7.2 Resultate und Diskussion der Messungen
7.3.2 Gastransferraten auf dem Ozean
Die Ergebnisse der Labormessungen im Heidelberger Wind-Wellen-Kanal (Abschnitt 7.2.2
belegen, daÿ durch den Fit der theoretischen Temperaturverteilung der Wasseroberäche
an diegemessenen Histogramme derTemperaturgradient überdieGrenzschicht (und somit
die Transferrate) zuverlässig bestimmt werden kann. Lediglich inGegenwart eines starken
OberächenlmsbeiniedrigerWindgeschwindigkeit(1-2m/s)unterschätztderFitden
Tem-peraturgradienten (Abbildung 7.13). Diese Einschränkung hat keinerlei Bedeutung für die
Ergebnisse derFeldmessungen, dabeinur 2 der23Meÿreihen dieWindgeschwindigkeit bei
2m/sunddarunterlag(sieheTabelle 7.8)undnicht notwendigerweise indiesen Zeiträumen
einstarkerOberächenlmvorhandengewesenseinmuÿ(vgl.DiskussioninAbschnitt7.3.2).
Wie in Abschnitt 4.3 beschrieben, kann durch den Fit der theoretischen T
emperatur-verteilung an der Wasseroberäche an die gemessenen Histogramme die Temperatur des
Wasserkörpers T
b
abgeschätzt werden. Der Temperaturgradient T über die thermische
Grenzschicht ergibt sich aus der Dierenz zwischen mittlerer Oberächen- und der W
as-serkörpertemperatur (Abschnitt 6.1). Wie bei den Messungen im Labor (Abschnitt 7.2.1)
wird aus den Wärmeüssen an der Wasseroberäche und dem Temperaturgradienten die
Transferrate für Wärmebestimmt unddieGasaustauschrate fürCO
2 bei20
Æ
(Schmidtzahl
Sc=600) berechnet. Der netto Wärmeuÿ j
Q
,welcherzur Berechnung der
Wärmetransfer-0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 0.1
0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.1 1.2
"direct covariance method"
"bulk aerodynamic method"
u * [cm/s]
Windgeschwindigkeit u 10 [m/s]
Abbildung 7.23:Wasserseitige Schubspannungsgeschwindigkeit u
?
berechnet nach der 'bulk
aerodynamic method' undder'direct covariance method', aufgetragengegendie
Windge-schwindigkeitu
10
in10mHöhe.DieDatenstammenvon[Edson1999].
SummevonlatentemundsensiblemWärmeuÿ, sowiesolarer Einstrahlung.Die
Meteorolo-gischen Parameter (z.B. Wärmeüsse, Windgeschwindigkeit,
Schubspannungsgeschwindig-keiten, Windrichtung) während der Forschungsfahrt wurden von [Edson1999] gemessen
undzurVerfügunggestellt.DerlatenteundsensibleWärmeuÿ,sowie die
Schubspannungs-geschwindigkeiten (siehe Abbildung 7.23) wurden mit der bulk aerodynamic method, sowie
der directcovariance method,diesolareEinstrahlung mit einem breitbandigen
Photodetek-tor bestimmt. Die Windgeschwindigkeit und Richtung wurde mit einem sonic
anemome-ter gemessen.Die vorliegenden meteorologischen Daten sind alle über einen Zeitraum von
15Minutengemittelt.
In Abbildung7.24sind allewährend derForschungsfahrtgemessenen
Transfergeschwin-digkeitengegendieWindgeschwindigkeit in10mHöheaufgetragen. ZumVergleich sinddie
beiden empirischen Beziehungen von [LissundMerlivat1986] und [Wanninkhof 1992 ]
eingezeichnet. Die Transferraten decken sich mit Messungen anderer Autoren (siehe z.B.
ZusammenfassungvonGasaustauschratenbei[Haussecker undJähne 1995])und folgen
der generell beobachteten Abhängigkeit von der Windgeschwindigkeit. Mit zunehmender
Windgeschwindigkeit steigtdie Gasaustauschrate immerstärkeran.
