M. Barbulescu und P. Speth
Institut für Geophysik und Meteorologie der Universität Köln
Kerpenerstr.13 5000 Köln 41 1 Einleitung
Bereits in einfachen Atmosphärenmodellen findet man Eigenschwingungen, die sogenannten externen Rossby-Wellen, welche sich in ihrer horizontalen und vertika-len Struktur theoretisch beschreiben lassen (Laplace-Theorie, Longuet-Higgins, 1968). Dies gilt jedoch nicht für die reale Atmosphäre, wo eine analytische Lösung u.a. wegen der Existenz realer Windverhältnisse (z.B.
Scherung) unmöglich ist. Ein Vergleich der in der re-alen Atmosphäre oder in numerischen Modellen auf-tretenden horizontalen und vertikalen Strukturen wan-dernder Wellen mit den theoretisch erwarteten Struk-turen aus der Laplace-Theorie sollte jedoch Hinweise auf externe Rossby-Wellen geben. Die vorliegende Un-tersuchung führt einen solchen Vergleich für die At-mosphäre sowie für das Hamburger 1'21-Modell durch.
Ihr Vorteil liegt in der Länge der vorhandenen Zeitreihen (8 Jahre Analysen, 10 Jahre Modell) und der globalen Verfügbarkeit der Daten.
Das Datenmaterial und die verwendete Untersu-chungsmethode werden in Abschnitt 2 vorgestellt, die wichtigsten Ergebnisse findet man in Abschnitt 3, Ab-schnitt 4 enthält eine Zusammenfassung mit anschlies-sendern Ausblick.
2 Datenmaterial und Untersuchungsmethode
AmKlima-Rechenzentrum in Hamburg standen tägli-che initialisierte globale Analyse-Daten des ECMWF (Zeitraum 9/79-12/88) sowie ein gleich strukturierter Datensatz für den CfRL-S-Lauf des Hamburger 1'21-Modells zur Verfügung (10 Modelljahre, Begin 1.1.83).
Daraus wurden zunächst für jeden Tag Fourier-Koeffi-zienten des Geopotentials bis zur zonalen Wellenzahl 8 auf 59 Breitenkreisen (87°N-87°S) und 13 verfügba-ren Niveaus berechnet. Die so erhaltenen Zeitreihen wurden dann einer zeitlichen spektralen Untersuchung mit Hilfe der Methode von Hayashi unterzogen. Diese Methode erlaubt die Trennung stationärer und nach Osten/Westen wandernder rein transienter Anteile von Schwingungsvorgängen (Hayashi, 1977; 1979, 1982). Die Energiespektren der nach Osten und Westen wandernden Wellen-Anteile werden in der vorliegenden Untersuchung als Grundlage für einen Vergleich mit der Theorie benutzt. Diese Spektren werden hier für die zonale Wellenzahl 1 und den
wird der Zeitraum von 96 Tagen, beginnend mit dem 1. Dezember definiert.
3 Ergebnisse
Im Periodenbereich um 20 Tage bei den westwärts wandernden Wellen existiert ein ausgeprägtes Maxi-mum bei der zonalen Wellenzahl 1 zwischen 500N und 75°N, welches erheblich höhere Absolutwerte aufweist als dasjenige der im selben Periodenbereich ostwärts wandernden Wellen (Bild 1). Das erwartete Gegen-stück des erwähnten Maximums auf der Südhalbkugel ist erheblich schwächer ausgeprägt wegen des herr-schenden Südsommers, jedoch deutlich zu erkennen.
Diese Ergebnisse sind das Resultat der Winter 79/80, 81/82, und 83/84, wo die Maxima sehr deutlich sind.
Die restlichen Jahre lassen keine eindeutigen Struktu-ren erkennen, insbesondere im EI Nino-Jahr 1982/83 erkennt man keine Unterschiede zwischen ostwärts und westwärts wandernden Wellen. Schreibt man die beobachteten Maxima der theoretisch erwarteten Struktur der 16-Tage-Welle zu, so kann man feststel-len, daß sie mit der Theorie konsistent sind. Der pro-zentuale Anteil der Welle 1 zur Summe der Wellen 1-8 für die Analysen beträgt im Periodenbereich um 16 Tage mehr als 50 % (nicht gezeigt). Zur Verdeutli-chung der vertikalen Struktur dient Bild 3, wo die Am-plitude über das Frequenzband von 13-21 Tagen für die zonale Welle 1 aufgetragen ist. Die Theorie for-dert eine exponentielle Zunahme der Amplitude mit der Höhe, die auf der Nordhalbkugel sehr gut erfüllt ist. Für die Südhalbkugel erhält man dagegen keine Zunahme mit der Höhe. Mit diesen Ergebnissen kann die Identifikation der aus der Literatur bekannten 16-Tage-Welle als gesichert gelten (Madden, 1978,1979;
Speth&Madden, 1983, Ahlquist, 1982,1985).
