Klimasystem insgesamt auswirkt, insbe-sondere, wie es zu dem beobachteten Auf- und Abbauder großen eiszeitlichen Inlandeise Eurasiens und

Nordamerikas gekommen ist, ist schon schwieriger zubeantworten. Dies wird im Abschnitt 3 näher betrach-tet.Hier bleibt noch zu klären,warum bei den durch diePräzession beeinflussten Strahlungsänderungen vonden beiden Perioden bei 19 000 und 21 000 Jahren dieRede war, während doch die Dauer einer Präzessions-periode mit 26 000 Jahren angegeben wurde.Es ist zwarrichtig, dass diese Periode, d. h. die Dauer eines vollenUmlaufs der Rotationsachse der Erde 26 000 Jahrebeträgt.Dies ist aber nicht die Periode,mit der Extremain der Stärke der oben beschriebenen sommerlichenund winterlichen Einstrahlung auftreten. Die letzterePeriode ist kleiner als die Periode der Präzessionrelativ zum Fixsternhimmel. Der Grund ist folgender(siehe Abb.5-2 und zum Beispiel IMBRIE und PALMERIMBRIE 1979): Wegen der Änderung der Orientie-rung der Bahnellipse (bezeichnet durch eine 4), diegegenläufig zur Drehung der Rotationsachse erfolgt(bezeichnet durch eine 2), wird bereits nach einer kür-zeren Zeit als 26 000 Jahren dieselbe Position zu Sonneerreicht (nämlich nach 21 000 Jahren). Da ferner dieAmplitude der Einstrahlungsschwankungen durch diePräzession naturgemäß proportional zur Exzentrizitätist,kommt es zu einer Schwebung mit einer Periode von100 000 Jahren,die äquivalent zu einer Aufspaltung derPeriode mit 21 000 Jahren in zwei dazu symmetrischliegenden Perioden von 19 000 und 23 000 Jahren ist.

3 Die Milankovic-Theorie

Schon lange vor Milankovic haben ADEMAR (1842) undCROLL (1864) Änderungen in den Erdbahnparameternmit möglichen Klimaänderungen in Verbindung ge-bracht.Aber erst MILANKOVITCH (1938) brachte dievon ihm berechneten, von der geographischen Breite ab-hängigen, Einstrahlungskurven in Verbindung mit derSchneegrenze auf der Erdoberfläche.Heute wissen wir,dass die Berechnung der Temperatur (z. B.an der Land-oberfläche) die Kenntnis vieler weiterer Klimavariablenerfordert, z. B. auch die Temperaturen und Strömungs-geschwindigkeiten im Ozean und weitere physikalischeGrößen der Meteorologie,der Ozeanographie und auchder Glaziologie.Wir haben auch gelernt,dass die Chemieund die Biologie eine wichtige Rolle bei der zeitlichenEntwicklung des Klimas über längere Zeiträume spie-len.Trotz der großen Zahl von klimarelevanten Prozes-sen, die bei einer quantitativen Simulation der Eiszei-ten mit numerischen Klimamodellen zu berücksichti-gen sind, lohnt es sich, das komplexe Geschehen untergewissen Näherungen bezüglich bestimmter räumli-cher und zeitlicher Mittelwerte zu betrachten.

Zur Veranschaulichung des Kerns der Milankovic-Theorie eignet sich die Betrachtung der globalen Strah-lungsbilanz. Die Strahlungsbilanz der Erdkugel imTemperaturgleichgewicht lässt sich leicht quantifizie-ren. In Abb. 5-3 ist die Erde als Kugel mit dem Radius rdargestellt, deren eine Hälfte der Sonne zugewandt ist.Die von der Sonne kommende Strahlung ist näherungs-

119K. Herterich: Variabilität der Erdbahnparameter und Klimaänderungenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 5-2: Rotationsbewegungen, die Einfluss auf die Sonnen-einstrahlung auf der Erde haben: (1) Erdrotation (Tagund Nacht); (2) Rotation der Erdachse um eine Senk-rechte zur Erdbahnebene (Präzession); (3) Bahn derErde um die Sonne (Jahresgang); (4) Drehung desgroßen Durchmessers der Bahnellipse relativ zumFixsternhimmel. Es bedeuten: Perihel = kürzester Ab-stand zur Sonne,Aphel = größter Abstand zur Sonne.

Abb. 5-3: Strahlungs- bzw. Energiebilanz der Erdkugel. S: kurz-wellige Einstrahlung; I: langwellige Abstrahlung; T:Oberflächentemperatur; r: Erdradius; F: Quer-schnittsfläche.

weise parallel mit einer Strahlungsenergieflussdichte S = 1370 W/m2.Die Erde blendet die Fläche F = r2·πausdem Strahlungsbündel heraus. Bei einer planetarenAlbedo (Reflektivität im sichtbaren Bereich des Spek-trums) von � ≈ 0,3 absorbiert die Erde pro Zeiteinheitdie Energie S · (1-�) · r2 · π. Diese absorbierte Strah-lungsenergie führt zu einer Erwärmung der Erdober-fläche. Könnte man die Erdoberfläche im infrarotenBereich des Spektrums als einen „schwarzen Körper“ansehen (was in guter Näherung der Fall ist), mit einerTemperatur T, so würde auch von der ErdoberflächeStrahlungsenergie ausgehen und in den Weltraum ver-schwinden.Wenn T über die ganze Oberfläche als kon-stant angenommen werden kann, würde diese abge-strahlte Energie (hauptsächlich im Infrarot) den WertI = �T4 · 4�r2 haben; �T4 ist die in der Physik wohl-bekannte Strahlungsflussdichte (Energie pro Zeit-einheit und Flächeneinheit), die von einem „schwarzenKörper“ ausgeht, wobei � = 5,67 · 10-8 W cm-2 K-4 dieStefan-Boltzmann-Konstante und T in Kelvin (K) zumessen ist. Im Gleichgewicht (also bei konstanterTemperatur T) muss die insgesamt absorbierte Strah-lungsenergie von der Sonne gleich der insgesamt vonder Erde abgestrahlten Energie sein, also:

S(1-�)r2� = �T4 4�r2. (1a)

Durch Auflösung der Gl. (1a) nach der Temperaturerhält man:

(1b)

Setzt man ferner die oben angegebenen Zahlenwertefür �, S und � ein, ergibt sich:

T = -18 °C. (1c)

Auf Grund von langjährigen und globalen Messungender Erdoberflächentemperatur hat man T zu +15 °C be-stimmen können. Die Diskrepanz zu dem hier berech-neten Wert von -18 °C hat eine einfache Erklärung. DieAbstrahlung von Wärmeenergie erfolgt nicht nur vonder Erdoberfläche sondern auch aus der Atmosphäre.Da die Temperatur der Atmosphäre mit der Höhe ab-nimmt (im feuchtadiabatischen Fall um 6 °C/km), wirdauch bei niedrigeren Temperaturen abgestrahlt. Dieoben berechnete Temperatur von -18 °C sollte mandeshalb als eine effektive Temperatur betrachten,derenzugehörige abgestrahlte Strahlungsmenge gerade gleichder eingestrahlten absorbierten Energie ist. Siehehierzu auch Kapitel 2,Abschnitt 3.2 sowie Abb. 2-4 aufS.90 in diesem Heft.Der besondere Nutzen der Gl. (1b)zur Erhellung der Milankovic-Theorie zeigt sich, wennman sie differenziert. Man erhält dann:

(2)

Wenn sich die eingestrahlte Energie um z. B. ±10 %ändert, ändert sich daher die zugehörige effektive

Temperatur und wohl auch die mittlere Erdober-flächentemperatur um ±10 %/4 = ±2,5 %. Bei einerAusgangstemperatur von 15 °C ≈ 288 K würde sich dieTemperatur um ungefähr ±6 °C ändern.

Nun kann man zeigen, dass sich trotz der Änderungender Einstrahlung mit den oben genannten Perioden füreine bestimmte Jahreszeit und eine bestimmte geo-grafische Breite, die durchaus ±10 % betragen können,sich die über das Jahr und den Globus gemittelteEinstrahlung, welche in Gl. (1b) eingeht, nur umweniger als ±1 % ändert. Man kann deshalb erwarten,dass die Temperaturänderungen, welche durch dieVariation der Erdbahnparameter auftreten, kleiner als±6 °C sind. Sollte es aber starke positive „Feedbacks“im Klimasystem geben (genannt wird hier öfters der„Temperatur-Eis-Albedo-Feedback“), könnten dieTemperaturänderungen auch wieder größer sein.

Rechnungen mit numerischen Modellen der Atmo-sphäre bestätigen im Wesentlichen den Schwankungs-bereich der Temperatur, wie er aus Gl. (2) abgeleitetwerden kann.Die Simulation der Atmosphäre unter ver-schiedenen extremen Strahlungsszenarien sowie untereiszeitlichen Randbedingungen liefern vergleichbareTemperaturänderungen. Im Fall des letzten glazialenMaximums vor 21 000 Jahren war die Verteilung derSonneneinstrahlung fast identisch mit der heutigen Ein-strahlung. Trotzdem war es im globalen und jährlichenMittel etwa 4 °C kälter. Dies zeigt auch die numerischeSimulation von GALLÉE et al. (1991, 1992). Ganzoffensichtlich stellt sich das Klima nicht instantan auf dieStrahlungsrandbedingung ein. Vielmehr werden durchdie Veränderungen in den StrahlungsrandbedingungenProzesse mit längeren dynamischen Zeitskalen ange-stoßen (z. B.der Aufbau der eiszeitlichen Inlandeise),dieselbst wieder Einfluss auf den Klimazustand nehmen.

Die Berücksichtigung solcher Prozesse in den Klima-modellen führt zu nichtlinearen Modellen, die nachMeinung vieler Klimamodellierer zur vollständigenErklärung der beobachteten eiszeitlichen Klima-schwankungen herangezogen werden müssen. Dielinearen Klimamodelle sind nicht in der Lage, den sogenannten 100 000-Jahres-Zyklus des Wechsels zwi-schen Eiszeit (wie vor 21 000) und Warmzeit (wie heuteund vor 120 000 Jahren) zu erklären. Dieser Eiszeit/Warmzeit-Zyklus, dessen nichtlineare Eigenschaftensich schon an seinem sägezahnartigen zeitlichen Ver-lauf erkennen lassen, ist der dominante Zyklus in vielenKlimazeitreihen der letzten Jahrmillionen (Abb. 5-4).Führt man eine Spektralanalyse der Zeitreihen derSonneneinstrahlung für verschiedene geografischeBreiten und Jahreszeiten durch, ergibt sich, dass in denSchwankungen der Einstrahlung deutlich die Perioden19 000, 23 000 und 41 000 Jahre auftreten, nicht abereine deutliche Periode bei 100 000 Jahren. Dass dasKlimasystem trotzdem die stärksten Variationen beieiner Periode von 100 000 Jahren aufweist, ist inlinearer Weise nicht zu erklären.


4 Nichtlinearitäten im Klimasystem

Im gekoppelten System „Atmosphäre-Ozean-Eis“ las-sen sich mehrere nichtlineare Prozesse identifizieren,die im Prinzip zur Erklärung des Eiszeit/Warmzeit-Zyklus bei 100 000 Jahren herangezogen werdenkönnen. Das Eis, als volumenmäßig drittgrößte Kom-ponente dieses Systems, hat selbst eine nichtlineareEigendynamik. So nimmt die Deformation des Eises(in der so genannten „Flacheisnäherung“) mit derfünften Potenz der Eisdicke zu. Mit dem Eis verbundenist der schon angeführte Temperatur-Eis-Albedo-Feedback: Je mehr Eis, umso größer die Albedo undumso weniger absorbierte Strahlung. Damit wird eskälter und es könnte noch mehr Eis gebildet werden.Auch in der anderen Richtung arbeitet ein Feedback:Schmilzt das Eis lokal an der Oberfläche, nimmt dielokale Albedo ab und es wird mehr Strahlung absor-biert,womit noch mehr Eis (pro Zeiteinheit) geschmol-zen werden kann. Den erstgenannten Eis-Albedo-Feedback könnte man in der Phase des Eisaufbausheranziehen und den letztgenannten Feedback zurBeschleunigung des Eisabbaus zum Ende einer Eiszeit.

An der Eisunterseite, dort wo das Inlandeis auf demKontinent aufliegt, geht es ebenfalls recht nichtlinearzu. Der Boden des Inlandeises wird durch den geother-mischen Wärmefluss 5·10-2 W/m2 ständig aufgeheizt.Nach einigen 10 000 Jahren kann so am Boden derSchmelzpunkt erreicht werden. Von diesem Zeitpunktan wird Schmelzwasser gebildet, welches die Gleit-fähigkeit des Eises über den Untergrund beträchtlicherhöhen kann.

Ferner wird durch die Last des Eises (mit einigen Kilo-metern Dicke) auf den Kontinent dieser in den plasti-schen Erdmantel eingedrückt. Der Kontinent verformt

sich dabei elastisch. Im „Schwimmgleichgewicht“ kanndie Inlandeisoberfläche um bis zu einem Drittel derEisdicke tiefer liegen, als ohne diesen Einsinkvorgang.Das bedeutet auch eine höhere Oberflächentempe-ratur, wodurch wieder mehr Eis geschmolzen werdenkann. Letzterer Prozess spielt möglicherweise beimEisabbau zum Ende der Eiszeit und beim Übergang zurWarmzeit eine Rolle.

Die Abb. 5-5 zeigt, was heute mit sogenannten 2,5-dimensionalen Modellen erreicht werden kann. DasModell von GALLÉE et al. (1991) enthält als Nord-Süd-Profile die Inlandseise und eine 2-Schicht-Atmo-sphäre mit quasi-geostrophischem Wind, gekoppelt andie obere durchmischte Schicht der Ozeane. Eine volle3-dimensionale Modellierung über den Zeitraum einesEiszeit-Warmzeit-Zyklus liegt noch außerhalb derheute zur Verfügung stehenden Rechnerkapazitäten.Im Wesentlichen folgt das modellierte eiszeitlicheInlandeisvolumen während der letzten 120 000 Jahreden Variationen des �18O-Signals (GALLÉE et al.1992), was näherungsweise als proportional zu denSchwankungen des globalen Eisvolumens angenom-men wird. Mit �18O bezeichnet man die mittlere iso-topische Zusammensetzung des Meerwassers, genauerdas mittlere Verhältnis der Sauerstoffisotope 18O und16O im Meerwasser, ausgedrückt als relative Abwei-chung von einem Standard in Promille.

Alle vorgeschlagenen Theorien zur Erklärung desEiszeit/Warmzeit-Zyklus von 100 000 Jahren müssteneigentlich durch den Vergleich mit Beobachtungenüberprüfbar sein. Das ist aber nicht immer möglich.Über den Einsinkvorgang des Kontinents in denErdmantel durch die Last des Eises gibt es nur wenigeDaten. Auch die Modelle, welche das Einsinkenbeschreiben sollen, enthalten einige Modellparameter,

121K. Herterich: Variabilität der Erdbahnparameter und Klimaänderungenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 5-4: Zeitreihe der Schwankungen des globalen Eisvolu-mens (normiert) während der letzten 800 000 Jahre(nach IMBRIE et al. 1984) mit relativ wenig Eis-volumen heute und vor etwa 120 000 Jahren undrelativ viel Eisvolumen z. B. vor etwa 20 000 Jahren(letztes glaziales Maximum) und 150 000 Jahren.

Abb. 5-5: Modellierung des globalen eiszeitlichen Inlandseis-volumens (schwarze Linie mit rechter Skala) nachGALLÉE et al. (1992) im Vergleich zu �18O-Messun-gen (rote Linie mit linker Skala) nach LABEYRIE etal. (1987), was als proportional zu den Eisvolumen-schwankungen angesehen wird, aus HERTERICHund BERGER (1993).

sein,wie sie unmittelbar aus der Analyse der Sedimentefolgt. Erdsystemmodelle können nicht mehr von einerkleinen Gruppe von Modellierern allein gehandhabtund weiterentwickelt werden. Sie sind heute nur angrößeren Zentren der Klimaforschung installiert.

Literatur

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NEWTON, I., 1687: Philosophiae naturalis principiamathematica, London.

die man mangels Daten nicht realistisch festlegen kann.Es bleibt aber die Möglichkeit, die Werte dieserModellparameter so einzustellen, dass das Modelleinen 100 000-Jahres-Zyklus mit der beobachtetenAmplitude erzeugt. Wenn das gelingt, ist das zwarerfreulich, aber noch kein Beweis, dass der 100 000-Jahres-Eiszeit/Warmzeit-Zyklus genau durch dieseneinen (nichtlinearen) Prozess entsteht. Es gibt noch einweiteres Problem: Der 100 000-Jahres-Zyklus ist nurungefähr während der letzten Jahrmillion dominant.Beobachtungen aus marinen Sedimentkernen zeigen,dass die Periode von 41 000 Jahren im Zeitraum 1 bis 3Millionen Jahre vor heute die größte Amplitude hatte,obwohl der Charakter der Schwankungen in derSonneneinstrahlung während der ganzen 3 MillionenJahre im Wesentlichen gleich geblieben ist.

5 Ausblick

In den letzten Jahren ist man vom Begriff des Klima-modells zum Begriff des Erdsystemmodells überge-gangen. Dies folgt aus der Erkenntnis, dass das Klimaden Zustand eines Systems von verschiedenen Kom-ponenten des näheren und ferneren Bereichs derErdoberfläche darstellt, welche über eine Reihe vonKreisläufen miteinander in Beziehung stehen. Nebenden „klassischen“ Komponenten des KlimasystemsAtmosphäre, Ozean, Eis und der Landoberflächeenthält ein Erdsystemmodell auch Module der Biolo-gie und der Chemie in den oben genannten Bereichen.Selbst diese Modelle sind jedoch nicht entkoppelt.Manspricht hier auch besser von biogeochemischenModellen. Die Biogeochemie beeinflusst nicht nur dasKlima, sie prägt auch die Dokumentation der Klima-zustände der Erdgeschichte in den Klimaarchiven, denSedimenten der Tiefsee, an Land und im Eis. Dies wirddazu führen, dass der Test der Modellergebnisse auseinem Erdsystemmodell nicht mehr wie bei denklassischen Klimamodellen über den Vergleich mit ausden Beobachtungen (teilweise qualitativ) abgeleitetenKlimazuständen erfolgt. Das Modellergebnis einesErdsystemmodells wird eine biogeochemische Größe



Zusammenfassung

Um den Effekt der Sonnenvariabilität auf das Klima zuberechnen, treiben zwei Abschätzungen der Sonnen-intensitätsvariationen während der letzten drei Jahr-hunderte numerische Simulationen an. Die Modelle,die dafür eingesetzt werden, sind dieselben gekoppel-ten Ozean-Atmosphären-Klimamodelle, die angewen-det werden, um den anthropogenen Einfluss auf dasKlima zu berechnen.Alle Simulationen zeigen, daß diebodennahe Lufttemperatur und die vertikale Tempe-raturverteilung in der Atmosphäre auf die Variabilitätder Sonneneinstrahlung reagieren. Es gibt sogar An-zeichen, daß die thermohaline Zirkulation im Nord-atlantik durch große Amplitudenschwankungen in derSonneneinstrahlung beeinflusst wird. In der Strato-sphäre dagegen ergeben sich deutliche Unterschiedezwischen den Antwortmustern,wie sie beobachtet wer-den und wie sie derzeit simuliert werden. Diese Unter-schiede sind besonders deutlich beim 11-Jahres Zyklus.Eine ungenügende Repräsentation der Stratosphäreoder eine fehlende Parametrisierung, die ein Anwach-sen der stratosphärischen Ozonkonzentration durchdie vermehrte UV-Einstrahlung bei einem Anwachsender Sonnenintensität beim Maximum des solarenZyklus beschreibt, könnte dafür die Ursache sein.

1 Einleitung

Im Klimasystem spielt die Sonne die Schlüsselrolle alsexterner Antriebsfaktor. Dennoch ist ihre Rolle vonder Klimamodellierung her eher stiefmütterlich behan-delt worden. So wird in der Mehrheit der Klimasimula-tionen die Sonneneinstrahlung als konstant angenom-men worden, und auch die meisten Lehrbücher be-schreiben die Sonneneinstrahlung als Konstante, diesogenannte „Solarkonstante“.

Schon seit dem Mittelalter ist aber bekannt, dass in ei-nem etwa 11-Jahres Rhythmus Sonnenflecken auftreten.Diese sind seit dem 17ten Jahrhundert regelmäßig anvielen Sternwarten aufgezeichnet worden.Es wurde aller-dings erst mit mit den ersten Satellitenmessungen deutlich,dass die Sonnenflecken direkt mit der Intensität der Son-neneinstrahlung korreliert sind, und zwar bedeutet eineZunahme der Flecken eine Zunahme der Intensität.

Direkte Messungen der Sonnenstrahlung werden seitetwa 20 Jahren mit verschiedenen Satelliten durchge-führt. Hierdurch vermeidet man Fehler, die durch dieAbsorption in der Atmosphäre entstehen. Schon ausden Aufzeichnungen der Sonnenflecken hat man er-

kannt, daß es nicht nur den 11-Jahreszyklus (Schwabe-Zyklus) gibt, sondern auch eine etwa 80-jährige Perio-dizität (Gleißberg-Zyklus), die man auch bei sonnen-ähnlichen Sternen beobachtet hat.Der 11-Jahreszyklusbesitzt eine Amplitude von etwa 0,1 % der Solarkonstan-te, der Gleissberg-Zyklus (FRÖHLICH und LEAN1998) etwa 0,24-0,30 % (HOYT und SCHATTEN 1993,LEAN et al. 1995a, LEAN 1997). Es gibt noch eineReihe von weiteren Zyklen,die man in Proxy-Daten fürdie Solarintensität, so in 14C und 10Be-Schwankungenin Baumringen und Eisbohrkernen, erkennt (BEER etal. 1988, STUIVER und BRAZUNIAS 1991). Ver-schiedene Forschergruppen bemühen sich, aus denSonnenflecken und verschiedenen anderen Parametern(Länge des Sonnenfleckenzyklusses,Anzahl der Sonnen-flecken, Durchmesserveränderungen der Sonne, Ver-gleich mit sonnenähnlichen Sternen) sowie mittelssolar-dynamischer Modelle die historische und zukünf-tige Sonnenintensitätsschwankung zu bestimmen.

LABITZKE (1987) hat schon frühzeitig darauf hin-gewiesen, daß man einen Effekt der Solarvariabilität inden Beobachtungen der hohen Atmosphäre sehen kann.VAN LOON und LABITZKE (1998, 1999) zeigenihrer Auswertung der NCEP Re-Analyse-Daten, daß esin allen Monaten des Jahres in der geopotentiellen Hö-henfläche der unteren Stratosphäre (16 - 30 km) südlichvon ungefähr 50° N ein konsistentes Muster gibt, dassich mit dem 11-Jahres Sonnenfleckenzyklus hebt undsenkt. Dieses Korrelationsmuster bewegt sich mit denJahreszeiten meridional. Für eine Analyse des Effektesdes Gleissberg-Zyklusses sind die zur Verfügung ste-henden Beobachtungsdaten leider nicht lang genug.

Bei den Modellierern wurde das Interesse an der Rolleder Sonneneinstrahlung erst bei der Fragestellung deranthropogenen Beeinflussung des Klimas geweckt, weilman nachweisen muß, ob die beobachtete Klimaände-rung durch die (natürlichen) Solarschwankungen oderdurch den menschlichen Einfluss hervorgerufen wordensind (IPCC 2001). Diese Veränderungen spielen sich aufZeitskalen ab, die länger als der 11-Jahres Zyklus sind.Die Sonnenstrahlungsvariationen des 80-jährigen Gleiß-berg-Zyklusses führen zu einer Variabilität der an derErdoberfläche absorbierten Sonneneinstrahlung von0,5-0,75 W/m2 (CUBASCH et al. 1997). Diese Zahl mußman im Vergleich zu der Abschätzung des Strahlungs-antriebs durch das Anwachsen der anthropogenen Treib-hausgase von der vorindustriellen Zeit (1880) bis heutevon ungefähr 2,4 W/m2 (IPCC 2001) sehen.

Berechnungen mit Energie-Balance-Modellen (WIGLEYund RAPER 1990, REID 1991, CROWLEY und KIM

U. CUBASCH

Variabilität der Sonne und Klimaschwankungen 6

124 U. Cubasch: Variabilität der Sonne und Klimaschwankungen promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

1996) und dreidimensionalen gekoppelten Ozean-Atmosphären-Modellen (WETHERALD und MANA-BE 1975, RIND und OVERPECK 1993, CUBASCH etal. 1997, TETT et al. 1999, CUBASCH und VOSS 2000)zeigen, daß solche kleinen Änderungen im Strahlungs-antrieb durchaus Oberflächentemperaturänderungenin der Größenordnung von einigen Zehntel Graderzeugen können.

In diesem Heft werden Modellergebnisse von HamburgerRechnungen (CUBASCH et al. 1997, CUBASCH undVOSS 2000) vorgestellt.Weitere Rechnungen mit einemglobal gekoppelten Modelle wurden am Hadley Centre(TETT et al. 1999) durchgeführt, dessen Ergebnisse sichnicht wesentlich unterscheiden.Nach einer Beschreibungdes Modelles und des numerischen Experimentes (Ab-schnitt 2) folgt eine Analyse der Klimawirksamkeit derseit dem 18. Jahrhundert beobachteten Solarintensitäts-schwankungen auf die bodennahe Lufttemperatur (Ab-schnitt 3), auf den Ozean (Abschnitt 4) und auf die hoheAtmosphäre (Abschnitt 5). In Abschnitt 6 werden dieSchwächen und Erweiterungsmöglichkeiten der Modelleangesprochen, der Forschungsbedarf diskutiert und dasPotential,daß derartige Rechnungen für die Zukunft bie-ten, angesprochen. Einen ausführlichen Überblick überdie Wechselwirkung Klima-Sonnenvariabilität bietet dieletztes Jahr erschienene Monographie VON FRIIS-CHRISTENSEN et al. (2000).

2 Das Modell und das numerische Experiment

Alle Berechnungen in Hamburg wurden mit demECHAM3/LSG-Modell (VOSS et al. 1998) des gekop-pelten Ozean-Atmosphären-Zirkulationsmodells durchge-führt. Dieses Modell hat eine horizontale Auflösung vonungefähr 5,6° (T21),19 Schichten in der Atmosphäre und11 Schichten im Ozean. Es besitzt einen Tagesgang undeine vollständige Parameterisierung der physikalischenVorgänge (ROECKNER et al. 1992, MAIER-REIMERet al. 1993, DKRZ 1993). Die atmosphärische Kompo-nente des Modells benutzt hybride Schichten für dievertikale Darstellung, d.h. in Bodennähe findet manTerrain folgende �-Schichten, während in der höherenAtmosphäre Druckflächen benutzt werden. Eine Funk-tion beschreibt den Übergang zwischen �- und Druck-flächen.Die Obergrenze der Modellatmosphäre liegt beiungefähr 10 hPa, die nächste Schicht bei 30 hPa und diedarauf folgende bei 50 hPa. Das Strahlungsmodell be-handelt die Sonneneinstrahlung in vier getrennten Spek-tralbändern (DKRZ 1993), siehe Tabelle 6-1. Die Ozon-konzentration wird fest vorgegeben.

