Die Bedeutung mesoskaliger Fronten

Nimmt man an, daß der i n Abschnitt 1.2.1 s k i z z i e r t e zur Bildung von MPV-Fronten führende Mechanismus der Realität e n t s p r i c h t und die i n Abschnitt 1.2.3 an Fronten beobachteten Phänomene ebenfalls für MPV-Fronten zutreffend s i n d , dann ergibt s i c h folgendes B i l d : MPV-Fronten s i n d Konfluenzzonen, die Im Deformationsfeld synoptischskaliger Wirbel entstehen. Das Deformations-f e l d wirkt verstärkend auDeformations-f den absoluten gyreskaligen IPV-Gradienten und schafft Zonen verstärkter Baroklinltät mit hohen h o r i z o n t a l e n Strom-geschwindigkeiten und beträchtlicher V e r t i k a l z i r k u l a t i o n , die s i c h u . a . In s t a r k e r horizontaler Variabilität der Deckschichttiefe w i d e r s p i e g e l t . Die r e l a t i v e V o r t i c i t y l i e g t i n der gleichen Größenordnung wie der C o r i o l i s -parameter f, d.h. die Rossby-Zahl l i e g t im Bereich von 1. Der unmittelbare Frontenbereich i s t durch starke Variabilität der s t a t i s c h e n S t a b i l i t ä t gekennzeichnet, verursacht durch Modulationen des Isopyknenabstands. Zusam-men mit beträchtlicher v e r t i k a l e r Stromscherung i s t Scherungsinstabilltät

( R i ~ 1) wahrscheinlich. MPV-Fronten sind Regionen verstärkter Thermo- und Haloklinität ( D e f i n i t i o n analog wie Thermoklinität), Inversionen von Temperatur und Salzgehalt t r e t e n vermehrt auf. Barotrope und/oder barokline Instabilität führen zur Bildung von Mäandern. MPV-Fronten sind " t r a n s i e n t e "

Phänomene, d . h . ihre Lebensdauer l i e g t im Bereich von Wochen.

Aus dieser bewußt sehr grob gehaltenen S k i z z i e r u n g der Struktur von MPV-Fronten ergeben s i c h nun weitreichende Konsequenzen, die Im folgenden näher d i s k u t i e r t werden s o l l e n .

MPV-Fronten prägen Struktur und Dynamik der turbulent durchmischten Deck-schicht und damit die Struktur der Grenzfläche zwischen Ozean und Atmosphäre.

Auf- und Abtriebseffekte sowie unterschiedliche horizontale Advektion r e s u l t i e r e n i n starken horizontalen Temperaturgradienten an der Meeresober-fläche, die bedeutsam für regionale Unterschiede im latenten Wärmefluß und im langwelligen Strahlungsfluß s i n d . Diese Flüsse sind s i g n i f i k a n t e Bestandteile des Wärmehaushalts der Deckschicht. Regionale V a r i a t i o n e n der statischen Stabilität bedingen unterschiedliche Entrainment-/Detrainment-raten und beeinflussen damit Prozesse, die zu einer Vertiefung/Verflachung der Deckschicht führen.

dreidimensionale Struktur des IPV-Felds i n der s a i s o n a l e n Sprungschicht 1 während der frühjährllchen Verflachung der Deckschicht erzeugt (WOODS,

1985a). Abb. 1.14 zeigt den V e r l a u f der maximalen Deckschichttiefe und die V e r t i k a l s t r u k t u r des D i c h t e f e l d s , die aus der I n t e g r a t i o n eines eindimen-sionalen Deckschichtmodells gewonnen wurden (WOODS und BARKMANN, 1986).

Dieses Deckschichtmodell wird durch klimatologische Energieflusse an der Meeresoberfläche angeregt und Uber einen Zeitraum von fünf Jahren entlang der i n der k l e i n e n Skizze markierten T r a j e k t o r i e i n t e g r i e r t . Man erkennt, daß während der Formation der saisonalen Sprungschicht im Frühjahr die I P V -Struktur ( d . h . der Isopyknenabstand) "eingefroren" w i r d . Die Zeitpunkte des