Der Vergleich mit dem 1'21-Modell läßt auf der Nordhemisphäre ebenfalls bei der zonalen Wellenzahl 1 ein Maximum um 16 Tage bei den westwärts wan-dernden Wellen erkennen, allerdings schwächer aus-geprägt als bei den Analysen (Bild 2). Die Maxima auf der Südhemisphäre sind aufgrund der vielen auf-tretenden kurzen Perioden nicht interpretierbar, da in der realen Atmosphäre solche Schwingungen nicht be-obachtet werden (vgl. Bild 1). Diese treten in allen Modelljahren bei den zonalen Wellenzahlen 1 und 2
Lalilude COlllours 50, 150,300,500 gpm 2
Latitude Contours 50, 150,300,500gpm2
Bild 1: Spektrum der wandernden Geopotential-Wellen der zonalen Wellenzahl1, 300 hPa, Analysen Winter 79/80.86/87 Latitude Contours 50,ISO, 3UO, 5UO gpm2
75°s 300s 15°N 600N
75°S 300S 15°N 600N
Lalilude Contours 50, 150,3UO,500gpm2 Bild 2: Spektrum der wandernden Geopotential-Wellen der zonalen
Wellenzahl 1,300 hPa, Modell TI1 Winter 02/03·10/11
Cl ｾ
fert keinen völlig eindeutigen Hinweis für das Vor-liegen einer externen Rossby-Welle (nicht gezeigt).
4 Zusammenfassung und Ausblick
Die vorliegenden Ergebnisse für den Winter lassen sich folgendermaßen zusammenfassen:
Die Analysen zeigen in der Hälfte aller vorhandenen Winter vor allem auf der Nordhalbkugel eine sehr gute Konsistenz mit den aus der Theorie bekannten hori-zontalen und vertikalen Strukturen. Die aus der litera-tur bekannten Periodenbereiche werden bestätigt. Auf der Südhemisphäre und in den restlichen Jahren sind die Resultate weniger eindeutig.
Der Vergleich mit dem Modell ergibt auf der Nord-halbkugel eine gute Wiedergabe der in der Atmo-sphäre gefundenen Strukturen. Auf der SüdhemiAtmo-sphäre treten bei den langen Wellen in allen Jahren in der Natur nicht beobachtbare kurze Schwingungen auf.
Zu einer Erweiterung. der bisherigen Untersuchungen sollen horizontale und vertikale Kohärenz-Spektren beitragen um zu klären, ob die beobachteten Maxima auf beiden Hemisphären und in verschiedenen Niveaus phasengleich auftreten, was ein weiterer notwendiger Hinweis auf externe Rossby-Wellen wäre. Die Unter-suchungen sollen ferner auf die anderen Jahreszeiten ausgedehnt werden.
Literatur:
Ahlquist, J.E, 1982: Normal Mode Global Rossby Waves: Theory and Observations. J.Atmos. Sei,39, 193-202
Ahlquist, J.E, 1985: Climatology of Normal Mode Rossby Waves:
Theory and Observations. J.Atmos. Sei,42, 2059-2068 Hayashi,.Y., 1977: On the coherence between progressive and
retrogressive waves and a partition of space-time power spectra into standing and traveling parts. J.Appl. Meteor., 16, 368-373
Hayashi, Y., 1979: A generalized niethod of resolving transient disturbances into standing and traveling waves by space-time spectral analysis.J.Atmos. Sei.,36, 1017-1029
Hayashi, Y., 1982: Space-time spectral Analysis and its applications to atmospheric waves.J.Meteor. Soc. Japan,60,156-171 Longuet-Higgins, M.S., 1968: The eigenfunction of Laplace's tidal
equations over a sphere.Phi!. Trans. Roy. Soc. London, A262, 511-607
Madden, RA., 1978: Further evidence of traveling planetary waves.
J.Atmos. Sei.,35,1605-1618.