Es wurden fünf Simulationen zur Solarvariation (Tabelle6-2) durchgeführt, in zweien kommen die Abschätzun-gen der Solarvariabilität von HOYT und SCHATTEN(1993, H&S) zum Tragen, in zwei weiteren die vonLEAN et al. (1995, LEAN). Beide Datenreihen basie-ren auf der seit dem 17.Jahrhundert beobachteten Zahlder Sonnenflecken, die durch Solarmodelle verschie-dener Komplexität in Einstrahlungsintensitätsvariatio-nen umgerechnet werden (Abb. 6-1a). In dem letztenExperiment wurde die Solarvariabilität nach HOYTund SCHATTEN sowie der beobachtete Anstieg derTreibhausgase als Eingabeparameter benutzt.

Absorber O3 H2O H2O H2O, CO2

Spektral-intervall (µm)

0.215 - 0.685 0.685 - 0.891 0.891 - 1.273 1.273 - 3.580

Tab. 6-1: Die Spektralintervalle der absorbierenden Substanzen,diein der Strahlungsparameterisierung verwendet werden.

Tab. 6-2: Überblick der Experimente.

Experiment H&S 1, 2 LEAN 1, 2 H&S + CO2 CTRL

Sonnen- nach H&S nach LEAN nach H&S 1365 W/m2

intensität

CO2 konstant konstant historischer konstantCO2-Anstieg

Anzahl der Simulationen 2 2 1 1

Simulations- 1700–1992 1700–1993 1880–1992 1000 Jahrezeitraum

Abb 6-1: a) Die Sonnenstrahlung nach HOYT und SCHATTEN(1993) (H&S, punktierte Linie) und nach LEAN et al.(1995a) (LEAN, durchgezogene Linie). Die gestrichelteKurve gibt die Solarkonstante, wie sie in den Kontroll-simulationen verwendet wird, wieder.

b) Die Änderung der global gemittelten bodennahenLufttemperatur als Reaktion auf die Sonnenintensitäts-schwankungen, gemittelt jeweils über die beiden Reali-sationen (H&S, LEAN).

125U. Cubasch: Variabilität der Sonne und Klimaschwankungenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Es gibt nicht einmal eine Übereinstimmung in den abso-luten Werten der Solarkonstante der beiden Forscher-gruppen H&S und LEAN, auch nicht für die letzten 20Jahre, obwohl hier schon Satellitenmessungen vorliegen.Trotz (oder wegen) der Satelliten gibt es deutlicheKalibrationsprobleme (FRÖHLICH und LEAN 1998),was in Abb.6-2 a und b erkennbar ist:Oben sieht man dieindividuellen Satellitenmessungen der letzten 20 Jahre,und unten die zusammengefasste Entwicklung der Solar-konstante. Beide, H&S und LEAN haben den Absolut-wert dieser Datenreihen individuell interpretiert undliegen innerhalb der Genauigkeit der Messungen.

In den letzten 20 Jahren stimmen die Phasen und Ampli-tuden der Sonneneinstrahlung bei beiden Forschergrup-pen überein, da sie mit Satellitenmessungen geeicht wer-den konnten.Während der früheren Jahre treten Phasen-verschiebungen auf,die teilweise länger als 20 Jahre sind.Dieses kann man durch die verschiedenen Methoden,diefür diese Abschätzungen benutzt werden, erklären(KELLY und WIGLEY 1992). Um das Modellexperi-ment durchführen zu können, sind beide Solarkurven sonormalisiert worden,daß der mittlere Wert zwischen 1700

und 1992 mit dem mittleren Wert, der in der Kontroll-simulation benutzt wird (1365 W/m2), übereinstimmt.

3 Ergebnisse

3.1 Bodennahe Lufttemperatur

Abbildung 6-1b zeigt die Reaktion der bodennahen Luft-temperatur auf die Intensitätsschwankungen der Sonnen-einstrahlung im globalen Mittel.Die Kurven zeigen jeweilsdas Mittel über 2 Simulationen mit dem gleichen Antrieb.Die bodennahe Lufttemperatur folgt sehr dicht demsolaren Antrieb, wenn man die H&S-Kurve benutzt, s.CUBASCH et al. (1997). Man sieht deutlich einen steilenAbfall der Temperatur um ungefähr 1800 und ein konti-nuierliches Anwachsen während der letzten 100 Jahre.Nimmt man die LEAN-Abschätzung als Antrieb,dann istdie Reaktion um 1800 nicht so stark. Allerdings ist dieAmplitude der Sonnenvariabilität von LEAN auchdeutlich kleiner als die von H&S. Die Erwärmung wäh-rend der letzten 100 Jahre tritt auch bei LEAN auf. Ins-gesamt sieht man deutlich eine Reaktion des Systems aufdie langperiodischen Schwankungen (Abb. 6-1b). Der 11-Jahres-Zyklus,der deutlich in den Antriebsdaten sicht-bar ist, wird in den Simulationsdaten der bodennahenLufttemperatur nicht wiedergefunden.Die variable solareEinstrahlung verstärkt den langperiodischen Teil desSpektrums in den Simulationen (grösser als 20 Jahre), dernormalerweise zu schwach ist (STOUFFER et al. 1999).Das könnte ein Anzeichen dafür sein, daß man einenvariablen, externen Antrieb braucht, um die Modelle indem langperiodischen Bereich zu verbessern.

Das Muster der Erwärmung (Abb. 6-3) durch eine Zu-nahme der Solarintensität entspricht in erster Näherungdem Muster,das man erhält,wenn man die Treibhausgas-konzentration erhöht. Mit statistischen Methoden kannman jedoch das Solarmuster eindeutig vom Treib-hausgas-Erwärmungsmuster trennen (HEGERL et al.1997).In der vertikalen Temperaturverteilung ist das Sig-nal für die Erwärmung durch ein Anwachsen der Solar-intensität deutlicher zu sehen (CUBASCH et al. 1997).Während sich nämlich in der Troposphäre sowohl durchdie vermehrten Treibhausgase als auch durch die höhereSonnenintensität eine Erwärmung abzeichnet, sieht manin der Stratosphäre bei einem Sonnenintensitätsanstiegeine leichte Erwärmung, bei den Treibhausgasen dage-gen durch den Deckeneffekt eine Abkühlung.

3.1.1 In historischen Zeiten

Während der Jahre 1700 bis 1900, die gewählt wurden,weil während dieser Zeit der anthropogene Einflussauf das Klima noch vernachlässigbar ist, sind die ver-schiedenen Simulationen mit der Temperatur-Rekon-struktion für die Nordhemisphere von MANNet al.(1998)verglichen worden (Abb. 6-4). Alle vier Simulationenrepräsentieren eine mögliche Realisation der boden-

1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 1362

1364

1366

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1370

1372

1374

JPL Rocket Exp.PMOD Rocket & Balloon Exp.

HF

ACRIM I

ERBS

ACRIM II + 0.123%

SOVA2VIRGO

in

1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1363

1364

1365

1366

1367

1368

1369

HF

AC

RIM

I

HF

AC

RIM

I

HF

AC

RIM

II

VIR

GO

Abb. 6-2: a) Die Sonnenstrahlung, wie sie von verschiedenen Sa-telliten gemessen wurde.

b) Die aus den verschiedenen Satellitenmessungen zu-sammengefasste Solareinstrahlung (nach FRÖHLICHund LEAN 1998).

(a)

(b)


nahen Lufttemperatur (VOSS und CUBASCH 2000).Wenn man annimmt, daß diese vier Experimente nurein zufälliges Sample des Klimas sind (Monte CarloTechnik, CUBASCH et al. 1994) und dass sie eineGauß’sche Verteilung haben, dann kann man siemitteln, um die beste Repräsentation der Beobach-tungen zu erhalten. Die Korrelationsmatrix (Tabelle6-3) zeigt, daß die Korrelation des Mittelwertes überalle Experimente (T H&S + LEAN) im Vergleich zuden Beobachtungen so hoch ist wie das Mittel über dieH&S-Experimente, aber besser als die einzelnen H&S-Experimente. Die Simulationen der bodennahenLufttemperatur sind gut mit ihrem jeweiligen Antriebkorreliert. Die beiden Antriebsfunktionen haben untersich dagegen nur eine Korrelation von 37 %.

Die mittlere Kurve der zwei H&S-Experimente zeigt,daß die Erwärmung von 1700, die ungefähr 1770 einMaximum zeigt und sich dann bis 1820 abkühlt, sehr gutin dem Hoyt-und-Schatten-Experiment wiedergegebenwird, wobei das Maximum bei 1770 übertrieben wird.Die LEAN-Experimente zeigen ein ähnliches Verhal-ten, aber mit einer geringeren Amplitude. Infolge-dessen zeigt der Mittelwert über alle Experimente einesehr gute Rekonstruktion der Temperaturkurve. Wäh-rend der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts weist dieRekonstruktion eine Abkühlung auf, die Modelle zei-gen dagegen schon eine Erwärmung.

3.1.2 Während der letzten 100 Jahre

Für die Solarexperimente erhält man einen linearenTrend von 0,19 K (H&S) bzw. 0,17 K (LEAN). DieserAnstieg liegt deutlich unterhalb der beobachtetenÄnderung von 0,6 K (IPCC, 2001). Ein Satz von dreiExperimenten (PAETH et al. 1999), in denen dieTreibhausgase nach Beobachtungsdaten vorgeschrie-ben waren, aber in denen die Sonnenvariabilität nichtberücksichtigt wurde, berechnet einen linearen Trendvon 0,43 K. Ein Experiment, in dem die Treibhausgaseanwachsen und die solare Einstrahlung nach H&Svorgegeben wurde, zeigt einen linearen Trend von0,6 K.Dies ist damit die realistischste Abschätzung.DieSimulationen,die am Hadley Centre durchgeführt wur-den,zeigen ebenfalls,daß man nur mit dem Einfluss derSolareinstrahlung und dem anthropogenen Treibhaus-effekt zusammen den beobachteten Temperaturverlaufsimulieren kann (TETT et al. 1999).

T MANN T H&S T LEAN T H&S+ S H&S S LEANLEAN

T Mann 1,00 0,40 0,27 0,40 0,42 0,11*

T H&S 1,00 0,46 0,92 0,87 0,69

T LEAN 1,00 0,76 0,23 0,65

T H&S+ 1,00 0,73 0,78LEAN

S H&S 1,00 0,37

S Lean 1,00

Tab. 6-3: Die Korrelation zwischen den beiden Abschätzungender Sonnenintensität (S), den Beobachtungen (TMANN) und der Reaktion in den Simulationen (TLEAN, T H&S) gemittelt über jeweils die beidenRealisationen und gemittelt über alle Realisationen(T H&S+LEAN), für die Nordhemisphäre für denZeitraum 1700–1900.

* deutet auf eine nicht-signifikante Korrelation beieiner Irrtumswahrscheinlichkeit von 5 % hin. DieZeitserien sind mit einem 15-jährigen gleitendenMittel gefiltert worden.

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Abb. 6-3: Das horizontale Antwortmuster der bodennahen Luft-temperatur in K/(W/m2), berechnet durch eine Regres-sion zwischen der Modellzeitserie und der an der Ober-grenze der Atmosphäre einfallenden Sonnenstrahlung.Weiss: Gebiete mit nicht-signifikanter Regression beim95 %-Niveau.

1700 1750 1800 1850 1900-0.2

-0.1

0.0

0.1

0.2

Tem

pera

tur

in K

Reconst. Mann et al.Hoyt and SchattenLean et al.Mean model response

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,

Jahre

Abb. 6-4: Die rekonstruierte Temperaturänderung für die Nord-halbkugel (fett durchgezogen) von 1700 bis 1900 nachMANN et al. (1998), die mittlere Änderung der H&S-Experimente (dünn durchgezogen), der LEAN-Experi-mente (dünn unterbrochen) sowie der Mittelwert überalle vier Experimente (fett unterbrochen). Die Kurvensind mit einem 15-Jahresfilter gemittelt worden.


globale Erwärmung durch die solare Einstrahlung zueiner Abnahme der Intensität der meridionalen Strom-funktion. Dieses ist ähnlich, wie man es in den meistengekoppelten Ozean-Atmosphären-Modellen beobach-tet, wenn man die Treibhausgaskonzentration erhöht(RAHMSTORF 1999, IPCC 2001). Diese Reaktionfindet man allerdings nicht in den Simulationen mit demLEAN-Antrieb. Man kann bisher nur spekulieren, daßdie Amplitude des LEAN-Antriebs zu schwach ist, umeine entsprechende Reaktion im System auszulösen.

Eine ähnlicher Unterschied im Signal taucht auf, wennman die Lag-Korrelation zwischen der Stärke derSonnenstrahlung und der Intensität der thermohalinenZirkulation betrachtet. Im H&S-Experiment gibt eseine sehr hohe Korrelation (> 75 %) mit einem Lag vonungefähr 25 - 30 Jahren (Abb. 6-6). Dagegen gibt es nureine vernachlässigbare oder nicht signifikante Korrela-tion in den LEAN-Experimenten.

Das Signal der Sonnenvariabilität kann somit auch imtiefen Ozean gefunden werden. Man erreicht 0,02 K in 700 m Tiefe im Nordatlantik mit einer Zeitverzögerungvon ungefähr 40 Jahren (Abb. 6-7). Eine Reaktion des Systems auf der 11-Jahres-Zeitskala, wie sie z.B. vonWHITE et al. (1997) gefordert wird, kann in den Ex-perimenten dagegen nicht nachgewiesen werden (VOSSund CUBASCH, 2000).

5 Die Reaktion in der Stratosphäre

Eine großer Einfluss der Sonnenvariabilität auf dasKlima wurde in Beobachtungsstudien der hohen Atmo-sphäre von VAN LOON und LABITZKE (1998, 1999,2000) beschrieben. Ihre Resultate, die auf Reanalyse-Zeitserien von NCEP (KALNAY et al. 1996) basieren,zeigen ein konsistentes Antwortmuster in der geopo-tentiellen Höhe in der niedrigeren Stratosphäre (16 bis30 km) südlich und um etwa 50° Nord in allen Monatendes Jahres, das sich mit dem 11-jährigen Sonnenfle-ckenzyklus hebt und senkt und sich meridional voneiner Sommerhemisphäre auf die andere (LABITZKEund VAN LOON 1997, VAN LOON und LABITZKE1998, 1999, 2000) bewegt.

Man kann jetzt die Modellsimulationen mit diesen Re-sultaten vergleichen. Da die Modelldaten eine viel län-gere Zeitspanne umfassen als die Beobachtungsdaten,tauchen auch längere Perioden als der 11-Jahreszyklusauf, die mit verschiedenen Filtern (low-pass: 30 JahreMittel; band-pass: 8-15 Jahre) isoliert werden. Dieverwendeten Filter haben eine Rechteck-Charakteristik.

5.1 Das 30-hPa-Höhenfeld

Die in dem beobachteten 30-hPa-Höhenfeld gefundeneKorrelation (Abb. 6-8a) mit der Sonneninstensität hatein Maximum in einem Breitengürtel von ungefähr 5°

,

,

,

,

,

,

Jahre

Luftt

empe

ratu

r in

K

Abb.6-5: Die simulierte Änderung der global gemittelten boden-nahen Lufttemperatur von 1880 bis 1992 für die Solar-experimente (H&S,LEAN), für ein Ensemble von Treib-hausgasänderungsexperimenten (CO2, nach PAETH etal. 1999) sowie für ein Experiment mit Treibhausgas-Konzentrationsänderung und Solarvariabilität nach H&S.Es wurde ein 5-jähriges gleitendes Mittel berechnet.

,

,

,

,

,

,

,

,

,

,

Jahre

Zeit in Jahren

Pro

zent

Abb. 6-6: a) Die Änderung des Maximums der meridionalen Strom-funktion im Nord-Atlantik gemittelt über die H&S- unddie LEAN-Experimente.

b) Die Lag-Korrelation zwischen dem solaren Antrieb undder Änderung des Maximums der meridionalen Stromfunk-tion.Es wurde ein 5-jähriges gleitendes Mittel berechnet.

4 Das Verhalten im Ozean

Abb. 6-6 zeigt das Maximum der meridionalen Strom-funktion im Atlantik. Man kann diese Größe als Maß fürdie Intensität des Golfstromes ansehen. In dem H&S-Experiment reagiert die thermohaline Zirkulation beieiner Verzögerung von etwa 30 Jahren auf eine Ab-schwächung der Solareinstrahlung mit einer Inten-sivierung. Dieses ist konsistent mit den Ergebnissen vonMANABE et al. (1991), die bei einer Absenkung deratmosphärischen CO2-Konzentration eine ähnlicheReaktion finden.Während der letzten 100 Jahre führt die

(a)

(b)


20 40 60 80 100700

450

250

150

75

25

Tie

fe i

n m

Maximale Korrelation

0 10 20 30 40 50

Jahre

700

450

250

150

75

25

lag der max. Korrelation

0.00 0.03 0.06 0.09

K/(W/m2)

700

450

250

150

75

25

Regression

, , , ,

Prozent

Tie

fe i

n m

Tie

fe i

n m

Abb. 6-7: Die maximale Korrelation, der „lag“ der maximalen Korrelation und die Regression zwischen Temperatur undSolarantrieb, gemittelt für den tropischen Atlantik (30° N bis 30° S). Durchgezogene Linie: H&S, gestrichelte Linie:LEAN.

Abb. 6-8: Die Korrelation zwischen Sonneneinstrahlung und dem 30-hPa-Höhenfeld im Jahresmittel: a) beobachtet nach VANLOON und LABITZKE (2000), b) die ungefilterten Solarexperimente, c) die mit einem 30-jährigen Tiefpass gefiltertenExperimente und d) die mit einem Band-pass (8-14 Jahre) gefilterten Experimente.

• VAN LOON und LABITZKE (2000) zeigen, daßdie Stratosphäre auf die Solarstrahlungsschwankun-gen in Abhängigkeit von der Phasenlage der QBO(quasi-biannual oscillation) unterschiedlich stark rea-giert. In der östlichen Phase der QBO ist der Effektgrößer als in der westlichen Phase. Das Modell, dasin diesen Simulationen benutzt wird, kann nur eineschwache Ostphase simulieren (wie die meisten be-kannten Modelle, ARPE et al. 1998, GIORGETTAund BENGTSSON 1999), damit wird dieser Effektnicht hinreichend realistisch wiedergegeben. Auchdieses scheint mit einer mangelhaften Auflösung derStratosphäre zusammenzuhängen.

• Eine weitere Erklärung kann aus einer Anzahl vonStudien hergeleitet werden, in denen die Wechselwir-kung zwischen Ozon- und Sonneneinstrahlung analy-siert wird (HAIGH 1996, 1999a, b, RIND und BA-LACHANDRAN 1995, BALACHANDRAN undRIND 1995, SHINDELL et al. 1999): In Zeiten mitüberdurchschnittlicher Sonneneinstrahlung verschiebtsich das Spektrum des Sonnenlichtes in den UV-Be-reich.Dieses führt zu einem klaren Erwärmungssignalin der Stratosphäre wegen der verstärkten Absorptionder UV-Strahlung durch das stratosphärische Ozon.Dieser Effekt wird in dem verwendeten Modell nichtaufgelöst. Hier müsste eine spektral höher auflösendeStrahlungsparametrisierung eingesetzt werden.

• Gleichzeitig wird zu Zeiten erhöhter UV-Strahlung auchmehr Ozon erzeugt.Dieser Effekt kann mit dem verwen-deten Modell nicht aufgelöst werden.Man muss ein inter-aktives Chemiemodell ankoppeln, um derartige chemi-sche Reaktionen in der Stratosphäre nachzubilden.

• Insgesamt erhält man durch die UV-Verschiebungeine positive Rückkopplung.Die oben erwähnten Stu-dien deuten an, daß dieses zu einer signifikanten Ver-änderung der Vertikalstrukur der Atmosphäre führtund damit nicht nur die stratosphärische,sondern auchdie troposphärische Zirkulation beeinflußt wird.

Eine weitere Frage, die zur Zeit heftig diskutiert wird,ist der Einfluß von interstellaren Teilchenströmen, dievon der Sonnenaktivität moduliert werden.Es gibt Ver-öffentlichungen (SVENSMARK and FRIIS-CHRIS-TENSEN 1997, SVENSMARK 1998, MARSH undSVENSMARK 2000, TINSLEY 1994, TINSLEY et al.2000), die zeigen, daß diese Teilchenströme mit der Be-wölkung korreliert sind und damit das Klima in großemMaße (etwa 1,5 W/m2) beeinflussen. Andere Publika-tionen stellen diese Hypothese in Frage (GIERENSund PONATER 1999, KERNTHALER et al. 1999,NORRIS 2000) und auch die Korrelation zwischen Be-wölkung und Sonnenzyklus scheint für das letzte Jahr-zehnt nicht mehr nachweisbar (LASSEN und THEJLL2000) zu sein.Dieser Teilcheneffekt ist zur Zeit nicht in den Modellenenthalten, da es bisher keine gesicherte wissenschaftli-che Grundlage gibt (HARRISON 2000). Es gibt aller-


(N/S) bis 50° (N/S). In den Modellsimulationen (Abb.6-8b bis d) kann dieser Gürtel in den ungefiltertenDaten gefunden werden.Die Tiefpass-gefilterten Datenzeigen (Abb. 6-8c), dass das meiste dieser Korrelationals Antwort auf die langperiodischen Antriebs-Schwan-kungen (Gleissberg-Zyklus) zu interpretieren ist.Dieses Korrelationsmuster muß als die Antwort derGesamttroposphäre angesehen werden, die durch dieÄnderung ihrer thermischen Struktur die 30-hPa-Höhenfläche beeinflußt. Die Antwort auf den 11-Jahres-Zyklus ist nicht deutlich erkennbar.

5.2 30-hPa-Temperatur

Die Korrelation der Sonnenintensität mit dem beo-bachteten 30-hPa-, zonal gemittelten Temperaturfeldfür den borealen Sommer wird in Abb.6-9a gezeigt.DieKorrelation ist am größten in der Nordsommerhemi-sphäre in einem Gürtel von 10 ° N bis 60 ° N als auch ineinem Gürtel auf der Südhalbkugel um etwa 15° S. Inden Simulationen taucht dieses Signal nicht auf (Abb.6-9 b,c,d).Nur in den Bandpass-gefilterten Daten kanneine Korrelation der Sonnenstrahlung mit dem Tem-peraturfeld gefunden werden, jedoch mit dem umge-kehrten Vorzeichen wie in den Beobachtungen. In demSommer der Südhemisphäre – umgekehrt wie in derNordhemisphäre – kann eine positive Korrelationzwischen Sonnenantrieb und beobachteter 30-hPa-Temperatur gefunden werden in einem Gürtel von 10°S bis 60° S, wie auch in einer kleinen Region, die sichvon der Karibik bis nach Saudi Arabien zieht. In denSimulationen ist ein vergleichbares Signal in keinerJahreszeit entdeckbar.

6 Diskussion

Die Simulationen zeigen,daß es eine Reaktion des Mo-dell-Klimasystemes auf die langperiodischen Schwan-kungen der Sonnenintensität (Gleissberg-Zyklus) gibt,nicht aber auf den 11-Jahreszyklus (Schwabe-Zyklus),dessen Amplitude nur 1/3 der des Gleissberg-Zyklussesgeträgt.In ozeanographischen Beobachtungsdaten (WHITE etal. 1997, REID 1987) wurde jedoch eine Reaktion ge-funden.Es ist scheint so,dass das Klimamodell für diese„kurzen“ Antriebsschwankungen nicht sensitiv genugist. Hierfür kann man mehrere Faktoren anführen:

• Durch seine Abstammung von einem Wettervorher-sagemodell wird die Stratosphäre nur in Ansätzendargestellt, und besonders die oberen Schichten sindwegen der oberen Randbedingung problematisch(ARPE et al. 1998). Vorgänge in der Stratosphärewerden deshalb nur unzureichend dargestellt. EineAbhilfe könnte da eine Erhöhung der Obergrenze derModellatmosphäre bei gleichzeitiger Verbesserungder Auflösung der höheren Atmosphäre liefern.


dings Bestrebungen, bei CERN diese Hypothese zuüberprüfen (KIRBY and LAAKSONEN 2000).

Man hat im Zuge der Diskussion über die anthropogeneKlimabeeinflussung festgestellt, daß man recht wenigüber die Sonnenvariabilität weiß.Es entwickeln sich jetztvermehrt Forschungsinitiativen, um den Schwankungender Solarintensität auf die Spur zu kommen, z.B. durchweitere Satelliten-Messungen, durch eine Verbesserungder Sonnenmodelle und durch vermehrte Sammlung vonProxydaten. Da die Eiszeiten und Warmzeiten wahr-scheinlich nur durch externe Faktoren,d.h.in erster Liniedie Sonne, angestoßen worden sein können, ist dieModellierung des Einflusses der Sonnenintensitätsvaria-tionen auf das Klima als eine der großen Herausforde-rungen der Zukunft anzusehen.

Danksagung

Hiermit möchte ich meinen Dank an R. Voss ausdrü-cken, der die Experimente durchgeführt hat, an M.Giorgetta und Y. Unruh für ihre Beratung in wissen-schaftlichen Aspekten, und an J.Wegner, I. Jarchau undG.Kohl-Jürgens für ihre technische Unterstützung.DieExperimente wurden durch die EU (Förderkennzei-chen EV5V-CT92-0123) gefördert.

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Abb. 6-9: Die Korrelation zwischen Sonneneinstrahlung und dem 30-hPa-Temperaturfeld für Juni/Juli: a) beobachtet nach VAN LOONund LABITZKE (2000), b) die ungefilterten Solarexperimente, c) die mit einem 30-jährigen Tiefpass gefilterten Experimenteund d) die mit einem Band-pass (8-14 Jahre) gefilterten Experimente


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1 Einleitung

Vulkanische Emissionen haben seit dem Beginn der Erd-geschichte zur Entstehung der Atmosphäre beigetragen.Viele der gasförmigen Bestandteile der Erdatmosphäreund auch der Hydrosphäre wie N2, H2O, CO2, Halo-genide und seltene Gase sind letztlich vulkanischenUrsprungs. Während zu Beginn der erdgeschichtlichenEntwicklung die vulkanische Aktivität noch sehr vielhöher war, brechen heute pro Jahr etwa 50-100 Vulkaneaus. Daneben gibt es noch eine Vielzahl fast ständigemittierender vulkanischer Quellen, die wenig spekta-kulär in der Form von effusiven Eruptionen oder durchdiffusive Entgasung vor allem in geologischen Zeitskaleneine wesentliche Quelle von CO2 und Schwefelspeziesdarstellen. Die wesentlichen vulkanogenen Gase sind inabsteigender Reihenfolge der Emissionsmenge H2O,CO2, SO2, H2S, HCl und HF.

