Auswirkungen einer modifizierten Indonesischen Ozeanpassage

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Auswirkungen einer modifizierten Indonesischen
Ozeanpassage und SST-Anomalien im Indischen
Ozean auf das Klima Ostafrikas simuliert mit einem
gekoppelten Ozean-Atmosphäre-Modell
Diplomarbeit im Fach Meteorologie
vorgelegt von:
Matthias Büchner
Institut für Meteorologie
Fachbereich Geowissenschaften
Freie Universität Berlin
Berlin, 2008
Gutachter:
Prof. Dr. Ulrich Cubasch
PD Dr. Peter Névir
Inhaltsverzeichnis
1 Einleitung und Motivation
1
1.1
Allgemeines . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1
1.2
Stand der Wissenschaft . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4
1.3
Aufbau der Arbeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
7
2 Modelle und Experimente
2.1
2.2
9
COSMOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
9
2.1.1
Die Atmosphärenkomponente: ECHAM5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
9
2.1.2
Die Ozeankomponente: MPI-OM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
10
Experimentdesign . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
11
2.2.1
Kontrollsimulation - RLctl . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
11
2.2.2
Modifizierte Simulation - RLindo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
12
3 Die modifizierte indo-pazifische Passage
3.1
3.2
3.3
Modellklimatologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
15
3.1.1
Transport . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
15
3.1.2
Mittlere Bedingungen an Oberfläche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
16
3.1.3
ITF und ENSO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
19
Auswirkungen der Modifikation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
21
3.2.1
Strömungsmuster . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
23
3.2.2
Temperaturverteilung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
28
Wärmetransport im Indischen Ozean . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
35
4 Indischer Ozean und Ostafrika
4.1
15
43
SST-Anomalien im Indischen Ozean . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
46
4.1.1
Räumliche Muster in den SST-Anomalien . . . . . . . . . . . . . . . . . .
46
4.1.2
SST Anomalien während ozeanischer Warmphasen . . . . . . . . . . . . .
48
4.2
Zirkulations- und Feuchteflussanomalien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
50
4.3
Niederschlagsanomalien über Ostafrika . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
56
1
5 Zusammenfassung und Diskussion
63
Abkürzungen
68
Literaturverzeichnis
69
Abbildungsverzeichnis
73
Kapitel 1
Einleitung und Motivation
1.1
Allgemeines
Die Rekonstruktion des Klimas vergangener erdgeschichtlicher Epochen ist noch immer
mit großen Unsicherheiten behaftet. Viele der das Klima beeinflussenden Faktoren können
nur geschätzt werden. Die Paläoklimatologie und die Geomorphologie stellen hierbei Forschungsfelder dar, die ein imenses Potential in sich bergen, um die Evolution der Erde
nachzuvollziehen und ein besseres Verständnis zwischen den komplexen Zusammenhängen
des Erdsystems zu erlangen. Die Schwierigkeit liegt dabei darin, die komplizierten Wechselwirkungen zwischen den einzelnen Teilsystemen zu einem möglichst umfassenden Deutungsbild zu vereinen, das es erlaubt, nachgewiesene Veränderungen in geologischen, klimatologischen wie auch ökologischen, biologischen und biochemischen Prozessen objektiv
zu interpretieren. Eine der interessantesten Fragen ist dabei, welche Faktoren sich begünstigend auf die Evolution früher Hominiden ausgewirkt haben.
Diese fand im östlichen äquatorialen Afrika statt und liegt circa 3 bis 2,5 Millionen
Jahre (Ma) zurück (Bromage und Schrenk, 1999). Es besteht verbreitet die Ansicht, dass
vor allem klimatische Umstellungen in dieser Region dafür verantwortlich waren. So sollen
sich, bedingt durch eine Aridifizierung der vorher von tropischem Regenwald geprägten
Landschaft, damalige Affenarten durch die Erlernung des aufrechten Ganges und der Verwendung von Werkzeugen dem veränderten Lebensraum angepasst haben. Diese Theorie
begründet sich also auf die Frage: Was hat die Aridifizierung des östlichen äquatorialen
Afrikas ausgelöst?
An der Beantwortung der Frage beteiligen sich viele verschiedene Zweige der Erdsystemforschung, darunter die Klimatologie, Ozeanographie und Geomorphologie. Erstere
beschäftigen sich mit den Zuständen von Atmosphäre und Ozeanen und deren eng gekoppelten Wechselwirkungen. Die Geomorphologie ist ein eher eigenständiges Forschungsfeld,
1
2
das jedoch nicht ohne die Kenntnis diverser klimatologischer Parameter auskommt. Alle
Disziplinen stellen ihre mehr oder weniger relevanten Beiträge zur Aufklärung der Problematik bereit. Als Beispiele bereits geleisteter Forschungsleistungen seien Vermutungen
genannt, die sich auf eine größräumige Umstellung der ozeanischen Zirkulation im Nordatlantik durch die Schließung des Isthmus von Panama ergeben hat sowie lokale tektonische
Aktivitäten seit dem Miozän, welche in der Lage sind nachhaltige regionale klimatische
Veränderungen zu bewirken (Cane und Molnar, 2001; DeMenocal und Rind, 1993).
Das DFG-Projekt RiftLink1 hat sich zum Ziel gesetzt, zur Aufklärung der Fragestellung einen wichtigen weiteren Beitrag zu leisten. Der Fokus liegt dabei primär auf
der Untersuchung der Rückkopplung und Folgen zwischen tektonischer Heraushebung
und erosiver Abtragung im ostafrikanischen Grabensystem und deren Auswirkungen auf
das regionale und globale Klima. Sedimentkerne mit ihren fossilen Einlagerungen geben
uns heute Aufschluß über geologische, biologische und chemische Aktivitäten vergangener
Epochen. Wasser spielt als Mitinitiator für erosive Prozesse, als Transportmedium sowie
als Lebensraum fossiler aquatischer Lebewesen eine wichtige Rolle. Es ist deshalb von
außerordentlicher Bedeutung, Kenntnis über die zurückliegenden hydrologischen Bedingungen zu haben, um die Sedimentproben zu interpretieren und eine konsistente Rekonstruktion der geologischen wie klimatischen Vergangenheit der Erde zu ermöglichen.
Der Eintrag von Feuchtigkeit in das Innere der Kontinente erfolgt über die atmosphärische Zirkulation. Aus paläoklimatologischer Sicht ist sie nie eine Konstante gewesen, da
sie in der erdgeschichtlichen Zeitskala von einer Reihe von Faktoren entscheidend beeinflusst wird. Als wichtigste seien die Bahnparameter der Erde bei ihrem Umlauf um die
Sonne und damit die räumliche und zeitliche Verteilung der Sonneneinstrahlung auf der
Erde, sowie die durch die Kontinentalverteilung geprägte Ozeanzirkulation genannt. Vegetation, Topographie, Beschaffenheit des Bodens und die chemische Zusammensetzung
der Atmosphäre stellen weitere wesentliche Faktoren dar.
Neben den regionalen geologischen und tektonischen Untersuchungen sollen innerhalb
des Projektes auch andere mögliche beeinflussende Aspekte beleuchtet werden, die eher
klimatische und überregionale Ursachen haben. Sie haben zum Ziel, mit der Anwendung
von Klimamodellen das Verständnis über die späte miozäne Aridifizierung im äquatorialen
Ostafrika zu erweitern und der Geologie die nötigen paläohydrologischen Informationen zu
verschaffen. Diese Arbeit ist darauf angelegt, genau einen solchen Nebeneffekt zu untersuchen. Es soll darum gehen, den Einfluß der indonesischen Passage und deren Schließung
im Pliozän auf den damaligen Zustand des Indischen Ozeans zu untersuchen und mit dem
heutigen zu vergleichen.
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www.riftlink.de
1.1. ALLGEMEINES
3
Das Klima im äquatorialen Ostafrika liegt unter dem Einfluß der Wanderung der Intertropischen Konvergenzzone (ITCZ) über den Kontinent und der durch sie induzierten
Passat- und Monsumströmung auf Land- wie auf Seeseite. Der Indische Ozean ist für
das dortige Klima insofern von Bedeutung, als dass er unter anderem fast ganzjährig
der Feuchtelieferant atmosphärischer Strömungen auf den Kontinent ist. Seine Temperaturverteilungen und deren Variabilitäten sind mitbestimmend für die horizontalen und
vertikalen Muster in der darüberliegenden Atmosphäre. Veränderungen der Oberflächentemperaturen (Sea Surface Temperature, SST), die sich direkt auf das Verdunstungsverhalten und die Wärmeflüsse an der Meeresoberfläche auswirken, sind in der Lage die
Niederschlagsmuster der angrenzenden Landflächen umzustellen oder zu modifizieren. Der
Zusammenhang mit der Passage besteht in dem Transport von warmen und relativ frischem Wasser in oberflächennahen Schichten durch die Meerenge vom Pazifik in den Indik. Die sich daraus ergebenen Auswirkungen auf das Wärmebudget beider Ozeane sind
plausibel und von ihrer Größenordung im Stande, die Muster anderer ozeanischer und
atmosphärischer Parameter zu modifizieren.
Die “Schließung” des Seeweges ab dem späten Miozän ist dabei keinesfalls als komplette Stilllegung des interozeanischen Wassermassentransportes zu verstehen. Der Massenfluss durch die Passage (Indonesian Throughflow, ITF) ist durch seine Einbindung in
das globale ozeanische Förderband (Global Conveyor Belt, Abb. 1.1) auch gegenwärtig ein
wichtiger Teil der globalen Ozeanzirkulation. Zusammenhänge zwischen dem ITF und der
nordatlantischen Tiefenwasserbildung oder dem ENSO-Phänomen sind in der Literatur
beschrieben (Gordon, 2001).
In den letzten Millionen Jahren hat die Region (Abb. 1.3) enorme tektonische Veränderungen erfahren. Sie gehört zu den tektonisch aktivsten der Erde. Während sich die Inseln
auf dem südöstlichen Teil der Eurasischen Platte (Borneo, Sumatra, Sulawesi, Java...) relativ zur Drehachse der Erde kaum bewegt haben, wanderten Australien und Neuguinea
in den vergangenen 20 Ma mit ca. 70 km/Ma nordwärts (Cane und Molnar, 2001). Ihre
heutige Position liegt 2-3◦ nördlicher, wie noch vor 3-4 Ma. Einige der heute vorhandenen
Inseln reichten nicht über die Meeresoberfläche hinaus. Ehemalige Riffe kann man nun auf
bis zu 1000 m Höhe nachweisen. Neben der Verflachung ist gleichzeitig eine Verengung
der Passage mit 100 km/Ma in Teilregionen wie der Molukkensee eingetreten.
Neuguinea stellt in der gegenwärtigen Position eine topographische Barriere für die
westwärts gerichtete Oberflächenströmung im äquatorialen Westpazifik dar. Die Wassermassen konnten noch vor wenigen Millionen Jahren wesentlich ungehinderter durch
den indonesischen Seeweg in den Indischen Ozean strömen. Der ITF war wahrscheinlich
wesentlich stärker ausgeprägt, als er es heute noch ist (Abb. 1.2), was deutliche Verände-
4
Abbildung 1.1 Das “globale Förderband”, Schema der globalen Ozeanzirkulation nach
W. Broecker. Quelle: http://www.clivar.org
rungen im Wärmebudget beider Weltmeere nach sich zog.