Die groÿeStreuung derDaten spiegeltdie hohe zeitliche und räumliche Variabilität der
implizierteineinstantaneÄnderungderAustauschrate.Fluktuationen inder Windrichtung
ändernebensodaslokaleWellenfeld,welcheswiederumeinenentscheidendenEinuÿaufdie
Transferrate hat(vgl.DiskussioninAbschnitt7.2.1). DieWindgeschwindigkeitistnichtder
einzige Faktor, der die Transfergeschwindigkeit beeinuÿt. Im wesentlichen wird der
Gas-austausch durchdie oberächennaheTurbulenz reguliert [Jähne etal. 1987 ].
Biologische und chemische Oberächenlme modizieren die Gröÿenskalen (siehe
Ab-schnitt7.2.3)derturbulentenTransportprozesseinderGrenzschicht undverlangsamen den
TransportdurchdieGrenzschicht(vgl.Abschnitt2.1).BeideminAbbildung7.8markierten
Bereich liegen die Transfergeschwindigkeiten relativ niedrig für eine Windgeschwindigkeit
im Bereich von u
10
=5-6m/s. Während einer Meÿreihe (194#3) konnte ein slick auf der
Ozeanoberäche visuellbeobachtet werden. Obwohlnochkeine Resultateüberdie
Konzen-trationvonoberächenaktiven Substanzenvorliegen, liegtdieVermutung nahe,daÿbeiden
markierten Meÿreihenein Oberächenlm gegenwärtig war,derdieTransferrate wesentlich
erniedrigte.
Die Stabilität der Grenzschicht, der Beitrag von Blasen und Regensind weitere F
akto-ren, welche die oberächennahe Turbulenz und somit die Austauschprozesse inder
Grenz-schicht beeinussen. Viele dieser Faktoren sind nicht direkt an die Windgeschwindigkeit
gekoppelt,sodaÿeineBeziehung,dienurdieWindgeschwindigkeitberücksichtigtum
Trans-fergeschwindigkeiten vorherzusagen, wahrscheinlich fehlerhaft ist.Bisherstehen nurwenige
systematischeUntersuchungenüberTurbulenzundderenregulierendenParameterimOzean
zurVerfügung. Experimente inWind-Wellen-Kanälen und auf Seen haben gezeigt, daÿder
WindeinenwesentlichenEektaufdieAustauschprozessehat.FolglichwerdenBeziehungen
zwischen Transferrate und Windgeschwindigkeit weiter verwendet werden, bis eine
umfas-sendere Beschreibung verfügbarwird.
Die breite Abdeckung der während der Forschungsfahrt aufgetretenen
Windgeschwin-digkeitenvon1-9m/serlaubt einesystematischeUntersuchungderAbhängigkeitder
Trans-ferrate von der Windgeschwindigkeit und deren Variabilität. Für alle aufgetretenen
Wind-geschwindigkeiten wurde eine gemittelte Transfergeschwindigkeit berechnet. In Abbildung
7.25 sind die gemittelten Transferraten gegen die Windgeschwindigkeit aufgetragen. Zum
VergleichsindebenfallsdiebeidenempirischenBeziehungen von[Liss undMerlivat1986 ]
und [Wanninkhof 1992] eingezeichnet.
Die Liss-Merlivat Beziehung unterschätzt die gemessenen Austauschraten substanziell.
Dafür lassen sich zwei Gründe anführen. Gegenüber der Wanninkhof Beziehung zeigt die
Liss-Merlivat Beziehung eine schwächere Abhängigkeit von der Windgeschwindigkeit, da
diese auf Daten von Fetch-limitierten Systemen (Seen und Wind-Wellen-Kanäle) basiert.
Experimente in Wind-Wellen-Kanälen haben gezeigt, daÿ der Fetch einen Einuÿ auf das
WellenfeldunddieTransferratehat[Jähne etal.1989],[Wanninkhof und Bliven1991 ].