Am häufigsten eruptieren Vulkane in den Tiefen derOzeane, dort wo aufsteigendes Magma die ozeanischenPlatten auseinander treibt.Nur an wenigen Stellen dringtdieses Magma zur Oberfläche der Ozeane vor (z.B.Island, Azoren). Der Einfluss von Variationen in dieserArt vulkanischer Aktivität liegt auf Zeitskalen von 104-106 Jahren und erfolgt vor allem über das TreibhausgasCO2 (RAMPINO 1991).Dort wo die ozeanischen Plattenunter die Kontinentalplatten geschoben werden,entstehtmit dem Subduktionsvulkanismus eine besonders explo-sive Form, die klimatisch und atmosphären-chemischrelevante Gase direkt in die Atmosphäre gelangen lässt.Kurzzeitige Klimaänderungen, die einige Monate biswenige Jahre andauern, sind deshalb zumeist aufSubduktionsvulkanismus zurückzuführen.

Große Vulkaneruptionen wurden schon immer mit Klima-und Witterungsanomalien in Verbindung gebracht.Plutarch (FORSYTH 1988) führte Missernten in Romund Ägypten auf den Ausbruch des Ätna (44 v. Chr.)zurück und Benjamin Franklin, damals amerikanischerBotschafter in Paris, meinte, dass die kalte Witterung imSommer und Winter 1783/84 durch die Aktivität der Laki-Spalte auf Island hervorgerufen wurde (FRANKLIN1784). In seinem Buch „Catastrophe“ macht der Histo-riker D.KEYS (1999) sogar den Versuch,gesellschaftlicheund klimatische Ereignisse im 6. Jahrhundert, wie dieVölkerwanderung, den Ausbruch der Pest und denZusammenbruch des Römischen Reiches im Jahre 536,auf ein einzelnes vulkanisches Ereignis zurückzuführen.

Manche Vulkaneruptionen (aber sicherlich nicht alle)führen zu einem Anstieg des Schwefelsäureaerosols inder unteren Stratosphäre um eine bis zwei Größenord-

nungen. Dieses Schwefelsäureaerosol wird durch dieOxidation magmatischer schwefelhaltiger Gase (vorallem SO2) nach ihrem Transport in die Stratosphäregebildet. Eine Übersicht der von Vulkanen emittiertenSchwefelmenge ist in Tab. 7-1 zusammen mit einemExplosivitäts- und einem Trübungsindex gegeben. Wieman sieht, war das Ende des 19. / Anfang des 20. Jahr-hunderts eine Phase besonders hoher vulkanischerAktivität und nach einer Ruhepause von 50 Jahren, inder keine besonders starken Eruptionen auftraten,setzte mit dem Agung (1963) eine neue Serie ein. In denletzten beiden Jahrzehnten des 20. Jahrhunderts scheintdie vulkanische Aktivität zunehmend stärker gewordenzu sein und entsprechend mehr vulkanische Gase sind derAtmosphäre zugeführt worden (HALMER et al. 2002).

Ursprünglich wurde die Klimawirksamkeit von Vulkan-ausbrüchen auf die Beladung der Atmosphäre mit Sili-katstaub (den vulkanischen „Aschen“) zurückgeführt.Deshalb heißt der von LAMB (1970) eingeführte Indexfür die Klimabeeinflussung durch Vulkane auch Staub-Schleier-Index (DVI = dust veil index). Erst nachdemSatellitenmessungen, die eigentlich zum Beobachtender Ozonschicht eingesetzt wurden, nach der Eruptiondes El Chichón (1982) große Mengen von SO2 entdeck-ten, wurde klar, dass nicht feste Teilchen, sondernSchwefelsäuretröpfchen mit Radien von 0,1 bis 0,5 µmdas vulkanische Aerosol in der unteren Stratosphärebestimmen. Diese kleinen Tröpfchen können beson-ders intensiv mit der Strahlung wechselwirken, indemsie sichtbares Licht teilweise zurückstreuen und imnahen Infrarot sowie im langwelligen Bereich desSpektrums Strahlung absorbieren. Das hat zur Folge,dass einerseits weniger Sonnenstrahlung zur Erdober-fläche vordringt und somit die Atmosphäre abgekühltwird: Im Falle von Krakatau und Pinatubo etwa um0,3 °C im globalen Mittel. Andererseits führt die Ab-sorption von Strahlung durch das Vulkanaerosol zuerheblichen (2-5 °C) Erwärmungen in der Stratosphäre.Die sind, wie später beschrieben werden wird, verant-wortlich für zunächst ganz unerwartete Klimafolgentropischer Vulkanausbrüche. Diese Aerosoltröpfchenaus hydrierter Schwefelsäure sind auch chemisch aktiv,indem sie die Aktivierung von Chlorverbindungenermöglichen, die schließlich ozonzerstörend wirken.

Da die Aerosoltröpfchen sehr klein sind und in derStratosphäre praktisch nur Gravitationskräfte zumAusfällen führen, während Ausregnen und Auswa-schen, die in der Troposphäre die effektivsten Reini-gungsprozesse darstellen, fehlen, klingen vulkanischeStörungen nur langsam ab.Die Aerosolmasse reduziertsich mit einer Halbwertszeit von etwa einem Jahr und

H. GRAF

Klimaänderungen durch Vulkane 7

134 H. Graf: Klimaänderungen durch Vulkane promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Vulkan Jahr Explosivität Trübung SO2 Mt

Laki-Spalte, Island 1783 4 2300 100*

Tambora, Indonesien 1815 7 3000 130*

Cosiguina, Nicaragua 1835 5 4000

Askja, Island 1875 5 1000

Krakatau, Indonesien 1883 6 1000 32*

Tarawera, Neuseeland 1886 5 800

Santa Maria, Guatemala 1902 6 600 13*

Ksudach, Kamchatha 1907 5 500

Katmai, Alaska 1912 6 500 12*

Agung, Indonesien 1963 4 800 5-13*

St. Helens, USA 1980 5 500 1

El Chichòn, Mexiko 1982 5 800 7

Pinatubo, Philippinen 1991 6 1000 16-20

deshalb kann man von etwa zwei Jahren deutlicherKlimabeeinflussung nach einem entsprechend starkenAusbruch ausgehen. Sehr gute Übersichten zumKlimaeinfluss von Vulkanen wurden kürzlich vonROBOCK (2000) und ZIELINSKI (2000) publiziert.Mehr vulkanologisch interessierte Leser sollten aufSCHMINCKE (2000) zurückgreifen.

2 Strahlungswirkung

Durch große und hochreichende Vulkaneruptionenkönnen ein großer Anteil der ursprünglich im Magmagelösten Gase sowie feste Teilchen (Silikataschen) indie Stratosphäre eingetragen werden. Der Klimaeffektvon Vulkanen basiert vor allem auf den schwefelhal-tigen Gasen (SO2 und H2S).Vulkanische Aschen fallenschnell aus der Atmosphäre aus und haben keinen nach-haltigen Einfluss auf Strahlungstransport und Dyna-mik der Atmosphäre. Lokal tragen die Aschen natür-lich einen großen Teil zum Gefährdungspotential vonVulkanausbrüchen bei, da dies durch die Ablagerungauf Pflanzen und Gebäuden,oder durch die Gefahr,diedie aus dicken Hangablagerungen von Aschen entste-henden Schlammlawinen (Lahars) mit sich bringen.

Die beiden wichtigsten vulkanischen Gase Wasserdampf,H2O, und Kohlendioxid, CO2, sind für die kurzfristigenKlimaauswirkungen unerheblich, da die Emissions-mengen im Vergleich zu ihrer Konzentration in derAtmosphäre vernachlässigbar sind. Der emittierteWasserdampf kann aber, wenn er zusammen mit denschwefelhaltigen Gasen in die Stratosphäre injiziertwird, ganz erheblich die optischen und chemischenEigenschaften des sich bildenden stratosphärischenSchwefelsäureaerosols und damit die Strahlungs-,chemischen und klimatischen Wirkungen mitbestim-men (z. B. TEXTOR 1999). Da SO2 und H2S nur sehrschwer in Wasser löslich sind, werden sie in Eruptions-wolken sehr effektiv in große Höhe transportiert. Siewerden, wenn sie die Stratosphäre erreichen, mit einerUmwandlungsrate 1/e von etwa einem Monat in gas-

förmige Schwefelsäure (H2SO4) oxidiert. Die erhöhteSchwefelsäurekonzentration verstärkt das stratosphä-rische Hintergrundaerosol einerseits durch binärehomogene Nukleation von Schwefelsäure und Wasser,wodurch die Teilchenzahl erhöht wird, andererseitsdurch Kondensation von H2SO4 und H2O auf vorhan-denen Teilchen, deren Radien dadurch anwachsen.

Das vulkanische Aerosol in der Stratosphäre hat typi-scherweise Radien bis in den Bereich der Wellenlängesichtbaren Sonnenlichts. Deshalb sind sie wirksameStreuer von Sonnenlicht. Bei großen Eruptionen, wieEl Chichón 1982 oder Pinatubo 1991, wird die direkteSonnenstrahlung in einer Größenordnung von 100 W/m2

reduziert. Fast um den gleichen Betrag nimmt diediffuse Strahlung zu, der Himmel erscheint dann amTage milchig weiß. Die Differenz zwischen reduzierterdirekter und erhöhter diffuser Strahlung ist in der Größen-ordnung von wenigen (1-10) Watt pro Quadratmeteram Erdboden und führt zu einer Abkühlung der Erdober-fläche. Wenn die Sonnenstrahlung nach Sonnenunter-gang von der Aerosolschicht gestreut wird,erscheint derHimmel purpurrot. Die Zeit zwischen Sonnenunter-gang und Auftreten des Purpurlichts kann zur Bestim-mung der Höhe der Aerosolschicht genutzt werden.

Unter Verwendung verschiedener Datenquellen stell-ten STENCHIKOV et al. (1998) intensive Untersu-chungen der Strahlungseigenschaften des Pinatubo-Aerosols an. Sie zeigten u. a., dass neben der Streuungvon sichtbarem Sonnenlicht auch Absorption vonStrahlungsenergie eine wichtige Rolle spielt. Im obe-ren Bereich der Aerosolwolke wird solare Strahlung imnahen Infrarot absorbiert. Dieser Effekt überwiegt dieerhöhte langwellige Ausstrahlung durch das Aerosolund führt zu einer deutlichen Erwärmung der unterenStratosphäre. Dazu trägt etwa in gleichem Maße dieverstärkte Absorption von langwelliger terrestrischerStrahlung im unteren Bereich der Aerosolwolke bei.Die Beeinflussung dieser Prozesse durch Wolken in derTroposphäre ist gering und bleibt in der Regel eineGrößenordnung kleiner als die direkten Aerosoleffekte.

Tab. 7-1:

Die größten Vulkanausbrüche der letzten250 Jahre, ihre Explosivkraft (1-8), atmo-sphärische Trübung, genormt auf die Kra-katau-Eruption (1885) und gemessenebzw. aus geologischen Befunden geschätz-te* SO2-Emissionen. Vor allem die SO2-Emissionen sind extrem unsicher.

Die Erwärmung der stratosphärischen Aerosolschichtist am stärksten dort, wo die Bodentemperaturen amhöchsten und die Sonnenstrahlung am stärksten ist: inden Tropen (Abb.7-1).Der daraus entstehende Tempe-raturunterschied zwischen verschiedenen Breiten führtzu Zirkulationsanomalien nicht nur in der Stratosphäre,sondern auch in der Troposphäre, die im Winter derNordhemisphäre den Strahlungseffekt großer tropi-scher Vulkaneruptionen völlig überdecken können.

3 Dynamische Effekte

Abkühlung an der Erdoberfläche ist der typische Effekt,nach dem bei Analysen von Beobachtungsmaterialgesucht wurde, wenn die Klimawirkung von Vulkanengezeigt werden sollte. Schon 1978 modellierten HAN-SEN et al. mit einem Strahlungskonvektionsmodell dieAbkühlung am Boden und die Erwärmung in der Strato-sphäre auf der Grundlage der Daten von der AGUNG(1963), Eruption. Mit Energiebilanzmodellen und miteinfachen Modellen der allgemeinen Zirkulation derAtmosphäre wurde die Abkühlung ebenfalls bestimmt(z. B.ROBOCK 1978;HANSEN et al.1992).Allerdingsergaben sich immer wieder Diskrepanzen zu Beobach-tungen derart, dass die Modelle die größten Effekte fürden Winter ergaben,wenn infolge der Abkühlung mehrSchnee fällt und dieser wegen der erhöhten Albedo dieAbkühlung verstärkt. Beobachtungen (z.B. zonale Mit-teltemperaturen) konnten dies aber nicht bestätigen(Abb.7-2, schwarze Kurven), so dass an der Klimawirk-samkeit von Vulkanen gezweifelt wurde. Ein Problembei der Datenanalyse ist, dass häufig El Niños gleich-zeitig mit vulkanischen Störungen aufgetreten sind(allerdings nicht in ursächlichem Zusammenhang!)und sich so zwei etwa gleichstarke Klimaantriebe über-lagerten. Deshalb gab es zahlreiche Versuche, beideSignale in den Beobachtungen voneinander zu separie-ren (statistisch z. B. MASS und PORTMAN 1989; inKlimamodellen z. B. KIRCHNER und GRAF 1995).

Die statistisch „bereinigten“ Vulkansignale zeigen sehrgut die erwartete Abkühlung in niederen Breiten undNordamerika; die teilweise erheblichen positiven Tem-peraturabweichungen im Winter über Europa und Sibi-rien (GROISMAN 1992) konnten aber immer nochnicht erklärt werden. Das gelang erst durch die Anwen-dung von Klimamodellen,die die stratosphärische Zirku-lation und ihre Veränderung durch die oben genanntenStrahlungsprozesse einigermaßen realistisch beschrei-ben (GRAF et al. 1993) (Abb. 7-2, rote Kurve). Bei ihrersystematischen Untersuchung der Temperatureffektegroßer Vulkaneruptionen im Winter fanden ROBOCKund MAO (1992) nach Eliminierung der El Niño-Effekteeine typische Verteilung der Temperaturanomalien imWinter. An der Erdoberfläche erfolgt in mittleren Brei-ten eine Erwärmung, die besonders stark über Eurasienist, während über den Ozeanen und im Mittleren Ostenim ersten und zweiten Winter nach tropischen Eruptio-nen Abkühlung beobachtet wird. In niederen Breiten

wird ganzjährig eine Abkühlung gefunden. Das in Abb.7-3 gezeigte Muster von Temperaturanomalien nach derPinatubo Eruption im Juni 1991 ist charakteristisch füralle Großeruptionen, die z.B. in die Untersuchung vonROBOCK und MAO (1992) einflossen. Hier sind nichtdie üblichen Wetterhüttendaten von meteorologischenStationen dargestellt, sondern Satellitendaten, die mitHilfe von Mikrowellen die Temperatur der unteren Tro-posphäre repräsentieren. Das ermöglicht im Gegensatzzu den konventionellen Daten eine lückenlose Darstel-lung der Temperaturverhältnisse. Abb. 7-4 enthält Tem-peraturanomalien aus klassischen Messungen in Boden-nähe.Die Strukturen ähneln stark denen in Abb.7-2,sindaber, besonders über Asien, wo positive Anomalien vonmehr als 2,5 °C (im Wintermittel!) auftraten, in denAmplituden stärker. Die positiven Werte im tropischenPazifik sind auf das gleichzeitig ablaufende El Niño-Ereignis zurückzuführen.

Die Temperatur der unteren Troposphäre war im erstenWinter nach der Pinatubo-Eruption über Nordameri-ka, Europa und Sibirien viel höher als normal, währendsich Kälte über Grönland, dem Mittleren Osten undSüdostasien (hier nur in den Satellitendaten sehr deut-lich) breitmachte. In diesem (und auch im darauffol-genden) Winter schneite es in Jerusalem – ein sehrseltenes Ereignis. Eine Nature-Titelgeschichte zeigte,dass das massenhafte Absterben von Korallen im RotenMeer offensichtlich auf die durch Abkühlung und starkeNordwinde hervorgerufene verstärkte Durchmischungdes Wassers, dadurch höheres Nährstoffangebot unddramatisches Algenwachstum zurückzuführen ist(GENIN et al.1995).Derartiges Korallensterben wurdebisher praktisch nur in Wintern nach großen Vulkan-ausbrüchen nachgewiesen. Die Temperaturanomalienin den Abb. 7-2 und 7-3 zeigen eine deutliche Wellen-struktur und stehen dem eigentlich aus reinen Strah-lungsprozessen zu erwartenden Ergebnis entgegen,dasim Winter stärkste Abkühlung gerade über den Konti-nenten mittlerer und hoher Breiten erfordert.Offenbargibt es besonders starke dynamische Effekte, die dieZirkulation in mittleren Breiten und die Struktur derplanetaren Wellen beeinflussen.

Eine theoretische Erklärung für diese Effekte habenGRAF et al. (1993) und PERLWITZ und GRAF (1995)gegeben. Letztere konnten zeigen, dass es einen direk-ten Zusammenhang zwischen der Stärke des winterli-chen Polarwirbels in der unteren Stratosphäre sowiePhase und Amplitude von planetaren Wellen in derTroposphäre gibt.Wenn der Polarwirbel stark ist,ergibtsich gerade eine solche Wellenstruktur, die zu den nachVulkanausbrüchen beobachteten Temperaturanoma-lien gehört. Dieses Muster ist ein natürliches Variabi-litätsmuster, das der Atmosphäre innewohnt. Es kanndeshalb leicht angeregt werden und ist nicht auf Vulkan-ausbrüche beschränkt. Auch der zunehmende Treib-hauseffekt, die Beeinflussung von Ozon durch dieFCKWs und sogar solare Variationen können diesesMuster anregen (GRAF et al. 1995, SHINDELL et al.

135H. Graf: Klimaänderungen durch Vulkanepromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002


1999). Der Mechanismus, der zu diesem Verhaltenführt, ist vereinfacht gesagt so, dass in der Troposphäreangeregte (z. B. durch Gebirge oder Land-Meer-Kon-traste) planetare Wellen normalerweise in die Strato-sphäre vordringen und dort zu Erwärmung führen.Dieses Vordringen wird ab einer bestimmten kritischenzonalen Windgeschwindigkeit verhindert (CHARNEYund DRAZIN 1961). Dann wird die Energie der plane-taren Wellen reflektiert, überlagert mit der ursprüng-lichen Welle in der Troposphäre und erzeugt schließlichein bestimmtes stationäres Wellenmuster.

Wenn der Polarwirbel extern angetrieben wird (wiez. B. durch die starke Absorption von Wärmestrahlungam vulkanischen Aerosol in den Tropen und den damit

verstärkten Temperaturgradienten zwischen Äquatorund Pol) werden die sonst auftretenden plötzlichenstratosphärischen Erwärmungen unterdrückt und derstarke Polarwirbel bleibt den ganzen Winter über er-halten. Dabei wird die untere Stratosphäre innerhalbdes isolierten Wirbels kalt gehalten. Wenn äußererAntrieb fehlt, kommt es häufiger zu plötzlichen Erwär-mungen, die den Wirbel abschwächen oder gar aufbre-chen. Diese Prozesse werden von Klimamodellen rela-tiv gut widergespiegelt und deshalb war es möglich,auch die im Winter beobachteten uneinheitlichen Tem-peraturanomalien nach der Pinatubo-Eruption in sehrguter Übereinstimmung mit Beobachtungen zu model-lieren (Abb. 7-5). Vulkanausbrüche können daher alsein besonders guter Test für Klimamodelle gelten.

Abb. 7-2:

Beobachtete (oben) nach KELLYet al. (1996) und modellierte (unten)globale Temperaturanomalien nachder Pinatubo-Eruption im Juni 1991(schwarzes Dreieck). Beobachtungensind im Mittel um +0,4 °C nach obenverschoben worden. Das Modell vonHANSEN (1992) enthält praktischkeine Stratosphäre und kann die „Win-tererwärmung“ nicht rekonstruieren.Das Modell von KIRCHNER et al.(1999) kann mit seiner schwach aufge-lösten Stratosphäre zumindest ansatz-weise den Zeitverlauf der beobach-teten Temperatur nachvollziehen.

Abb. 7-1:

Temperaturabweichungen vom langjäh-rigen (1979-90) Mittel in der unterenStratosphäre nach dem Ausbruch desMt. Pinatubo im Juni 1991. Die Datenberuhen auf Mikrowellenmessungen desNOAA-MSU-Gerätes. Man beachte diedurchgehende Erwärmung in den Tropenim Vergleich zu niedrigen Temperaturenin hohen Breiten, vor allem im zweitenWinter.Abstand der Isothermen 1 °C.

Abb. 7-3:

Temperaturanomalie (bezüglich demMittel 1986-1990) in der unteren Tropo-sphäre nach der Pinatubo-Eruption. Sa-tellitendaten von NOAA-MSU, Kanal2LT.Abstand der Isothermen 1 °C.

137H. Graf: Klimaänderungen durch Vulkanepromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

4 Chemische Effekte

Vulkanische Aerosole beeinflussen nicht nur die Strah-lungsströme in der Stratosphäre, sondern auch chemi-sche Prozesse.Am wichtigsten ist dabei der Einfluss aufdas Ozon.Die Reaktionen,die Ozon bilden und zerstö-ren, sind abhängig von ultravioletter Strahlung,Tempe-ratur und dem Vorhandensein von Oberflächen, andenen heterogene chemische Reaktionen stattfindenkönnen. All diese werden durch Vulkane beeinflusst.Durch die Erwärmung der aerosolführenden Schichtder Stratosphäre kommt es zu einer Anhebung derIsentropenflächen und das auf ihnen transportierteOzon gelangt in höhere Atmosphärenschichten. Dortkommt es wegen der höheren Energiedichte der Solar-strahlung zur vermehrten Photodissoziation von Ozonund damit zur Absenkung der Gleichgewichtskonzen-tration von Ozon,also zu einem effektiven Ozonabbau.In gleicher Richtung kann auch durch das Aerosol rück-gestreutes und mehrfach gestreutes Sonnenlicht wirken.

Heterogene Chemie,die zum plötzlichen Entstehen desantarktischen Ozonlochs in jedem Jahr seit 1979 führt,spielt sich an der Oberfläche von aus Salpetersäure undWasser bestehenden Elementen der polaren Stratosphä-ren Wolken ab. Diese entstehen nur bei sehr niedrigenTemperaturen und sind über der Arktis entsprechendseltener. Bei diesen heterogenen Reaktionen wird dasaus FCKW stammende anthropogene Chlor in derStratosphäre aktiviert und kann dann nach dem Endeder Polarnacht sehr schnell Ozon zerstören (SOLOMONet al. 1996).Die gleichen Reaktionen können aber auchauf den aus Wasser und Schwefelsäure bestehendenvulkanischen Aerosolen ablaufen. Dann ist dieser Pro-zess nicht mehr auf die extrem kalten Polargebietebeschränkt und ist ganzjährig global wirksam.So wurde

nach dem Pinatubo-Ausbruch 1991 eine Reduktion desGesamtozons in den Tropen von 2 % und in mittlerenBreiten von 7 % gemessen (ANGELL 1997). Innerhalbder Aerosolwolke war der Ozonabbau noch viel stärkerund erreichte –20 % bis –30 % (ANSMANN et al.1996)in mittleren nördlichen Breiten.Die Folge dieses Ozon-abbaus war eine Zunahme der ultravioletten Strahlungam Boden, da die Abnahme der Ozonkonzentrationgeringere UV-Absorption in der Stratosphäre bedingte,die durch die etwas verstärkte Rückstreuung von UVdurch das Aerosol nicht kompensiert wurde.

Die geringere Ozonkonzentration und deshalb gerin-gere UV-Absorption in der Aerosolwolke führte zueiner geringeren Erwärmung im Bereich der PinatuboAerosolwolke – die oben besprochenen dynamischenEffekte waren daher reduziert. Modellrechnungen vonKIRCHNER et al. (1998, 1999) haben gezeigt, dass die-ser Effekt etwa ein Drittel des Gesamteffekts ausmacht.Wenn die Maßnahmen zum Schutze der Ozonschichtweiter greifen, wird ein ähnlich starker Vulkanaus-bruch wie der des Pinatubo in Zukunft sich wieder stär-ker auf die Zirkulation und damit auf die winterlichenKlimaanomalien auswirken.

5 Zusammenfassende Wertung

Vulkanische Großeruptionen, bei denen einige Millio-nen Tonnen von Schwefeldioxid und/oder Schwefel-wasserstoff in die Stratosphäre gelangen, sind generellin der Lage, das Klima zumindest über einen Zeitraumvon 1 bis 2 Jahren deutlich zu beeinflussen. Initial-effekte werden durch Absorption und Streuung vonSonnenstrahlung bzw. terrestrischer Wärmestrahlungangeregt. Diese können zu Änderungen der Zirkula-

Abb. 7-4:

Konventionelle Temperaturanomalien in2 m über Grund. Daten von JONES undBRIFFA (1992).Abstand der Isothermen1 °C.

Abb. 7-5:

Mit einem Klimamodell (ECHAM4) simu-lierte Temperaturanomalien der unterenTroposphäre, die der vertikalen Wichtungdes MSU 2LT-Kanals entsprechen (vgl.Abb. 7-3). Schattierte Flächen entsprechensignifikanten Anomalien mindestens aufdem 80 %-Niveau. Das Modell wurde mitbeobachtetem Pinatubo-Aerosol angetrie-ben (STENCHIKOV et al. 1998). Abstandder Isothermen 1 °C.


tion der Atmosphäre führen, deren advektiv bedingteTemperatur- und Niederschlagsanomalien die reinenStrahlungseffekte je nach Region verstärken, schwä-chen oder sogar ins Gegenteil kehren. Die Rolle vonSerien von Vulkanausbrüchen für das Entstehen derkleinen Eiszeit wird diskutiert, ist aber, wie auch einkausaler Zusammenhang zwischen dem Fehlen vonGroßausbrüchen etwa von 1912 bis 1963 und der imgleichen Zeitraum stattfindenden globalen Erwärmung,nicht nachgewiesen. Nachgewiesen ist jedoch der Ein-fluss des Menschen auf die Wirkung von Vulkanaerosolvor allem hinsichtlich des stratosphärischen Ozons.Erst nachdem mit dem Freisetzen von FCKWs einChlorreservoir in der Stratosphäre geschaffen wurde,wirkt das Schwefelsäureaerosol ozonabbauend. Unternatürlichen Bedingungen war dagegen eine Zunahmevon stratosphärischem Ozon zu erwarten. Die men-schengemachte Ozonvernichtung durch vulkanischesAerosol wirkt auch der Aufheizung der Aerosolschichtentgegen und dämpft damit die dynamischen Auswir-kungen von Vulkanaerosol auf die stratosphärischeund troposphärische Zirkulation.

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Die vorherrschenden Ziele und Aufgabendes SMHI sind die Erzeugung hoch-wertiger planungs- und entscheidungs-relevanter Daten und Dienstleistungen zumöglichst niedrigen Kosten für die wetter-und wasserabhängige Wirtschaft.