Die Angaben über die Stärke des ITF in der Gegenwart differieren. Schätzungen aus
Messkampagnen und Modellsimulationen reichen von nahe Null bis 30 Sv (106 m3 s−1 )
(Gordon, 2001; Godfrey, 1996). Wegen der komplexen Land-See-Verteilung in der Region, der Abhängigkeit des ITF vom aktuellen klimatischen Zustand von Ozean und Atmosphäre sowie der starken saisonalen Variabilität können die punktuellen Observationen
keinen vollständigen Aufschluss über den Gesamtfluss und die räumliche Verteilung geben. Gleiches gilt für den Jahresgang und die tiefenabhängige Verteilung des Transports.
Dennoch fügen sich die Messungen in den verschiedenen kleineren Seestraßen zu einem
Gesamtbild zusammen, das sich mit dem von Modellstudien weitgehend deckt.
1.2
Stand der Wissenschaft
Die Problematik wurde bereits vielfach und unter verschiedenen Gesichtspunkten analysiert. Viele der Studien haben den Effekt des ITF auf die angrenzenden Meere untersucht, indem Szenarien verglichen wurden, bei denen die gegenwärtige Situation und eine
5
1.2. STAND DER WISSENSCHAFT
(a)
(b)
Abbildung 1.2 Kontinentalverteilung und Strömungskonfiguration, (a) gegenwärtig, (b)
vor ca. 17 Millionen Jahren mit offenen Seewegen im indonesischen Archipel und zwischen
Nord- und Südamerika, Tsuchi (1997)
mit komplett blockierter Passage realisiert waren. Dabei kamen sowohl globale ungekoppelte Ozean- und Atmosphärenmodelle (OGCM, AGCM) wie auch gekoppelte OzeanAtmosphärenmodelle (AOGCM) zum Einsatz.
Der Einfluss des ITF zeigt sich dann in der vertikal integrierten Zirkulation im südlichen Indischen Ozean und um Australien herum (Lee et al., 2001; Hirst und Godfrey,
1993). In circa 12◦ S, der Breite des Eintritts des ITF in den Indik, speist er den South
Equatorial Current (SEC). Beim Auftreffen an die ostafrikanische Küste richtet sich die
Strömung nach Süden und erfährt an der Südspitze Afrikas durch die dort vorherrschenden
Westwinde eine Umkehr mit östlicher Hauptströmungskomponente (Agulhas retroflection). Die Reichweite und Ausdehnung dieser Umkehrung bis in den südlichen Atlantik wird
dabei von den Modellen unterschiedlich simuliert. Südöstlich Tasmaniens stellt sich die
Strömung auf Nordrichtung um und verläuft entlang der australischen Ostküste nördlich
an Neu-Guinea vorbei. Das antizyklonale Transportband schließt sich mit dem Eintritt
in die Passage. Die Erwärmung der oberflächennahen Schichten und der damit verbundene erhöhte Wärmefluss in die Atmosphäre findet nach einer Öffnung der Passage wegen
der relativ langsamen Bewegung und einer tiefen Mischungsschicht erst ein bis vier Jahre
später im westlichen Indischen Ozean statt (Godfrey, 1996). In einem Band bei 40◦ S ist
die warme Meeresströmung den kalten antarktischen Winden ausgesetzt und verliert dort
einen Großteil der im westlichen Pazifik absorbierten Energie an die Atmosphäre.
Rodgers et al. (2000) zeigte in einem Evaluierungsexperiment für das HOPE-Ozeanmodell ebenfalls, dass eine kleinräumige Modifikation der Land-Seemaske großräumige
Auswirkungen auf den Wärmeinhalt und die Eigenschaften der Wassermassen beidersei-
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Pazifischer Ozean
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Abbildung 1.3 Topographie und Bathymetrie im indo-pazifischen Raum, rot: tektonische
Plattengrenzen
tig der Passage haben kann. Die Studie untersucht ein fiktives Szenario, in dem der ITF
mit einer Konfiguration simuliert wird, bei der Neu-Guineas Nordküste bis auf 2◦ N ausgedehnt wird. Der Blockadeeffekt für den pazifischen SEC ist dann deutlich ausgeprägter,
als er sich in der gegenwärtigen Kontinentalverteilung darstellt. Bei ungefähr gleichen
ITF-Transportraten ändert sich das Ursprungsgebiet von nord- und südhemisphärischen
Wassermassen auf allein nordhemisphärische. Da dieses vergleichsweise kälter ist, als das
des SEC, zeigt sich ein deutlicher Rückgang der Wassertemperaturen in weiten Teilen
des äquatorialen Indischen Ozeans von 0,5 bis 2,5 ◦ C in der aktivsten Transportschicht
(125 m). Durch das Zurückhalten der warmen Wassermassen im westlichen äquatorialen Pazifik steigen dort die Temperaturen um bis zu 1,5 ◦ C innerhalb der thermoklinen
Schicht. Außerdem wird eine signifikante Verringerung der Amplitude des ITF im Jahresgang festgestellt.
Schneider und Barnett (1997) ermitteln mit dem gekoppelten ECHO-Modell einen mittleren advektiven Wärmetransport von 0,9 PW (1015 W) vom Pazifischen in den Indischen
Ozean, also etwa ein Zehntel dessen, was die thermohaline Zirkulation an polwärtigem
Wärmetransport bewerkstelligt. Sie weisen dem ITF eine wichtige Rolle als Wärmesenke
1.3. AUFBAU DER ARBEIT
7
für den Pazifik zu neben dem Wärmeaustausch mit benachbarten, polwärtigen und kühleren Meeresgebieten. Der ITF ist demnach die Hauptwärmequelle für den Indik und hat
deutlichen Einfluß auf seine advektive Wärmeströme und die Richtung der Wärmeflüsse
an der Oberfläche.
Der Zusammenhang zwischen Anomalien in den SSTs im zentralen und westlichen
Indischen Ozean sowie dem tropischen Pazifik und der Niederschlagsvaribilität wurde unter anderem von Goddard und Graham (1999) und Latif et al. (1999) untersucht. Die
AGCM-Experimente von Goddard und Graham (1999) belegen eine deutliche Beziehung
zwischen diesen Größen im Oktober bis Dezember. Die Niederschlagsvariabilität über Ostund Südafrika korrelieren stark mit den SST-Anomalien im Indik. Sie führen dies auf
Veränderungen im konvergenten Feuchtefluss über Ost-Zentralafrika zurück, die größtenteils Ursache von Änderungen in der konvektiven Erwämung über dem Ozean ist. Jahre
mit überdurchschnittlichen Wassertemperaturen im Zentralindik, wie sie zum Beispiel
während eines El Niño-Ereignisses zu beobachten sind, produzieren eine verstärkte Konvergenz des Feuchteflusses über Ostafrika als Folge einer weniger intensiven Strömung ins
äquatoriale Westafrika und einer anormalen zyklonalen Zirkulation im südlichen Indischen
Ozean nahe dem südlichen Teil des Kontinents. Während La Niña-Episoden kehrt sich
dieses Verhalten um. Der Einfluss der Oberflächentemperaturen des Pazifischen Ozeans ist
zwar nachweisbar vorhanden, jedoch von weit aus geringerer Stärke. Des Weiteren wurde
gezeigt, dass schon Vorgängerversionen des hier verwendeten Modells die Niederschlagsmuster über Afrika hinreichend gut simulieren konnten. Ähnliche Ergebnisse lieferten
Latif et al. (1999) mit Ensemblesimulationen zur Fallstudie Dezember-Januar 1997/98.
Beide Monate waren geprägt von starken Niederschlägen über Ostafrika, die durch außergewöhnliche SST-Anomalien im westlichen Indischen Ozean erklärt werden. Der Einfluss
von ENSO auf die beoachteten Anomalien wird stark betont.
1.3
Aufbau der Arbeit
Die Arbeit gliedert sich in drei Teile. In Kapitel 2 wird das verwendete Modell vorgestellt und die grundlegende Konfiguration beschrieben. Zum Zweck der Untersuchung
des Einflusses einer tieferen indo-pazifischen Passage wird dargestellt, wie der Seeweg im
Modell modifiziert wurde. Die Modifizierung der Passage ist im Vergleich zu den ITFAn/Aus-Szenarien wesentlich weniger drastisch und verfolgt einen anderen Ansatz. Im
Gegensatz zu den bisherigen Untersuchungen wird eine Modellkonfiguration angewendet,
die den pazifischen Wassermassen einen ungehinderteren Durchgang durch die Passage
gewähren sollte. Eine tiefere und breitere Passage entspricht als Teil der paläotektonischen
8
Rekonstruktion im indo-pazifischen Raum am ehesten dem Zustand der Vergangenheit.
Die Topographie des Meeresbodens (Bathymetrie) im Bereich der Passage wurde dazu
abgesenkt. Kontinentalverschiebungen finden aus Gründen eines erheblichen technischen
Mehraufwandes keine Berücksichtigung.
Das darauf folgende Kapitel befasst sich mit der Auswertung der modifizierten Simulation, in dem sie mit einer Kontrollsimulation verglichen wird. Zu Beginn werden einige
Größen aus klimatologischer Sicht vorgestellt, um die typischen mittleren Verhältnisse
in der Region darzulegen. Besonderes Augenmerk wird anschließend auf Änderungen im
Strömungs- und Temperaturverhalten des Indischen und Pazifischen Ozeans und in der
indo-pazifischen Passage gelegt. In einem weiteren Abschnitt wird speziell das Propagationsverhalten von thermoklinen Wassermassen, ausgehend von der Passage hin zur afrikanischen Ostküste analysiert, um etwaige Effekte im Wärmetransport durch die Passage
dem Wärmehaushalt des Indischen Ozeans in seinen horizontalen und vertikalen Mustern
zuordnungsfähig zu machen. Die Rolle des ENSO-Zyklus wird dabei mit einbezogen. Ein
Index wird eingeführt, der den Wärmezustand des Indischen Ozeans in tieferen Schichten
beschreibt.
In Kapitel 4 wird die Kontrollsimulation herangezogen, um Zusammenhänge von Oberflächentemperaturen im östlichen Indischen Ozean mit verschiedenen anderen Parametern
herauszustellen und schließlich die Interaktion mit dem ostafrikanischen Niederschlagsverhalten zu untersuchen. Dabei wird analysiert, wie der Niederschlag über Afrika auf positive SST-Anomalien reagiert. Warme ozeanische Perioden werden mittels eines objektiven
Verfahrens aus der Modellzeitreihe extrahiert, gemittelt und anschließend mit der Klimatologie des Modells verglichen. Über veränderte Feuchteflüsse und deren konvergentes
Verhalten während der Warmphasen werden die Niederschlagsanomalien räumlich und
zeitlich zugeordnet. Reanalysedaten werden herangezogen, um zu sehen, ob und wie das
Modell in der Lage ist, den Niederschlag über Ostafrika realitätsnah zu simulieren. Differenziert nach Jahreszeit werden die ermittelten Anomalien in den räumlichen Mustern
beschrieben und auf ihre Ursachen hin untersucht.
Kapitel 5 fasst die Arbeit zusammen und gibt Ausblick und Vorschläge für weitere, dieses Thema betreffende Arbeiten. Es werden Rückschlüsse zwischen den beiden Themenkomplexen gezogen, die darlegen sollen, ob die vorgenommene Modifizierung der Passage
in der Lage war, die Temperaturmuster an der Oberfläche des Indiks so nachhaltig zu beeinflussen, dass die daraus resultierenden Auswirkungen Einfluss auf den ostafrikanischen
Niederschlag haben können.