Somit könnte auchdie oberächennaheTurbulenz, dieden Gasaustausch reguliert, vonder
0 2 4 6 8 10 0
5 10 15 20 25 30
Messdaten:
CoOP Cruise 1997 empirische Beziehungen:
[Liss & Merlivat, 1986]
[Wanninkhof, 1992]
k CO 2 (Sc =60 0) [cm/h]
Windgeschwindigkeit u 10 [m/s]
Abbildung7.24:AllewährendderForschungsfahrtgemessenenTransferratenaufgetragen
ge-gen dieWindgeschwindigkeitin 10m Höhe.Die Transferratensindauf eine Schmidtzahl
vonSc=600(CO
2 bei20
Æ
)normiert.ZumVergleichsinddiebeidenempirischen
Beziehun-genvon[LissundMerlivat1986]und[Wanninkhof 1992]eingezeichnet.DieT
ransfer-raten folgen der generell beobachteten Abhängigkeit von der Windgeschwindigkeit. Mit
zunehmender Windgeschwindigkeit steigt die Gasaustauschrate immer stärker.Bei dem
markierten Bereich liegen die Transferraten relativ niedrig für den Bereich von5-6m/s.
Die Vermutung liegtnahe,daÿeinOberächenlmgegenwärtigwar,derdieTransferrate
wesentlich erniedrigte.Dasbinning derTransferratenkommtzustande,da dieDatender
Windgeschwindigkeitals15MinutenMittelwertevorliegenunddieGasaustauschratenmit
MeÿzeitraumshatebenfallseinensignikantenEinuÿaufdieAustauschrate. Wenndie
Be-ziehung zwischen Austauschrateund Windgeschwindigkeitnicht linearist,odernicht durch
denUrsprungverläuft,sinddieberechnetenTransfergeschwindigkeitenbeieinerbestimmten
mittleren Windgeschwindigkeit abhängig von derVerteilung der Windgeschwindigkeit. Die
meistenexperimentellenResultateschlageneinepositive Krümmung fürdieBeziehung vor,
so daÿ eine Transfergeschwindigkeit, gemittelt über eine lange Zeitperiode mit variablem
Wind, höher ist als eine Transfergeschwindigkeit, die bei der selben, allerdings
gleichblei-benderWindgeschwindigkeit gemessen wurde.Die Beziehung von Liss-Merlivat basiert auf
Transferraten, die bei beständigen Bedingungen und im Vergleich zu anderen Messungen
beirelativkurzen Zeitintervallen gemessen wurden.Folglichist esnicht verwunderlich, daÿ
diese Beziehung Gasaustauschraten auf demOzean, bei denen einen hohe Variation inder
Windgeschwindigkeit auftritt, zu niedrigvoraussagt.
DieWanninkhof BeziehungberücksichtigtdieVariationinderWindgeschwindigkeitund
legt dafür die Rayleigh Verteilung zugrunde, die eine vernünftige Näherung für die
globa-le Verteilung derWindgeschwindigkeit über dem Ozean darstellt[Wentz etal.1984 ]. Die
währendderForschungsfahrtfürjedederaufgetretenenWindgeschwindigkeiten gemittelten
Transferraten folgen dem Verlauf der Wanninkhof Beziehung, wobei die Abweichung von
diesermitzunehmenderWindgeschwindigkeit immerkleiner wirdund beihöheren
Windge-schwindigkeiten eineguteÜbereinstimmung zeigt (sieheAbbildung 7.25).