Alle Produkte des SMHI sind auf denBedarf von Kunden der verschiedenstenSektoren ausgerichtet.Das SMHI verstehtsich daher als ein modernes kundenorien-

tiertes Know-how-Unternehmen,das eben-so leistungsfähig wie andere vergleichbareAnbieter des privaten Sektors sein will.Das Institut bietet Dienstleistungen unter-schiedlicher Art an, einschließlich Bera-tungsverträge oder Gutachten.Das Exper-tenwissen des SMHI auf den GebietenMeteorologie, Hydrologie und Ozeano-graphie fließt in zahlreiche Analysen undBerichte ein. Themen in Verbindung mitUmwelt- und Klimabeobachtung sind im-mer wichtiger geworden. Um den Anfor-derungen der Kunden und neuen Heraus-forderungen gewachsen zu sein, muss dasInstitut dynamisch arbeiten.Durch strengeRationalisierungsmaßnahmen wurde dieBelegschaft in den 90er Jahren um etwa40 % abgebaut, gleichzeitig wurden Pro-duktion, Dienstleistungen und die Anzahlder F&E-Mitarbeiter aufgestockt. Heutebeschäftigt das Institut etwa 550 Mitarbei-ter. Diese Zahl ist stabil und im letztenJahr sogar leicht gestiegen. Der Anteilausländischer Mitarbeiter hat sich erhöht,Wissenschaftler aus Deutschland sind da-bei zahlenmäßig am stärksten vertreten.

Geschichtlicher RückblickProfessor Anders Celsius in Uppsala be-gann 1737 mit seinen meteorologischenBeobachtungen, auch die älteste hydro-logische Aufzeichnung in Schweden stammtaus dieser Zeit. Mitte des 19. Jahrhundertswurden erste Netzwerke eingerichtet und1873 wurde das SMHI als nationaler Wetter-und Klimadienst gegründet, im gleichenJahr wie die Internationale Organisationfür Meteorologie (IMO). Die Aufgabendes Instituts wurden dann auf das Gebietder Hydrologie und später auch auf dieOzeanographie ausgeweitet. Viele Jahr-zehnte spielten numerische Modelle einewichtige Rolle in unserer Arbeit, und einGrund für ihre frühzeitige Einführungwar die Rückkehr von Professor C. G.Rossby aus den USA. Die NWV-Routinewurde 1956 zusammen mit der Universität

Blick nach draußen

Das schwedische SMHI – klein aber fein

Das schwedische Institut bietet viel mehr als nur Wetter:Erfolg durch vielfältiges Angebot“„

Abb. 1:

In den letzten Jahren gab es in Schwedenmehrere schwere Überschwemmungen.DieWettervorhersage liefert Daten über Nie-derschlagsmengen und im Küstenbereichauch Wasserstandsvorhersagen nach demozeanographischen Modell über die Was-serstände im Überschwemmungsgebiet.

Stockholm und der schwedischen Luft-waffe eingeführt. Die SMHI-Zentrale be-fand sich bis 1975 in Stockholm und wurdedann nach Norrköping verlegt. Seitherwurde die Dienstleistungspalette durchtechnische und wissenschaftliche Neuerun-gen und durch die Suche nach neuen Märk-ten für das SMHI erheblich ausgeweitet.

DienstleistungenDas SMHI ist zwar ein relativ kleinesInstitut,dennoch umfasst unsere Tätigkeitdrei Schwerpunkte: Meteorologie, Hydro-logie und Ozeanographie (MHO). UnsereDienstleistungspalette wird nach einerabgeschlossenen Organisationsänderungmit Beginn des Jahres 2003 folgende dreiEbenen umspannen:(i) Infrastruktur- undBasisdienste, (ii) Auftragsarbeiten und(iii) Kommerzielle Dienste.

(i) Infrastruktur- und BasisdiensteDas SMHI bietet Infrastruktur- und Basis-dienste. Der Bereich Dienstleistungen fürdie Allgemeinheit im Institut ist verant-wortlich für die Pflege der meteorologi-schen, hydrologischen und ozeanographi-schen Infrastruktur,das heißt die Erfassungund Verarbeitung von Daten,Vorhersagen(Modelle wie HIRLAM, HIROMB) unddie Herausgabe von Unwetterwarnungenfür die gesamte Bevölkerung. Dieser Ab-teilung obliegt auch die Vorbereitung aufKatastrophenfälle wie beispielsweise beiFreisetzung von Radioaktivität, Öl oderChemikalien in Luft und Wasser. Schließ-lich liefert die Abteilung zivile Planungs-daten, und es werden spezielle Überein-künfte (siehe unten) mit den öffentlicheStellen kurzfristig abgestimmt. Die Arbeitder Abteilung wird aus öffentlichenMitteln finanziert. Die Kundennähe istdurch enge Kontakte mit Ministerien undverschiedenen Behörden gewährleistet.Dabei sorgen Sondervereinbarungen fürKontinuität der Dienste. Eine Anzahl anVereinbarungen zwischen dem SMHI undden Streitkräften hat zu einem schritt-weisen Ausbau der Zusammenarbeit zumWohl beider Einrichtungen geführt.

Das Büro für Wettervorhersagen befindetsich in Norrköping. Den diensthabendenMeteorologen obliegt die Aufsicht über dieDatenbank mit Vorhersagedaten für allewichtigen Wettermeldungen rund um dieUhr mit einer großen Zahl unterschied-licher Variablen. Diese Datenbank wirdim Lauf des Tages ständig aktualisiert. DieDaten stammen von ECMWF, verschie-

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denen HIRLAM-Versionen, MESAN(Mesoskalige Analyse), usw. und werdenalle nachbearbeitet. Der diensthabendeMeteorologe gibt auch Basisvorhersagenheraus und ist stets vorbereitet, anhandbestimmter Kriterien Unwetterwarnungenzu veranlassen und bei einem Atomunfallfestgelegte Routinen auszulösen. NachTschernobyl wurden Systeme und Mo-delle zur Simulation der Freisetzung undweiträumigen Ausbreitung radioaktivenMaterials konsequent weiterentwickelt.Für die Reaktion bei Atomunfällen wirdheute das MATCH-Modell angewandt(siehe unter Forschung beim SMHI). Die-ses Modell wurde beim SMHI als Not-fallsystem bei Atomunfällen eingeführtund kann kurzfristig angewandt werden;es liefert dann Vorhersagen über Kon-zentration und Niederschlagsgebiete.Diese Daten werden an die zuständigenBehörden wie das schwedische Strahlen-schutzinstitut weitergeleitet. Für den ausöffentlichen Mitteln finanzierten Basis-wetterdienst sind in Schweden ständigetwa 12 Personen im Dienst.

Die mit den täglichen hydrologischen Vor-hersagen betraute Gruppe arbeitet eng mitder Wettervorhersagegruppe zusammenund gehört der gleichen Abteilung an.Wiebei den Meteorologen gibt es bei ihr Warn-routinen und bei Überschwemmungensteht sie über spezielle Kommunikations-und Meldesysteme mit den lokalen oderregionalen Notdiensten in Verbindung.

Der offizielle, infrastrukturbezogene Teildes SMHI möchte Anbieter von Diensten,Rundfunksender,Endverbraucher und dieForschung bedienen. Ein Mitarbeiter istspeziell für diese Märkte, ihre Erfor-schung, Werbung und Bedienung zustän-dig. Es steht ein umfangreiches Daten-banksystem zur Verfügung, das ständigaktualisiert wird.

(ii) AuftragsarbeitenAls eine Einrichtung, die aus öffentlichenMitteln finanziert wird,arbeitet das SMHIim Rahmen seiner Zuständigkeitsgebietemit nationalen und internationalen öffent-lichen und halböffentlichen Körperschaf-ten zusammen. Diese Zusammenarbeitkann einen Umfang erreichen,bei dem dieMittel des SMHI die entstehenden Kostennicht mehr decken können oder dürfen.Solche Arbeiten müssen häufig aus ande-ren Quellen finanziert werden, etwa ausBeiträgen zur Infrastruktur oder durchÜbernahme entgeltlicher Aufträge, beidenen die Kosten, die dem SMHI bei derArbeit entstehen, durch die vereinbarteVergütung gedeckt werden. Solche Ver-träge müssen aber stets mit dem opera-tiven Auftrag, den das SMHI von derRegierung erhalten hat, in Einklangstehen. Die schwedische Umweltschutz-behörde und die schwedische Rettungs-dienstzentrale sind heute die zwei größtenEinzelkunden des SMHI. Um vorhande-nes Umwelt-Know-how bestmöglich zunutzen, hat die schwedische Umwelt-schutzbehörde die Initiative ergriffen, umihr Fachwissen und ihre Einflussmöglich-keiten zu stärken und dafür im Rahmenzweier großer Aufträge, an denen dasSMHI mitgewirkt hat, stärkere Einsatz-einheiten gebildet. Das SMHI unterstütztdie schwedische Umweltschutzbehördemit einer Reihe von Auftragsarbeiten beiihrer sehr umfangreichen Tätigkeit durchUmweltbeobachtungen und Überwachungumweltrelevanter Ziele. Das profundeFachwissen des SMHI auf dem GebietMHO und seine Erfahrung mit Datenban-ken und Modellen fließen in langfristigeProjekte ein,in denen es als zentrale Daten-verwaltung und Umweltbeobachter (mari-ne Umwelt, Luftchemie und Emissionen)tätig ist. Darüber hinaus führt das SMHIzahlreiche entwicklungsorientierte Auf-tragsarbeiten, vor allem zum Einsatz vonModellen und Systemen als Grundlage fürdie Entscheidungsfindung in Umweltfra-gen,durch.So wurde beispielsweise HOME(Hydrology, Oceanography, Meteorologyfor the Environment) gegründet, ein Pro-jekt, mit dem die Kerntätigkeit des SMHImöglichst schnell und effizient zu Gunstenvon Umweltschutzmaßnahmen genutztwerden kann,beispielsweise in Verbindungmit bestimmten starken Überschwem-mungsperioden in den letzten Jahren.

Abb. 2:

Das Wettervorhersagebüro in Norrköping,Teil der Infrastruktur- und Basisdienste.

(iii) Kommerzielle DiensteDie kommerziellen Dienste beruhen aufder meteorologischen, hydrologischen undozeanographischen Infrastruktur. DieserTeil des SMHI gilt als eigenständigerDienstleister und wird daher meist auchwie jeder andere Dienstleister behandelt,der Zugang zur meteorologischen, hydro-logischen und ozeanographischen (MHO)Infrastruktur in Schweden hat.

Der kommerzielle Bereich des SMHIwurde in den letzten zehn Jahren in dreiAbteilungen gegliedert.Die Abteilung Medien und kommerzielleDienstleistungen liefert Dienste für Kun-den, die dann direkt oder indirekt wiedereinzelne Endverbraucher beliefern. Diessind Kunden im Bereich Massenmedien,Landwirtschaft, Gewerbe und Tourismussowie öffentliche Auftraggeber.Die Abteilung Umwelt- und Energiedienst-leistungen liefert meteorologische, hydro-logische und ozeanographische Dienst-leistungen für Kraftwerksbetreiber, Bau-und Umweltindustrie. Seine Leistungs-palette umfasst Beratung, Vorhersage undAnalyse für den schwedischen und deninternationalen Markt.Die Abteilung Verkehrsdienstleistungenist verantwortlich für alle Tätigkeiten inVerbindung mit dem Verkehrswesen.Dazu gehören Produkte und Dienst-leistungen für die Verbesserung der Luft-verkehrssicherheit und -effizienz, für diePflege von Straßen und Schienenwegen,vor allem im Winter, und für die Schiff-fahrt. Die schwedische zivile Luftfahrt-behörde ist der größte Kunde und auch dieNationale Straßenverwaltung ist ein wei-terer wichtiger Kunde. Im Schifffahrts-sektor bedient das SMHI drei großeMärkte, nämlich Dienstleistungen für Eis-brecher, für Schiffe und Fähren in euro-päischen Gewässern und den transozea-nischen Schiffsverkehr.

Die kommerziellen Abteilungen habenihre eigenen Produktionszentren, die vonder Infrastruktur getrennt sind und sich inSundsvall, am Flughafen Stockholm inArlanda, Norrköping, Göteborg undMalmö befinden. Die meisten Mitarbeiterim Bereich „Vorhersage“ arbeiten indiesen Büros.Der allgemeine Bedarf an modernen me-teorologischen,hydrologischen und ozeano-graphischen Diensten ist deutlich erkenn-bar und in stetem Wandel begriffen. An-gesichts des potenziellen Bedarfs wird ein

141promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002 Der schwedische Wetterdienst (SMHI)

effizienter Marktmechanismus mit kompe-tenten Akteuren des privaten und öffent-lichen Sektors benötigt. In den letztenJahren wurde der Geschäftsbetrieb desSMHI durch schärferen Wettbewerb underhöhten Preisdruck zunehmend schwe-rer. Der schwedische Markt ist in vielenBereichen praktisch gesättigt. Dennochhält das SMHI eine starke Position inne,obwohl die Forderung nach erhöhtenInvestitionen in Form von Produktent-wicklung und Marktbetreuung immerlauter wird. Durch die Tätigkeit auchjenseits der schwedischen Grenzen, unterden gleichen Bedingungen wie eine pri-vate Gesellschaft,versucht das SMHI,sicheinen größeren Markt zu erschließen.

Weitere BetriebselementeEin weiteres Standbein ist der BereichInterner Betrieb und Forschung, der dieanderen Abteilungen mit Wissen und In-formationen bedient. Zu seinen Aufgabengehören Forschung und Systementwick-lung, der Betrieb der technischen Systemeund die Verwaltung. Er bildet somit einBindeglied zwischen den öffentlich finan-zierten und den kommerziell betriebenenTeilen des SMHI und unterstützt beidemit der SMHI-internen Infrastruktur.

Das Rossby Centre ist eine Forschungs-gruppe, die im Rahmen des SWECLIMKlimaforschungsprogramms mit Klima-modellen arbeitet. Die Arbeit diesesZentrums hat bereits Basisdaten überschwedische Klimaszenarien geliefert, diewiederum Grundlage für Sensibilitäts-und Verletzbarkeitsstudien verschiedenerschwedischer Sektoren waren und anUNFCCC als dritte nationale Kommuni-kation gemeldet wurden. Mehr über dieForschung und das Rossby Centre weiterunten.

In der ab dem Jahre 2003 gültigen Organi-sationsform erhält der Bereich Forschungund Entwicklung (F&E) dadurch ein hö-heres Gewicht, dass Aufgaben und Zieledes Rossby Centre und des früheren F&E-Bereichs eng verzahnt werden. Die Infor-mationstechnologie (IT) wird zukünftigeinen zusätzlichen, mehr eigenständigenBereich erhalten. F&E und IT sollen zumeinen die drei Ebenen der Dienstleistungspalette (s. o.) durch jährliche verbindli-che Lieferungen unterstützen zum ande-ren aber neuerdings die Freiheit haben,langfristig Kompetenzen entsprechendder SMHI-Strategie zu entwickeln.

Das SMHI und die Internationale ZusammenarbeitWegen seines breit gefächerten Leistungs-spektrums und der relativ kleinen Mann-schaft und auch wegen der Bestrebungen,die Dienstleistungspalette innerhalb einesbeschränkten Budgets auszuweiten, ist dasSMHI auf Zusammenarbeit angewiesen.

Gemeinsam mit anderen nationalen Wet-terdiensten in Europa haben wir schonseit langem erkannt, wie wichtig eineengere Zusammenarbeit ist. Die Grün-dungen von ECMWF und später vonEUMETSAT sind ein Erfolg der starkenGemeinschaft der westeuropäischen Wet-terdienste. Das EUMETNET-Netzwerkaus 18 europäischen Wetterdiensten hat mitder Einrichtung eines gemeinsamen euro-päischen Beobachtungsnetzes, EUCOS,das derzeit unter der Leitung des briti-schen Wetterdienstes steht, einen wichti-gen Schritt in die Zukunft vollzogen.Unter dem Dach von EUMETNET laufenderzeit mehrere hochinteressante Tätig-keiten, und das SMHI ist vor allem dank-bar für die Initiativen des DWD zu Fragender Klimabeobachtung. In meteorologi-schen Themen gibt es seit vielen Jahrzehn-ten eine enge Zusammenarbeit zwischenden skandinavischen Ländern. HIRLAMund NORDRAD sind dadurch heute zuMarkenzeichen geworden. Die skandina-vische Zusammenarbeit wird dank einerformellen Vereinbarung unter dem TitelNORDMET von Jahr zu Jahr stärker.Auch auf dem Gebiet der Ozeanographiewird die Zusammenarbeit in Europasowie im Gebiet Skandinavien/Ostseekontinuierlich ausgeweitet. Das Sekre-tariat von EuroGOOS befindet sich jetztin der SMHI-Zentrale in Norrköping.Aufregionaler Ebene wurde BOOS speziellfür die Ostsee gegründet.Im letzten Jahr hat das SMHI innerhalbdes Baltic-HYCOS-Netzes, einer von derWMO ins Leben gerufenen Verknüpfungaus Warn-, Klimabeobachtungs- und Um-weltschutzsystemen aktiv die verstärkteKoordination der hydrologischen Infra-struktur in den Ostseeanrainerstaatenunterstützt.

Der schwedische nationale Wetterdienstist aktives Mitglied bei ECOMET. Für dasSMHI ist ECOMET ein Hilfsmittel fürden freien, ungehinderten Austausch vonWetterdaten zwischen den nationalenWetterdiensten gemäß ihrer operativenFunktionen entsprechend den WMO-

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Übereinkünften. ECOMET ist ferner dernationale Wetterdienst in Westeuropa,derfür die größte Verfügbarkeit von Basis-wetterdaten und Produkten für kommer-zielle Anwendungen über öffentliche undprivate Anbieter von Diensten und Rund-funkbetreiber sorgt.

Mehr über die internationale Zusammen-arbeit ist dem Abschnitt F&E zu ent-nehmen. Grundsätzlich ist festzustellen,dass die nationalen Wetterdienste gemein-sam, durch ausgewogenes Geben undNehmen, ihre Ziele besser und kosten-günstiger erreichen können.

Die Forschung beim SMHISchlüsselthemen des Bereichs F&E sindModelle, anwendungsorientierte Entwick-lung und Support sowie Zusammenarbeit.

Der Bereich Forschung umfasst fünf Ar-beitsgruppen: Meteorologische Analysenund Vorhersagen, Fernerkundung undStrahlung, Luftqualität, Ozeanographieund Hydrologie. Umweltspezifische For-schungsprojekte sind fachgebietsüber-greifend. Das Rossby Centre ist einespezielle Forschungseinheit, die direktdem Generaldirektor unterstellt ist.

Ein Schwerpunkt ist die Arbeit mit Mo-dellen, wobei das Kernmodell das nume-rische Wettervorhersagemodell HIRLAMist. Mit ihm ist ein großer Teil der übrigenModellarbeit verknüpft.Dies gilt natürlichauch für die operativen Prozesse:HIRLAMliefert die Eingangsdaten für andere Mo-delle und wird andererseits als räumlichbegrenztes Modell vom ECMWF-Modellgesteuert.Wichtige Modelle und Analyse-systeme sind beispielsweise MESAN, dasmeteorologische Analysesystem mittleren

Maßstabs, das Modell zur Wolkenklassi-fizierung mit Satellitendaten, Verfahrenzur Visualisierung von Radardaten undMATCH, das regionale Spurenelement-Ausbreitungs- und Chemiemodell.MATCHbedeutet „Multiscale Atmospheric Trans-port and Chemistry Model“ und bildet ineinem dreidimensionalen Rahmenwerk dieBasisprozesse ab,die die Quellen,die Aus-breitung in der Luft und Niederschlägeatmosphärischer Spurenelemente steuern.

Seit Mitte der 80er Jahre ist das SMHI ander internationalen Zusammenarbeit beiden HIRLAM-Modellen beteiligt,der jetzt9 Länder angehören:Dänemark,Finnland,Frankreich, Irland, Island, Niederlande,Norwegen, Schweden und Spanien; siehedazu auch: www.knmi.nl/hirlam/. DasSMHI hat in diese Zusammenarbeit vorallem die Datenassimilation eingebracht.

Das SMHI arbeitet an vier EUMETSATSAFs mit, wobei der Schwerpunkt aufWolken, Niederschlag und Schneeanaly-sen liegt. Das SMHI ist hier in dem SAFzur Klimamonitoring mit dem DWD be-sonders stark verbunden. Wegen derwachsenden Bedeutung von Satelliten-daten bei verschiedenen Anwendungenarbeiten etwa zehn Forscher an der Satel-litendatenauswertung.

Das Basismodell für die Hydrologie ist seit25 Jahren das HBV-Modell. Dieses beimSMHI entwickelte Modell wird in vielenLändern der Welt angewandt. Es existiertheute in verschiedenen Versionen und dasSMHI arbeitet aktiv an der Entwicklungchemischer und biologischer Modellmo-dule.Die Verknüpfung von Hydrologie undMeteorologie ist sowohl in der realen Weltals auch in der Forschung und der Arbeitdes SMHI eine natürliche Gegebenheit.

Auch das ozeanographische ModellHIROMB hängt von der Parameterein-gabe aus HIRLAM ab. Ein Großteil derozeanographischen Forschung betrifft dieOstsee und ihre besondere Problematikmit Eis,Algenwachstum,Wasseraustauschmit der Nordsee sowie die physikalischen,dynamischen und bio-geochemischen Pro-zesse des Meeres mit den 13 Anrainer-staaten seines Einzugsgebietes. Die Ver-knüpfung zwischen Fachgebieten undModellen für das Ostseegebiet wird inBALTEX untersucht, wo auch das SMHIstark beteiligt ist.

Die sinnvolle Verknüpfung zwischen denModellen ist auch der Schlüssel für denErfolg des Rossby Centre beim SMHI,dasim Rahmen des schwedischen Klimapro-gramms SWECLIM arbeitet. Es hat einregionales Modell für die Auswertung glo-baler Modellergebnisse bis hundert Jahrein die Zukunft entwickelt. Die Ergebnissevon SWECLIM waren ein wichtiger Teildes 3. Nationalen Beitrags zur Klima-schutzkonvention und beinhalten stich-haltiges Material für die Bewertung vonEinfluss, Verletzlichkeit und Anpassungs-fähigkeit der schwedischen Gesellschaftbei einem möglichen Klimawechsel.

Die F&E-Gruppen des SMHI sind sowohlin der Belegschaftszahl als auch in ihrer Be-deutung für das Institut gestiegen. Die Zu-sammenarbeit ist innerhalb Europas durchverschiedene semi-permanente Strukturenin der EU stärker geworden.Klimabeobach-tung und Umweltschutzthemen aus fach-gebietsübergreifender Sicht sind die Stärkendes SMHI, das international anerkannt ist.

ZusammenfassungWesentliche Merkmale des SMHI sind dasbreite Aufgabenspektrum, das drei mo-derne Schwerpunktgebiete umfasst, diestarke Interaktion mit Partnern und Kun-den und das hohe Maß an Automatisie-rung der Dienstleistungen.

Erik LiljasInternationale ZusammenarbeitSMHI-ZentraleFolkborgsvägen 1S-601 76 NorrköpingTel.: 0046 11 495 80 00Fax: 0046 11 495 80 01E-Mail: [email protected]://www.smhi.se

© SMHI 2002Abb. 3: Der SMHI Gebäudekomplex wurde 1974-75 in einem früheren

Marktgarten in der Nähe des Stadtzentrums von Norrköpinggebaut.


Geschichte

Die Brandenburgische Technische Uni-versität (BTU) Cottbus wurde nach derWiedervereinigung Deutschlands am 15.Juli 1991 als bislang einzige technischeUniversität im Land Brandenburg mitvier Fakultäten gegründet:Fakultät 1: Mathematik, Naturwissen-

schaften und Informatik,Fakultät 2:Architektur, Bauingenieur-

wesen und Stadtplanung,Fakultät 3: Maschinenbau, Elektrotech-

nik und Wirtschaftsingenieurwesen,Fakultät 4: Umweltwissenschaften und

Verfahrenstechnik.

Dazu kam ein übergreifendes Zentrumfür Technik und Gesellschaft.Die Fakultät4 „Umweltwissenschaften und Verfah-renstechnik“ erhebt dabei den Anspruch,wesentlich zur Lösung von lokalen, regio-nalen und globalen Umweltproblemendurch Zusammenführung von natur- undingenieurwissenschaftlichen Grundlagenmit Managementaspekten beizutragen.Daraus erklärt sich zwanglos die fächer-übergreifende Fakultätsgliederung mitden vier Schwerpunkten Umweltmanage-ment, Umwelttechnik, Verfahrenstechnikund Boden-Wasser-Luft. Im zuletzt ge-nannten Fakultätsteil ist auch der nach-folgend vorgestellte Lehrstuhl Umwelt-meteorologie zusammen mit den Lehr-stühlen für Altlasten, Bodenschutz undRekultivierung, Umweltgeologie aus demBereich „feste Erde“ und den Lehrstüh-len Gewässerschutz sowie Hydrologieund Wasserwirtschaft aus dem Bereich„Wasser“ als einer von zwei „Luft“-Lehr-stühlen eingeordnet. Zusammen mit demLehrstuhl Luftchemie und Luftreinhal-tung (Inhaber: Prof. Dr. Detlev Möller)vertritt er die Belange der Atmosphären-wissenschaften an der BTU Cottbus.

Der Lehrstuhlbetrieb begann zum 01. 02.1996 mit dem Einzug von zwei Personen(neben dem Autor als Lehrstuhlinhabernoch Herr Dipl.-Met. Hubert Schmidt alswissenschaftlicher Mitarbeiter) in dieebenso frisch renovierten wie vollständigleeren Räume im oberen Stockwerk einerVilla aus den 30iger Jahren des vergan-genen Jahrhunderts, die in Abb. 1 zu sehenist. Da zum Sommersemester 1996 derVorlesungsbetrieb aufzunehmen war,blieb nur wenig Zeit zur Beschaffung derGrundausstattung an Möbeln, Kommuni-kationseinrichtungen,Computern,Litera-tur, Geräten usw. In der Rückschau nachnur etwas mehr als sechs Jahren erscheintdiese chaotische Anfangsphase in derauslaufenden Nach-Wende-Zeit als einegemeinschaftsfördernde, aber hoffentlichniemals wiederkehrende Episode. Mitt-lerweile sind die Berufungszusagen imHinblick auf Personal und Geräteaus-stattung weitgehend erfüllt. Zum grund-finanzierten Personal gehören – nebendem Lehrstuhlinhaber – ein unbefristeteingestellter wissenschaftlicher Mitarbei-ter, ein wissenschaftlicher Assistent, ein

Ingenieur und eine Sekretärin sowie stu-dentische und wissenschaftliche Hilfs-kräfte.Hinzu kommen (gegenwärtig zwei)wissenschaftliche Mitarbeiter, die ausDrittmittelprojekten finanziert werden.

Die finanziellen Mittel der Gerätegrund-ausstattung wurden zu etwa gleichenTeilen in Rechentechnik und Messgeräte(einschließlich Datenerfassung) investiert.Dadurch können sowohl die Interessen inder Forschung, die schwerpunktmäßig imBereich der mesoskaligen Atmosphären-modellierung liegen und weiter untenausführlicher beschrieben werden, alsauch die Notwendigkeiten der (Ingenieur-)Ausbildung, die Praxisbezug und damitauch das Arbeiten mit Instrumenten er-fordern, bedient werden.