Kapitel 2
Modelle und Experimente
2.1
COSMOS
Veränderungen in der Atmosphäre, im Ozean und in anderen wechselwirkenden Systemen auf der Erde finden in teilweise sehr komplexen Zusammenhängen statt. Mit Hilfe von
Computermodellen wird versucht, diese möglichst realitätsnah zu simulieren, um Rückschlüsse auf das Klima der Vergangenheit wie auch auf das der Zukunft treffen zu können.
Community Earth System Models (COSMOS) ist ein Projekt, dass es sich zur Aufgabe
gemacht hat, verschiedene, das Erdsystem simulierende Modelle zu bündeln und für die
Anwender leicht handhabbar zur Verfügung zu stellen. Für diese Arbeit wurde COSMOS
in der Version 1.0.0 eingesetzt, in welcher nur das Atmosphärenmodell ECHAM5 und das
Ozeanmodell MPI-OM integriert sind, für die Fragestellung jedoch ausreichend geeignet
ist. Spätere Versionen werden weitere Teilmodelle beinhalten.
ECHAM5 und MPI-OM wurden am Max-Planck-Institut für Meteorologie (MPIfM,
MPI-M) in Hamburg entwickelt (siehe auch: Journal of Climate, 2006, Vol. 19, No. 16,
special issue on climate models at the Max-Planck-Institute for Meteorology).
2.1.1
Die Atmosphärenkomponente: ECHAM5
ECHAM5 (Roeckner et al., 2003) entstammt ursprünglich dem Wettervorhersagemodell des ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts). Es wurde
am MPIfM an die Anforderungen eines Klimamodells angepasst und hat seitdem umfangreiche Änderungen, vor allem im Bereich der Parametrisierung der vom Modell nicht
physikalisch auflösbaren Prozesse, erfahren. Zudem wurde die Möglichkeit der Kopplung
an andere Modelle sowie die MPI-Schnittstelle (Message Passing Interface) implementiert,
9
10
KAPITEL 2. MODELLE UND EXPERIMENTE
um das Modell auf parallelen Rechnerarchitekturen betreiben zu können.
Das Modell kann mit einer horizontalen Auflösung von T21 bis T159 gerechnet werden,
was bedeutet, dass die Gleichungen bis zu einer maximalen Wellenzahl von 21 beziehungsweise 159 gelöst werden. Vertikal ist die Atmosphäre in 19 oder 31 Schichten unterteilt
mit der obersten Schicht in 10 hPa also in der mittleren Stratosphäre, wobei die untere
Atmosphäre kleiner geteilt ist, als die obere. Die hier vorgestellten Ergebnisse beruhen
auf T63L31-Simulationen, um einerseits die Phänomene räumlich ausreichend aufzulösen
und andererseits die Möglichkeiten erhöhter Rechenkapazitäten am Deutschen Klimarechenzentrum (DKRZ) für detailliertere Berechnungen zu nutzen. T63 entspricht einer
horizontalen Gitterweite von 1,875◦ x 1,875◦. Der Integrationszeitschritt beträgt dann 12
Minuten. Die Kontrollsimulation soll weiterhin als Antrieb für hochaufgelöste regionale
Simulationen innerhalb des RiftLink-Projekts genutzt werden (Kaspar und Cubasch,
2008b).
2.1.2
Die Ozeankomponente: MPI-OM
MPI-OM (Marsland et al., 2002) stellt das Nachfolgemodell des HOPE-G (Hamburg
Ocean Primitive Equation Model) dar. Zu den wichtigsten Änderungen zählt der Übergang vom E-Gitter auf das C-Gitter, welches es erlaubt, die beiden Pole auf beliebige Punkte der Erde zu legen. So kann die polare Meridiankonvergenz auf Landflächen
verschoben und gleichzeitig das Areal rund um diese Pole von den modellinternen Berechnungen ausgenommen werden. Außerdem lässt sich auf diese Weise eine bestimmte
Region durch eine benachbarte Platzierung der Pole räumlich höher aufgelöst simulieren, als die übrigen Meeresgebiete. Weitere Änderungen betreffen die Formulierung der
Abbildung 2.1 Modellgitter und Land-See-Maske des Ozeanmodells. Jede 5. Gitterlinie
ist dargestellt. Quelle: Jungclaus et al. (2006)
2.2. EXPERIMENTDESIGN
11
Hangkonvektion in der unteren Grenzschicht, die Parametrisierung der Durchmischung
und das Diffusionsschema. Ein Betrieb auf parallelen Rechnerarchitekturen ist dank der
MPI-Implementierung ebenfalls gewährleistet. Die durchschnittliche Gitterweite beträgt
entweder 1,5◦ oder 3◦ (GR15 bzw. GR30). Vertikal steht eine 20- oder 40-Schichtenteilung
zur Wahl, mit einer feineren Abstufung für die oberen Wasserschichten. Um ähnliche
Gitterweiten wie im Atmosphärenmodell zu realisieren, wurde GR15L40 als Auflösung
gewählt. In der Konfiguration des C-Gitters liegt der Nordpol über Grönland und der
Südpol in der Nähe seiner wahren Position (Abb. 2.1).
Beide Modelle tauschen ihre Randbedingungen über die Kopplungssoftware OASIS aus.
Dieser Vorgang findet in der Simulation einmal pro Tag statt. Der Koppler übernimmt
dabei auch die Interpolation der Felder auf das Gitter des jeweils anderen Modells.
2.2
Experimentdesign
Im Rahmen dieser Diplomarbeit wurden eine Kontrollsimulation sowie eine Simulation mit modifizierter Ozeantopographie in der indo-pazifischen Passage durchgeführt.
Die Treibhausgaskonzentrationen sind in beiden Simulationen auf vorindustrielle Werte
(1860) festgesetzt (CO2 : 286,2 ppmv, CH4 : 805,6 ppbv, N2 O: 276,7 ppbv). Die Werte aller
Parameter und Koeffizienten entsprechen denen aus dem originalen COSMOS-Paket.
Die Auswertungen beruhen auf monatlichen Mittelwerten, die nach jedem simulierten
Jahr aus den sechs-stündlichen Werten gewonnen wurden. Für die Darstellung der Größen
und der aus ihnen abgeleiteten Werte im Indischen Ozean wurden die Felder zuvor mittels
bilinearem Remapping auf ein T106-Gitter transformiert.
2.2.1
Kontrollsimulation - RLctl
Die Kontrollsimulation wurde mit dem letzten Zustand der 504-jährigen Kontrollsimulation gestartet, die im Rahmen des 4. IPCC Sachstandsberichts (IPCC AR4) vom
MPIfM auf derselben Rechnerarchitektur am DKRZ mit denselben Modellen gerechnet
wurde.
Im Allgemeinen werden für gekoppelte Ozean-Atmosphäre-Simulationen größere Integrationszeiten veranschlagt, da sich die Meeresströmungen nur langsam an veränderte
Bedingungen anpassen. Die IPCC AR4-Simulation wurde als im Gleichgewicht befindlich
angesehen und somit nur weitere 130 Jahre simuliert1 .
1
http://cera-www.dkrz.de/WDCC/ui/Compact.jsp?acronym=EH5-T63L31 OM-GR1.5L40 RLctl
12
COSMOS verwendet allerdings in der vorliegenden Version geänderte ozeanische Mi-
schungsparameter im Vergleich mit der ECHAM5/MPI-OM Konfiguration des MPIfM für
den IPCC AR4. Diese führten dazu, dass das Modell in einen wärmeren Grundzustand
driftete. Auf den Vergleich mit der modifizierten Simulation sollte dies nur einen geringen
Einfluss haben, da beide mit diesen Werten gestartet wurden.
2.2.2
Modifizierte Simulation - RLindo
Wie in der Einleitung beschrieben, war die indo-pazifische Passage während des Miozäns breiter und tiefer, als sie es zum heutigen Zeitpunkt ist. Während sich die nördlichen
und westlichen Inselgruppen auf nahezu unveränderten Positionen befinden, haben vor
allem Australien und Neuguinea eine starke Norddrift erfahren. Eine Verbreiterung der
Passage einschließlich der Verschiebung von Neuguinea und des australischen Kontinents
nach Süden, hätte jedoch einen technischen Aufwand bedeutet, der im Rahmen einer Diplomarbeit nicht zu leisten ist. In diesem Falle müssten neben der Ozeankonfiguration auch
die Masken für die Atmosphäre und den Koppler sowie die bodennahen atmosphärischen
Felder konsistent rekonfiguriert werden. Desweiteren müssen wesentlich höhere Rechenzeiten für den Einschwingvorgang eingeplant werden. Die Nachahmung der rekonstruierten
paläotektonischen Konstellation beschränkt sich daher auf eine durchgehende Vertiefung
der Ozeantopographie in der Passage.
(a)
(b)
Abbildung 2.2 Land-See-Maske und Bathymetrie im MPI-OM, (a) original, (b) modifiziert
Hierfür wurden vorher markierte Gitterzellen des Ozeans so modifiziert, dass ihre Tiefe mindestens 2757 m beträgt. Gitterpunkte, die ohnehin eine größere Tiefe aufweisen,
blieben unverändert (Abb. 2.2). Durch die Wahl des Grenzwertes von 2757 m wurde eine
Verdreifachung des zonalen Querschnitts an der flachsten unterseeischen Schwelle zwi-
2.2. EXPERIMENTDESIGN
13
schen Sulawesi und Neuguinea errreicht. Die Vergrößerung der Querschnitte aller anderen
zonalen Schnitte der Passage erreichen hierdurch Werte zwischen 6 und 44 %.
Gestartet wurde diese Simulation mit dem Zustand des 40. Jahres von RLctl. 90 weitere Jahre wurden integriert. Der mögliche Vergleichszeitraum beträgt somit ebenfalls 90
Jahre.
Die Startwerte der durch die Vertiefung hinzugekommenen Zellen werden im Modell
mit denen, aus der vorher tiefsten aktiven Zelle aufgefüllt. Wie die Auswertungen zeigen, gab es dadurch aber keine abrupte Störung in der globalen Ozeanzirkulation. Auf
eine längere Einschwingphase konnte somit verzichtet werden. Die Zeitreihen weisen zwar
leichte Trends auf, es wird jedoch davon ausgegangen, dass sich sowohl die Kontrollsimulation als auch die modifizierte Simulation innerhalb ihrer letzten 60 Jahre im globalen
Gleichwicht befinden und die Trends auf natürlichen Fluktuationen beruhen.
Die ursprüngliche Bathymetrie ist aus dem NGDC ETOPO52 -Datensatz abgeleitet.
Ein Vergleich mit der tatsächlichen Land-See-Verteilung (Abb. 1.3) im indo-pazifischen
Raum zeigt, dass viele Inseln und Inselgruppen im Modell nicht repräsentiert sind. Die
Mittelung der Topographie kleiner Inseln mit benachbarten großen Wassertiefen lässt sie
in der Modelltopographie nicht erscheinen. Auffällig ist das Fehlen der Inselgruppe der
Molukken sowie der Inselkette östlich von Java. Sulawesi mit einer Ausdehnung von circa
800 km ist im Modell mit nur vier Gitterpunkten repräsentiert. Die Javasee, Bandasee und
die Arafurasee sind durch ihre relativ homogene Tiefenverteilung auch in der Modellbathymetrie wiederzuerkennen. Die Makassarstraße hat eine Breite von einem Gitterpunkt.