Madden, RA., 1979: Observations of Large-Scale Traveling Rossby-Waves.Review ofGeophysics and Space Physics, 17, 1935-1949.
Speth,P. and RA. Madden, 1983: Space-Time Spectral Analysis of Northern Hemisphere Geopotential Heights. J.Atmos. Sei., 40,1086-1100
Bild 3: Amplitude [gpm] über das Frequenz-Band um 16 Tage für die zonale WelleI, links 66°S, rechts 66°N, Analysen Winter 79/80.86/87
Die Gerade bezeichnet den exponentiellen Verlauf
KLIMATRENDS IM WINDFELD OBER SEE Hans-Jörg Isemer und Lutz Hasse
Institut für Meereskunde, Düsternbrooker Weg 20, 2300 Kiel 1
Tabelle 1: Lineare Trends von W (m/s) in den Feldern 523 (30/400 W,20/300S) und 012 (20/30W,10/15°N) im Atlantik (sämtlich signifikant mit 5% Irrtums-wahrscheinlichkeit von Null verschie-den).
Ziel unserer Untersuchungen ist eine Kalibrierung historischer Zeitreihen des Windes durch Vergleich mit unab-hängigen Daten. Optimal dafür wäre ein synoptischer Vergleich mit den Messun-gen des Bodenluftdrucks p der Handels-schiffe durch die Jahrzehnte. Dieser Vergleich ist aber wegen der oft unzu-reichenden Datendichte problematisch.
Allerdings kann ein Vergleich mit Dif-ferenzen gemittelter Druckbeobachtungen zumindest eine Beurteilung des analy-sierten Windtrends ermöglichen. Exem-plarisch haben wir Zeitreihen von Mo-natsmittelwerten des beobachteten Win-des im Feld 012 im Atlantik (20/300 W, 10/15°N) mit monatlichen meridionalen Druckdifferenzen dp über dieses Feld hinweg verglichen. Dieses Feld wurde sogar um ein globales Phänomen, das ausschließlich durch sich ändernde Beobachtungsmethoden induziert ist. Er spekuliert, daß der zunehmende Anteil von Messungen den positiven Trend ab 1951 hervorruft. Eine Auswertung der uns vorliegenden Daten getrennt nach Messungen und Schätzungen bestätigt diese Annahme nicht. Auch die Kollek-tive, die nur aus Schätzungen bestehen, ergeben positive, zumeist signifikante Trends. Analysiert man Schätzungen und Messungen gemeinsam (wie bisher durch-weg üblich), ergeben sich bei Benutzung verschiedener Bft.-Skalen Unterschiede in den berechneten Trends (Tab.1). Der zunehmende Anteil von Messungen indu-ziert nicht den analysierten Trend, er verstärkt diesen aber bei Verwendung der offiziellen Bft.-Skala der WMO.
+1.18 +1.06 CMM-IV - Skala Zeitraum I Zeitraum II 2 DATEN
Aus den Archiven des Seewetteramtes (SWA) in Hamburg wurden etwa 8 Millio-nen individuelle Schiffsbeobachtungen übernommen, die im Zeitraum 1861 bis 1985 im Atlantik südlich von 200 N getä-tigt wurden.
3 TRENDS IM WINDFELD OBER SEE
Die Windbeobachtungen aus einem Teil dieses Kollektives (200 N bis 200 S, sowie in küstennahen Feldern südlich von 200 S) wurden - getrennt nach 10 Grad Feldern - zu Zeitreihen von Mo-natsmitteln reduziert und diese einer Analyse hinsichtlich eines linearen Trends unterzogen. In sämtlichen bisher untersuchten Feldern zeigt Weinen negativen Trend von etwa 1880 bis 1939
(Zeitraum I) sowie einen positiven Trend von 1951 bis 1985 (Zeitraum II).