Ausbildung

Die Fakultät „Umweltwissenschaften undVerfahrenstechnik“ bietet insgesamt vierStudiengänge an. In zweien, nämlich imDiplom-Studiengang „Umweltingenieur-wesen“ (früher „Umweltingenieurwesen

Institute stellen sich vor

E. SCHALLER

Der Lehrstuhl Umweltmeteorologie an der BrandenburgischenTechnischen Universität Cottbus

Abb. 1: Das gegenwärtige Domizil des Lehrstuhls Umweltmeteorologie

144 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002Der Lehrstuhl Umweltmeteorlogie an der Brandenburgischen Technischen Universität Cottbus

und Verfahrenstechnik“) und im inter-nationalen Studiengang „Environmentaland Resource Management“, der unterder Schirmherrschaft der „United Nationsof Environmental Programmes“ (UNEP)in Nairobi steht und anfangs im Rahmendes DAAD-Programms „Auslandsorien-tierte Studiengänge“ gefördert wurde, sindLehrveranstaltungen aus dem Bereich derAtmosphärenphysik Pflichtbestandteil desCurriculums. Daneben stehen die Vorle-sungen, Übungen und Seminare natürlichallen an der BTU Studierenden im Rah-men ihrer Wahlpflicht- bzw. Wahlfächeroffen. Ein spezielles Weiterbildungsange-bot aus dem Bereich Meteorologie/Klima-tologie gibt es (aus personellen Gründen)bisher nicht.

Studiengang „Umweltingenieurwesen“

Im Studiengang „Umweltingenieurwesen“sind die Ingenieurwissenschaften, vor-zugsweise die Verfahrenstechnik, mit denNaturwissenschaften und dem Manage-ment in einer problemorientierten Weiseverbunden, die sich auf die technologi-schen, naturwissenschaftlichen, ökonomi-schen und planerischen Elemente derReinhaltung der natürlichen Medien Was-ser, Luft, Boden sowie des Recycling undder Ver- und Entsorgung von Siedlungs-und Gewerbegebieten richtet. Die Absol-venten des Studienganges sollen in derLage sein, die mit menschlichen Lebens-und Wirtschaftsräumen verbundenen, inder Regel komplexen (umwelt-)techno-logischen Probleme zu erkennen und zuanalysieren, Lösungen zu erarbeiten unddiese umzusetzen. Das Einsatzgebiet derAbsolventen liegt daher sowohl im kom-munalen Bereich als auch in Dienstleis-tungsunternehmen und Gewerbebetrie-ben, in letzteren vorzugsweise im betrieb-lichen Umweltschutz.

Diesem Absolventenprofil entsprechendbasiert das Grundstudium auf einer fun-dierten naturwissenschaftlichen und inge-nieurtechnischen Ausbildung. An dasGrundstudium schließt sich das Fach-studium an, das aus Pflicht-, Wahlpflicht-und Wahlmodulen besteht, wobei untereinem Modul eine interdisziplinäre Ein-heit von aufeinander bezogenen Lehrver-anstaltungen zu verstehen ist.In den Pflicht-modulen, die von allen Studierenden desStudienganges belegt werden müssen,wird weitergehendes ingenieur- und natur-wissenschaftliches Wissen vermittelt sowie

die Aneignung so genannter Metakompe-tenzen wie Teamfähigkeit, Befähigungzum Selbststudium und eigenständigem(lebenslangen) Lernen, Informationsselek-tion, Kritikfähigkeit usw. unterstützt. DieWahlpflichtmodule bilden den Kern derfachlichen Vertiefungen und sind daherauf bestimmte Problemstellungen ausge-richtet. Der Studierende muss eine be-stimmte Anzahl von Wahlpflichtmodulenbelegen und kann sich hierfür einerintensiven Studienberatung bedienen.Dabei können die Wahlpflichtmodule sozusammengestellt werden, dass sie einerempfohlenen Vertiefungsrichtung entspre-chen (Regelfall). Sie können aber auchfrei gewählt werden, falls der Studierendeein eher breit angelegtes Fachstudiumbevorzugt. Durch wechselndes Angebotvon Wahlpflichtmodulen kann das Fach-studium an aktuelle Erfordernisse ange-passt werden.

Eine der gegenwärtig empfohlenen Ver-tiefungsrichtungen ist „Luftreinhaltungund Klimaschutz“, die federführend vonden beiden „Luft“-Lehrstühlen getragenwird. Details des Lehrveranstaltungs-angebots sind auf der Homepage desLehrstuhls im Internet zu finden(http://alice.luft.tu-cottbus.de).

Internationaler Studiengang „Environ-mental and Resource Management“

Das Studium im Studiengang „Environ-mental and Resource Management“(ERM) besteht aus zwei unabhängigenProgrammen, die jeweils mit dem Erwerbeines akademischen Grades abgeschlos-sen werden. Damit ist es möglich, nacheiner Regelstudienzeit von drei Jahreneinen ersten berufsqualifizierenden Ab-schluss als Bachelor of Science (B.Sc.) zuerwerben. Darauf aufbauend kann nachweiteren zwei Studienjahren der Gradeines Master of Science (M.Sc.) erreichtwerden. In beiden Abschnitten ist jeweilsein Auslandssemester an einer der Partner-hochschulen eingeschlossen.Das Bachelor-Programm wurde zum Wintersemester1998/99 eingerichtet und um das Master-Programm zwei Jahre später ergänzt.Demnächst wird noch ein Doktoranden-programm das Studienangebot im ERMkomplettieren.

Die Gestaltung des ERM-Studiums setztsich deutlich vom Aufbau klassischer Stu-diengänge ab. Zunächst werden die Lehr-

veranstaltungen hauptsächlich in Englischabgehalten.Derzeit gilt dies für etwa 75 %im Bachelor und etwa 85 % im Master-programm. Auch hier – wie schon im Stu-diengang „Umweltingenieurwesen“ – istdas Studium modular aufgebaut, wobei imBachelor-Programm jeder Modul Pflicht-und Wahlpflichtfächer enthält, wohin-gegen im Master-Programm weitgehendeWahlfreiheit herrscht, um den jeweils un-terschiedlichen Vorkenntnissen der Stu-dierenden (entweder Absolventen des vor-ausgehenden BTU-Bachelorprogrammsoder neu eingeschriebene Studierende ausdem In- und Ausland) Rechnung zu tra-gen.Außer dem Sprachkurs und dem Stu-dienprojekt gibt es hier nur Wahlpflicht-veranstaltungen.

Dem modularen Aufbau des Studienan-gebotes entspricht ein modularer Aufbauder Prüfungsordnung, um zu studien-gangsübergreifenden Synergieeffekten zukommen. Ein wichtiges Ziel war hier dieReduktion der Anzahl der anmeldepflich-tigen Prüfungen. Alle Prüfungen außerder Bachelor- und Master-Arbeit sowiederen Verteidigung finden studienbeglei-tend statt. Die Erfolgskontrolle im ge-samten Studiengang basiert auf einemKreditpunktsystem, das sich an das ECTS(European Credit Point Transfer System)anlehnt. Neben der internen Kontroll-funktion (z. B. für Stipendiaten) leistet dasKreditpunktsystem wertvolle Hilfe beider Ermittlung der Vergleichbarkeit vonLehrveranstaltungen, die vorher oderwährend des Auslandssemesters an ande-ren Universitäten besucht wurden. Es istzudem eine unbedingte Voraussetzung fürdie inzwischen erfolgte Akkreditierungdes Studienganges.

Die ERM-Beiträge von Seiten des Lehr-stuhls Umweltmeteorologie umfassen diePflichtveranstaltung zur Strömungsme-chanik sowie verschiedene im Wahlpflicht-bereich angesiedelte Vorlesungen undÜbungen zur Schadstoffausbreitung. ImMasterprogramm werden Seminare undStudienarbeiten zur Erfassung der Um-weltbelastung (mit Praxisorientierung,z. B. in Bezug auf die aktuelle EU-Ge-setzgebung) und zur Klimaentwicklungdurchgeführt. Zwei Themen aus demSpektrum der aktuellen Forschungsarbei-ten (siehe folgendes Kapitel) sind in daskünftige Doktorandenprogramm einge-bracht worden.

145promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002 Der Lehrstuhl Umweltmeteorlogie an der Brandenburgischen Technischen Universität Cottbus

Aktuelle Forschungsthemen

Das allgemeine Ziel der am Lehrstuhl Um-weltmeteorologie laufenden Forschungs-arbeiten ist es, Beiträge zum Verständnisder Veränderung des regionalen Klimasund der biogeochemischen Stoffkreisläufeals Folge des menschlichen Handelns seitBeginn des industriellen Zeitalters zuleisten. Dabei laufen die Untersuchungenzur Änderung „klassischer“ Klimapara-meter wie Temperatur, Niederschlag undStrömung zur Zeit noch getrennt von denArbeiten zur regionalen Verteilung öko-logisch relevanter Spurenstoffe. Spätes-tens mit der Fertigstellung eines in Arbeitbefindlichen atmosphärenchemischen Re-aktionsschemas, das so effizient arbeitensoll, dass es zusammen mit einem regio-nalen Klimamodell über längere Zeiträume(mindestens ein Jahr) integriert werdenkann, werden die beiden Entwicklungs-linien jedoch zusammenfließen.

Entwicklung des regionalen Klimas

Die hierzu durchgeführten wissenschaftli-chen Arbeiten laufen auf dem Gebiet derModellierung des gegenwärtigen und zu-künftigen Regionalklimas mit Schwer-punkt auf dem hydrologischen Zyklus.Klimasimulationen sind auf allen Skalenauf Grund der zur Beschreibung deratmosphärenphysikalischen Prozesse ver-wendeten Näherungen mit Unsicherhei-ten behaftet. Bei genesteten Regionalmo-dellen kommen noch die aus den Unge-nauigkeiten der Anfangs- und Randwerteentstehenden Fehler hinzu. Die quantita-tive Ermittlung der Simulationsgüte (u.a.zur Vertrauensbildung hinsichtlich derBelastbarkeit von Klimaprognosen) stellteine vielschichtige Aufgabe dar, an derenBearbeitung sich mehrere Lehrstuhlmit-arbeiter im DEKLIM-ForschungverbundQUIRCS (Koordination: Dr.Klaus Keuler,BTU) beteiligen. Im Rahmen von QUIRCSwird eine Serie von systematisch verbun-denen Simulationsläufen zum regionalenKlima durchgeführt mit dem Ziel, die ausden natürlichen Klimaschwankungen resul-tierende Unschärfe, die bei der Messungund der Interpolation von Klimaparame-tern auftretenden Schwankungsbereicheund die Unsicherheiten der aktuell verfüg-baren Simulationstechnik für gegenwär-tige Klimabedingungen zu quantifizierensowie ein regionales Klimaänderungs-szenario für Mitteleuropa zu erzeugen,dessen Abweichungen vom gegenwärtigen

Klima als signifikant odernicht-signifikant bewertetwerden können.

Abb.2 enthält ein aktuellesErgebnisbeispiel.In einer andie Diagramme von Walterund Lieth angelehnten Dar-stellung werden die modell-gebietsgemittelten mittle-ren Monatsmittel der bo-dennahen Lufttemperatur(Dreiecke, linke Ordinate)und des Niederschlags(Rauten, rechte Ordinate)einer zehnjährigen Simula-tion mit dem regionalenKlimamodell REMO in derVersion 4.3 mit einer hori-zontalen Gitterweite von1/6-tel Grad für heutigeKlimabedingungen gezeigt.(Als Antriebsdaten sind ECHAM-T106-Simulationsergebnisse verwendet worden.)Das Modellgebiet umfasst Zentraleuropaeinschließlich Großbritannien und reichtim Süden etwa bis auf die geographischeBreite von Rom. Es fällt unmittelbar auf,dass der mittlere Jahresgang des Nieder-schlags für diese Region eher einemsommertrockenen Klima entspricht undsich damit deutlich von dem eigentlich zuerwartenden gleichmäßig feuchten Klimaunterscheidet. Inwieweit sich dieser Jah-resgang in der neuen REMO-Version 5verändert, wird gegenwärtig untersucht.

Analyse und Modellierung der regionalenSpurenstoffverteilung

Komplexe atmosphärische Chemie-Trans-portmodelle (CTMs) zur Berechnung vonraumzeitlichen Konzentrationsverteilun-gen sind in den letzten Jahren zu einemvielseitigen und wichtigen Instrument imBereich der Umweltforschung sowie derLuftqualitätsüberwachung und -vorhersa-ge geworden. Die auf den Modellergeb-nissen basierenden Aussagen sind dabeimit Unsicherheiten behaftet,die durch dieUnzulänglichkeit der Anfangs- und Rand-werte sowie durch die numerische Reali-sierung und die unvollständige Beschrei-bung der physikalischen und chemischenProzesse in den Modellen bedingt sind.Um ein CTM erfolgreich als Teil einesUmweltplanungsinstrumentariums ein-setzen zu können, muss das Modell vali-diert, d. h. dessen Diagnose- und Progno-següte quantifiziert werden.

Zu diesem Zweck sind in der Vergangenheitvielfältige Vergleiche zwischen Modellergeb-nissen und Messungen durchgeführt und da-mit zur Validierung der Modelle mit Bezugauf den simulierten Anwendungsfall genutztworden. Außerdem wurden auch Ergebnissevon Sensitivitätsstudien für die Bewertungvon Modellen herangezogen, aus denen dieUnsicherheit von Modellergebnissen in Ab-hängigkeit von veränderten Modellparame-tern (z. B. Parametrisierungen, Rand- undAnfangswerten) abgeleitet werden kann.Eine weitere Validierungsmöglichkeit bestehtdarin, für spezielle Situationen Vergleiche mitanalytischen Lösungen oder anderen sicherbekannten Lösungen durchzuführen (Plausi-bilitätsuntersuchungen). Mit einer oder meh-reren der drei grundsätzlichen Prüfmethoden(Messdatenvergleich, Sensitivitäts- bzw.Plausibilitätsstudien) kann stichprobenartigder Gültigkeits- und Zuverlässigkeitsbereicheines Modells bestimmt werden.

Als Kriterien zur Modellvalidierung wer-den Qualitätsziele hinsichtlich der absolu-ten und relativen Genauigkeit, der Ver-gleichbarkeit, der Repräsentativität undVollständigkeit (des Modells) vorgegeben,die vom Anwendungsfall abhängig seinund somit eine subjektive Komponentenhaben können. Der Prozentsatz, mit demdiese Qualitätsziele eingehalten werden,stellt eine mögliche Messgröße für dieErfassung der Modellgüte dar. Im Ideal-fall wird mit der Modellvalidierung nichtder/die Modellentwickler/in selbst, son-dern vielmehr eine unabhängige wissen-schaftliche Institution betraut.

Abb. 2:

Klimadiagramm (mittlere Jahresgänge der bodennahenTemperatur und des Niederschlags) für das Rechenge-bietsmittel einer 10-jährigen REMO-Simulation (Ver-sion 4.3, horizontale Auflösung: 1/6-tel Grad) untergegenwärtigen Klimabedingungen; das Rechengebietumfasst Zentraleuropa einschliesslich Großbritannienund reicht im Süden bis etwa auf die Höhe von Rom.

146 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002Der Lehrstuhl Umweltmeteorlogie an der Brandenburgischen Technischen Universität Cottbus

Zum gegenwärtigen Zeitpunkt werdensystematische Modellvalidierungsaktivi-täten jedoch durch verschiedene Problemeerschwert. Komplexe Modelle haben eineso große Zahl von Freiheitsgraden, dassdurch Messungen nur ein kleiner Teil da-von abgedeckt werden kann. Nicht seltenweisen die zu Vergleichszwecken heran-gezogenen Messdaten zudem erheblicheLücken sowohl im Hinblick auf den zeit-lichen Verlauf als auch auf ihre räumlicheRepräsentativität auf. Mit Hilfe statisti-scher Verfahren wie z. B. der Haupt-komponentenanalyse ist es möglich, auchlückenhafte Datenreihen auf ein der Modellauflösung adäquates Gitter zuinterpolieren und die damit zusammen-hängenden Unsicherheiten abzuschätzen.Mit dieser Problematik befasst sich unserBeitrag zu dem AFO2000-Forschungs-verbund VALIUM.

Trotz dieser Schwierigkeiten hat es in denletzten Jahren weltweit etliche Versuchegegeben, CTMs quantitativ zu bewerten.Ein Beispiel ist in Abb.3 gezeigt.Dort sinddie Ergebnisse der diesbezüglichen Akti-vitäten im vom BMBF geförderten Ver-bundforschungsprogramm „Troposphären-forschung“ TFS) für die potentielle Tem-peratur (Qualitätsziel: ± 1,5 K) und dieOzonkonzentration (Qualitätsziel: ± 10 %vom Median der jeweiligen Messwerte,also unterschiedlich für jedes der drei Ex-

perimente) zusammengefasst. Für TRACTliegen Ergebnisse von fünf, für FluMoBvon 7 und für BERLIOZ von 9 Modellenvor. Für alle Modelle ist der Prozentsatzermittelt worden, mit dem zeit- und raum-gleiche Messwerte und Modelldaten un-terhalb des Qualitätskriteriums lagen odermit diesem übereinstimmten. Die Namender beteiligten Modelle sind anonymisiertund die Zahlen geben die jeweiligen Pro-zentsätze an. Man erkennt beispielsweise,dass die Unterschiede in der potentiellenTemperatur bei TRACT bei vier Model-len in 75 % bis 81 % der Vergleichsfällekleiner als 1,5 K waren, während beimfünften Modell nur 49 % der Vergleichs-datendifferenzen unter dem Qualitätszielgelegen haben. Bei FluMoB sind Unter-schiede in der potentiellen Temperaturkaum vorhanden;zwischen 61 % und 69 %der Differenzen lagen unterhalb des Qua-litätsziels. Ein Aspekt ist bei der Ozon-konzentration besonders hervorzuheben.Die Ozonwerte bei FluMoB waren deut-lich höher als während der anderen beidenExperimente, d. h. die erlaubte Differenzzwischen Messwerten und Simulationser-gebnissen war hier eigentlich am größten.Trotzdem liegt die höchste Übereinstim-mungsquote bei 31 %,ein deutliches Indizdafür, das alle sieben beteiligten Modelleoffensichtlich Schwierigkeiten haben, ins-besondere hohe Konzentrationen über 90ppb(v) zu simulieren.

Das Erkennen weiterer Details bleibt demLeser überlassen. Zusammenfassend istfestzustellen, dass bei der Anwendung(etwas) strengerer Qualitätsziele nochvielfältige Verbesserungen an den demStand der heutigen Forschung entspre-chenden mesoskaligen Chemie-Transport-modellen anzubringen sind.

Zuletzt erschienene Publikationen(Lehrstuhlmitglieder fett gedruckt)

– zur mesoskaligen Modellierung:Becker, A., Schaller, E., K. Keuler,2001: Continuous four-dimensionalsource attribution for the Berlin areaduring two days in July 1994.Part I: The new Euler-Lagrange-mod-el system LaMM5. Atmosph. Environ-ment 35, 5497-5508.Part II: Sensitivity studies. Atmosph.Environment 35, 5509-5523.

– zur Modellevaluierung:Schaller, E., Schlünzen, K.H., A. Ebel,2001: Evaluierungsstrategien fürChemie-Transportmodelle. Promet,27. Jahrgang, Heft 1/2, 17-30.Schlünzen, K.H., Ebel A., Lenz, C.-J.,Müller, F., Schaller E.,A.Wenzel, 2001:On the evaluation of atmosphericmodels: Modelled ozone values com-pared to results from field campaigns.In: Midgley, P.M., Reuther, M. und M.Williams (Hrg.): Transport and Che-mical Transformation in the Tropos-phere, Proceedings EUROTRAC-2symposium 2000, 168-173.Schaller, E., 2002: Assessment of airquality model performance based onquantitative measures. In: Borrego, C.,Builtjes, P., Miranda, A.I., Santos, P.und A.C. Carvalho(Hrg.): Global andregional modelling,Proceedings of the6th GLOREAM Workshop, 28-33.

Anschrift des LehrstuhlsLehrstuhl UmweltmeteorologieBrandenburgische Technische UniversitätHaus 215, Burger Chaussee 2D-03044 CottbusTel.: 0355 69-1186Fax: 0355 69-1128http://alice.luft.tu-cottbus.de

Autor:Prof. Dr. Eberhard SchallerE-Mail: [email protected]

Abb. 3: Quantitative Modellvalidierung für die potentielle Temperatur und dieOzonkonzentration unter Verwendung von Messwerten von drei qualitätsgesichertenExperimenten (TRACT: September 1992, Südwestdeutschland/Frankreich, Schweiz;FluMoB: Juli 1994, Großraum Berlin-Brandenburg, BERLIOZ: Juli 1998, ebenfallsGroßraum Berlin-Brandenburg) für bis zu neun mesoskalige Chemie-Transportmodelle,deren Namen hier anonymisiert worden sind; die Zahlen geben den Prozentsatz an, beidem die Differenz zwischen zeit- und raumgleichen gemessenen und modellierten Wertenunterhalb des Qualitätsziels gelegen hat; dieses hat für die potentielle Temperatur ± 1,5 K,für die Ozonkonzentration ± 10 % des Medians der Beobachtungen betragen.


1 Einleitung

Geologie ist die Wissenschaft von der Entstehung, derGeschichte und dem Aufbau der Erde sowie denProzessen, die sie formten und auch heute noch formen(WIKIPEDIA ENZYKLOPÄDIE 2002). Den BegriffGeologia findet man bereits 1473 bei Richard de Bury,dort jedoch als Abgrenzung gegenüber der Theologie.Die Bezeichnung Geologie im heutigen Sinn wurdezuerst von Jean-André de Luc (1727-1817) im Jahr 1778verwendet und von Horace-Bénédict de Saussure(1740-1799) im Jahr 1779 als feststehender Begriffeingeführt.

Heute sieht man die Geologie in das übergeordneteFachgebiet der Geowissenschaften eingeordnet, dasalle wissenschaftlichen Disziplinen umfasst, die sichmit der Entstehung und der Veränderung der Erde ein-schließlich ihrer atmosphärischen Hülle befassen.An-sätze geowissenschaftlicher Beobachtungen gehen aufNaturphilosophen in der Antike um etwa 600 v. Chr.

zurück (Thales von Milet, Anaximander). Der griechi-sche Philosoph Xenophanes (etwa 570 bis etwa 480v. Chr.) deutete Fossilien von Meerestieren als Zeugenfrüherer Überschwemmungen des Landes. Um aus derheutigen Situation Rückschlüsse auf die Vergangenheitziehen zu können, bedienen sich die Geologen desPrinzips des Aktualismus, das durch Karl von Hoff(1771-1837) und Charles Lyell (1797-1875) formuliertwurde. Als Grundlage gilt die Annahme, dass Kräfteund Erscheinungen der geologischen Vorzeit mit denheute zu beobachtenden gleichartig sind, so dass un-mittelbare Rückschlüsse vom beobachtbaren Erschei-nungsbild auf frühere Bildungsvorgänge möglich wer-den. Oder anders gesagt: Der Schlüssel zur Vergangen-heit ist die Gegenwart. Dieser Beitrag legt dar, wiedieses Prinzip auf neuartige geologische Zeitreihenangewendet werden kann, die eine genaue zeitlicheDatierung und eine hohe zeitliche Auflösung haben.Archive für rezente und vergangene Klimavariationenwerden u. a. von Sedimenten in Seen und am Meeres-boden,von Eiskernen,Baumringen und Korallen gelie-

G. LOHMANN

Meteorologische Interpretation geologischer Daten –Neue Wege in der Paläoklimaforschung

Abb. 1: (a)Schema zur Interpretation von geologischen Daten mit jahresgenauer zeitlicher Datierung am Beispiel von Eiskernen(WHITE et al. 1997), Meeressedimenten (BLACK et al. 1999) und einer Korallenchronologie (FELIS et al. 2000) (b). Umhochfrequentes Rauschen in den Daten zu unterdrücken, wurde ein 3-Jahres Filter angewendet. In (c) sind einige bekannteKlimamoden schematisch dargestellt: AO (Arktische Oszillation), NAO (Nordatlantische Oszillation), quasi-dekadischeSchwingung im Atlantik, ENSO (El Niño-Southern Oszillation).

148 G. Lohmann: Meteorologische Interpretation geologischer Daten promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

fert. Durch Abzählen von Jahreslagen sind die Infor-mationen zum Teil jahrgenau bestimmbar. Den Schlüs-sel zum Verständnis der zugrunde liegenden Mechanis-men liefert dabei die statistische Datenanalyse.Hierbeiwerden assoziierte Muster der atmosphärischen Zirku-lation, der Meeresoberflächentemperatur und des Nie-derschlags mit Hilfe von meteorologischen und histo-rischen Daten bestimmt.

Die Analyse dieser langen Datenreihen, wie sie z. B.aus der Geologie stammen, geht jedoch über das Inte-resse an der Rekonstruktion vergangener Klimata hin-aus. Angesichts der Unsicherheit der künftigen Klima-entwicklung ist die Frage nach langfristigen Trends undKlimaschwankungen von extremer Wichtigkeit. DiePaläoklimatologie liefert dabei eine ausgezeichneteMöglichkeit, Klimainformationen der instrumentellenPeriode (seit etwa 1840) in einen langfristigen Kontextzu stellen.Rekonstruierte Klimainformationen beruhendabei auf so genannten Stellvertreterdaten (Proxy-daten), die in verschiedenen Komponenten des Klima-systems archiviert sind und die in der Regel physika-lische Größen nur indirekt widerspiegeln. Die in denArchiven aufgezeichneten Variationen gilt es zu ver-stehen und zu interpretieren, sei es durch Modelle oderdurch statistische Analysen und durchzuführende Ver-gleiche mit bekannten Klimaphänomenen (s.Abb. 1).

2 Analyse einer Koralle aus dem Roten Meer

Als erstes Beispiel für ein Paläoklimaarchiv soll hier eineKorallenchronologie betrachtet werden,die die Periode1750-1995 umfasst (FELIS et al. 2000). Korallenriffesind temperaturlimitiert und nur in Regionen des Ober-flächenozeans zu finden, in denen die Jahresmitteltem-peratur ihres Lebensraumes nicht unter 24 °C beträgtund die mittlere Wintertemperatur nicht unter 18 °C

absinkt. Deshalb befinden sich die meisten Korallen-riffe in den Tropen (COLE et al. 1993, CHARLES et al.1997, URBAN et al. 2000). Zu den wenigen subtropi-schen Regionen, in denen Korallenriffe vorkommen,gehört das Rote Meer.Als ein Beispiel für die Methode,die Variationen der so genannten Proxydaten verständ-lich macht, wird eine Zeitreihe von Sauerstoffisotopenaus Korallendaten im nördlichen Roten Meer betrach-tet, siehe dazu Abb. 2.

Die von FELIS et al. (2000) untersuchte massive Koralleist etwa 2,50 m groß, und die Wachstumsrate der nochlebenden Koralle beträgt etwa 1 cm pro Jahr. DasSauerstoffisotopenverhältnis 18O/16O wird in das Kalk-skelett der Koralle während ihres Wachstums einge-baut.Dieses Verhältnis, im Folgenden als �18O beschrie-ben,wird im Wesentlichen durch die lokale Temperaturund das �18O des umgebenden Wassers bestimmt. Diezeitlichen Variationen von �18O im Korallenskelett sinddaher direkt mit Variationen im Klima und der Ozean-zirkulation verbunden. Das Korallenskelett mit einerzugehörigen lokalen �18O-Kurve wird in Abb.3 gezeigt.Sechs Proben pro Jahr sorgen dabei für einen zeitlichgut aufgelösten Jahresgang.