Abbildung 2.3 BANDA Setup für MPI-OM, Aldrian et al. (2005)
2
National Geophysical Data Center (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/etopo5.HTML)
14
Eine der Realität näherkommende Simulation würde den Übergang zu einer höheren
Auflösung des Ozeangitters bedeuten. Dieses wäre zu erzielen entweder durch eine generell feinere globale Gitterstruktur oder eine Platzierung der Pole über beispielsweise dem
südlichen asiatischen Kontinent und Australien. Die daraus resultierende stärkere Stauchung der Breitengrade in dem Gebiet der Passage könnte zu einer tiefgründigeren Analyse
der Strömungsmuster und deren Veränderungen bei der angewandten Modifikationsmethode führen. Ein entsprechendes Setup wurde bereits von Aldrian et al. (2005) verwendet
(Abb. 2.3). Da die Kontrollsimulation zur allgemeinen Verwendung im RiftLink-Projekt
vorgesehen war, wurde die in Abschnitt 2.1.2 beschriebene, relativ gleichmäßige, Gitterkonfiguration angewendet.
Kapitel 3
Auswirkungen einer modifizierten
indo-pazifischen Passage
3.1
3.1.1
Modellklimatologie
Transport
Das erste Interesse lag darauf, zu prüfen, ob das Modell die Größenordnung der realen
Transportmengen durch die Passage akzeptabel wiedergeben kann. Aus dem Gradienten
der barotropen Stromfunktion (siehe Abschnitt 3.2.1) wurden für verschiedene Schnitte die vertikal integrierten Durchflussmengen ermittelt. Einige weitere klimatologische
Größen aus der Kontrollsimulation sollen die mittleren Verhältnisse in der Region veranschaulichen.
In den letzten 60 Jahren der Kontrollsimulation beträgt der mittlere Nettotransport
13,6 Sv bei einer Standardabweichung von 1,7 Sv (Abb. 3.1.a). Der größte Anteil mit 8,0 Sv
und einer Standardabweichung von 1,3 Sv fällt dabei auf die Passage zwischen Sulawesi
und Neuguinea. Das Modell produziert demnach realistische Durchflussmengen, obwohl
es mit einer immernoch vergleichsweise groben räumlichen Struktur in der Region arbeitet. Er liegt leicht über dem aus verschiedenen Messungen (Godfrey, 1996) abgeleiteten
Durchschnittswert von 10 Sv aber deutlich innerhalb der Unsicherheit von ±10 Sv.
Der saisonale Verlauf (Abb. 3.1.b) unterliegt einer starken Amplitudenschwankung mit
einem Maximum von 24 Sv im August und einem Minimum von 5 Sv im Januar. Schneider und Barnett (1997) ermitteln in ihrer Studie, bei der das gekoppelte Modell ECHO,
eine frühe Vorgängerversion von ECHAM5/MPI-OM, zum Einsatz kommt, einen Jahresgang der Amplitude von 13 Sv, welcher mit der Kontrollsimulation übereinstimmt. Dies
15
16
KAPITEL 3. DIE MODIFIZIERTE INDO-PAZIFISCHE PASSAGE
(a)
(b)
Abbildung 3.1 (a) jährliches Mittel und 30 jähriges gleitendes Mittel der Transportraten
zum Indischen Ozean, (b) mittlerer Jahresgang für verschiedene Schnitte und Passagen.
betrifft auch die Anteile am totalen Transport für die Indonesische See und die Torresstraße. Letztere leistet in den Wintermonaten keinen Beitrag zum gesamten Nettotransport.
Auch ist die Tatsache, dass der Beitrag der Indonesischen See (Sulawesi - Neuguinea)
im Nordwinter den größten Anteil hat, ebenso in sehr guter Übereinstimmung. Die Makassarstraße wird in ihrem Beitrag im Vergleich zu den Messungen unterschätzt, da sich
das Modellgitter und die Ozeantopographie noch stark von den wahren Begebenheiten in
der Region unterscheiden. Sie sollte eigentlich die höheren Transportmengen liefern. Da
der gesamte Transport jedoch dem entspricht, der im Mittel aus verschiedenen Messungen geschätzt wurde, kann die vorliegende Konfiguration zur Analyse der Fragestellung
als geeignet angesehen werden.
3.1.2
Mittlere Bedingungen an Oberfläche
Neben der thermohalinen Zirkulation ist die Schubspannung, die der Wind auf die
Meeresoberflächen ausübt, hauptverantwortlich für den Antrieb der Wassermassen in den
oberen Schichten. Der ITCZ folgend, konvergieren die Winde in dieser erdumspannenden Rinne tiefen Luftdrucks. Beim Überschreiten des Äquators erfahren sie in Folge der
Wirkung der Corioliskraft eine Richtungsänderung. Südostwinde, von der Südhalbkugel
kommend, werden zu Südwestwinden, Nordostwinde von der Nordhalbkugel drehen auf
Nordwest.
Abbildung 3.2 gibt die mittleren Windverhältnisse, die Oberflächentemperaturen sowie
die Strömungsgeschwindigkeiten auf Meeresniveau wieder. Im Januar herrscht nördlich des
17
3.1. MODELLKLIMATOLOGIE
(a) Januar
(b) August
(c) Januar
(d) August
Abbildung 3.2 oben: Mittlere Schubspannung an Wasseroberfläche durch Wind in N/m2
im (a) Januar und (b) August, unten: mittlere SST, Strömungsgeschwindigkeit und Richtung
in oberster Schicht im (c) Januar und (d) August.
indonesischen Archipels ein ausgeprägter Nordost-Passat. Die Winddrehung am Äquator
ist gut zu erkennen. An der Westküste Australiens ist der Südost-Passat das dominierende
Windmuster. Da die ITCZ im Nordwinter südlich des Äquators verläuft, konvergieren
beide Strömungen in circa 5◦ - 15◦ S. Über weite Bereiche der Passage herrscht ein mittlerer
Nordwestwind. Eine entgegengesetzte Situation findet man im August vor. Der SüdostPassat erfasst die Passage größtenteils. Die ITCZ liegt nun nördlich der Region. SüdostAsien ist vom Monsun erfasst.
Die Land-See-Verteilung, die Bathymetrie und die Einbindung in die globale thermohaline Zirkulation zwingt die Wassermassen in Richtungen zu strömen, die sich jedoch
vom Windfeld an der Oberfläche unterscheiden. Abseits der äquatornahen Breiten macht
sich der der Einfluss der Corioliskraft bemerkbar. Die Wirkung aller Faktoren erklärt die
Abweichung von Wind- und Strömungsrichtung von bis zu 90◦ (vgl. Abb. 3.2 c und d). Die
Abbildungen zeigen auch, dass die Oberflächentemperaturen der Meere (SST) nicht nur
vom Strahlungsantrieb und von Wärmeflüssen zur und von der Atmosphäre abhängen,
18
sondern sich auch advektive Vorgänge darauf auswirken. Die Zeitskalen dieser Einflussfaktoren überschneiden sich im Allgemeinen. Im August beispielsweise transportiert der
dann stark ausgeprägte ITF äquatornahe wärmere Wassermassen in die südlichen Bereiche des Archipels. Im Golf von Bengalen wandert eine Zunge kühleren Wassers Richtung
Südost auf Sumatra zu. Der Januar weist im Bereich der Passage und im Indischen Ozean
geringere Strömungsgeschwindigkeiten auf.
Abbildung 3.3 Mittlerer Salzgehalt in 50 m Tiefe (PSU = P ractical S alinity U nits).
Der Salzgehalt ist eine weitere wichtige Eigenschaft des Wassers. Abbildung 3.3 zeigt
den mittleren Salzgehalt in 50 m Tiefe. Sie lässt erkennen, dass sowohl der südhemisphärische Pazifik wie auch der zentrale Indik salzhaltiger sind, als die Region rund um die Passage. Mit zunehmender Tiefe homogenisiert sich die horizontale Verteilung, während sich der
Kontrast in flacheren Schichten noch verstärkt. Die geringeren Werte resultieren aus einer
höheren Frischwasserzufuhr über den tropischen Inseln. Hier sind es vor allem konvektive
Niederschlagsereignisse, die über den Landflächen vermehrt und verstärkt auftreten und
dadurch das Meerwasser über die Flussmündungen verdünnen. Da die Frischwasserzufuhr
relativ gleichmäßig über das Jahr verteilt und der Salzgehalt somit eine stabile Größe
ist, lässt er Rückschlüsse auf den Ursprung des durch die Passage strömenden Wassers
zu. Das in der Literatur gezeichnete Bild von vorwiegend nordhemisphärischen frischeren
Wassermassen, welche dann den Archipel passieren, ist auch in dieser Simulation deutlich
ableitbar. Die Zunge frischeren Wassers südlich von Java weist auf den mittleren westwärts
gerichteten Transport bei 15◦ S hin. Dagegen trifft pazifisches, salzhaltigeres Wasser mit
dem SEC auf Neuguineas Küste, wird umgelenkt und bildet einen ostwärts gerichteten
Gegenstrom zum SEC, den South Equatorial Counter Current (SECC) (vgl. Abb. 1.2).
3.1. MODELLKLIMATOLOGIE
3.1.3
19
ITF und ENSO
Die El Niño Southern Oszillation (ENSO) ist ein Phänomen, dass primär im Pazifischen
Ozean beobachtet wird. Es ist eine natürliche Fluktuation der Oberflächentemperaturen
im Äquatorialbereich, die ihre Ursache in atmosphärischen Druckanomalien zwischen dem
östlichen und westlichen Pazifik hat. Von der Intensität der Druckgebilde hängt die Ausprägung der Passatwinde nördlich und südlich des Äquators ab, welche wiederum den
Antrieb für die oberflächennahen Meeresschichten bilden. Durch die Konvergenz der Passatwinde und der daraus resultierenden zonalen Walkerzirkulation (mit Westwinden in
höheren Schichten) sind die Meeresströmungen im tropischen Pazifik hauptsächlich zonal
geprägt. Man unterscheidet drei ENSO-Phasen: Neutralphase, El Niño und La Niña.
Letztere stellen die beiden entgegengesetzten Extreme des neutralen Zustands dar.
Während eines El Niño-Ereignisses herrscht ein geringerer zonaler Druckgradient. Die
Passatwinde nehmen ab und können nicht mehr den Antrieb des Oberflächenwassers leisten, wie während der neutralen Phase. Dies kann zu einer kompletten Stillegung des SEC
führen. Damit verbunden ist gleichzeitig die Absenkung des Meeresspiegels im Westpazifik und dessen Anhebung an der amerikanischen Westküste. Dagegen wird von einem
La Niña-Ereignis gesprochen, wenn sich der Zustand während der neutralen Phase intensiviert. Kräftigere Passatwinde beiderseits des Äquators verstärken den SEC, wodurch
mehr kühleres Tiefenwasser des Humboldstroms an der südamerikanischen Westküste aufquillt und andererseits positive Temperaturanomalien im ostpazifischen Oberflächenwasser zu verzeichnen sind. Im indonesichen Raum steigt der Meeresspiegel, was ein negatives
Gefälle in Richtung Indischer Ozean zur Folge hat. Verbunden mit der ohnehin ausgeprägteren Westströmung während La Niña führt dies zu einem stärkeren ITF während
dieser Phase.