"Abtauchens" e i n z e l n e r Isopyknen werden durch die momentane Tiefe der t u r -bulent durchmischten Deckschicht bestimmt. Da aber, wie oben beschrieben, MPV-Fronten einen Einfluß auf die Dynamik der Deckschicht und damit auch auf deren momentane Tiefe ausüben, kann der Zeitpunkt des Abtauchens e i n e r Isopykne durch die Existenz einer MPV-Front z e i t l i c h verschoben werden und damit auch die eingefrorene IPV vom klimatologIschen M i t t e l abweichen. Die i n Abb. 1.14 betrachtete Wassersäule kreuzt im zweiten Jahr i h r e r I n t e g r a t i o n die klimatologische N u l l i n i e des Netto-Oberflächenwärmeaustauschs südwärts, d . h . , während der nächsten Jahre i s t die Wärmebilanz der Wassersäule p o s i t i v . Deshalb r e i c h t die w i n t e r l i c h e V e r t i k a l k o n v e k t i o n n i c h t mehr so t i e f wie i n den ersten beiden Wintern (~250 m), sondern nur noch bis zu T i e f e n zwischen 50 und 100 Metern. Dadurch (und zusätzlich durch "Ekman pumping") bestimmt die im l e t z t e n Frühjahr generierte I P V - V e r t e i l u n g der saisonalen Sprung-s c h i c h t nun die IPV-Struktur der permanenten SprungSprung-schicht. DieSprung-ser Vorgang, obwohl h i e r nur stark vereinfacht d a r g e s t e l l t , i s t somit von e r h e b l i c h e r Bedeutung für die Erneuerung des Wassers i n der permanenten Sprungschicht ("thermocline V e n t i l a t i o n " , LUYTEN et a l . , 1983; WOODS, 1985a).

MPV-Fronten generieren Senken für zweidimensionale turbulente kinetische Energie und potentielle Enatrophle. Beobachtete Richardson-Zahlen In der Größenordnung von 1 deuten an, daß h i e r zweidimensionale turbulente Energie durch Scherungsinstabilltät i n dreidimensionale turbulente k i n e t i s c h e Energie transformiert und schließlich durch molekulare Viskosität d i s s i -p l e r t w i r d . Durch das bei diesem Vorgang auftretende Überschlagen von

eindimensionalen Deckschichtmodells entlang der in der kleinen Skizze markierten Trajektorie (WOODS und BARKMANN, 1986). Abstände zwischen Strichmarken auf der Trajektorie entsprechen einem Jahr.

Im Modell wurde die vereinfachende Annahme gemacht, daß die betrachtete Wassersäule barotrop advektiert wird.

Energieflüsse an der Meeresoberfläche (außer der kurzwelligen Strahlung) wurden durch monatlich beobachtete Mittelwerte vorgegeben, die kurzwellige Strahlung mit dem Modell von HORCH et a l . (1983) berechnet. Die in der kleinen Skizze markierte gestrichelte Linie kennzeichnet den Verlauf der Nullinie des Nettooberflächenwärme-austauschs.

der Dichteschichtung durch doppeldiffusive I n s t a b i l i t ä t . MPV-Fronten erscheinen somit a l s e i n l e t z t e s G l i e d i n der zweidimensionalen Kaskade turbulenter k i n e t i s c h e r Energie und p o t e n t i e l l e r Enstrophie, indem s i e die Voraussetzungen für das Wirken diabatischer Prozesse schaffen, die s c h l i e ß -l i c h zur D i s s i p a t i o n von turbu-lenter k i n e t i s c h e r Energie und p o t e n t i e -l -l e r Enstrophie führen.

Vertikalbewegungen an MPVFronten sind bedeutsam für das marine Leben: A u f -triebsprozesse sorgen für eine ständige Nachführung von Nährstoffen i n die euphotische Zone; dies kann die Primärproduktion p o s i t i v beeinflussen

(WOLF, 1985). Eine Steigerung der Primärproduktion bewirkt g l e i c h z e i t i g eine Veränderung der Attenuation i n den oberen Wasserschichten (DÖRRE, 1985), was wiederum Rückwirkungen auf die Deckschichtdynamik haben kann (HORCH et a l . , 1983).

Schließlich s e i noch die Bedeutung der MPV-Fronten für das F o r t s c h r e i t e n i n t e r n e r Wellen und die Schallausbreitung im Meer erwähnt: OLBERS (1981) konnte zeigen, daß Dichtefronten a l s " W e l l e n l e i t e r " für interne Wellen wirken. Die von RODEN (1981) dokumentierte M o d i f i k a t i o n der Schallgeschwin-d i g k e i t an Dichtefronten kann zur R e f r a k t i o n von S c h a l l s t r a h l e n führen unSchallgeschwin-d beeinflußt somit meßtechnische Verfahren, die s i c h die Schallausbreitung im Meerwasser zunutze machen (Sonar, akustische Tomographie).

1.3 Modellierung mesoskaliger Fronten 1.3.1 Notwendigkeit von Modellen

Im ersten T e i l des Abschnitts 1.2.3 s i n d b e r e i t s die Schwierigkeiten ange-sprochen worden, Struktur und z e l t l i c h e Entwicklung von MPV-Fronten meß-technisch zu e r f a s s e n . Diese Probleme sind jedoch nicht der e i n z i g e Aspekt, der die Simulation von MPV-Fronten mit Modellen notwendig erscheinen läßt.