Bei den beiden empirischen Beziehungen geht die Transferrate gegen Null, wenn kein
Windvorhandenist.BeiallenempirischenBeziehungenwirddieErhöhungder
Austauschra-te bei niedrigen Windgeschwindigkeiten für CO
2
durch chemische Reaktion vernachlässigt
[Wanninkhof 1992 ]. Die auf dem Ozean gemessen Transferraten zeigen einen Oset bei
niedrigen Windgeschwindigkeiten. Da Wärme als Tracer für Gases verwendet wurde, ist
dieserOsetnichtdurchchemischeReaktion,wie beimCO
2
-Austausch,zuerklären.Im
La-bor [Ocampo-Torresetal. 1994 ],sowie auf Seen [Clark etal. 1995b ]ist beiden Daten
verschiedener Autoren ebenfallsein OsetderTransferrate beisehrkleinen
Windgeschwin-digkeiten zu beobachten. Folglich muÿ eine nicht direkt vom Wind getriebene Quelle für
oberächennahe Turbulenz existieren. Unter der Annahme,daÿ eine solche Quelle auch in
Fluÿmündungen vorhanden ist, schlägt [Clark etal.1995a ] anhand von Messungen mit
DualTracer Techniken imHudsonRiver undMassenbilanzmethodenimSanFranciscoBay
folgende Abhängigkeit derTransferrate k vonderWindgeschwindigkeit u
10
in der Einheit von [cm/h] und u
10
in [m/s] angegeben ist. Auch bei den
auf dem Ozean gemessenen Austauschraten ndet sich eine bessere Korrelation mit der
Windgeschwindigkeit, wenn ein Oset der Transfergeschwindigkeit bei sehr kleinen
Wind-geschwindigkeiten angenommenwird.Ausdengemittelten Transferraten inAbbildung 7.25
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 0
5 10 15 20 25 30
Messdaten:
CoOP Cruise 1997 empirische Beziehungen:
[Liss & Merlivat, 1986]
Wanninkhof, 1992]
[
Windgeschwindigkeit u 10 [m/s]
k CO 2 (Sc =60 0) [cm/h]
Abbildung7.25:FüralleWindgeschwindigkeitengemittelteTransferraten,aufgetragengegen
die Windgeschwindigkeit. Die empirischen Beziehungen von [LissundMerlivat1986]
und[Wanninkhof1992]sindebenfallseingezeichnet.DieLiss-MerlivatBeziehung
unter-schätztdiegemessenenAustauschratensubstanziell.DieTransferratenfolgendemVerlauf
der Wanninkhof-Beziehung, wobei die Abweichung von dieser mit zunehmender
Wind-geschwindigkeitimmer kleiner wird. Bei sehr kleinen Windgeschwindigkeiten zeigen die
gemessenenDateneinenOsetderTransfergeschwindigkeitgegenüberdenbeiden
empiri-0.1 1 10 1
10 100
Messdaten:
CoOP Cruise 1997 Theorie:
glatte Oberfläche rauhe Oberfläche
k CO 2 (Sc =6 00 ) [cm /h]
u * [cm/s]
1
12.1 Sc -2/3 u k = *
1
16 Sc -1/2 u k = *
Abbildung 7.26:Transferraten als Funktion der Schubspannungsgeschwindigkeit im Wasser
in doppelt-logarithmischerDarstellung.Die Transferratensindauf eine Schmidtzahl von
Sc=600(CO
2 bei20
Æ
)normiert.Eingezeichnetsindebenfalls dietheoretischenWertefür
eine glatte Wasseroberäche nach dem Diusionsmodell und füreine rauhe
Wasserober-k
Bei bisherigen Felddaten wurde die Beziehung Gasaustauschrate/Windgeschwindigkeit
mitPotenzengettet,wobeiExponentenimBereichvon1.5[Hartman und Hammond1984 ]
bis2.2 [Broecker etal.1985 ] vorgeschlagen wurden.
Als Ursache für den Oset bei niedrigen Windgeschwindigkeiten lassen sich mehrere
Gründe anführen. Zum einen verursacht reine Diusion in einem ruhenden Medium
mole-kularenTransportdurchdieGrenzschicht.Beieinem Experiment imTankdesNASA
Rain-Sea Interaction Facility [Hoetal. 1997], ergab sicheine Austauschratevon k
600
=0.5cm/h
in Abwesenheit von Wind und bei keinerlei Bewegung des Wasserkörpers. Auf dem Ozean
sindGravitationswellenimmer anwesendunddieWasseroberächekommtimGegensatz zu
einem TankoderWind-Wellen-Kanal niezurRuhe.DieständigeBewegung desW
asserkör-persinduziertoberächennaheTurbulenz,dieden Gasaustauschzwischen Atmosphäre und
Ozean verstärkt,auch wenn keinWind über dieWasseroberäche streicht.
In Abbildung 7.26sinddiegemessenen Austauschraten indoppelt-logarithmischer
Dar-stellungalsFunktiongegendieSchubspannungsgeschwindigke itimWasseraufgetragen.