Die berechneten Regressionskoeffizien-ten sind in den meisRegressionskoeffizien-ten Feldern sig-nifikant von Null verschieden. PETERSON und HASSE (1987) haben aus Schiffsdaten im Englischen Kanal eine signifikante Verschiebung der Bft.-Verteilung zu niedrigeren Bft.-Stärken von der Peri-ode 1855-99 zur PeriPeri-ode 1900-15 festge-stellt. FLOHN und KAPALA (1987) bestä-tigen den Trend in Zeitraum II auf Schiffsrouten im äquatorialen Weltmeer, nach RAMAGE (1987) handelt es sich 1 MOTIVATION
Für Untersuchungen von Änderungen kli-marelevanter Parameter über den Ozeanen werden vielfach die meteorologischen Beobachtungen von Handelsschiffen aus den vergangenen etwa 150 Jahren ausge-wertet. Dabei ist der Betrag der Wind-geschwindigkeit Wein Schlüsselpara-meter u.a. bei der Bestimmung des tur-bulenten Wärme- und Impulsaustausches
zwischen Ozean und Atmosphäre. Die Zeitreihen historischer Daten von W sind hinsichtlich der Beobachtungsme-thoden nicht homogen: W wurde in Segel-schiffszeiten als Beaufort (Bft.)-Stär-ke nach der Segel führung des Schiffes, mit Aufkommen der Dampfschiffe nach dem Zustand der Wasseroberfläche geschätzt.
Ab etwa 1960 nimmt die Anzahl von Schiffen zu, auf denen W mit Anemome-tern gemessen wird. Daher müssen echte Klimasignale von Artifakten, die durch sich ändernde Beobachtungsmethoden entstehen, getrennt werden.
Tabelle 2: Vergleich von Jahresmittel-werten, Korrelations- (KORR) und Re-gressionskoeffizienten (REGR) sowie linearen Trendänderungen (TREND) in Feld 012 im Nordatlantik. Sämtliche statistischen Angaben sind signifikant
(a=5%) .
Die analysierten Trends von dp (Tab.2) sind signifikant und weisen dasselbe Vorzeichen wie bei W auf. Für eine Verifizierung des Trendes von Waus der Regressionsbeziehung REGR(W,dp) ist der Korrelationskoeffizient allerdings zu klein. Der aus dem Trend von U unter Annahme gleicher relativer Änderungen von geostrophischem Wind und Bodenwind bestimmte Trend dpg stimmt bemerkens-wert gut mit den analysierten Trends
wegen der in den meisten Monaten gerin-gen synoptischen Variabilität des Win-des (Passatgebiet) ausgesucht. Der analysierte Trend in W ist auch sig-nifikant in der zonalen Windkomponente U feststellbar (U ist in allen Jahres-zeiten negativ), und die Korrelation zwischen dp einerseits und U bzw. W an-dererseits ist befriedigend (Tab.2).
Bei größerer synoptischer Variabilität (z.B. im Feld 523 im Südatlantik) re-sultieren geringere Korrelationen der Monatsmittelwerte von dp und W: dp ist dort kein geeigneter Index zur Beur-teilung des Trends von U und W.
Zeitraum I
4 ZUSAMMENFASSUNG
Systematische Einflüsse durch einen zunehmenden Anteil von Anemometermes-sungen sind nicht, wie vielfach ange-nommen, die Ursache für die analysier-ten Trends im Windfeld. Wertet man Schätzungen und Messungen zusammen aus, üben die Messungen allerdings einen modifizierenden Einfluß auf den analy-sierten Trend aus, dessen Ausmaß von der benutzten Bft.-Skala bei der Um-rechnung der Schätzungen abhängt. Wir empfehlen daher dringend, nur Beaufort-schätzungen für Klimauntersuchungen des Windes über See zu verwenden.
von dp überein (Tab.2). Der Trend in der zonalen Windkomponente U muß also als ein echtes Klimasignal interpre-tiert werden. Wir schließen daraus, daß in beiden Zeiträumen der bedeutendere Anteil des analysierten Trends des Betrages der Windgeschwindigkeit aus dem Luftdruckgradienten erklärt werden kann und damit real ist.
Im Passatgebiet des Nordatlantik haben wir exemplarisch den analysierten Trend im Windfeld aus monatlich gemittelten Bodenluftdruckdaten bestätigen können.
Genauere quantitative Aussagen werden nur durch synoptische Vergleiche von W mit z.B. dp möglich sein.
5 LITERATUR
FLOHN, H. und A.KAPALA, 1988: Regional Variability of Trends (1949-79) of Sur-face Parameters in Equatorial Oceans.
Trop.Ocean-Atmos.Newslett., 45, 4-7.
PETERSON, E.W. und L.HASSE; 1987: Did the Beaufort Scale or the Wind Climate Change? J.Phys.Oceanog., 17, 1071-1074.
RAMAGE, C.S., 1987: Secular Change in reported Surface Wind Speed over the Ocean. J.Clim.Appl.Met., 26, 525-528.
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