I n diesem A b s c h n i t t s o l l e n nun weitere Gesichtspunkte d i s k u t i e r t werden, die die Limitierungen meßtechnischer Verfahren aufzeigen, E i n b l i c k e i n die Dynamik von MPV-Fronten zu gewinnen.

Da MPV-Fronten kurzlebige Phänomene mit r e l a t i v geringer h o r i z o n t a l e r Erstreckung s i n d , i s t es b e r e i t s e i n Problem, sie überhaupt e r s t einmal zu f i n d e n . Mit großer Wahrscheinlichkeit wird man sie i n Zonen s t a r k e r W i r b e l aktivität wie z . B . im Nordatlantischen Strom a n t r e f f e n . Eine genauere L o k a

l i s i e r u n g e i n e r solchen Front kann m i t t e l s vom S c h i f f geschleppten k o n t i n u -i e r l -i c h messenden Systemen w-ie dem K -i e l e r "SEA-ROVER" (BAUER et a l . , 1985) vorgenommen werden. A l l e r d i n g s erfordert dies v i e l kostbare S c h i f f s z e i t . Eine andere Möglichkeit, MPV-Fronten aufzuspüren, ergibt s i c h durch die Bestimmung von Temperaturverteilungen an der Meeresoberfläche durch Satellitenfernerkundung. Mit dieser Methode e v t l . entdeckte starke Thermal-fronten lassen aber nicht unbedingt auf das Vorhandensein e i n e r MPV-Front schließen. Außerdem sind gerade die w i r b e l a k t i v e n Zonen m i t t l e r e r B r e i t e n häufig wolkenbedeckt und entziehen s i c h Fernerkundungsmethoden. Die b e r e i t s erwähnte Problematik, Strömungen d i r e k t zu messen, lassen die Anwendung i n d i r e k t e r Methoden angebracht erscheinen, wie z . B . die dynamische Methode zur Bestimmung des horizontalen Geschwindigkeitsfelds und d i e Ableitung von V e r t i k a l t r a n s p o r t e n aus der Horizontaldivergenz. Rossby-Zahlen i n der Größenordnung von 1 deuten aber auf n i c h t zu vernachlässigende ageostro-phische Transporte h i n , die mit der dynamischen Methode n i c h t erfaßt werden können. Die Berechnung von Vertikalgeschwindigkeiten aus der H o r i z o n t a l -divergenz wiederum erfordert exakte Kenntnis des horizontalen -l i c h e und räum-liche Variabi-lität n i c h t mehr hinreichend voneinander getrennt werden können.

Aufgrund dieser Begrenzungen meßtechnischer Verfahren und der I n t e r p r e t i e r -barkeit der Meßergebnisse e x i s t i e r e n bisher nur verschwommene Vorstellungen Uber das Zustandekommen, die Struktur und z e i t l i c h e Entwicklung von MPV-Fronten. Bisher vorliegendes Beobachtungsmaterial gibt zwar einen E i n b l i c k i n die V i e l f a l t und Qualität der an Fronten vorkommenden Erscheinungen ( z . B . V e r t i k a l z i r k u l a t i o n , Inversionen, Deckschichttiefenmodulation, Bänderstrukturen), Erklärungen für Ihr Zustandekommen und q u a n t i t a t i v e Aussagen fehlen bei v i e l e n Phänomenen aber v ö l l i g oder s i n d r e i n s p e k u l a t i v . I n diesem Punkt helfen Modelle w e l t e r : Unter der Annahme I d e a l i s i e r t e r Bedingungen und f r e i von Einflüssen, die bei Meßverfahren l i m i t i e r e n d wirken, können s i e wertvolle Aufschlüsse über Qualität und Quantität p h y s i k a l i s c h e r Prozesse und Ihre Auswirkungen l i e f e r n . Voraussetzung dafür

i s t jedoch, daß die dem Modell zugrundeliegenden Gleichungssysteme dem zu untersuchenden Problem angepaßt sind und s i n n v o l l e Anfangs- und Rand-bedingungen vorgegeben werden.

Im folgenden Abschnitt (1.3.2) s o l l e n nun bisher vorliegende Modelle v o r -g e s t e l l t werden, die s i c h mit Genese und Dynamik ozeanischer Fronten befassen. Da, wie schon i n Abschnitt 1.2.1 angedeutet, Fronten i n Ozean und Atmosphäre möglicherweise durch g l e i c h a r t i g e frontogenetische Mechanismen erzeugt werden, faßt Abschnitt 1.3.3 die Ergebnisse atmosphärischer F r o n t o -genesemodelle zusammen. Im Abschnitt 1.3.4 schließlich s o l l e n m i t t e l s Schlußfolgerungen aus existierenden Modellen und Frontenbeobachtungen die Anforderungen b z g l . der Eigenschaften und Struktur eines numerischen Modells k l a r umrissen werden, mit dem die Erzeugung und Dynamik von MPV-Fronten s i m u l i e r t werden kann.