Der in der Literatur beschriebene Zusammenhang zwischen ITF und ENSO wird deutlich, wenn man die Korrelation zwischen ITF und dem Niño3.4-SST-Index (Trenberth
(1997)) betrachtet. Niño3.4 ist ein verbreitet angewendeter Indikator zur Identifikation
der ENSO-Phase. Der Korrelationskoeffizient über den gesamten Zeitraum der Kontrollsimulation zwischen beiden Größen, basierend auf Jahresmittelwerten, beträgt r = −0,78,
ist statistisch signifikant und bestätigt damit den verbreitet ausgewiesenen starken antikorrelativen Zusammenhang. Abbildung 3.4 gibt den zeitlichen Verlauf des Niño3.4-Index
und der ITF Anomalien wieder. Jahre, die einem El Niño Ereignis zugeordet werden
(Niño3.4 positiv), also solche, die unter anderem von einer abgeschwächten äquatorialen,
westwärts gerichteten Oberflächenströmung im pazifischen Ozean geprägt sind, weisen in
der Passage verringerte Nettotransporte auf. La Niña-Jahre (Niño3.4 negativ) sind mit
einem intensiveren ITF verbunden, da die Ost-West-Strömung im äquatorialen Pazifik
20
5
Nino3.4
ITF Anomalie
4
3
Anomalie
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
70
75
80
85
90
95
100
105
110
115
120
125
Simulationsjahr
Abbildung 3.4 Zeitserie von Niño3.4-Index (rot, in ◦ C) und ITF Anomalien (grün, in
Sv) der letzten 60 Jahre der Kontrollsimulation, basierend auf Jahresmittelwerten, Trends
herausgerechnet, nicht normalisiert.
verstärkt ist und ein erhöhter Meeresspiegel in der Region des indonesischen Archipels zu
beobachten ist.
Die Kreuzkorrelation beider Größen auf Basis von Monatsmittelwerten und entferntem
mittleren Jahresgang ergibt generell geringere Koeffizienten (Abb. 3.5 a). Ursache dafür
sind die unterschiedlichen Jahresgänge, die ihre Maxima und Minima nicht immer im
selben Monat aufweisen sondern sich von Jahr zu Jahr zeitlich verschieden entwickeln.
−1
1
−0.8
0.8
−0.6
0.6
Korrelationskoeffizient
Zusätzlich unterliegt der ITF einer wesentlich größeren Fluktuation im Vergleich zum
Niño3.4-Index. Das Betragsmaximum von r = 0,43 ist bei einer zeitlichen Verzögerung
−0.4
−0.2
0
0.2
0.4
0.4
0.2
0
−0.2
−0.4
0.6
−0.6
0.8
−0.8
1
−18
−15
−12
−9
−6
−3
0
3
6
zeitlicher Versatz (Monate)
(a)
9
12
15
18
Nino3.4
ITF
−1
0
3
6
9
12
15
18
21
Monate
(b)
Abbildung 3.5 (a) Kreuzkorrelation zwischen Niño3.4-Index und ITF Anomalie, Niño3.4
führt den ITF um ein bis zwei Monate an. (b) Autokorrelationen von Niño3.4-Index und
ITF Anomalie.
24
3.2. AUSWIRKUNGEN DER MODIFIKATION
21
des ITF zu Niño3.4 von einem bis zwei Monaten zu finden. Demzufolge eilt der ENSOZyklus dem ITF um einen bis zwei Monate voraus. Durch das Bilden der Jahresmittel
geht diese Information verloren, was sich dann in höheren Korrelationen äußert. Werden
die Zeitreihen um 12 Monate versetzt, so zeigt sich dort das Minimum, was bedeutet, dass
es keinen Zusammenhang zwischen Niño3.4 und dem ITF vom Vorjahr gibt. Die Autokorrelation gibt Auskunft darüber, wie stark eine Zeitreihe mit sich selbst korreliert ist,
wenn man sie untereinander zeitlich verschiebt. Je höher dabei die ermittelten Koeffizienten ausfallen, desto größer ist die Wahrscheinlichkeit, dass zwischen den verschobenen
Folgen und abhängig vom zeitlichen Versatz ein nicht zufälliger Zusammenhang besteht
und es wiederkehrende Muster gibt. Daraus ergibt sich immer die höchste Korrelation einer Zeitreihe mit sich selbst, also ohne eine zeitliche Verschiebung. Abbildung 3.5 b zeigt
das Verhalten der Niño3.4 und ITF-Zeitreihen unter Verwendung der letzten 60 Simulationsjahre. Niño3.4 (rote Linie) zeigt ein monoton fallendes Verhalten in den Koeffizienten
mit einer Umkehr bei circa zwei Jahren zeitlichem Versatz. Die ersten drei benachbarten
Monate sind mit r > 0,8 noch stark korreliert, während die Korrelation bei 12 Monaten
verloren geht. Es folgt eine antikorrelierte Phase. Nach 36 Monaten ist die Zeitreihe wieder
positiv korreliert und erreicht ihr nächstes Maximum von r = 0,23 bei 44 Monaten (nicht
dargestellt). Daraus lässt sich die mittlere Periodendauer des ENSO-Zyklusses im Modell
von circa 31/2 Jahren ablesen, welche auch aus Abbildung 3.4 abschätzbar ist. Die Transportraten der indonesischen Passage zeigen dagegen ein völlig anderes Verhalten. Hier
sind Beziehungen zwischen Nachbarmonaten sehr viel unwahrscheinlicher, zu erkennen
an dem starken Abfall der Kurve (grün) bei einer Verschiebung von nur einem Monat.
Im Vergeich zu ENSO haben die Anomalien des ITF nur einen geringen periodischen
Charakter.
3.2
Auswirkungen der Modifikation
Nun folgend sollen die Unterschiede zwischen beiden Simulationen herausgestellt werden. Abbildung 3.6 zeigt die zeitlichen Verläufe des Transportes durch die Passage zwischen Borneo und Australien in den jeweils letzten 30 Jahren beider Simulationen und
deren 6-jährige gleitende Mittel. Man erkennt im Mittel um circa 4 Sv geringere Transportwerte als Folge der Vertiefung. Die Abschwächung der Amplituden drückt sich in einer
Verringerung der Standardabweichungen von 7,6 auf 6,3 Sv aus. Maximale Transportwerte zur Mitte der Jahre werden durchschnittlich um circa 5 Sv abgeschwächt, während sich
die winterlichen Minimas um nur 1,2 Sv verringern. Die hinzugefügten tieferen Schichten
verringern demnach zum einen den mittleren Nettotransport und dämpfen das Auftre-
22
Abbildung 3.6 Transport durch Passage und 6-jähriges gleitendes Mittel, rot: Kontrollsimulation, blau: modifizierte Simulation.
ten von kräftigeren Transportereignissen in den Sommermonaten andererseits. Die Betrachtung der Vertikalstruktur wird darüber Auskunft geben, in welchen Tiefenbereichen
die Modifizierung ihre Wirkung auf den Transport ausübt. Veränderungen in derselben
Größenordnung findet man in der Passage zwischen Sulawesi und Neuguineas “Vogelkopf”
vor. Die unmodifizierten Seestraßen an den Rändern der Passage haben keinen Einfluss.
Über die gesamten Simulationszeiträume betrachtet, ist der Januar derjenige Monat,
der in der Kontrollsimulation das häufigste Aufkommen rückwärtsgerichteter Nettotransporte aufweist. Die Schwankungen um das abgesenkte Mittel führen in der modifizierten
Simulation auch von Dezember bis März zu rückwärtigen Flüssen. Auch findet im Januar
der stärkste Rückgang der Variabilität statt. Im Zeitraum April bis Oktober kommt es in
beiden Simulationen nicht mehr zu pazifikwärtigen Transporten.
Die modifizierte Simulation weist in Bezug auf die jährlichen Mittelwerte einen leicht
zunehmenden Trend von 2 Sv auf, die unmodifizierte einen abnehmenden von circa 1 Sv.
Diese Annäherung ist 50 Jahre vor Simulationsende abgeschlossen. Beide Simulationen
können ab diesem Zeitpunkt als eingeschwungen angesehen werden. Die Auswirkung der
Modifikation in der Passage hat sich dann in der globalen Ozeanzirkulation etabliert.
23
3.2.1
Strömungsmuster
Abbildungen 3.7 a und b zeigen zonale Vertikalschnitte durch die Passage in circa 1◦ S
von Borneo bis Neuguinea in der unmodifizierten sowie der modifizierten Simulation. Der
Schnitt verläuft entlang der flachsten Schwelle der Passage, welche auch diejenige ist, die
am stärksten modifiziert wurde. Dargestellt ist die Meridionalkomponente v der mittle-
(a)
(b)
Abbildung 3.7 Meridionalkomponente der Strömungsgeschwindigkeit im Vertikalschnitt
Borneo - Neuguinea (siehe Nebenkarte), (a) Kontrollsimulation (b) modifizierte Simulation,
grün: südwärts, rot: nordwärts in cm/s, Tiefe in m, grau: Meeresgrund.
ren absoluten Strömungsgeschwindigkeit. Zunächst wird das Ausmaß der Modifizierung
deutlich. Weite Teile der Schwelle sind von bis zu 1206 m auf einheitlich 2757 m vertieft
worden, während die Makassarstrasse (Säule links oben im Bild) unverändert blieb.
Der überwiegende Teil des Transportes findet oberhalb 200 m Tiefe im westlichen
Bereich der Passage statt. Im weiteren Verlauf zum Indischen Ozean, wo sie sich zunehmend in Ost-West-Richtung erstreckt, bleibt die aktivste Zone nahe am Küstengebiet
von Sulawesi, Borneo und Java, also im nördlichen Bereich (nicht dargestellt). Zwar finden sich östlich beziehungsweise südlich Bereiche, in denen eine Nord- beziehungsweise
Westströmung (rot) auftritt, diese sind jedoch von vergleichsweise geringer Intensität. Maximale Meridionalgeschwindigkeiten von 28 cm/s treten in den Monaten Juli bis September
auf. Im Dezember bis März etabliert sich eine 100 m flache Schicht nahe der Oberfläche, in
der es zu einer rückwärtigen Strömung kommt. Die Maximalwerte im Monatsmittel liegen
dann bei 20 cm/s. Darunter herrscht bis circa 1000 m Tiefe permanent Südströmung.
Die Modifikation äußert sich, wie schon in Kapitel 3.2 vermutet, in einer tiefen Gegenströmung. Unterhalb 1400 m Tiefe etabliert sich ganzjährig ein Transport in Richtung Pazifischer Ozean, wiederum an der westlichen Seite, mit einer mittleren Süd-Nord-
24
Geschwindigkeit von 1,4 cm/s. Dieses Transportband erstreckt sich durch die gesamte Passage. Südlich von Borneo, wo Modelltiefen von bis zu 5600 m erreicht werden, liegt es
im nördlichen Bereich in 1400 bis 2600 m unterhalb des Meeresspiegels. Seine vertikale Ausdehnung bleibt demnach konstant. Dieser Bereich sorgt trotz der dort geringen
Geschwindigkeiten, dafür aber mit seinem großen Querschnitt, für die im Jahresmittel
verringerten totalen Nettotransporte.