Ein-gezeichnet sind ebenfalls die theoretischen Werte für eine glatte und rauhe
Wasseroberä-che. Die Werte für eine glatte Oberäche stellen auf dem Ozean eine Untergrenze für die
Transferraten dar.Es ist zubeobachten, daÿ dieStreuungderDaten mitsteigender
Schub-spannungsgeschwindigkeit geringer wird. Bis zu einer Schubspannungsgeschwindigkeit von
u
?
0.5-0.7cm/s liegendieTransferraten imBereichdertheoretischen Wertefür einerauhe
Oberäche. Danach ist einSprung inderTransferrate zu erkennen,d.h. derT
ransferwider-stand desImpulsesüberdieGrenzschichtwirdkleiner.DieserÜbergangsbereichdecktsich
mit den Resultaten der Skalenanalyse (Abschnitt 7.3.3), bei denen ein Übergang der
Do-minanzderGröÿenskalenderTemperaturuktuationen indiesemBereich(u
10
4.5-5.5m/s)
zu erkennen ist.
InAbbildung7.27istdieTransferratefürvierverschiedeneMeÿreihengegendieZeit
auf-getragen. Die beiden Zeitserien in Abbildung 7.27a und 7.27b sind bei annähernd gleicher
Windgeschwindigkeit (u
10
=4.2m/sund 3.8m/s) aufgenommenworden. Währendbei7.27a
die Austauschrate innerhalb einer Stunde nahezu konstant bleibt (k
600
=6.250.65cm/h)
uktuiert die Transfergeschwindigkeit bei derZeitserie 7.27b zwischen k
600
=4 und 9cm/h.
Konventionelle Methoden,die den Gasaustausch mit einer wesentlich geringeren zeitlichen
Auösunguntersuchen,sindnichtinderLagesolcheFluktuationeninder
Transfergeschwin-digkeitaufzulösen. Ein zeitliches Mittelder beiden Serien liefertanäherend dasgleiche
Re-sultat für die Transfergeschwindigkeit (k
600
=6.25cm/h und 6.05cm/h). Das gleiche
Ver-halten ist in Abbildung 7.27c und 7.27d bei wesentlich höheren Windgeschwindigkeiten
(u
10
=7.9m/s und 7.3m/s) zu beobachten. Die Variation in der Austauschrate ist bei der
Zeitserie inAbbildung 7.27dum ungefähr einen Faktor zwei gröÿer als beider Zeitseriein
7.27d.
08:20 08:30 08:40 08:50 09:00 09:10 09:20 09:30
14 Jahrestag 194 (Messung #2)
Mittlere Windgeschwindigkeit: 4.2 m/s
k CO 2 (Sc =6 00 ) [cm /h]
UTC Zeit [hh:mm]
09:20 09:30 09:40 09:50 10:00 10:10 10:20 10:30 10:40
0
14 Jahrestag 193 (Messung #1)
Mittlere Windgeschwindigkeit: 3.8 m/s
k CO 2 (Sc =60 0) [ c m /h]
UTC Zeit [hh:mm]
00:10 00:20 00:30 00:40 00:50 01:00 01:10
0
Jahrestag 191 (Messung #1) Mittlere Windgeschwindigkeit: 7.3 m/s 100s Mittelwert
k CO 2 (Sc =60 0) [ c m /h]
UTC Zeit [hh:mm]
01:30 01:45 02:00 02:15 02:30 02:45 03:00
0
Jahrestag 191 (Messung #2) Mittlere Windgeschwindigkeit: 7.9 m/s 100s Mittelwert
k CO 2 (Sc =60 0) [ c m /h]
UTC Zeit [hh:mm]
100s Mittelwert 100s Mittelwert
Abbildung7.27:TransferratefürverschiedeneMeÿreihengegendieZeitaufgetragen.Die
bei-den Zeitserien(a)und(b), sowie(c)und (d)sindjeweilsbeiannäherndgleicher
Wind-geschwindigkeitaufgenommen.Währendbei(a)dieAustauschrateinnerhalbeinerStunde
nahezukonstantbleibtuktuiertdieTransfergeschwindigkeitbei(b)sehrstark.Dasgleiche
Verhaltenistin(c)und(d)beiwesentlichhöherenWindgeschwindigkeitenzubeobachten.