Für eine Interpretation der rekonstruierten Zeitreiheist die Kenntnis der lokalen Strömungsverhältnisse imOzean und in der Atmosphäre nötig. Der Ozean strömtim Roten Meer entgegen der vorherrschend nachSüden weisenden Windrichtung: OberflächennahesWasser wird nach Norden in die Region um die Sinai-Halbinsel transportiert, sinkt dort aufgrund hoherWärmeflüsse und der daraus resultierenden Abküh-lung und Dichteerhöhung ab und wird als Zwischen-oder Tiefenwasser nach Süden zurücktransportiert(CEMBER 1988).Obwohl die Strömungsverhältnisse imRoten Meer eine deutlich andere Struktur und Skalaals im Atlantik aufweisen,hat die Umwälzbewegung im

Abb. 2: Lokation und Bild der Koralle im Roten Meer. Dieschematischen Pfeile deuten Windrichtungen in 10 kmHöhe (rot) und oberflächennah (blau) an und sind imText erläutert.

Abb. 3: Röntgenaufnahme eines Teils der massiven Koralleaus dem nördlichen Roten Meer (FELIS et al. 2000).Massive Korallen produzieren jährliche Dichtebänderin ihrem Karbonatskelett. Das Skelett beinhaltet iso-topische und geochemische Signale,die für die Rekon-struktion von Meeresoberflächentemperaturen unddem hydrologischen Zyklus genutzt werden können.

149G. Lohmann: Meteorologische Interpretation geologischer Datenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Roten Meer Ähnlichkeiten mit der Umwälzbewegungim Atlantischen Ozean,die als ozeanisches Förderbandbezeichnet wird (BROECKER 1991, BRÜNING undLOHMANN 1999).

Die Tiefen- und Zwischenwasserbildung im nördlichenRoten Meer ist mit aus dem Norden kommendenwinterlichen Kaltluftausbrüchen verbunden (ESHELund NAIK 1997) und wird außerdem begünstigt, wenndas aus dem Süden heranströmende Wasser schon einehohe Dichte aufweist (Präkonditionierung). Letztereshängt eng mit der Verdunstungsrate über dem RotenMeer zusammen, die sensitiv von der Windrichtung,Temperatur und Feuchtigkeit der Luftmassen beein-flusst wird. Da die vertikale Schichtung im nördlichenRoten Meer sehr empfindlich auf Kaltluftausbrüchereagiert1, können relativ kleine Änderungen der atmo-sphärischen Zirkulation einen erheblichen Effekt aufdie Tiefen- und Zwischenwasserbildung (ESHEL undNAIK 1997) und somit auf die lokale Oberflächentem-peratur des Meerwassers und damit auf das �18O Ver-hältnis der Koralle haben.

In der Tat kann die Korallenchronologie zur Rekon-struktion eines großskaligen Klimamodes, der Arkti-schen Oszillation (THOMPSON und WALLACE 1998,2000) herangezogen werden. Dazu nimmt man dieJanuar/Februar-�18O Werte der Koralle eines jedenJahres und eliminiert den Trend aus den Daten (vgl.Abb. 1b). Die resultierende Zeitreihe wird auf Stan-dardabweichung 1 normiert (Abb.4c).Zur statistischenAnalyse wird diese Zeitreihe mit dem in den NCEP/NCAR Reanalysen (KALNAY et al. 1996) bereitge-stellten bodennahen Luftdruck für die Periode 1948-

1995 korreliert. Für diese Größe werden ebenfalls dieJanuar/Februar-Werte verwendet und der lineare Trendabgezogen. Dieses Feld hat eine horizontale Auflösungvon 2,5° x 2,5° (KALNAY et al. 1996). Die resultierendeKorrelationskarte ist in Abb. 4a dargestellt, wobei alleWerte über bzw. unter ±0,3 auf dem Konfidenzintervall95 % statistisch signifikant sind. Abb. 4b zeigt die ent-sprechende Korrelationskarte für den Index der Arkti-schen Oszillation (THOMPSON und WALLACE 1998,2000).Die Ähnlichkeit der räumlichen Muster (Abb.4aund b) sowie die ähnlichen zeitlichen Verläufe derArktischen Oszillation und der �18O Werte der Koralle(Abb. 4c) legen den Schluss nahe, dass das Phänomender Arktischen Oszillation in der Korallenzeitreiheaufgezeichnet wird. Es bleibt zu erwähnen, dass dasErgebnis bezüglich der verwendeten meteorologischenDatensätze robust ist (RIMBU et al. 2001, 2002).

Das Luftdruckmuster (Abb. 4a) vermittelt einen Ein-blick in die meteorologische Situation,die die �18O Varia-tionen im Korallenskelett bestimmt: In einer positivenPhase der Arktischen Oszillation (verstärktes Island-tief und Azorenhoch) gibt es vermehrt Westwinde überNord- und Mitteleuropa, die für relativ milde Wintersorgen. Über dem Roten Meer gibt es vermehrt kalteund trockene Bedingungen,hervorgerufen durch Advek-tion von aus Norden stammenden kontinentalen Luft-massen (schematisch angedeutet in Abb.2).Das hat eineerhöhte Verdunstung und kalte Meeresoberflächen-temperaturen im Roten Meer zur Folge, wodurch dieDichte des Meerwassers erhöht,das Absinken von Ober-flächenwasser bewirkt und damit schließlich für relativhohe �18O Werte der Koralle gesorgt wird (ESHEL etal. 2000, FELIS et al. 2000, RIMBU et al. 2001).

Abb. 4:

Korrelationskarten der Januar-Februar �18O Werte der Koralle(a) und des Index der ArktischenOszillation (b) mit dem Bodenluft-druck aus der NCEP/NCAR Re-analyse (KALNAY et al.1996).Diezugehörigen Zeitreihen sind in (c)gezeigt. Für alle Analysen wurdeein 3-Jahre-Filter benutzt und derTrend aus den Daten eliminiert.

1 Der Ertrag der Apfelsinenernte in Israel wird ebenso von diesen Ereignissen beeinflusst.


3 Aufgezeichnete Klimamoden in Eiskernen undMeeressedimenten

Als weiteres Beispiel werden die Variationen in Eis-kernen (WHITE et al. 1997) und Meeressedimenten(BLACK et al. 1999), die in Abb. 1b gezeigt wurden,untersucht. Eine Spektralanalyse der Zeitreihen zeigteine dominante 12-jährige Schwingung. Für diese Zeit-skala ist aus Beobachtungsdaten eine Klimaschwin-gung im Nordatlantik bekannt,die sich auf Wechselwir-kungsprozesse zwischen atmosphärischer Zirkulationund Ozeanströmungen im Nordatlantik zurückführenlässt (DESER und BLACKMON 1993, DIMA et al.2001). Es soll hier angedeutet werden, wie dieseKlimavariation in den Proxydaten aufgespürt werdenkann. Die Zeitreihe der stabilen Sauerstoffisotope(�18O) ist aus einer Kombination von Daten mehrererEiskerne abgeleitet worden, die im Rahmen derTiefbohrprojekte GRIP und GISP auf dem zentralengrönländischen Inlandeis gewonnen wurden (WHITEet al. 1997). Es wird angenommen, dass die Zeitreihesowohl die Temperatur im nördlichen Nordatlantik alsauch den Niederschlag über Grönland widerspiegelt.

Die andere Zeitreihe wurde aus einem Meeressedi-ment im Cariaco Becken (11° N, 65° W, vor Venezuela)aus 395 Meter Tiefe gewonnen, indem die Anzahl derIndividuen von Globigerina bulloides, einer plankti-schen Foraminifere, pro Gramm Sediment gezähltwurde. Das Altersmodell für diesen Kern basiert aufeiner Kombination von gezählten Varven (Sediment-schichtungen) und 14C-Altern, die durch Massen-spektromenteranalysen gewonnen wurden. Die Varia-tionen der Anzahl der Individuen von Globigerinabulloides werden mit Änderungen im Wassermassen-auftrieb an dieser Lokation in Zusammenhang ge-bracht (BLACK et al. 1999).

Die Zeitreihen werden mittels der Singular SpectrumAnalysis in einzelne Bestandteile zerlegt, siehe dazu:VAUTARD und GHIL (1989), VON STORCH und

ZWIERS (1999). Dieses Verfahren ist im Wesentlicheneine Empirische Orthogonal-Funktionszerlegung in derZeit (analog zur Fourieranalyse). Die zugehörigeAmplitude der etwa 12-jährigen Schwingung wird be-nutzt, um das assoziierte Muster in den Meeresober-flächentemperaturen festzustellen.Für die Meeresober-flächentemperaturen wurde ein auf Beobachtungenbasierter Datensatz (KAPLAN et al. 1998) verwendet,der auf die Periode 1856 bis 2000 n. Chr. erweitertwurde (siehe in LOHMANN et al. 2002, RIMBU et al.2003). Abb. 5 zeigt eine typische Temperaturvariation(Composite map) für diese quasi-dekadische Klima-schwingung.

Ein möglicher Mechanismus für diese Schwingung wirdin DESER und BLACKMON (1993) und DIMA et al.(2001) beschrieben: Eine anfänglich positive Meeres-oberflächentemperaturanomalie in den Tropen beein-flusst die Intensität der Konvektion in der Intertropi-schen Konvergenzzone und der Hadley-Zirkulation.Dadurch kann das Signal in mittlere Breiten gelangen.Die induzierten atmosphärischen Bedingungen sorgenfür eine negative Meeresoberflächentemperaturano-malie in der Golfstromregion.Diese negative Anomaliewird mit einer Zeitverzögerung von 5-7 Jahren in tropi-sche Regionen des Nordatlantiks mit dem ozeanischenStrömungssystem transportiert und vermittelt den nega-tiven Rückkopplungsmechanismus, der für die quasi-dekadische Schwingung notwendig ist. Die wesentlicheIdee dieses Mechanismus für dekadische oder länger-fristige Fluktuationen geht bereits auf BJERKNESS(1964) zurück, der Änderungen in der Stärke und Posi-tion des subtropischen Hochs als Ursache für Variatio-nen im ozeanischen Subtropenwirbel ansah.

Weitere Analysen zeigen, dass auch andere Klima-schwingungen im Nordatlantik in den Eiskernen(WHITE et al. 1997) und Meeressedimenten (BLACKet al. 1999) detektiert werden können, worauf hier abernicht näher eingegangen werden soll. Man kann sichdie Frage stellen, welche Archive für eine Rekonstruk-

Abb. 5:

Analyse des 12-jährigen Klima-modes im Nordatlantik anhand derZeitreihen aus Eiskernen (WHITEet al. 1997) und Meeressedimenten(BLACK et al. 1999), welche inAbb. 1 dargestellt sind. Gezeigt istdie „Composite map“ in Kelvin alsIndikator für eine typische Tem-peraturanomalie auf quasi-dekadi-scher Zeitskala. Mit Ausnahme desVorzeichens, welches durch die Artder Proxydaten bestimmt wird (�18Obzw. Anzahl einer Foraminiferen-art pro Gramm Sediment), stim-men die Muster sehr gut überein.

tion von Klimazuständen und -schwingungen geeignetsind. Geeignete Archive sind in der Regel diejenigen,die eine sensitive Antwort auf Änderungen der Tempe-ratur oder anderer meteorologischer Größen liefern.So kann man Klimaübergänge wie in den 1970er Jahrenin vielen Proxydaten finden (RIMBU et al. 2003) undsomit Klimaumschwünge in einen längerfristigenKontext einordnen. Aus Periodizitäten kann sogar aufeine gewisse Vorhersagbarkeit geschlossen werden.

4 Zusammenfassung und Ausblick

Aufgrund des physikalischen Verständnisses der groß-skaligen Prozesse nimmt die statistische Analyse vonProxydaten einen zentralen Platz in der Paläoklima-forschung ein. Die Rekonstruktion von Klimamodengeschieht dabei über das sogenannte „Upscaling“-Verfahren, in dem Feldkorrelationen und typischeZirkulationsmuster mit Hilfe von Modell- oder histo-rischen Daten identifiziert werden (siehe z. B.APPENZELLER et al. 1998, RIMBU et al. 2001,RIMBU et al. 2002). Die grundlegende Idee ist, dassman die analogen Situationen in instrumentellen Auf-zeichnungen feststellt. Damit können die großskaligenProzesse, welche die zeitlichen Variationen in denProxydaten der Klimaarchive bestimmen, herausge-funden werden. Im Idealfall liefert dieses Verfahreneine Rekonstruktion von Klimamoden und ordnet dieinstrumentellen Daten der letzten 50-150 Jahre in einenlangfristigen Kontext ein.

Dieses Verfahren kann auf geologische Zeitspannen, indenen die klimatischen und geografischen Bedingun-gen ähnlich den heutigen sind, angewendet werden. Sokann man annehmen, das die Klimamoden und derenräumliche Muster für die letzten 7000 Jahre und z. B. inder letzten Warmzeit (Eem, etwa 130.000 bis 120.000Jahre vor heute) mit den heutigen Bedingungen ver-gleichbar sind. Die Korrelationen für andere geolo-gische Zeiten, in denen die Land-Meer Verteilung oderdie Verteilung der großen Eisschilde anders als heutegewesen sind, können nicht aus der Gegenwart er-schlossen werden. Einen Zugang zur Interpretationgeologischer Daten können wahrscheinlich nur nume-rische Modelle mit entsprechend spezifizierten Rand-bedingungen liefern.

Die Rekonstruktion von Klimamoden ist auch zurNachweisbarkeit von Klimaänderungen nützlich. DieArktische Oszillation (THOMPSON und WALLACE1998) und ihr Verwandter, die Nordatlantische Oszilla-tion (HURRELL 1995), sind bestimmende Faktorenfür das Klima in Europa. Ein Teil der beobachtetenTemperaturtrends der letzten Dekaden kann auf eineVerstärkung dieser Klimamoden zurückgeführt wer-den (HURRELL 1995,FYFE et al.1999,THOMPSONund WALLACE 1998, 2000). Daher sind sowohl einVerständnis der Physik dieser Klimaschwingungen(PERLWITZ und GRAF 1995, BALDWIN und

DUNKERTON 1999), als auch Rekonstruktion undstatistische Interpretation (RIMBU et al. 2003, LOH-MANN et al. 2002) dieses Phänomens von außer-ordentlicher Wichtigkeit. Neben der Korallenchrono-logie aus dem Roten Meer, wo Klimavariationen durchden kontinentalen Einfluss bestimmt werden, zeichnenEiskerne (WHITE et al. 1997) und Meeressedimente(BLACK et al. 1999) interannuale bis interdekadischeKlimavariationen auf.Diese Schwankungen maskierenden Trend im 20. Jahrhundert (SCHÖNWIESE undRAPP 1997). Da Proxydaten die vorindustrielle Pe-riode umfassen, sind sie ein wichtiges Hilfsmittel zurAbschätzung der natürlichen Klimavariabilität.

Das Verfahren der hier vorgestellten Mustererken-nung lässt sich in das allgemeine Prinzip wissenschaft-licher Entdeckungen einordnen (DERRY 2001).Derrybezeichnet die Suche nach Mustern als Schlüssel zueiner Entdeckung und erhebt sie zu einem wissenschaft-lichen Prinzip, welches bereits von Henri POINCARÉ(1913) formuliert wurde:„... nur zu beobachten reicht nicht aus.Wir müssen unsereBeobachtungen gebrauchen, und dazu müssen wir ver-allgemeinern. ... Ein Wissenschaftler muss Ordnungschaffen.Wissenschaft ist aus Fakten gebaut wie ein Hausaus Steinen.Aber eine Sammlung von Fakten ist ebensowenig Wissenschaft wie ein Steinhaufen ein Haus ist.“

Ziel der Wissenschaft ist es daher, aus den zur Ver-fügung stehenden Daten, die durch Beobachtungen,Modellstudien und Rekonstruktionen gewonnenwurden, Zusammenhänge und Gesetzmäßigkeiten, diein der Natur vorkommen, zu erkennen. Solche charak-teristischen Muster zu finden ist einer der Schlüssel-prozesse wissenschaftlicher Entdeckung in der Paläo-klimaforschung.Dies ist vergleichbar mit einem Puzzle,dessen Teile den richtigen Platz finden, sobald man dasBild erkannt hat, welches das Puzzle ergeben soll.

Danksagungen

Lisa Könnecke, Thomas Felis, Norel Rimbu, MihaiDima und Klaus Grosfeld wird für ihre Unterstützungzu dieser Arbeit gedankt. Die vorliegende Studiewurde im Rahmen des deutschen Klimaforschungs-programms DEKLIM vom BMBF gefördert.

Literatur

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WIKIPEDIA, die freie Enzyklopädie, 2002, verfügbar aufhttp://de.wikipedia.org/ . Stichwort Geologie.

Anschrift des Autors:Dr. Gerrit LohmannFachbereich Geowissenschaften Universität BremenPostfach 33 04 4028334 Bremen

[email protected] http://www.palmod.uni-bremen.de/~gerrit

Dr. Gerrit Lohmann ist Leiter der Forschergruppe„Erdsystemmodellierung und Analyse“, die im Rah-men der Nachwuchsförderung zur deutschen Klima-forschung eingerichtet wurde.


Einleitung

Im Rahmen des vom DWD initiierten und unter Be-teiligung des GeophysBDBw und der MeteorologischenDienste der Schweiz und Dänemarks geführten GGS-Projekts (Gemeinsames Graphisches System) wurde fürdie Visualisierung von Rasterdaten das Java-ObjektIsoLines entwickelt, das den Anwender in die Lage ver-setzt, auf unterschiedliche Weise eine grafische Aufbe-reitung dieser Daten zu erreichen. Für die Berechnungder Isoborder, Isolinien, Isogone, Polygone und Iso-flächen wird lediglich vorausgesetzt, dass den Daten einregelmäßiges Gitter zugrunde liegt.Gebiete von „missingdata“, in denen keine Daten definiert sind, werdenhingegen zugelassen. Die Berechnung geschieht unterverschiedenen Gesichtspunkten. Zum einen werden Iso-linien und -flächen als Rasterfeld (Raster-) und zumanderen Isoborder, Isolinien, Isogone, Polygone undIsoflächen in Vektorform (Vector-) auf der Grundlagesehr unterschiedlicher Algorithmen bestimmt.Zunächstjedoch zu einigen Begriffbestimmungen.

• Isoborder sind geschlossene Begrenzungslinien umGitterpunkte gleicher Eigenschaft.

• Isolinien sind Linien gleicher Eigenschaften.• Isogone sollen in diesem Zusammenhang als Iso-

linien verstanden werden, die stets geschlossen sindund Verbindungslinien zwischen Isolinien gleichenNiveaus zulassen.

• Polygone sind Isolinien, die stets geschlossen sindund im Gegensatz zu Isogonen keine Verbindungs-linien zwischen Isolinien gleichen Niveaus gestatten.

• Isoflächen werden entweder von Isolinien benach-barter Isolinienniveaus aufgespannt oder durch ei-nen Begrenzungsbereich definiert.

Die Entscheidung,welche Art der Berechnung gewähltwird, hängt von der jeweiligen Aufgabenstellung abund bleibt dem Anwender überlassen.

Java-Schnittstellen

Für eine solide Java-Programmierung ist es im Zusam-menhang mit anderen Aspekten und im Kontext einer ver-nünftigen Gesamtarchitektur unerlässlich, eine saubereSchnittstelle für die Programmierung zu definieren.

Hierbei wird nicht auf die speziell für das GGS-Projektentwickelte GOF (graphical object factory) aufgesetzt,sondern auf die Java-Standards zurückgegriffen, umkeine Spezialisierung vorauszusetzen und eine ganzallgemeine Anwendung garantieren zu können.

Die Ergebnisse sind allerdings mit wenig Mühe inGraphen der GOF umzusetzen, um somit den Vorteildieser Visualisierung zu nutzen.

Für die Isolinien- und Isoflächenberechnung im Ras-terfall werden unterschiedliche Methoden angeboten,die als Ergebnis ein Feld zurückgeben, das die Isolinienund Isoflächen in Rasterform enthält.

Für die Isoborder-, Isolinien-, Isogon-, Polygon- undIsoflächenberechnung im Vektorfall werden analogeMethoden angeboten, die ihrerseits zwei Ergebnis-felder zurückgeben, die allerdings im Unterschied zumRasterfall Graphen darstellen. Es handelt sich zumeinen um ein LineStripArray und zum anderen um einTriangleStripArray. Das LineStripArray enthält dieKoordinaten aller Linienzüge und das TriangleStrip-Array alle Dreiecke zur Beschreibung von Isoflächeninsbesondere notwendig für eine 3D-Visualisierung.Im Fall der Berechnung von Polygonen besteht zu-sätzlich die Möglichkeit der Rückgabe eines Feldes,dasdie Reihenfolge von einhüllenden und eingeschlosse-nen Isolinien definiert, um auf diese Weise Löcherdetektieren zu können.

Zunächst einige Bemerkungen zu den Übergabepara-metern. Alternativ zu den konkreten Isolinienniveauskann einerseits die Anzahl der Isolinien andererseitsder Abstand der Isolinien vorgegeben werden. Im Fallder Vorgabe der Anzahl der Isolinien berechnen sichdie Isolinienniveaus aus dem Maximum und dem Mini-mum des Eingabefeldes. Im Fall der Vorgabe desAbstands der Isolinien wird die Startisolinie in derWeise berechnet, dass sie die erste ganzzahlig durchden Abstand teilbare Isolinie darstellt. Es ist allerdingsauch möglich, die konkrete Startisolinie vorzugeben.Ansonsten werden die Isolinien automatisch berechnetmit dem voreingestellten Wert von 8 Isolinienniveaus.

Die Berechnung der Isoflächen und die Rückgabe desFeldes zum Detektieren von Löchern übernimmt dieEinstellungen der vorangegangenen Isolinien.

Zur weiteren Spezifizierung der Isolinienberechnungstehen dem Anwender verschiedene weitere Metho-den zur Verfügung:

Die erste und zugleich wichtigste Methode ist für die Über-gabe des zu berechnenden Inputfeldes verantwortlich.

Für den Rasterfall sind nur jene Methoden sinnvoll, dieeine Glättung oder das Löschen von Isolinien be-inhalten. Dabei kann die Stärke der Glättung und die

A. MEYER

Visualisierung von Rasterdaten mittels Isoborder, Isolinien,Isogonen, Polygonen und Isoflächen unter Verwendung von Java

154 A. Mayer: Visualisierung von Rasterdaten promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Wirkung des Löschalgorithmus bezüglich Isolinien unter-schiedlich eingestellt werden. Prinzipiell kann der Glät-tungsfaktor zwischen 1 (keine Glättung) und unendlichliegen.Er ist in jedem Fall problemorientiert zu wählen.

Für den Vektorfall stehen sehr viel mehr Methoden zurVerfügung. Es handelt sich neben Methoden zurGlättung mittels Spline oder Löschen von Isolinien ins-besondere um Methoden, die speziell auf den Typ derIsolinien zugeschnitten sind. Für die Isogone undPolygone kann die Art der Berechnung vorgegebenwerden, um für den 3D-Fall ausgewählte Isoflächenapproximativ darstellen zu können. Die Methode zurIsoborderberechnung nutzt standardmäßig zur Be-

grenzung eines Pixelwertes Sechsecke. Diese könnendurch Vierecke ersetzt werden.

Es gibt keine Rückmeldung bei unsachgemäßerNutzung der Methoden. Im Gegenteil, die Ausführungwird üblicherweise einfach nur ignoriert.

Beispiele

Unter der Annahme der Nutzung des Isolines-Objektssollen die nachfolgenden Beispiele den Einsatz derunterschiedlichen Methoden verdeutlichen.Das Eingabefeld wird als ein zweidimensionales Ras-terfeld vorausgesetzt.

Abb. 1:

Darstellung der Rasterisolinien und-isoflächen eines ungeglätteten (a) undeines leicht geglätteten Feldes [Glät-tungsfaktor 3] (b) einer Temperatur-verteilung.

Abb. 2:

Darstellung des originalen Temperatur-feldes (a) und eines manipuliertenFeldes der Isolinien (b). Hier wurdenalle Isolinien, die durch weniger als 10Isolinienpunkte belegt sind, gelöscht.

Abb. 3:

wie Abb. 2 b. Hier wurden alle Isoliniengelöscht, die durch weniger als 20 (a)bzw. 30 (b) Isolinienpunkte belegt sind.

(a) (b)

(a) (b)

(a) (b)

155A. Mayer: Visualisierung von Rasterdatenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

In der Abb. 1 wird das Ergebnis der Berechnung vonRasterisolinien und Isoflächen bei einer Glättung desEingabefeldes und Vorgabe der Anzahl der Isolinien-niveaus dargestellt. In der linken Bildhälfte ist dieoriginale und in der rechten die geglättete Tempera-turverteilung dargestellt. Die etwas gefälligere Struk-tur wird im geglätteten Fall insbesondere im Bereichstarker Gradienten sichtbar. Sehr kleine Strukturenwerden dagegen teilweise unterdrückt bzw. gefiltert.

Im nachfolgenden Beispiel geht es um die Darstellungder Wirkungsweise beim Löschen von Isolinien.Während in der linken Bildhälfte der Abb. 2 dieOriginalverteilung dargestellt ist, sind in der rechtenalle Isolinien, die weniger als 10 Isolinienpunkteenthalten, gelöscht. In der Abbildung 3 sind analogdazu alle Isolinien ausgefiltert, die weniger als 20 bzw.30 Isolinienpunkte enthalten. Im Vergleich zumOriginal ist deutlich erkennbar, dass die Anzahl derdargestellten Isolinien zunehmend geringer wird.Kleinere Strukturen werden unterdrückt (VergleicheAbb. 2 a und Abb. 3 b). In allen Beispielen sindinsbesondere im Bereich der Gebirge (Alpen,Pyrenäensowie Apennin) die Unterschiede deutlich erkennbar.

In der Abb. 4 wird das Ergebnis der Berechnung vonIsogonen dargestellt. Es ist deutlich erkennbar, dassVerbindungslinien störend die Isolinienführung beein-trächtigen. Der Sinn von Isogonen liegt folglich nicht inder Darstellung der Isolinien selbst, sondern vielmehrin der Möglichkeit des Füllens der Isoflächen, wasrelativ problemlos ist, da per Definition alle Isogonengeschlossen sind, allerdings, wie schon gesagt, aufKosten der Existenz von Verbindungslinien. Der An-wendungsbereich der Berechnung von Isogonen liegt

folglich in der Hauptsache im 2D-Fall. Zur Darstellungvon Isoflächen im 3D-Fall sind geschlossene Isoliniennicht zwingend.In der nachfolgenden Abb. 5 wird der Unterschiedzwischen einer originalen und einer geglätteten Tem-peraturverteilung unter Verwendung der 3D-Visua-lisierung aufgezeigt. Die glattere Isolinienführung imunteren Bild ist das Ergebnis einer Spline- und Gra-dientenglättung. Sehr unruhige Kurvenverläufe wer-den entspannt, erwartungsgemäß im Bereich scharferGradienten, die insbesondere in den Gebirgsregionenauftreten.

Abb. 4: Dargestellt ist der geschlossene Polygonzug mitVerbindungslinien [markiert durch einen Pfeil] amBeispiel einer Temperaturverteilung.