Der Vergleich beider Abbildungen deckt eine leicht verstärkte Südströmung in den oberen 200 m nahe Sulawesi beziehungsweise südlich Borneos auf, die sich in ihrem weiteren
Verlauf in Richtung Indik ebenfalls auf Ost-West Richtung umstellt. In dieser Schicht
finden gleichzeitig die größten Wärmetransporte durch die Advektion von Temperaturgradienten statt, so dass dies Ursache für einen erhöhten Wärmeeintrag in den Indischen
Ozean in dem Sommermonaten innerhalb der Thermokline sein kann. Wegen der geringen
Temperaturgradienten in den tiefen Schichten ist der Einfluss auf die Wärmebudgets der
angrenzenden Ozeane nur durch veränderte Strömungsgeschwindigkeiten möglich.
Um den Einfluss der Modifikation auf den ITF sowie dessen Einbindung in die globale
Ozeanzirkulation zu veranschaulichen, wird erneut auf die barotrope Stromfunktion Ψ
zurückgegriffen, die während der Modellintegration nach Gleichnung 3.1 berechnet wird,
wobei vy die Meridionalkomponente der Strömungsgeschwindigkeit darstellt sowie δx und
δz die Zonal- beziehungsweise Vertikalrichtung.
Ψ(i,j) =
j
XX
k
δx · δz · vy
(3.1)
2
Aus der Änderung der horizontalen Gradienten von Ψ(i,j) lassen sich Informationen über
Veränderungen im Strömungsbild ablesen. Sie lässt sich so interpretieren, dass links in
Gradientrichtung (Richtung zunehmender Werte) höhere Volumentransporte stattfinden.
Je mehr dabei die Linien gleicher Änderung gestaucht sind, desto höher ist gleichzeitig die
Änderung. Da sie eine vertikal integrierte Größe ist, sind differenzierte Aussagen über tiefenabhängige Umstellungen nicht möglich. Im Gegensatz zu den absoluten Werten geben
die Differenzen keinen Aufschluss über die Richtung der allgemeinen mittleren Zirkulation. Sie sind jedoch Indikatoren für Verlagerungen und Intensivierungen beziehungsweise
Abschwächungen und helfen so, zu verstehen, welche Prozesse die Modifizierung auslöst.
Die signifikanten1 Differenzen der barotropen Stromfunktion zwischen beiden Simu1
Alle in dieser Arbeit durchgeführten Signifikanztests wurden mit einem zweiseitigen student t -test
erstellt. Dabei wird der Unterschied einer Größe in zwei unabhängigen Experimenten auf Zufälligkeit
(Nullhypothese H0 ) überprüft. Das frei wählbare Signifikanzniveau α gibt die Wahrscheinlichkeit P des
Eintretens der Nullhypothese an. Je kleiner α ist, desto kleiner ist die Wahrscheinlichkeit, H0 zu verwerfen und den Unterschied als nicht zufällig anzusehen. Für jedes Feldelement wird unabhängig von
25
Abbildung 3.8 Mittlere barotrope Stromfunktion, Differenz RLindo minus RLctl, keine
Differenz entlang Linie, Signifikanzniveau 95%, Einheit: Sv
lationen ist in Abbildung 3.8 dargestellt. Augenscheinlich sind die größten Veränderungen im Bereich des antarktischen Zirkumpolarstroms angesiedelt. Zwischen der Südspitze
Afrikas und der Antarktis bei 20◦ E treten die stärksten Gradientänderungen in meridionaler Richtung auf, verbunden mit einer Richtungsänderung etwa alle 5 Breitengrade. Da
sie in die dort vorherrschende allgemeine Ostströmung mit Transportraten um 160 Sv
eingelagert sind, werden sie auf Modellfluktuationen und interne Verlagerungen in den Simulationen zurückgeführt. Die Antarktis umspannend liegt ein meridionaler Gradient von
4-5 Sv vor, der auf einen um die selbe Größenordnung abgeschwächten Zirkumpolarstrom
in der Kontrollsimulation zurückzuführen ist.
Zwischen Afrika und den Meeresgebieten rund um Australien einschließlich Neuguinea zeigt sich ein Muster, das seine Ursache in der Modifizierung der indo-pazifischen
Passage hat. Dort etabliert sich eine übergelagerte, im Uhrzeigersinn gerichtete Zirkulation von 4-5 Sv Stärke. Südwestlich von Australien werden mehr Wassermassen aus dem
Zirkumpolarstrom in den Indischen Ozean abgezweigt und etwas nördlicher zurück zur
afrikanischen Küste gelenkt. Gefolgt von einer Reflektion an der Ostküste Madagaskars,
wandert der Gradient anschließend ostwärts, durch die Passage, südwärts entlang Australiens Ostküste und vereinigt sich südöstlich des Kontinents wieder mit dem Gradienten
des Zirkumpolarstroms. In der Passage äußert sich dies in einer, der mittleren Transportallen anderen Feldelementen ein t -Test durchgeführt. Allgemein sind die folgenden konventionellen Signifikanzniveaus gebräuchlich: 90% =
ˆ signifikant, 95% =
ˆ sehr signifikant und 99% =
ˆ hochsignifikant. In
dieser Arbeit wurde das 95%-Signifikanzniveau gewählt. Weiterführende Literatur: Schönwiese (2006).
26
richtung des ITF entgegengesetzten, Strömung und in Folge dessen einem verringerten
Nettotransport vom Pazifik in den Indik. Die übrigen Bereiche des Pazifiks mit Ausnahme des antarktischen Zirkumpolarstroms bleiben signifikant unbeeinflusst. Ein Aufsteigen
solch tiefer Strömungen bis in oberflächennahe Schichten innerhalb des Indischen Ozeans
findet nicht statt, so dass auch nicht von einer signifikanten Auswirkung auf die Prozesse
an der Meeresoberfläche auszugehen ist.
Lee et al. (2001) sowie Hirst und Godfrey (1993) finden in ihren Studien, in denen sie
OGCM Simulationen mit einer geschlossenen und einer offenen Passage (heutige Bedingungen) vergleichen, ein Muster im Indischen Ozean, das von seiner räumlichen Ausdehnung nahezu dem von Abbildung 3.8 entspricht. Eine komplette Stilllegung des ITF ruft
demnach gleichartige Reaktionen im Indik hervor, wie eine mit der Vertiefung bewirkte
Reduktion des Nettotransportes. Zwischen den Differenzen der barotropen Stromfunktion
und dem ITF lässt sich ein Zusammenhang erkennen. Der ITF schwächt sich durch die
Modifizierung um etwa ein Drittel ab. Die Intensität der oben beschriebenen überlagerten, dem ITF entgegengesetzten Strömung, entspricht dabei ebenfalls einem Drittel des
Wertes, den die genannten Autoren bei einer kompletten Stilllegung des ITF ermitteln.
Abbildung 3.9 Mittlere jährliche Differenz (RLindo minus RLctl) der absoluten und vektoriellen Strömungsgeschwindigkeiten in cm/s, 1440-2650m, vertikal gemittelt, Signifikanzniveau 95%
Die Konsequenzen der Modifikation äußern sich im Strömungsbild in der Passage,
27
im südlichen Indischen Ozean sowie entlang der australischen Ostküste. Abbildung 3.9
zeigt die signifikanten Änderungen der jährlich gemittelten absoluten und vektoriellen
Geschwindigkeiten in 1440 bis 2650 m. Dies entspricht dem Tiefenbereich, in welchem die
tiefe Gegenströmung im Vertikalschnitt der Passage identifiziert wurde (vgl. Abb. 3.7).
Das den südhemisphärischen Teil des Indischen Ozeans umspannende Zirkulationsband
deckt sich mit den Gebieten größerer Gradienten der barotropen Stromfunktion nach
Abbildung 3.8.
Der Ursprung, der die Passage in Richtung Pazifischer Ozean durchströmenden Wassermassen, sind Abzweigungen aus dem Zirkumpolarstrom südlich von Australien bei 150◦ E
und aus der Agulhas Retroflection bei 70◦ E. Südlich von Madagaskar findet eine Aufteilung statt. Der etwas größere Anteil strömt durch die Straße von Mosambik zwischen
Madagaskar und der afrikanischen Ostküste, während ein kleinerer Anteil östlich der Insel
ebenfalls in Richtung Norden fliesst. Gefolgt von einer Umstellung auf eine reine zonale ostwärtsgerichtete Intensivierung der Strömung in 10◦ - 15◦ S, die sich gebietsweise als
nicht signifikant darstellt, passiert die Strömung den indonesischen Seeweg und tritt in den
Pazifik ein. Der Weg zurück zum Zirkumpolarstrom führt an Neu-Guinea vorbei südwärts
entlang der ostaustralischen Küste. Dort wird der eigentliche Überlagerungseffekt durch
eine Abschwächung der allgemeinen nördlichen Tiefenströmung sichtbar.
Abbildung 3.10 Mittlere jährliche Differenz (RLindo minus RLctl) der Zonalgeschwindigkeit v im Vertikalschnitt durch Indischen Ozean, 15◦ - 8◦ S meridional gemittelt, Signifikanzniveau 95%, in cm/s.
Im Vertikalschnitt (Abb. 3.10) ist das Maximum der Geschwindigkeitszunahme in der
Region des Eintritts in die Passage bei 115◦ E zu erkennen. Die Änderung bleibt auf einen
28
Tiefenbereich von 1500 - 2600 m Tiefe begrenzt. Abbildung 3.7 b zeigte, dass die leicht
erhöhten Transporte Richtung Indischen Ozeans in den flacheren Schichten durch diese
tiefe Gegenströmung überkompensiert werden, woraus sich der reduzierte mittlere Nettotransport ergibt. Ob und welche Auswirkungen die veränderten Strömungsmuster auf
den Wärmehaushalt beziehungsweise die Temperaturverteilungen in den angeschlossenen
Ozeanen in unterschiedlichen Tiefenbereichen haben, soll nun genauer untersucht werden.
3.2.2
Temperaturverteilung
Neben der Windgeschwindigkeit und der relativen Feuchte an der Wasseroberfläche,
ist die Meeresoberflächentemperatur der maßgeblich die Verdunstung beeinflussende Faktor. Der Wärmehaushalt des Wasserkörpers bestimmt entscheidend das Verdunstungsverhalten. Mit steigenden Meeresoberflächentemperaturen steigt die Verdunstungsrate über
offenen Wasserflächen sowie der Fluss latenter Wärme, vorausgesetzt die aufliegende Luftmasse ist ungesättigt an Wasserdampf, dass heisst es muss ein vertikaler Gradient in der
Dampfdruckkurve bestehen. Konvektive und diffusive Prozesse in der unteren Atmosphäre
bewerkstelligen den Abtransport des Wasserdampfes.
Bevor auf die Verhältnisse an der Oberfläche eingegangen wird, soll zunächst erläutert
werden, welche Reaktionen in der Tiefe der Modifikation zu beobachten und ob sie tatsächlich darauf zurückzuführen sind. Dazu wird zunächst die Wassertemperatur als Differenz zwischen der modifizierten und der Kontrollsimulationen im vertikalen Profil betrachtet. Abbildung 3.11 zeigt die statistisch signifikanten Bereiche, in denen eine Änderung zu
Abbildung 3.11 Temperaturdifferenzen im Vertikalschnitt, links: Indischer Ozean, meridional gemittelt zwischen 15◦ S - 0◦ , rechts: Pazifischer Ozean, meridional gemittelt zwischen
5◦ S - 5◦ N, Signifikanzniveau 95%.