Abbildung 7.28 zeigt daszeitliche Verhalten der Gasaustauschrate während einer
Meÿ-reihebeiderleichterundstarkerRegenfallauftrat.NachEnde einesleichtenRegenschauers
fällt die Transferrate von k
600
=9.1cm/h auf k
600
=5.7cm/h und steigt mit dem Einsetzen
von starkem Regen sogar bis auf k
600
=20cm/h an. Während der gesamten Meÿreihe war
die Windgeschwindigkeit nahezu konstant (u
10
=3.30:41m/s) und eine Transferrate von
k
600
=5.8cm/hstelltbeidieserWindgeschwindigkeiteinenrealistischenWertda(vgl.
Abbil-dung 7.25).Die Gasaustauschratezeigt eine signikanteErhöhung beiRegenfall, und zwar
umsomehr,je stärkerderRegenist.
BisherwurdenrelativwenigeStudienzurUntersuchungdesEinussesvonRegenaufdie
10:10 10:20 10:30 10:40 10:50 11:00 11:10 11:20 11:30 11:40
Jahrestag 192 (Messung #1) Mittlere Windgeschwindigkeit: 3.3 m/s
100s Mittelwert
k CO 2 (Sc =60 0) [ c m /h]
UTC Zeit [hh:mm]
kein Regen
leichter Regen starker Regen
Abbildung 7.28:Zeitliches Verhalten der Gasaustauschrate während einer Meÿreihe bei
der leichter und starker Regenfall auftrat. Nach Ende eines leichten Regenschauers
fällt die Transferrate von k
600
=9.1cm/h auf k
600
=5.7cm/h und steigt mit dem
Ein-setzen von starkem Regen sogar bis auf k
600
=20cm/h an. [Bankset al.1984] und
[BelangerundKorzun 1991] beobachteten ebenfalls eine signikante Erhöhung der
GasaustauschratebeiRegen.
daÿ Regen für das schnelle ansteigen der Gasaustauschrate während des Experiment
ver-antwortlich sein könnte. Fürleichten Regenschlägt [Banks etal. 1984 ],basierend auf
La-borergebnissen eine Potenzabhängigkeit, [Belanger undKorzun 1991 ] aus F
elduntersu-chungen eine lineare Beziehung zwischen Gasaustausch und Regenrate vor. Systematische
Untersuchung mit zwei Tropfengröÿen und verschiedenen Regenraten im NASA Rain-Sea
Interaction Facility (RSIF) von [Ho etal.1997 ] bestätigen eine signikante Erhöhung der
Austauschrate beiRegenfall. Im Vergleich zueinem Kontrollexperiment erhöhtleichter
Re-gen (10-30mm/h) die Transferrate um k
600
=10-20cm/h, starker Regen (60-80mm/h) die
Transferrate umk
600
=50-60cm/h. DieseTransfergeschwindigkeiten korrespondierenbei
rei-ner windinduzierter Turbulenz einer Windgeschwindigkeit von ungefähr u
10
=7m/s bzw.
12m/s (vgl.Abbildung 7.25).
Die beobachteteErhöhungderTransfergeschwindigkeit aufdemOzean währenddes
Re-genfalls (k
600
=3.4cm/h bei leichtem und k
600
=14.3cm/h bei starkem Regen, siehe
Abbil-Im Gegensatz zum Labor haben bei Regen auf dem Ozean weitere Faktoren (z.B.
Anwe-senheit von Wellen, Salzgehalt nahe der Oberäche, Temperatur der Regentropfen) einen
entscheidenden Einuÿ auf die Austauschvorgänge in der Grenzschicht. Die dabei
konkur-rierenden Prozesse, welche die Transferrate erniedrigen bzw. erhöhen sindin Abschnitt 4.1
beschrieben. Die Erhöhung der Turbulenz durch den Einschlag der Regentropfen in die
Wasseroberäche scheint derdominierendeEektzu sein.Die Einschläge sind tieferalsdie
Grenzschicht und führen zu einer Erneuerung der Oberäche durch tiefer liegende W
as-serschichten. Die bessere Durchmischung des Wasserkörpers führt zu einer Erhöhung der
Austauschrate.