Abb. 5: Vergleich des originalen (a) mit dem geglätteten (b)Feldes der Temperatur. Die Isoflächen wurden füreine 3D-Visualisierung aufbereitet.

→

→

156 A. Mayer: Visualisierung von Rasterdaten promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Abb. 8: Flash – Darstellung der Isoflächen des Gesamt-bedeckungsgrades. Die Isoflächen wurden unterZuhilfenahme von Isogonen bestimmt.

Abb. 9: Flash – Darstellung der Isoflächen einer Nieder-schlagsverteilung. Die Isoflächen wurden unterZuhilfenahme von Isogonen generiert.

Abb. 10: Prototyp des GGS – Darstellung der Isoflächender Temperatur. Die Isoflächen wurden unterZuhilfenahme von Isobordern generiert.

Abb. 11: Prototyp des GGS – Darstellung der Isoflächender Temperatur. Die Isoflächen wurden unterZuhilfenahme von Polygonen generiert.

Abb. 6: JavaMap – Darstellung der Isoflächen anhandeines Niederschlagsfeldes des LM.

Abb. 7: Java-Map – Darstellung der Isolinien anhandeines Bodendruckfeldes des LM.

157A. Mayer: Visualisierung von Rasterdatenpromet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Die nachfolgenden Abbildungen 6 bis 11 demonstrie-ren die Nutzung von Isoborder, Isolinien, Isogonen,Polygonen und Isoflächen in Anwendungen von Java-Map und Flash (siehe www.dwd.de/flash/client.html).Außerdem werden Beispiele unter Nutzung des vor-läufigen GGS-Prototyps vorgestellt.

Zusammenfassung

Mit IsoLines steht ein sehr umfangreiches und viel-fältig anwendbares Java-Objekt zur Verfügung. SeineNutzung ist sehr einfach. Die Schnittstellen sind sodefiniert, dass notwendige Transformationen oder dasZusammensetzen von Einzelflächen unabhängig undaußerhalb von diesem Objekt durchzuführen sind. Nurauf diese Weise kann eine klare Trennung der Aufgabengewährleistet werden, was insbesondere im Sinne einerobjektorientierten Vorgehensweise zu sehen ist.

Danksagung

An dieser Stelle gilt mein besonderer Dank Herrn RalfBüse,TI14 für interessante Diskussionen.

Literatur

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Anschrift des Autors:Dr.Arnold Meyer, Deutscher Wetterdienst,Referat TI14, Kaiserleistraße 44,63067 Offenbach/Main

158 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 158-160 (Dez. 2002)© Deutscher Wetterdienst 2002

Auf den ersten Blick scheinen die beiden Bilder derpolarumlaufenden Satelliten NOAA 12 (Abb. 1) undNOAA 14 (Abb. 2) aufgenommen am 13.07.2002 um 15:26UTC bzw. 17:23 UTC eher wenig ausdrucksvoll zu sein:Eine nahezu geschlossene Bewölkung liegt über dem See-gebiet zwischen Jan Mayen und Ostgrönland. Bei näheremHinsehen fällt jedoch ein wolkenfreies Gebiet nördlich vonJan Mayen auf. Auf dieses durch die Insel hervorgerufenePhänomen soll hier eingegangen werden.Nördlich dieses Wolkenloches ist durch die rote Linie derKurs des PFS POLARSTERN seit dem Verlassen desScoresby Sundes (70° 29' N/21° 57' W) am 07.07.2002eingezeichnet. Der Autor war während dieser Zeit alsBordmeteorologe auf dem Polarforschungsschiff tätig.Da Jan Mayen, in der südlichen Grönlandsee auf 70° 56'N/08° 40' W fernab von der nächsten Küste gelegen, denLesern weitgehend unbekannt ist, hier zunächst einigeBemerkungen zu ihrer geschichtlichen Entwicklung sowievor allem zu ihrer Topographie, die letztendlich verant-wortlich ist für das hier vorzustellende meteorologischePhänomen.Weitergehende Informationen über Jan Mayeneinschließlich weiterführender Literatur können z. B.UMBREIT (2002), S. 468-494, entnommen werden. Eineumfassende Klimatologie von Jan Mayen hat z. B. AUNE(1982) veröffentlicht. Weitere Informationen sind unterder Internet-Seite http://www.npolar.no abrufbar.Die Insel wurde erstmalig im Jahre 600 von dem IrischenMönch St.Brendan entdeckt,geriet aber wegen ihrer unwirt-lichen klimatischen Lage bald wieder in Vergessenheit. DerBrite Henry Hudson, im Dienste einer niederländischer Wal-fanggesellschaft stehend,entdeckte sie 1607 neu.Ihren gegen-wärtigen Namen erhielt sie von dem niederländischen Wal-fängerkapitän Jan Jacobz May, der im Jahre 1614 für seineWalfangkompanie Territorialrechte an dieser Insel anmelde-te.Sie wurde nun Stützpunkt niederländischer Walfänger diedurch ihre Aktivitäten in knapp dreißig Jahren nahezu dengesamten Bestand an Walen ausrotteten. Später wurden aufder Insel Füchse bejagt, die über das Eis von Norwegen hier-her gekommen waren. Nachdem auch sie fast ausgerottetwaren, stehen die verbliebenen nunmehr unter Naturschutz.Abb.3 zeigt die Insel in einer zeitgenössischen Darstellung ausdem 17. Jahrhundert.Während des internationalen Polarjah-res 1882-1883 überwinterte eine österreichische Expeditionunter der Leitung von Wohlgemuth auf der Insel.Neben diver-sen wissenschaftlichen Untersuchungen wurde in dieser Zeiteine Karte im Maßstab 1:100.000 von der Insel angefertigt.Die zur Zeit neueste Fassung aus dem Jahre 1989 zeigt Abb.4.Im Jahre 1921 errichtete Hagbard Ekerold auf der Inseleine bemannte meteorologische Station, die später dieWMO-Kennziffer 01001 erhielt.Am 08. 05. 1929 wurde JanMayen offiziell Teil des Norwegischen Königreiches.Jan Mayen liegt am Ende des Mittelatlantischen Rückens aufder gleichen geographischen Breite wie das Nordkapp. Die

Abb. 1: NOAA12 (VIS) vom 13.07.2002, 15:26 UTC, Maßstab etwa 1 : 45.000.

Abb. 2: NOAA 14 (VIS) vom 13.07.2002, 17:23 UTC, Maßstab etwa1:45.000.

H. D. BEHR

Das Satellitenbild des Monats Juli 2002– Katzenpfoten nördlich von Jan Mayen –

159promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002 H. D. Behr: Das Satellitenbild des Monats Juli 2002

Insel ist etwa 44 km lang und weist eine Flä-che von 379 km2 auf. Die nächsten Küstensind in einer Entfernung von:Grönland 420km, Island 490 km, Norwegen 850 km.Die in Südwest-Nordost-Richtung verlau-fende Insel lässt sich von ihrer Topogra-phie her in drei Gebiete aufteilen (Abb.4):

• Der Südwesten (Sør-Jan) besteht auseiner reichen Anzahl unregelmäßigverteilter Gipfel ehemaliger Vulkanemit einer mittleren Höhe von 770 m,die meist steil ins Meer abfallen. Hierist die Insel nur knapp 6 km breit. In-nerhalb des Jahres ist dieser Inselteil

nur für wenige Stunden nebelfrei.• Der mittlere, ebene Teil erhebt sich

kaum über dem Meeresspiegel. Die inihm eingebetteten Lagunen sind imVerlaufe der Zeit durch Anspülungenvon Sand sowie Lavaabflüsse entstan-den. Hier befinden sich die meteoro-logische Station, eine Radiostationsowie Landemöglichkeiten für Klein-flugzeuge.

• Der Nordostteil (Nord-Jan) der Inselmit einer Breite von bis zu 15 km wirdbeherrscht durch den aktiven VulkanBeerenberg. Seine Eisfelder und Glet-scher reichen bis zum Meeresspiegelhinab.An seinem Fuß hat er einen Um-fang von etwa 60 km. Der Krater deshöchsten Gipfels dieses Berges (Haa-kon VII Toppen) misst 2 km Durch-messer und seine Höhe beträgt 2277 m.Seine Spitze ist in der Regel vonWolken verdeckt. Sofern sie für kurzeZeit aufreißen, ist sein Anblick bereitsaus knapp 200 km möglich. Der letzteVulkanausbruch erfolgte im Jahre1970, dabei entstand durch Lava-abfluss rund 3 km2 neues Land.Abb. 5zeigt einen Blick von Südwesten herüber Sør-Jan auf den Beerenberg.

Jan Mayen weist wegen ihrer isoliertenLage im freien Ozean ein polar-maritimesKlima auf, s.Abb. 6.Wegen der ausgepräg-ten Topographie der Insel sowie wegenihrer o. a. isolierten Lage lassen sich beientsprechender Wetterlage auffällige me-teorologische Erscheinungen beobachten.Auf eine soll hier eingegangen werden.

Am 08.07.2002 zog von Schottland einTiefdruckgebiet westwärts in RichtungIsland. Dort wurde es am 12.07. ortsfest.Zeitgleich stieg über Mittelskandinaviender Druck, so dass sich im Seegebietsüdlich von Jan Mayen eine Strömung ausSüdsüdost mit etwa 10 m/s entwickelte.Dieses Windfeld traf nahezu senkrecht aufdie Insel. Bedingt durch die oben be-schriebene Topographie wurde die anströ-mende Luftmasse durch die beiden Er-hebungen Sør-Jan und Nord-Jan derartkanalisiert, dass sie nur den flacheren,mittleren Teil der Insel überqueren konn-te. Man erkennt im Bereich der Insel:

a) eine Staubewölkung auf der gesamtenluvwärtigen Seite der Insel,

b) leewärts des südwestlichen und mitt-leren Teiles der Insel Leewellen, die

Abb. 4: Topographische Karte von Jan Mayen. Nachdruck mit freundlicher Genehmi-gung von: Statens Kartverk, Sjøkartverk i Stavanger.

Abb. 3: Blick auf den Beerenberg von Nordwesten her, aus: „De Groote Nieuwe Zee-Atlas ofte Water-Werelt“, Van Keulen, Amsterdam, 1681-1685, aus: den NorskeLos,Seite 394.Nachdruck mit freundlicher Genehmigung von:Statens Kartverk,Sjøkartverk i Stavanger.

160 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002H. D. Behr: Das Satellitenbild des Monats Juli 2002

mit wachsender Entfernung von ih-rem Entstehungsgebiet einen immerbreiter werdenden Bereich einnehmen.Diese Leewellen sind noch in einerEntfernung von knapp 200 km strom-ab von der Insel gut auszumachen,

c) leewärts des hohen Nordostteiles derInsel zunächst eine wolkenfreie Zoneals Kompensation der Staubewölkungauf ihrer Luvseite.Weiter stromab bil-den sich einzelne Wirbel aus, die denVerlauf einer Kármánschen Wirbel-straße markieren. Sie sind östlich derin b) beschriebenen Leewellen gut zuerkennen. Diese Wirbel zeichnen sichdurch ein kreisförmiges Wolkenfeldab, das das Aufsteigen markiert. Es istumschlossen von einem wolkenfreienRing in dem die Luft wiederum ab-sinkt. Da diese einzelnen Kármán-Wirbel teilweise von einer schichtför-migen Wolkendecke überlagert waren,die wiederum in den Wolkenbildungs-und -auflösungsprozess mit einbezo-gen wurde, entsteht der Eindruck von„Katzenpfoten“ in der ansonsten ge-schlossenen Wolkendecke.

Literatur

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Den Norske Los/Arctic Pilot, Bind 7/Vol.7, 1988: in norwegischer und englischerSprache, Hrsg.: The Norwegian Hydro-graphic Service and the Norwegian Po-lar Research Institute, 419 S.

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UMBREIT, A., 2002: Spitzbergen mitFranz-Josef-Land und Jan Mayen, Con-rad-Stein-Verlag, Struckum, 501 S.

Anschrift des Autors:Dr. Hein Dieter Behr, DWD-Geschäfts-feld Seeschifffahrt, Postfach 30 11 90,20304 Hamburg

Abb. 6: Jahresgänge der langjährigen Monatsmittel der Lufttemperatur (schwarz) inder Zeitspanne 1951-1980 sowie der höchsten (rot) und niedrigsten (grün) indieser Zeitspanne beobachteten Temperaturen. Ferner sind angegeben dieJahresgänge der langjährigen Monatsmittel der Tage mit von Nebel (gelb)sowie der Tage mit mehr als 5 Bft (violett). Daten aus AUNE (1982).

Abb. 5: Blick von Südwesten her auf den Beerenberg und ihm vorgelagerte Inselteile,Photo: Norsk Polarinstitutt, aus: den Norske Los, Seite 396. Nachdruck mitfreundlicher Genehmigung von: Norsk Polarinstitutt,Tromsø.

Symposium zur Information der Öffentlichkeit

Warnsignale aus dem Meervon den offenen Ozeanen bis zu den Randmeeren

31. März – 2.April 2003Universität Hamburg(Ort z. Zt. ungewiss, siehe Webseite)

Wissenschaftliches Komitee

Prof. Dr. F. Colijn (GKSS, Geesthacht)Prof. Dr. H. Graßl (MPI, Hamburg)Prof. Dr. H. Kausch (IHF, Hamburg)Dr. E. Rachor (AWI, Bremerhaven)Prof. Dr. K. Reise (AWI, Bremerhaven)Prof. Dr. C. Schönwiese (IMGeo, Frankfurt a. M.)Prof. Dr. J. Sündermann (IfM, Hamburg)Prof. Dr.A.Weber (IallgB, Hamburg)

Organisation

Dr. rer. nat. José L. LozánUniversität HamburgZeiseweg 9D-22765 HamburgTel. 040 42838-6676Fax 040 [email protected]://www.rrz.uni-hamburg.de/WarnsignalMeer

Wissenschaftliches Programm

Eröffnungsvortrag: Prof. Dr. Klaus Töpfer (UNEP)

Block I: Die Rolle des Meeres für das KlimaVorsitzende: Prof. Dr. Hartmut Graßl, Max-Planck-Institut für Meteorologie, Hamburg,

Prof. Dr. Christian Schönwiese, Institut für Meteorologie u. Geophysik, Universität Frankfurt a. M.

Block II: Übernutzung des Meeres Teil 1: SchiffsverkehrVorsitzender: Prof. Dr. Hartmut Kausch, Institut für Hydrobiologie u. Fischereiwissenschaft Universität Hamburg

Teil 2: FischereiVorsitzender: Prof. Dr.Adolf Weber, Institut für Allgemeine Botanik, Universität Hamburg

Teil 3: NutzungskonflikteVorsitzender: Prof. Dr. Karsten Reise,Alfred-Wegener-Institut, List/Sylt

Block III: Meeresverschmutzung und MeeresschutzVorsitzender: Prof. Dr. Franciscus Colijn, Forschungszentrum GKSS, Geesthacht, Institut für Küstenforschung

Das Buch zur Tagung

„Warnsignale aus Nordsee und Wattenmeer“

Eine Aktuelle Umweltbilanz2003, 448 Seiten, Hrsg: J. L. Lozán, E. Rachor, K. Reise, J. Sündermann, H.v.Westernhagen.Preis: 25,— €, zu bestellen bei J. L. Lozán.

161promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Tagung

162 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Universität Bayreuth

Diplom-HauptprüfungenHELD, Andreas: Variabilität anorgani-

schen Stickstoffs im atmosphärischenAerosol: Einzelpartikelanalyse imFichtelgebirge.

HOTTENROTH, Sarah: Nitrophenole imNebel.

SCHRÖTER,Marc:Lidar-Messungen derDynamik des Ozons in der atmosphä-rischen Grenzschicht.

MÜLLER,Stefan:Untersuchung zu einemWindleistungsprognosesystem mittelskünstlicher neuronaler Netze auf derGrundlage der Daten des meteorolo-gischen Messnetzes Mecklenburg-Vorpommern.

GÖCKEDE, Mathias: Das Windprofil inden untersten 100 m der Atmosphäreunter besonderer Berücksichtigungder Stabilität.

NEUNER,Christian:Anwendung des Eva-potranspirationsmodells AMBETI aufdie Verdunstungsberechnung im RaumWeißenstadt (Fichtelgebirge).

Freie Universität Berlin

PromotionenDETTMANN, Rainer: Statistische Aus-

wertung nordhemisphärischer Druck-felder zur langfristigen Temperatur-prognose für Berlin.

KUBATZKI, Claudia.Wechselwirkungenzwischen Klima und Landoberflächeim Holozän.

PAAPE, Katja: Bestimmung der Emis-sionseigenschaften von Landoberflä-chen im Mikrowellenbereich mittelseines Zweiskalenmodells.

RATHKE, Carsten: Fernerkundung mikro-physikalischer Parameter von Grenz-schichtwolken aus Fourier-Spektrome-termessungen im thermischen Infrarot.

Diplom-HauptprüfungenEHLERT, Tobias: Untersuchungen zum

Aufgleiten von Osten mit Gewitternund Starkniederschlägen in Mittel-europa.

GEBERT, Martin: Versuch einer An-passung der Temperatur- und Wind-reihe der Station Botanischer Gartenan die Dahlemer Messreihe.

GRÄF, Doreen: Studie zur Beeinflussungvon Sterbegeschehen durch Wetterund Klima in Berlin.

KRÖTZSCH, Sabine: Untersuchungenzur derzeitigen Rolle des Schutzgutes

„Klima“ im Rahmen von Umweltver-träglichkeitsprüfungen.

KUNZE, Markus: ENSO und die winter-liche polare Stratosphäre.

SCHRÖDER, Thomas: Atmosphären-korrektur flugzeuggestützter Ferner-kundungsdaten mit Hilfe eines künst-lichen neuronalen Netzes.

WEBER, Katja: Der Einfluss der QBO aufden stratosphärischen Polarwirbel derNordhemisphäre in einer Modellstudie.

Universität Bonn

Promotionen FRIEDERICHS, Petra: Interannuelle und

dekadische Variabilität der atmosphä-rischen Zirkulation in gekoppeltenund SST-getriebenen GCM-Experi-menten.

KLEIN, Thomas: Katabatic winds overGreenland and Antarctica and theirinteraction with Mesoscale and Syn-optic-scale Weather Systems.

PAETH, Heiko: Anthropogene Klima-änderungen auf der Nordhemisphäreund die Rolle der Nordatlantik-Oszil-lation.

STEINHORST, Hildegard-Maria: Statis-tisch-dynamische Verbundanalyse vonzeitlich und räumlich hoch aufgelös-ten Niederschlagsmustern.

ZHI,Xiefei:Interannual variability of the In-dian Summer Monsoon and its modelingwith a zonally symmetric 2 D-Model.

Diplom-HauptprüfungenBAGDOHN, Stefan: Dämpfungskorrek-

tur im X-Band durch Stereo-Radar-Verfahren.

BUROSE, Dirk: Schätzung von Nieder-schlagsraten über Landoberflächenaus Satellitenmessungen.

HANTKE,Oliver:Bestimmung von Cirrus-Wolken mit dem Bonner X-BandRadar.

KUHLEN, Bernhard: Identifizierung vonJahreszeiten durch Klassifikationenvon Geopotentialmustern aus DWD-Analysen der Jahre 1967-1994.

SCHÖLZEL, Christian: Ein AVN/MOS-System für Europa: Über den Aufbaueines statistischen Vorhersagesystemsauf Basis des AVN-Modellausgangsunter Verwendung der Methode derKreuzvalidation und der schrittweisenRegression.

SELBACH, Nathalie: Ableitung atmo-sphärischer Parameter aus bodenge-bundenen passiven Mikrowellenradio-

metermessungen.TSCHAKERT, Guido: Numerische Ana-

lyse des bodennahen Ozon in Nord-rhein-Westfalen.

VON TÖRNE, Kerstin: Algorithmenent-wicklung zur Bestimmung von Tem-peratur- und Feuchte-Profilen mittelsOptimal Estimation für ein bodenge-bundenes passives Mikrowellenradio-meter.

WISSKIRCHEN, Klaus: Sensitivitätsstu-dien mit einem SVAT-Modell.

Universität Cottbus

Diplom-Hauptprüfung BRAUN-SCHOEN, Sygun: Güte des Re-

ferenzdatensatzes für Lidarmessun-gen während OLAK.

Universität Dresden

HabilitationBERGER, Franz H.: Bestimmung des

Energiehaushaltes am Erdboden mitHilfe von Satellitendaten.

Diplom-HauptprüfungenBEMANN, Rita: Analyse von Nieder-

schlagsereignissen aus Radardaten mitdem Programm CALAMARI.

WAHREN, Andreas: Modellierung derGebietsverdunstung von Referenzge-bieten mit unterschiedlich komplexenAnsätzen (zur Abschätzung von Grund-wasserneubildung und Abfluss).

BAUMS, Anna-Barbara: Messung undModellierung der Verdunstung zurAbschätzung des Wasserdargebots füreinen homogenen Wiesenstandort(Melpitz bei Torgau).

SCHNEIDER, Frank: Vergleich von Re-gionalisierungsmethoden für täglicheNiederschlagssummen auf Basis derErkennung synoptischer Muster(Wetterlagen).

Universität Frankfurt am Main

PromotionenRAPP,Jörg:Konzeption,Problematik und

Ergebnisse klimatologischer Trend-analysen für Europa und Deutsch-land.

RIEDIGER,Oliver:Entwicklung und Ein-satz eines flugzeuggetragenen Instru-

Habilitationen, Promotionen und Diplom-Hauptprüfungen im Jahr 2000

163promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002 Habilitationen, Promotionen und Diplom-Hauptprüfungen im Jahr 2000

mentes zur in-situ-Messung langlebi-ger Spurengase in der Stratosphäre.

XU, Xiaobin: Investigations into the Tro-pospheric cycle of COS: Atmosphericdistribution, air sea and air vegetationexchanges.

Diplom-HauptprüfungenHAASE, Hans-Peter: SF6 als atmosphä-

rischer Tracer: Untersuchungen zurVerteilung von SF6 in der Troposphäreund der untersten Stratosphäre.

STEINBACHER, Martin: Untersuchun-gen zum Austausch von Carbonyl-sulfid (COS) über einem Waldöko-system.

WERNER, Anja.: Die Nord-Atlantik-Oszillation und ihre Auswirkungenauf Europa.

Universität Freiburg

PromotionIZIOMON, Moses: Characteristic vari-

ability, vertical profile and modellingof surface radiation budget in thesouthern Upper Rhine valley region.

Universität Göttingen

Institut für Bioklimatologie

Promotionen MORGENSTERN, Kai: Turbulent CO2-,

H2O- and Energy Fluxes above a Medi-terranean Oak and a MountainousSpruce Forest Investigated by Eddi-Covariance Measurements.

Diplom-HauptprüfungBLANK, Sven: Eddy-Korrelationsmes-

sungen von Wasserdampfflüssen übereinem Fichtenbestand – Ein Vergleichvon open – und closed-path Sensoren.

Universität Hamburg

Promotionen ALLNER,Anke Maria: Die direkte Strah-

lungswirkung von Aerosolteilchen aufein Klimamodell.

BAUER,Hans-Stefan:Validation of cloudsin the ECHAM4 model using dynam-ical adjustment technique.

BAUER, Susanne E.: Photochemical smogin Berlin-Brandenburg: An investiga-tion with the atmosphere-chemistrymodel GESIMA.

COSTANZO, Claudio: Fernerkundungvon Eis- und Mehrschichtbewölkungüber Meeresuntergrund aus Messun-gen rückgestreuter Solarstrahlung.

DOMMENGET, Dietmar: Large-scaleSST variability in the midlatitudes andin the tropical Atlantic.

FIEDLER, Lars: Messungen des Refle-xionsvermögens der Meeresoberflä-che im infraroten Spektralbereich mitdem „Ocean Atmosphere SoundingInterferometer System“ (OASIS).

GÖRSDORF,Ulrich:Genauigkeit und Ver-fügbarkeit von Windprofiler/RASS-Messungen.

HIRSCH, Lutz: Bestimmung des turbu-lenten Impulsflusses mit Hilfe vonDoppler-und Interferometriemessun-gen eines Radar-Rass-Systems.

HOLLMANN, Rainer: Räumlich hoch-aufgelöste Strahlungsbilanz über Eu-ropa: Ableitung aus Satellitendaten -Validation eines regionalen Modells.

JOST, Volker: HOAPS: Eine neue Klima-tologie des Süsswasserflusses an derMeeresoberfläche abgeleitet aus Sa-tellitendaten.

LEMKE, Henriette M.: Theoretische Un-tersuchung zur Ableitung mikrophy-sikalischer Parameter von Eiswolkenaus polarimetrischen Radarmessun-gen bei 95 GHz.

MATTHIAS, Volker: Vertikalmessungender Aerosolextinktion und des Ozonsmit einem UV-Raman-Lidar.

OCAÑA, Victor: The potential influenceof natural climate variability and un-certainty in the design of optimalgreenhouse gas emission policies.

OLK,Markus:Entwicklung und Test einesmassenerhaltenden Semi-Lagrange-schen Transportverfahrens auf der Kugel.

PERLWITZ, Judith: The dynamical linkbetween the troposphere and strato-sphere and its potential to affect cli-mate.

REICHERT, Bernhard K.: Quantificationof natural climate variability in paleo-climatic proxy data using general cir-culation models: application to glaciersystems.

STOCKHAUSE, Martina: Bestimmungvon Emissionsraten diffuser Quellenmit Hilfe inverser Modellierung.

SURA, Philip: Der Einfluss externenRauschens auf die Klimavariabilität invereinfachten Modellen.

WARRACH, Kirsten: Gefrorener Bodenund Schneebedeckung unter beson-derer Berücksichtigung des hydrolo-gischen Verhaltens der Landoberflä-che.

WERNER, Martin: Spatial and temporalvariability of water isotopes in polarprecipitation.

Diplom-HauptprüfungBLESSING, Simon: Entwicklung und

Anwendungen eines adjungierten glo-balen Zirkulationsmodells.

BÖHME,Christoph:Ableitung von Ozon undanderen Spurenstoffen aus Interferome-termessungen während LACE ’98.

DELLNITZ, Julia: NiedrigdimensionaleSpektralmodelle des Ozeans: Physikund Strukturen.

FRANTZ, Holger: Erzeugung eines Na-turdatensatzes zur Validierung hin-dernisauflösender mikroskaliger Mo-delle für städtische Anwendungen.

GOLZ, Claudia: Untersuchung von Aus-waschprozessen auf der Basis von Ver-tikalprofilen von Tropfenspektren undAnalysen von Regen-Inhaltsstoffen.

MICHEELS,Arne:Klimaklassifikation Vege-tationsparameterisierung in ECHAM-Simulationen und ECMWF-Analysen.

PASCHEKE,Frauke:Analyse zeitlich auf-gelöster Windmessungen in einer städti-schen Grenzschicht und Reproduktionwesentlicher Turbulenzeigenschaftenim Grenzschichtwindkanal.

SCHNEIDER, Heiko: Einfluss der Oro-graphie auf die Wechselwirkung zweierStormtracks in einem vereinfachtenglobalen atmosphärischen Zirkula-tionsmodell.