29
Abbildung 3.12 Temperatur in 2080 m Tiefe, meridionale Mittelung wie in Abb. 3.11,
links: Indischer Ozean, rechts: Pazifischer Ozean, rot: Kontrollsimulation, blau: modfifizierte
Simulation
verzeichnen ist. Dargestellt ist das meridionale Mittel zwischen 15◦ S und dem Äquator für
den Indischen Ozean (links) sowie das meridionale Mittel zwischen 5◦ S und 5◦ N für den
Pazifischen Ozean (rechts). Diese Bereiche wurden gewählt, da sie die Gebiete des Einund Austritts der die Passage durchströmenden Wassermassen in die jeweiligen Weltmeere
abdecken. Zu erkennen ist wiederum eine zwischen beiden Ozeanen zusammenhängende
Schicht, die eine deutliche Zunahme in den Temperaturen aufweist. Sie befindet sich im
Indik in 1500 bis 2100 m Tiefe von 40◦ - 123◦E, also im oberen Bereich des Bandes erhöhter
zonaler Strömungsgeschwindigkeiten (vgl. Abb. 3.10). In zonaler Richtung steigt die Zunahme nach Osten von 0,1 ◦ C an der afrikanischen Küste bis 0,4 ◦ C im Eintrittsbereich
in die Passage an. Die Erwärmung dieser Schicht setzt sich im Westpazifik bis 160◦ E mit
bis zu 0,9 ◦ C fort. Zusätzlich zeigt sich unterhalb ein weiterer Bereich, in welchem eine
Temperaturerhöhung bis zu 0,8 ◦ C mit maximalen Werten in 2500 m und einer vertikalen
Erstreckung bis circa 3000 m Tiefe auftritt.
Dies hat Konsequenzen auf den zonalen Temperaturgradienten zwischen den Ozeanen.
Die Kontrollsimulation weist in 2080 m Tiefe und zwischen 115◦ E und 135◦E eine Temperaturdifferenz von fast einem Grad Celsius auf. Abbildung 3.12 macht die Konsequenzen
der zusätzlich etablierten Strömung durch einerseits höhere Temperaturen im Westindik
und Ostpazifik sowie andererseits einer Angleichung der Temperaturen zwischen dem Einund Austrittsgebiet sichtbar. Die deutlichste Erwärmung findet im Westpazifik zwischen
135◦E und 140◦E statt, wo die Temperaturen errreicht werden, die bis zu 0,9 ◦ C höher
sind im Vergleich zur unmodifizierten Simulation. Der Temperaturgradient in den tiefen
Bereichen nahe der Passage wird fast vollständig abgebaut. Westlich von 70◦ E im Indischen Ozean und östlich von 170◦ E im Pazifischen Ozean zeigen beide Simulationen wieder
ein einheitliches Verhalten. Die Temperaturabnahme im Pazifik von Westen nach Osten
30
zur amerikanischen Küste von 4,6 ◦ C auf 3,6 ◦ C findet nun hauptsächlich im Westpazifik
statt. Dieses Signal ist zeitlich invariant. Das Verhalten des Temperaturgradienten weist
in jedem Simulationsjahr eine Ausprägung in gleicher Größenordnung auf. Ein Zusammenhang mit dem ENSO-Zyklus wird daher ausgeschlossen. Die Modifizierung führt zu
einer deutlichen Kopplung in den tiefen Schichten durch den Export von Wassermassen
aus dem Indik in den Pazifik, nicht aber zu einer Reaktion in den flachen Schichten der
Passage und der Ozeane. Diese war mit der unmodifizierten Bathymetrie aufgrund der relativ flachen unterseeischen Schwelle zwischen Sulawesi und Neuguinea blockiert. Es zeigt
sich, dass die globale Ozeanzirkulation sensibel auf die Topographie des Meeresbodens
reagiert.
Die Herkunft der dem Westpazifik zugeführten Wärme lässt sich regional nur unzureichend spezifizieren. Sowohl im antarktischen Zirkumpolarstrom als auch im Nordatlantik
gibt es Bereiche, die eine signifikante Abkühlung zeigen (nicht dargestellt). Sie belaufen
sich meist auf wenige Zehntel Grad Celsius. Der nördliche Teil des Zirkumpolarstroms
kommt als Quelle am ehesten in Frage, da sich gezeigt hat, dass sich die Strömung in
der besagten Tiefe aus ihm speist (vgl. Abb. 3.8 und 3.9). In dem Gebiet südlich Australiens herrschen in der Modifikationstiefe bereits Temperaturen von 4,5 - 5 ◦ C und sind
damit nicht kühler als der westliche Indische Ozean. Auf ihrem Weg durch den Südindik
zur Passage werden die Wassermassen nicht modifiziert. Beide Simulationen berechnen für
den Westindik gleiche Temperaturverhältnisse. Das Phänomen des Up- und Downwellings
von Wassermassen an Küstengebieten sowie das Vorhandensein großräumiger Umwälzbewegungen in den Ozeanen erschweren es zusätzlich, die Wärmequellen und -senken
differenziert nach Meeresschichten lokal zuzuordnen. Trotzdem zeigt sich bei globaler Betrachtung des Bereiches zwischen 1440 und 2920 m (nicht dargestellt) ein ausgeglichenes
Bild zwischen Gebieten, die eine Erwärmung erfahren und solchen in denen ein Temperaturrückgang zu verzeichnen ist.
Abbildung 3.13 macht die horizontale Ausdehnung der westpazifischen Erwärmung als
vertikale Mittelung der statistisch signifikanten Temperaturdifferenzen zwischen beiden
Simulationen sichtbar. Die größte Temperaturerhöhung von 0,6 ◦ C findet direkt nördlich
der Passage im Austrittsgebiet der Strömung in den Pazifik statt. Von dort schwächt sie
sich radial in einem Bogen von den Philippinen bis zur Nordküste Neuguineas ab und zwar
in Richtung Norden bis 25◦ N und nach Osten bis 165◦ E mit circa 0,2 ◦ C pro 1000 km. Der
östliche indische Ozean wird mit 0,1 ◦ C nur unwesentlich wärmer, bedingt durch die nahezu zonale Ausrichtung der Strömung und des geringen zonalen Temperaturgradienten.
In den flacheren Schichten oberhalb der Modifikationstiefe sind nur schwache Reaktionen zu erkennen. Die Signifikanz des Signals nimmt deutlich ab, wodurch eine Beziehung
31
(a) 1440-2920m
(b) 0-200m
(c) oberste Schicht
Abbildung 3.13 Temperaturdifferenzen, vertikal gemittelt zwischen (a) 1440-2920 m, (b)
0-200 m, (c) oberste Schicht 0-12 m, Signifikanzniveau 95%.
zur Modifizierung nicht bewiesen werden kann. Zwar zeigen sich innerhalb der oberen
200 m westlich von Australien sowie in einem schmalen Streifen zwischen 20◦ N und 25◦ N
32
im Pazifik leichte Temperaturerhöhungen von bis zu 0,6 ◦ C. Diese sind jedoch räumlich
so begrenzt, dass durch sie keine weitreichenden und großräumigen Aus- und Wechselwirkungen auf die atmosphärischen Muster und das Niederschlagsverhalten über Ostafrika
zu erwarten sind. Die Zuordnung zur Modifikation der Passage geht mit abnehmender
Wassertiefe deutlich verloren. Es bestätigt die aus Abbildung 3.7 abgeleitete Vermutung
einer nur unwesentlichen Reaktion in den flachen Schichten, die zudem statistisch nicht
signifikant ist. Auffällig ist weiterhin, dass sich die Regionen, in denen Abkühlung beziehungsweise Erwärmung zu verzeichen ist, mindestens zehn Breitengrade abseits des Äquators befinden. Die stärksten Reaktionen finden in den subtropischen und mittleren Breiten
statt, weshalb für deren Auftreten Änderungen in der oberflächennahen ozeanischen und
atmosphärischen Zirkulation wahrscheinlich sind, die sich unabhängig von der vorgenommenen Modifikation ergeben. Bei der globalen Betrachtung der Muster findet man häufig
korrespondierende Gebiete mit Abkühlung und benachbarter Erwärmung. Dies ist ein typisches Anzeichen für eine Verlagerung oder Intensitätsänderung der Rossbywellen in den
mittleren Breiten sowohl in der Atmosphäre als auch im Ozean, die durch Fluktuationen
in den Einzelsimulationen und nicht durch die Vertiefung der indo-pazifischen Passage
verursacht sein können.
Um weitere Aussagen über veränderte Wärmetransporte treffen zu können, ist es wichtig, das Zusammenspiel zwischen veränderten Strömungsgeschwindigkeiten und den Temperaturen im Jahresgang zu betrachten. Aufschluss darüber gibt Abbildung 3.14. Dargestellt ist die mittlere absolute Differenz der Größen zwischen beiden Simulationen für die
Monate Dezember-Januar-Februar und Juni-Juli-August.
Allen Monaten gemein ist eine Erwärmung der Schicht zwischen 50 und 200 Metern,
während sich darunter eine circa 150 m tiefe Schicht mit leichtem Temperaturrückgang
anschliesst. In der Schicht oberhalb von 50 m sind keine relevanten Temperaturunterschiede zu erkennen. Hier überwiegen die Einflüsse der Wärmeübergänge zwischen der
angrenzenden Atmosphäre und die Strahlungsverhältnisse an der Oberfläche. Die Differenzen sind statistisch nicht signifikant auf dem 95% Signifikanzniveau, wie es bereits
Abbildung 3.13 b deutlich machte. Die stärkste Temperaturerhöhung mit bis zu 0,8 ◦ C
in 150 m Tiefe findet im Winter statt (Abb. 3.14 a). In allen Monaten befinden sich die
Bereiche mit den größten Differenzen an der östlichen Seite der Passage. Diese sind aber
wegen ihrer geringen Nord-Süd-Komponente nur schwach am Wärmetransport durch die
Passage beteiligt. Vielmehr herrscht zwischen den Monaten Mai bis Oktober entlang der
nördlichen Küste Neuguineas eine ausgeprägte, westwärts gerichtete Strömung. Sie ist ein
Ausläufer des warmen pazifischen SEC, welcher sich nahe Sulawesi mit den aus nördlicher
Richtung stammenden Wassermassen vereint. Es ist an dieser Stelle erneut festzustellen,
33
(a) Dezember-Januar-Februar
(b) Juni-Juli-August
Abbildung 3.14 Differenz von Wassertemperatur (farblich) und Meridionalgeschwindigkeit in cm/s im Vertikalschnitt Borneo-Sulawesi-Neuguinea, durchgezogene/gestrichelte Linen
für Zunahme/Abnahme in Richung Indischer Ozean, (a) DJF, (b) JJA, Tiefe in m, hellgrau:
Meeresgrund, dunkelgrau: modifizierter Meeresgrund.
dass die Beschränkung der Modifizierung auf die alleinige Vertiefung der Passage ohne
Berücksichtigung der Kontinentalverschiebung keinen signifikanten Einfluss auf das Verhalten des ITF in den oberen Schichten hat. Eine Berücksichtigung der Norddrift von
Neuguinea und Australien während der letzten 5 Millionen Jahre um 2 - 3 Breitengrade würde sehr wahrscheinlich die Advektion warmer Wassermassen aus dem SEC soweit
verstärken, dass deutliche Temperatursignale in der Passage auftreten würden. Neuginea
ist in seiner heutigen Position mit seiner nördlichen Küste bis zum Äquator verlagert worden. Die Insel stellt somit eine Blockade für das westwärts propagierende Wasser des SEC
dar. Rodgers et al. (2000) und (Cane und Molnar, 2001) haben bereits gezeigt, dass der
ITF sehr sensibel darauf reagiert, in welcher geographischen Breite sich Neuguineas nördlichste Erstreckung befindet. Eine südlichere Position führt demnach zu einem verstärkten
Zustrom in die Passage mit einer gleichzeitigen Erhöhung des Anteils von Wassermassen
des südpazifischen SEC. Die wärmeren östlichen Bereiche markieren demnach einen leicht
erhöhten Eintritt solcher Wassermassen in die Passage. Statt der heute vorzufindenen Reflektion des SEC an Neuguineas Ostküste würde sich eine direktere und ungehindertere
Propagation von äquatornahem und sehr warmen pazifischen Wassers in den Indischen
Ozean einstellen. Der SEC des Indischen Ozeans würde einen deutlicheren Einfluss durch
den pazifischen SEC erfahren, wenn das Wasser im Austrittsgebiet des IFT in den Indik
bereits höhere Temperaturen aufweist. Eine Erwärmung in weiten Teilen des Indischen
Ozeans ist dann zu erwarten.