[Schlüssel etal.1997 ] und [Craeyeund Schlüssel1998 ] untersuchten den Einuÿ
von Regenfall auf der Ozeanoberäche in Bezug auf Oberächenerneuerungseekte. Nach
detaillierter Betrachtung derdirekten undindirekten EektedesRegenkommen die
Auto-ren ebenfalls zu dem Schluÿ, daÿ mit steigender Regenrate die Zeitperiode zwischen zwei
Erneuerungseekten an der Oberäche verkürzt und dem entsprechend die Austauschrate
signikant erhöht wird.
7.3.3 Skalenanalyse
Die Motivation für eine Skalenanalyse ist analog zu der bei den Labormessungen im
Hei-delberger Wind-Wellen-Kanal. Um einen Einblick in die turbulenten Transportprozesse in
der Grenzschicht zu erhalten, wird die Gröÿen- und Richtungsverteilung der auftretenden
Temperaturmuster statistisch ausgewertet.Im Vordergrund steht dieFragestellung, obsich
aufdemOzeaneinähnlichesVerhaltenderSkalenwieimLaborzeigt,bzw.woUnterschiede
auftretenundwiediesezuerklärensind.DieverwendeteMethodesowiedieAuswertungder
Daten istdie gleichewie beiden Labordaten (Abschnitt 7.2.3).
DerbeobachteteBildausschnittaufderOzeanoberächebetrugwährendder
Forschungs-fahrt7070cm. Ausden Transferfunktionen(Abbildung6.6)desverwendeten
Glättungsl-ters(Gleichung6.9)zurBerechnungderverschiedenenEbenenderLaplacepyramideergeben
sichfür dieeinzelnen Ebenen der Laplacepyramide diein Tabelle 7.9aufgeführten
Schwer-punktwellenzahlen, bzw. Strukturgröÿen.
Fürjededer7369währendderForschungfahrtaufgenommenenBildsequenzenwurdedie
StandardabweichungaufjederPyramidenstufeberechnetunddieRauschvarianzder
entspre-chenden Ebene subtrahiert, die sich aus der Temperaturkalibrierung der Infrarot-Kamera
(Abschnitt 7.1) ergeben hat. Einehohe Standardabweichung auf einer Ebene bedeutet
ho-he Temperaturuktuationen indieserGröÿenskala,da jede Ebene derLaplacepyramide ein
bestimmtes Intervall vonStrukturgröÿen darstellt(sieheTabelle 7.9).
InAbbildung7.29istdieStandardabweichungderTemperaturderkleinenSkalen(a),der
Schwerpunktwellenzahlen und Strukturgröÿen auf der Laplacepyramide
Ebene Schwerpunkt- Schwerpunkt- Struktur- Bemerkung
wellenzahl wellenlänge gröÿen
k[rad/m] [cm] von-bis [cm]
0 574.5 1.09 0.85 - 1.45 'kleineSkalen'(L0)
1 287.2 2.18 1.68 - 3.13
2 143.6 4.37 3.37 - 6.25 'mittlere Skalen' (L2)
3 71.8 8.75 6.75 - 12.5
4 35.9 17.5 13.5 - 25.0 'groÿe Skalen' (L4)
Tabelle 7.9: Berechnete Schwerpunktwellenzahlen, Schwerpunktwellenlängen und
Struktur-gröÿenaufdenEbenennullbisvierderLaplacepyramidebeieinemBildausschnittaufder
Wasseroberächevon7070cm.
DieStreuungderDatenist wesentlichgröÿer alsbeidenLabormessungen im
Wind-Wellen-Kanal.Diesistdaraufzurückzuführen,daÿdieBedingungenbeidenExperimentenimLabor
konstant gehalten wurden, während auf dem Ozean dieUmweltbedingungen häug groÿen
Fluktuationenunterworfenwaren(vgl.DiskussionAbschnitt7.3.2).ImWind-Wellen-Kanal
war die Wasseroberäche entweder sauber oder ein starker Oberächenlm gegenwärtig.
DieErgebnisse derSkalenanalysederLabormessungenbelegen,daÿeinOberächenlm die
Gröÿenskalen der turbulenten Temperaturuktuationen modiziert (vgl. Abschnitt 7.2.3).