ZENDER, Stefan: Entwicklung einerStrahlungsparameterisierung für dasglobale Klimamodell PUMA.

Universität Hannover

Promotionen PAHL, Ulrike: Numerische Simulationen

zum Einfluss von Waldbestandshomo-genitäten auf die Windverhältnisse unddie trockene Spurenstoffdeposition.

STEFFENS,Michael:Fernerkundung vonTafeleisbergen und Meereis mittelsSAR-Interferometrie.

Diplom-HauptprüfungenBENKEL,Andreas:Fallstudie eines Fern-

transportes großer Partikel in derAtmosphäre.

DEIERLING,Wiebke: Untersuchung desstatistischen Zusammenhanges zwi-schen Blitzdichte und Niederschlags-menge.

SASSE, Maren: Pilotstudie zum Wetter-einfluss auf den Flugverkehr.

SCHENK, Friedemann: Studien zur Ge-nauigkeit in der barometrischen Hö-henbestimmung.

ZAHR, Jens-Peter: Numerische Simula-tionen zum Lokalklima in wachsen-den Waldbeständen unter Berücksich-tigung variierender meteorologischerBedingungen.

Universität (TH) Karlsruhe

Promotionen BERG, Hermann: Weiterentwicklung der

Millimeterwellenradiometrie strato-sphärischer Spurengase in Emissionund Absorption.

HASE, Frank: Inversion von Spurengas-profilen aus hochaufgelösten boden-gebundenen FTIR-Messungen in Ab-sorption.

164 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002Habilitationen, Promotionen und Diplom-Hauptprüfungen im Jahr 2000

KOPP, Gerhard: Inversion arktischer stra-tosphärischer Spurengasprofile. Ozon-forschung aus Messungen eines bo-dengebundenen Millimeterwellen-radiometers.

KUNTZE, Karin: Vertikaler Austauschund chemische Umwandlung vonSpurenstoffen über topographischgegliedertem Gelände.

STECK,Tilman:Bestimmung der Vertikal-profile von Spurengasen aus MIPAS-Messungen unter Hinzunahme von a-priori-Wissen.

WILMS-GRABE, Walburga: Vierdimen-sionale Datenassimilation als Methodezur Kopplung zweier verschiedenska-liger meteorologischer Modellsysteme.

Diplom-HauptprüfungenBLAHAK, Ulrich: Messung und Inter-

pretation ausgewählter Vertikalpro-file von Tropfenspektren.

KIMMICH,Evelyn:Eignung von MIPAS-ENVISAT-Daten zur Untersuchungder Chloraktivierung und Denoxi-fisierung im winterlichen Polarwirbel.

KÖHLER, Isabel:Vergleich atmosphäri-scher Analysen der NCEP- undHIRLAM-Modelle mit Messdatenbeim ARTIST-Experiment 1998.

KÖNTOPP, Max: Numerische Meereis-modellierung: Einfluss der Gezeiten ineinem hochaufgelösten Meereismodell.

LESSENICH,Katrin:Ableitung von zwei-dimensionalen Verteilungen atmosphä-rischer Parameter aus MIPAS-STR-Spektren der APE-GAIA Messkam-pagne.

MAYER, Frank: Numerische Simulationdes stoßinduzierten Zerfallprozessesvon Regentropfen.

RESSLING, Julia: Vorhersage der Zug-bahnen konvektiver Zellen mit Hilfedes radardatengestützten Algorith-mus TRACE3D.

SCHMIDT, Kai: Berechnung der Emis-sion ausgewählter Spurenstoffe einerStadt mit Hilfe des Massenbilanz-verfahren.

SCHMITT, Carolin: Erkennung hochrei-chender Konvektionswolken anhandvon Meteosat-Daten.

VOLLMER,Matthias:Korrektur des atmo-sphärischen Einflusses in IR Satelliten-Messungen mit neuronalen Netzen.

ZIMMERMANN, Alexandra: Untersu-chungen zur Ableitung mikrophysi-kalischer Parameter polarer strato-sphärischer Wolken aus MIPAS-ENVISAT-Messungen.

Universität Kiel

PromotionenHAGEDORN, Renate: Ein gekoppeltes

Atmosphäre-Ozean-Modell für dasOstsee-Einzugsgebiet.

HAVEMANN, Stephan: Die Modellie-rung atmosphärischer Eiskristalle undihre Anwendung im Strahlungstrans-port.

JUNG,Thomas:The North Atlantic Oscil-lation: Variability and Interactionswith the North Atlantic Ocean andArctic Sea Ice.

Diplom-HauptprüfungenBACH, Arne: Niederschlagsverteilung

über Schleswig-Holstein.COLDEWEY, Melanie: Vorhersagemög-

lichkeiten mit neuronalen Netzen.HAUSCHILDT, Heike: Bestimmung der

horizontalen Verteilung des Flüssig-wasserpfades aus Daten des AMSUund AVHRR.

POHLMANN, Holger: Untersuchung derVariabilität des Meereises im südli-chen Ozean.

STENZEL, Oliver: Einfluss der Atmo-sphäre auf Meereis und Ozean in dersüdlichen Hemisphäre.

TIMM, Oliver: Über die Beziehung derEiskerne Zentralgrönlands zu den de-kadischen bis interdekadischen Klima-schwankungen des Nordatlantiks.

Universität Köln

PromotionenALLARD, Peggy: Der Einfluss von

„African Easterly Wave“-Ereignissenauf den Niederschlag und dieFeuchtetransporte für ausgewählteGebiete.

BAIER, Frank: Entwicklung und Anwen-dung eines adjungierten Modells zurSimulation des Ozonhaushaltes derStratosphäre während realer Episoden.

HANSWILLEMENKE, Klaus: Nestingdes Modells FOOT3D in ECMWF-Reanalyse-Daten zur Untersuchungregionaler Starkwindsituationen.

HÖLZMANN, Judith: Inhomogenous andAnisotropic Assimilation of OzoneObservations for Chemical TransportModelling.

MANFRAHS, Claudia: Einsatz eines dia-gnostischen Strömungsmodelles zurBeschreibung der Strömung im Wald.

NÖLLE, Christian:Vergleich zweier Diffu-sionsparametrisierungen in einem Eu-lermodell.

SCHELL, Benedikt: Die Behandlung se-kundärer organischer Aerosole in einemkomplexen Chemie-Transport-Modell.

SENTUC, Florence-Nathalie: Entwicklungund Anwendung eines Programm-systems zur Trajektorienberechnung inder planetaren Grenzschicht.

STIEFELHAGEN, Ilona: Simulation tro-pischer Zirkulationsmuster mit einemnichtlinearen Anomaliemodell mitHilfe der adjungierten Methode.

TOKANO, Tetsuya: Simulation of Titan’sAtmosphere by a General CirculationModel.

Universität Leipzig

HabilitationJACOBI, Christoph: Die Dynamik der

Mesopausenregion mittlerer Breitenund ihre Verbindung mit Prozessen inder unteren und mittleren Atmosphä-re / Midlatitude mesopause region dyna-mics and its coupling with lower and mid-dle atmospheric processes .

PromotionenARNOLD, Klaus: Ein experimentelles

Verfahren zur akustischen Tomo-graphie im Bereich der atmosphäri-schen Grenzschicht.

HERMANN, Markus: Development andApplication of an Aerosol Measure-ment System for use on commercialAircraft (Entwicklung und Anwen-dung eines Aerosol-Meßsystems fürden Einsatz auf kommerziellen Flug-zeugen).

KEIL, Andreas: Einfluß absorbierenderAerosolpartikel und verschmutzterWolken auf den solaren Strahlungs-haushalt der Atmosphäre.

KLINGSPOHN, Martin: InterdekadischeKlimavariabilität über dem Nord-atlantik – Statistische Analysen undModellstudien.

PHILIPPIN, Sabine: Development andApplications of an Analyzer for Air-borne Non-volatile Aerosol Com-pounds (Entwicklung und Anwen-dung eines Analysators zur luftgetra-genen Bestimmung nichtflüchtigerAerosolbestandteile).

WAGNER, Frank: Kombinierte Mehrwel-lenlängen-LIDAR-Photometer-Mes-sungen von optischen und physikali-schen Partikelparametern währendACE-2.

WEHNER, Birgit: Particle Formation inthe Urban Atmosphere (Partikelbil-dung in der urbanen Atmosphäre).

ZIEMANN, Astrid: Eine theoretischeStudie zur akustischen Tomographiein der atmosphärischen Grenzschicht.

Diplom-HauptprüfungenEGER, Reinhard: Simulation der Mi-

schungsschichthöhe über komplexemTerrain in Abhängigkeit von der Tur-bulenzparametrisierung.

FAULWETTER, Robin: Singuläre Vekto-ren des 2d-Eady-Modells.

HEINRICH, Harald: Optimal wachsendeStörungen in einem barotropen Modell.

KOZIAR, Christian: Ursachen und Aus-wirkungen von Partikelnukleationen.Eine Analyse im Rahmen des Linden-berger Aerosol-Charakterisierungs-Experiments.

LAMMERT, Andrea: Simulation turbu-lenter Flüsse unter Vorgabe turbu-lenter und nichtturbulenter Anteile.

NOWAK, Andreas: Charakterisierung derPartikelgrößenverteilung des Fein-

165promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002 Habilitationen, Promotionen und Diplom-Hauptprüfungen im Jahr 2000

aerosols in der marinen Grenzschichtdes Atlantischen Ozeans und Indi-schen Ozeans für verschiedene klima-tische Zonen.

RADTKE, Kai: Simulation der Ver-dunstung während einer Vegetations-periode unter Vorgabe verschiedenerWolkenmodelle.

WALTER, Arno: Modifikation und An-wendung eines troposphärenchemi-schen Mehrphasenmodells.

VON LÖWIS OF MENAR, Sibylle:Untersuchung einzelner Turbulenz-ereignisse und der Korrelationsbezie-hungen zwischen Impulsfluss, fühl-baren Wärmestrom und äolischemSedimenttransport.

Aus früheren Jahren sind folgendeExamina nachzutragen:

1996 PromotionenFLENTJE, Harald: Absorptionsspektros-

kopie in der Gasphase.SCHLINK, Uwe: Imissionsprognose bei

Smogsituationen.

1997 PromotionMÜLLER, Detlef: Inversionsalgorithmus

zur Bestimmung physikalischer Partikel-eigenschaften aus Mehrwellenlängen-Lidarmessungen.

1998 PromotionenBIRMILI, Wolfram: Production of New

Ultrafine Aerosol Particles in Conti-nental Air Masses.

BUSSEMER, Markus: Ruß in verschie-denen atmosphärischen Reservoirenund seine Auswirkungen auf den Strah-lungshaushalt der Atmosphäre.

ORSINI, Douglas A.: The Developmentof a Systems to Measure the VolatileSulfuric Acid Fraction of MarineAerosol Particles.

YUSKIEWICZ, Brett Alexander:The Ef-fects of Cloud Processing on the Sub-micrometer Particle Size Distributionand Atmospheric Light Scatter.

SCHWARZENBÖCK, Alfons: Develop-ment and Application of Complemen-tary Hydrometeor and InterstitialAerosol Samplers.

WILCK, Martin: Modal Modelling ofMulticomponent Aerosols.

1999 HabilitationANSMANN, Albert: Aerosol – Raman –

Lidar.

1999 PromotionNAGEL, Dagmar: Analyse der optischen

Eigenschaften des arktischen Aero-sols, einschließlich der Messung dervertikalen Verteilung des Aerosols inder Troposphäre mit Photometern imGebiet um Spitzbergen.

Universität Mainz

PromotionenFRÜH, Barbara: Entwicklung und Eva-

luierung einer Modellhierarchie zurSimulation der aktinischen Strahlungin aerosolbelasteter und bewölkterAtmosphäre.

GRUBER, Sabine: Vertikalprofile vonGrößenverteilung und chemischerZusammensetzung atmosphärischerAerosolpartikel in mariner und kon-tinentaler Luft.

VOHL, Otmar: An experimental investi-gation of the effects of turbulence onthe scavenging of aerosol particles byrain drops, and on the growth of clouddrops by collision.

YANG, Jianliang: Condensational Growthof Atmospheric Aerosol Particles inan Expanding Water Saturated AirFlow: Numerical Optimization andExperiment.

Diplom-HauptprüfungenKAOM, Vibolrith: Stratuswolken im

atmosphärischen Strahlungsfeld.PLÖGER, Markus: Modifikation und

Kalibrierung eines Stratosphären-Kondensationskernzähler (COPAS).

PRINZ, Carsten: Entwicklung eines Luft-paket-Wolkenmodells mit zweidimen-sionaler Wolkenmikrophysik.

QUICK, Christiane: Untersuchung derDepositionseisbildung auf Pollen.

REHBEIN, Christian: ExperimentelleUntersuchungen der Partikelgrößen-verteilung im Abgas von Dieselfahr-zeugen.

REICHERT, Katja: Die biologische Kom-ponente des atmosphärischen Aero-sols auf dem Jungfraujoch.

SOMMER,Carolin:Gefrierverhalten sus-pendierter PSC-ähnlicher Tröpfchen –Aufbau einer Apparatur zur Unter-suchung von akustisch levitiertenLösungströpfchen.

WALTER,Holger:Sphärische Korrekturenan der Strahlungstransportgleichung.

Meteorologisches Institut der Universität München

Promotionen:FEHR, Thorsten: Mesoskalige Modellie-

rung der Produktion und des drei-dimensionalen Transports von Stick-oxiden durch Gewitter.

FORSTER, Caroline: Der strahlungsbe-dingte Zerfall stratosphärischer Fila-mente in der Troposphäre.

HELL, Richard: Synoptische, diagnosti-sche und numerische Untersuchungender Intensitätsänderungen von tropi-schen Wirbelstürmen und Monsun-tiefs.

KEIL, Christian: Numerische Simulationvon Starkniederschlagsereignissen mitmesoskaligen Wettervorhersagemo-dellen.Überprüfung mit Radar-Datenund Diagnose des atmosphärischenFeuchtigkeitsbudgets.

MEYER, Richard: Regionale Kondens-streifen-Bedeckung aus Satelliten-daten und ihr Einfluss auf denStrahlungshaushalt.

SCHRÖDER, Franz Peter: Vertikal-verteilung und Neubildungsprozessedes Aerosols und partikelförmigeFlugzeugemissionen in der freienTroposphäre und Tropopausenregion.

ZÄNGL,Günther:Die Tropopause in denPolargebieten.

Diplom-HauptprüfungenLEITER, Christoph: Kondensstreifen

über Südost-Asien – Abschätzung desBedeckungsgrades mit AVHRR-Daten und Vergleich mit GCM-Ergebnissen.

MAGER, Fabian: Auswirkungen vonTreibstoffverbrauch und Klimaände-rung auf die Bedeckung durch Kon-densstreifen.

WUNDERER, Christoph: HamiltonianTheories of Balanced Shallow waterflow.

Technische Universität München

PromotionREITMEYER, Heinrich: Quantifizie-

rung des spektralen Angebotes photo-synthetisch aktiver Strahlung (PAR)innerhalb eines Fichten-Buchen-Mischbestandes – Entwicklung undAufbau eines Vielkanalmesssystemszur Erfassung des Sonnenspektrumsim Wellenlängenbereich von 400 nmund 850 nm.

Universität Graz

PromotionenHAFNER, Joachim: Investigation of em-

pirical ionospheric models.HOCHEGGER, Gerald: Assessment

studies on the inversion of satellite tosatellite electron content to obtainelectron density profiles in the ionos-phere.

VOGL, Dieter: The jumps of physicalquantities at fast shocks under pres-sure anisotropy: Theory versus obser-vations at the bow shock.

FOLBERTH, Gerd: Modeling the photo-chemistry of the predominant chloro-hydrocarbons in the troposphere.

PFISTER, Gabriele: Atmospheric radia-tive transfer in the UV: Special em-phasis on photolysis frequenciesJ(O1D) and J(NO2).

166 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002Habilitationen, Promotionen und Diplom-Hauptprüfungen im Jahr 2000

Diplom-HauptprüfungenREHRL, Christoph: Mesospheric Tem-

perature and Ozone Sounding Basedon Solar Occultation Data.

LANGMAYR, Daniel: Accelerationmechanism in plasmas and applicationto the Jovian magnetosphere.

MEIROLD-MAUTNER, Ingo: Messungder spektralen optischen Dicke vonAerosolen und des Wasserdampf-säuleninhaltes der Atmosphäre miteinem Sonnenphotometer.

GLASER, Andreas: AtmosphärischeAerosole – Eigenschaften, Verhaltenund Messmethoden.

Universität Innsbruck

Promotionen SCHAFFHAUSER, Andreas: Synoptics

and Dynamics of Helicity Structures.RACK,Wolfgang: Dynamic Behavior and

Disintegration of the Northern LarsenIce Shelf,Antarctic Peninsula.

Diplom-HauptprüfungenBUTSCHEK, Michael: Untersuchungen

zum langfristigen Einfluss der Son-nenaktivität auf die Massenbilanz desHintereisferners.

THURNER, Bernhard: Wetterlagen undFrühjahrsniederschläge auf Gletschernim inneren Ötztal.

UNEGG, Johann Wolfgang.: Prognose derBodentemperatur in einem Soil-Vege-tation-Atmosphere-Transfer-Modell.

HORNSTEINER, Matthias: Troposphä-rische Überreichweiten im 3 m-Ra-diowellenbereich.

MASCHER, Stefan: Messungen derspektralen optischen Aerosoldicke imRaum Innsbruck.

SIEGELE, Bruno: Bodenanalysen vonTMI-Daten unter Verwendung desVERA-Systems (Vienna EnhancedResolution Analysis System).

HASLWANTER, Alois: Messung einesvertikalen Temperaturprofils übereinen Jahreszyklus und der Einflussder Winterdecke auf den Energie-inhalt des Gossenköllesees.

PIPPAN, Christoph: Umgang mit einemheterogenen, hochaufgelösten Mess-netz während der Feldphase desMesoscale Alpine Programme.

PEIL, Erwin: Der Einfluss von Meteo-rologie und Glaziologie auf dasSchigleiten.

Universität Wien

Institut für Meteorologie und Geophysik

Diplom-HauptprüfungenGEPP, Wolfgang: Kaltluftfluss in komple-

xem Gelände am Beispiel Linz-Haselgraben.

STUTTERECKER, Jürgen: Statistisch-klimatologische Betrachtung der Schad-stoffproblematik im Raum Leoben.

GREILBERGER, Stefan: Untersuchungdes Windfeldes über komplexemTerrain anhand von Heißluftballon-daten.

UNGERSBÖCK, Markus: Korrektur dessystematischen Fehlers weltweiter,synoptischer Niederschlagsmessungen.

RATHEISER, Matthias: Ein Vergleichzwischen dem bodennahen Wind- undDruckfeld im Alpenraum.

Universität Basel

Diplom-Hauptprüfungen CHRISTEN, Andreas: Turbulence struc-

tures of the nocturnal boundary layerat steep alpine slope.

DUBACHER, Rainer: Untersuchung be-züglich Kundenanforderungen undKundenbedürfnissen an ein naturba-siertes Landschaftsmodell als zukünf-tige Methode der Landesaufnahmeder Schweiz.

IMBERY, Florian: VergleichendeStrahlungs- und Energiebilanzunter-suchungen mit Bodenmessungen undFernerkundungsmethoden in medi-terranem Gelände.

KELLER, Peter: Die Bestimmung derOberflächenrauhigkeit in einer städti-schen Umgebung – eine GIS gestützteAnwendung morphometrischer Me-thoden.

MÄGLI, Tanja: Analyse der Verwend-barkeit eines diagnostischen Wind-feldmodells zur Bestimmung wind-exponierter Flächen.

ETH Zürich

PromotionenGERMANN, Urs: Spatial Continuity of

Precipitation, Profiles of Radar Re-flectivity and Precipitation Measure-ments in the Alps.

MECKLENBURG, Susanne: NowcastingPrecipitation in an Alpine Regionwith a Radar Echo Tracking Algo-rithm.

MEILINGER, Stefanie: HeterogeneousChemistry in the Tropopause Region:Impact of Aircraft Emissions.

THIELMANN, Axel: Sensitivity of ozonproduction derived from field mea-surements in the Po Basin.

WEISS, Andrea: Anthropogenic and Dy-namic Contributions to Ozon Trendsof the Swiss Total Ozone, Umkehr andBalloon Sounding Serie.

Examina früherer Jahre sind in folgendenHeften veröffentlicht:

Heft Prüfungsjahrgangmeteo 0 19681/2 71 19691/2 71 19702 72 19711 73 19722 74 19732 75 19741 76 19751 77 19762/3 78 19771 79 19781/2 80 19792/3 81 19803/4 82 19811/2 83 19822/3 84 19832/3 85 19842/3 86 1985 1.Teil4 86 1985 2.Teil3/4 87 19864 88 19873/4 89 19883/4 90 19893/4 91 1990 1.Teil1 92 1990 2.Teil2/3/4 92 19914 93 19921/3 24 19934 24 19941/2 26 19953/4 26 19961/2 27 19973/4 27 19981/2 28 1999

167promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

Anschriften der Autoren dieses Heftes

PROF. DR. HARTMUT GRAßLMax-Planck-Institut für MeteorologieInstitut für Meteorologie der Universität HamburgBundesstraße 5520146 HamburgE-Mail: [email protected]

DR. STEPHAN BAKANMax-Planck-Institut für MeteorologieBundesstraße 5520146 HamburgE-Mail: [email protected]

PROF. DR. ULRICH CUBASCHInstitut für Meteorologie der FU BerlinC.-H.-Becker-Weg 6-1012165 BerlinE-Mail: [email protected]

PRIV.-DOZ. DR. HANS-FRIEDRICH GRAFMax-Planck-Institut für MeteorologieBundesstraße 5520146 HamburgE-Mail: [email protected]

PROF. DR.ANDREAS HENSEMeteorologisches InstitutUniversität BonnAuf dem Hügel 2053121 BonnE-Mail: [email protected]

PROF. DR. KLAUS HERTERICHc/o Dr.André PaulUniversität BremenFachbereich GeowissenschaftenPostfach 33 04 4028334 BremenE-Mail: [email protected]

DIPL.-MET. DIPL.-ING. MARKUS QUANTEGKSS Forschungszentrum Geesthacht GmbHInstitut für KüstenforschungMax-Planck-Straße21502 GeesthachtE-Mail: [email protected]

PROF. DR. EHRHARD RASCHKEMeteorologisches Institut der Universität Hamburg Bundesstraße 5520146 HamburgE-Mail: [email protected]: [email protected]

168 promet, Jahrg. 28, Nr. 3/4, 2002

1 Allgemeines

Promet dient der Fortbildung von Mete-orologen und Wetterberatern. Die Beiträgezum Thema des Heftes sollen den neue-sten Stand des zu behandelnden Spezial-gebietes auf wissenschaftlicher Basis in ei-ner verständlichen und anschaulichenWeise darstellen.

2 Textunterlagen

2.1 Textdisketten

Erstellt im Programm Word als DOC-,RTF-, TXT-Dokument oder in einemkompatiblen Programm. Zu jeder auf Diskette erstellten Seite wird ein Aus-druck benötigt.

2.2 Gliederung

Numerierung der Haupt- und Unter-abschnitte nach dem Dezimalsystem (1,1.1, 1.2 . . ., 2, 2.1, 2.2. usw.).

2.3 Abbildungen,graphische Darstellungen

Kontrastscharfe und reproduktionsfähige

Bezugbedingungen von promet

Herausgeber der Fortbildungszeitschrift promet ist der Deutsche Wetterdienst (DWD) mit Sitz in Offenbach am Main. Demzufolge er-halten die Mitarbeiter (Meteorologen und Wetterberater) des DWD sowie des Geophysikalischen Beratungsdienstes der Bundeswehr(GeophysBDBw) mit Sitz in Traben-Trarbach promet auf dem Dienstweg. Ferner gibt der DWD promet kostenlos ab an die fest ange-stellten wissenschaftlichen Mitarbeiter der meteorologischen Universitätsinstitute in Deutschland. Dabei verbindet der DWD die Hoff-nung, dass auch dieser Empfängerkreis sich bereit erklärt,Themen zur Bearbeitung für promet zu übernehmen.Die Verteilung der einzelnen Ausgaben von promet an die genannten Empfängerkreise erfolgt zentral durch die Bibliothek des DWD.Wenden Sie sich daher bei Nichterhalt von promet bitte direkt dorthin:

DWD/Bibliothek, Frankfurter Straße 135, 63067 Offenbach am Main.

Personen sowie Institutionen, die nicht zu dem oben genannten Empfängerkreis gehören, können promet wie folgt erhalten:• durch Kauf eines Einzelheftes,• durch Abschluss eines Belieferungsabonnements.

Ihre Bestellung richten Sie bitte an die Bibliothek des DWD, die Sie auch über die weiteren Bezugsbedingungen sowie Preise informiert.

Abschließend sei darauf hingewiesen, dass eine Übereinkunft zwischen dem DWD und der Deutschen Meteorologischen Gesellschafte.V.(DMG) Mitgliedern der DMG ermöglicht,promet im Rahmen ihrer Mitgliedschaft kostenfrei zu erwerben.Weitere Einzelheiten kön-nen der Internet-Seite: http://www.dmg-ev.de entnommen werden.

Vorlagen (Fotos mit Hochglanz, Strich-zeichnungen mit schwarzer Tusche undklarer Beschriftung). Legenden zu denAbbildungen auf besonderem Blatt beifügen.

2.4 Formeln, Gleichungen

Auf das Notwendige beschränken, deut-lich lesbar mit fortlaufender Numerierungin runden Klammern am rechten Textrand.

2.5 TabellenNur im notwendigen Umfang, klar undübersichtlich, ggf. auch als Abbildungen.

2.6 Literaturzitate

Literaturhinweise im Text: ... MÜLLER(1980) ... oder ... (MÜLLER 1980) ...

Literaturverzeichnis:– Autoren in alphabetischer Reihenfolge.

Herausgeber werden durch den Zusatz:„Hrsg.“ gekennzeichnet.

– Zeitschriftenaufsatz:KURZ, M., 1982: Zum Einfluss diabati-scher Prozesse auf die Frontogenese inBodennähe. Meteorol. Rdsch., 35, 21–30.

– Buch:SCHÖNWIESE, C.-D., 1980: Klima-schwankungen. Berlin: Springer-Verlag,181 S.

3 Korrekturen

Autoren, die das Thema des Heftes behan-deln, erhalten Fahnenabzüge ihres Beitra-ges zur Korrektur. Die Umbruchkorrektu-ren werden von der Hauptschriftleitungdurchgeführt.

4 Belegexemplar, Fortdrucke

Autoren des Hauptthemas erhalten je 5Belegexemplare des betreffenden Heftes.Autoren von Kurzmitteilungen (3spaltigeTexte) je 1 Heft. Zusätzliche Exemplarekönnen gegen Erstattung der Fortdruck-kosten bei der Rücksendung der Korrek-turen bestellt werden.

Redaktionelle Hinweise für Autoren

Manuskriptsendungen werden erbeten:Deutscher WetterdienstHauptschriftleitung PrometPostfach 30 11 9020304 HamburgTelefon 040 6690-1461Telefax 040 6690-1499E-Mail: [email protected]

Numerische Klimamodelle – Was können sie, wo müssen sie ...

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