AufdemOzeanläÿtsichnichtsoeinfachzwischensaubererOberächeundderAnwesenheit
einesOberächenlmunterscheiden.EineVielzahlbiologischerundchemischerVorgängeim
Ozean beeinussen dieBeschaenheit derOberäche.
Trotz des immensen Unterschiedes zwischen Ozean und Wind-Wellen-Kanal zeigen die
Temperaturuktuationen das gleiche Verhalten auf den verschiedenen Skalen. Mit
zuneh-mender Windgeschwindigkeit nimmt die Häugkeit der kleinen Skalen zu, die der groÿen
Skalennimmt ab,und dieder mittleren Skalen liegt bei allen Windgeschwindigkeiten etwa
in der gleichen Gröÿenordnung (siehe Abbildung 7.29). Die Absolutwerte der
Standardab-weichung sindbeidenFelddatenungefähr einenFaktor zwei gröÿerund dieAbnahmebzw.
ZunahmederHäugkeitebenfallswesentlich gröÿeralsbeidenLabordaten(vgl.Abbildung
7.14).
Umeine AussageüberdieDominanzderverschiedenen Skalenmachenzu können,bzw.
dieErgebnissemitdenDatenderLabormessungen(Abschnitt7.2.3)vergleichen zukönnen,
wurdendieVerhältnissederStandardabweichungenderTemperaturenaufdenverschiedenen
Pyramidenstufen berechnet. Abbildung 7.30zeigt die Verhältnisse der
Standardabweichun-gen von: (a) kleinen zu mittleren Skalen, (b) kleinen zu groÿen Skalen und (c) groÿen zu
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
kleine Skalen (L0)
σ Tem peratur
mittlere Skalen (L2)
Tem peratur
große Skalen (L4)
σ Tem peratur
Windgeschwindigkeit [m/s]
σ
Abbildung 7.29:StandardabweichungderTemperaturder(a)kleinenSkalen(Ebene0), (b)
mittlerenSkalen(Ebene2)und(c)groÿenSkalen(Ebene4)inAbhängigkeitvonder
Wind-geschwindigkeit.DieTemperaturuktuationenzeigenaufdemOzeandasgleicheVerhalten
auf denverschiedenenSkalenwieimWind-Wellen-Kanal.
DieÄhnlichkeitimVerhaltenderSkalenzwischendenLabor-undFelddatenwird
beson-ders bei den Verhältnissen der Standardabweichungen der Temperaturuktuationen
deut-lich. Auch auf dem Ozean sind bei niedrigen Windgeschwindigkeiten (1-2m/s) die groÿen
Skalen gegenüber den kleinen Skalen absolut dominant (Faktor 8, wie im
Wind-Wellen-Kanal). Beieiner Windgeschwindigkeit von 4-6m/s kommen diekleinen undgroÿenSkalen
auf dem Ozean etwa gleich häug vor. Mit zunehmender Windgeschwindigkeit treten die
kleiner Skalenimmer häugeraufunddominieren gegenüberdengroÿenSkalen(Faktor 4
bei8-10m/s,im Wind-Wellen-Kanal:Faktor 4 bei6-7m/sund sauberer Oberäche).
Ein Unterschiedzwischen Ozeanund Wind-Wellen-Kanal ergibt sichjedochbeim
Über-gang derDominanz(VerhältnisderHäugkeiten gleicheins) derverschiedenenSkalen.
Die-ser 'Equilibrium'-Bereich liegt bei sauberer Oberäche im Wind-Wellen-Kanal bei3-4m/s
(vgl. Abbildung 7.14a) und verschiebt sich inGegenwart eines starken Oberächenlms in
einWindgeschwindigkeitsregime von6-7m/s (vgl.Abbildung7.14b).AufdemOzeanndet
dieserÜbergangjenach SkalaineinemBereichderWindgeschwindigkeit von4-6m/sstatt.
Verglichen mit den Resultaten ausdem Laborexperiment liegtderEquilibrium-Bereich bei
den Ozeandatengenau zwischendembeisauberer Oberäche undinGegenwart eines
star-ken Oberächenlms imWind-Wellen-Kanal.
star-ken Oberächenlms imWind-Wellen-Kanal.