Die Differenz der Meridionalgeschwindigkeit zeigt im saisonalen Verlauf starke Schwan-
34
kungen. Die größten Veränderungen treten in den westlichen Bereichen auf, also dort, wo
auch die größten absoluten Werte angesiedelt sind. Auch hier lässt die fehlende Signifikanz der Signale keinen Rückschluss auf einen Zusammenhang mit der Modifizierung
zu. Ein saisonal einheitliches Bild lässt sich nicht erkennen. Monate mit starken Zunahmen wechseln sich teilweise mit einer Abnahme in ähnlicher Größenordnung ab. Dies
betrifft besonders die Schichten oberhalb von 100 m Wassertiefe. Abbildung 3.14 spiegelt
also nicht ein für die Jahreszeit repräsentatives Muster wider. Dennoch überwiegen in
den westlichen Bereichen zeitlich gesehen die Monate, in denen erhöhte Transportraten
in Richtung Indischer Ozean auftreten. Sie sind in den Monaten März und April sowie
November und Dezember oberhalb 100 m besonders stark ausgeprägt.
Der Vertialschnitt für die borealen Wintermonate (Abb. 3.14 a) zeigt ein fast ausgewogenes Verhältnis von Bereichen mit Geschwindigkeitzu- und abnahmen im westlichen
Bereich mit einer beschleunigten Strömung oberhalb 120 m Tiefe und einer Verlangsamung darunter, wobei letztere im Querschnitt eine leicht größere Fläche einnimmt. Nach
Osten nimmt der Effekt ab. Im Sommer (Abb. 3.14 b) ist vornehmlich eine abgebremste Strömung in den oberen 75 m zu sehen. Darunter wird das Signal uneinheitlich. Im
Unterschied zum Winter fallen die Bereiche mit beschleunigter Strömung Richtung Indischen Ozeans zusammen mit solchen, in denen es gleichzeitig wärmer wurde. Zu dieser
Jahreszeit herrscht in der Passage ein meridionaler Temperaturgradient mit Temperaturzunahme in Richtung Norden (vgl. Abb. 3.2 d). Dieser schwächt sich mit zunehmender
Tiefe ab. Die verstärkte Südströmung sorgt dann für den Herantransport wärmerer Wassermassen aus dem Norden. Dagegen ist die winterliche horizontale Temperaturverteilung
in der Region homogen (vgl. Abb. 3.2 c). So erklärt sich die fehlende Beziehung zwischen
den Differenzen im vertikalen Strömungs- und Temperaturprofil in dieser Jahreszeit.
In Kapitel 3.2 wurde festgestellt, dass sich die sommerlichen Maxima stärker abschwächen als die winterlichen Minima. Unter der Annahme einer saisonal invarianten
Strömung in der Modifikationstiefe steht dies in Einklang mit Abbildung 3.14, da sich die
hauptsächliche Abschwächung im Sommer stärker reduzierend auf den ITF auswirkt, als
die leichte Beschleunigung im Winter.
Für veränderte Intensitäten der Wärmeflüsse durch die Passage kann demzufolge die
wärmere Schicht zwischen 50 und 200 m verantwortlich sein, wie auch die veränderten
Strömungsgeschwindigkeiten innerhalb der Thermokline. Es sind die oberflächennahen
Schichten, die über die Wärme- und Feuchteflüsse zur Atmosphäre entscheiden. Tiefere
Schichten können nur indirekt über aufwärtsgerichtete Wärmeflüsse darauf einwirken.
3.3. WÄRMETRANSPORT IM INDISCHEN OZEAN
3.3
35
Wärmetransport im Indischen Ozean
Dieser Abschnitt beschäftigt sich mit dem Zusammenspiel zwischen dem ITF und der
zeitlichen und räumlichen Verlagerung, der im Austrittsgebiet der Passage ankommenden
Wassermassen, quer durch den Indischen Ozean hin zur afrikanischen Ostküste. Dazu wird
auch, in Hinblick auf das folgende Kapitel, der Blick auf die oberen Schichten des Indischen Ozeans gelegt, da nur diese in direkter Wechselwirkung mit der Atmosphäre stehen.
Wie sich im vorigen Abschnitt herausstellte, hat die Modifikation der Passage keinen signifikanten Einfluss auf das Verhalten der Meeresströmung und Temperaturverteilung in
den oberen Schichten. Dennoch werden beide Simulationen zur Analyse herangezogen, da
die vorhandenen, auch nicht signifikanten Unterschiede zwischen beiden Simulationen genutzt werden können, um die Fragestellung tiefer zu beleuchten. Etwaige Zusammenhänge
mit der Modifikation spielen dabei weniger eine Rolle, als das Verhalten während der exemplarisch gewählten Zeitabschnitte beider Simulationen.
Analog zum Pazifischen Ozean findet sich auch im Indischen Ozean eine oberflächennahe westwärtsgerichtete Strömung in südlicher Nähe des Äquators: der SEC des Indiks. Er
bewältigt den zonalen Transport von Wassermassen und ist das dominierende Strömungsmuster in diesen Breiten. Das Oberflächenwasser steht in starker Wechselwirkung mit der
angrenzenden Atmosphäre und den Strahlungsverhältnissen an der Meeresoberfläche. Sowohl der Temperaturgradient zwischen Wasser und Luft, der Dampfdruck wie auch die
Windstärke an der Oberfläche bestimmen maßgeblich den Austausch von latenter und
sensibler Wärme. Wegen seiner großen spezifischen Wärmekapazität reagiert Wasser nur
langsam auf veränderte Wärmeflüsse von und zur Atmosphäre. Das Temperatursignal
setzt sich nur träge in tiefere Schichten durch und ist ab einem bestimmten Niveau unbeeinflusst von den täglichen und saisonalen Schwankungen im Wärmehaushalt an der
Oberfläche. Unterhalb dieser Tiefe ändern sich die Eigenschaften der Wassermasse durch
Mischungseffekte mit benachbarten Schichten nur noch wenig. Die lokalzeitliche Änderung
wird von advektiven Prozessen bestimmt, also horizontalen und vertikalen Transportbewegungen.
Abbildung 3.15 a und b stellen die zeitliche Entwicklung der meridional zwischen 5◦ 15◦ S gemittelten Wassertemperaturen in den Modelljahren 100 bis 110 der Kontrollsimulation dar. Dieser Zeitraum wurde exemplarisch wegen der dort verstärkt zu beobachtenden Fluktuation in den jährlichen ITF-Anomalien ausgewählt, so dass die Verlagerung
der Temperaturanomalien ins Eintrittsgebiet zum Indischen Ozean besonders deutlich
sichtbar wird. Im östlichen Indischen Ozean zwischen 90◦ - 120◦ E ist das Temperatursignal an den ITF-Zyklus gekoppelt. Die Modelljahre 100, 104 und 107 sind geprägt von
36
überdurchschnittlichen SSTs im Austrittsgebiet der Passage Richtung Indik in 50 - 200m
Tiefe. Anomalien von ±3 ◦ C werden simuliert. Die Transportraten des ITF eilen der
Reaktion dieses Temperatursignals voraus. Abbildung 3.18 a zeigt die Kreuzkorrelation
beider Größen. Die Korrelationsfunktion erreicht ihr Maximum von r = 0,42 für die Kontrollsimulation und r = 0,3 für die modifizierte Simulation bei einem zeitlichen Versatz
der Zeitreihen um 3-4 Monaten. Dies entspricht dem Zeitraum, den die Strömung in der
Passage benötigt, um die Wassermassen vom Ein- ins Austrittsgebiet zu verlagern. Bei
der modifizierten Simulation wirkt sich der Einfluss der zusätzlichen Tiefenströmung in
der Passage mindernd auf den Koeffizienten aus. Zusammen mit der Verzögerung von
ein bis 1-2 Monaten des ENSO-Signals auf den ITF, wie sie in Kapitel 3.1.3 (Abb. 3.5 a)
festgestellt wurde, ergibt sich, dass eine Reaktion vom ENSO auf die thermoklinen Temperaturanomalien im Austrittsgebiet bis zu einem halben Jahr benötigt sich durchzusetzen.
Dem Zustrom zum Indik durch die Passage schliesst sich der westwärtige Transport der
Temperaturanomalien an. Aus Abbildung 3.15 a lässt sich eine mittlere Propagation um
(a) 52 - 200 m
(b) oberste Schicht (0 - 12 m)
Abbildung 3.15 Propagation von Wassermassen während intensivem ITF-Zyklus (Modelljahre 100 - 110) in der Kontrollsimulation als zeitliche und zonale Entwicklung der
Temperaturanomalien im Südindik, meridional gemittelt zwischen 5◦ - 15◦ S und (a) vertikal
gemittelt zwischen 52 - 200 m (b) in oberster Modellschicht.
37
(a) Westindik
(b) Ostindik
Abbildung 3.16 Vertikale und zeitliche Entwicklung der Temperaturanomalien im (a)
Westindik (gemittelt zwischen 50◦ - 80◦ E, 15◦ - 5◦ S) und (b) Ostindik (gemittelt zwischen
90◦ - 120◦ E, 15◦ - 5◦ S)
circa 20 Längengrade pro Jahr in westliche Richtung abschätzen. Dies entspricht in 10◦ S
etwa 2000 - 2200 km/a. Das Temperatursignal in der Passage würde demnach theoretisch
3-4 Jahre benötigen, um sich bis zur afrikanischen Ostküste durchzusetzen. In der Regel
wandert das Signal bis 50◦ E, der geographischen Breite von Madagaskars Ostküste. Teilt
man den Indischen Ozean in einen östlichen und einen westlichen Bereich, so lassen sich
zwei Jahre für die Durchsetzung des Signals veranschlagen. Der Zusammenhang zwischen
positiven Temperaturanomalien im östlichen Indischen Ozean und des sie verursachenden
La Niña-Ereignisses geht dadurch nicht verloren, steht jedoch nicht mehr in Bezug zur
aktuellen ENSO-Phase.
Betrachtet man die Temperaturanomalien der einzelnen Zeitschritte, so ergibt sich ein
Dipolmuster zwischen dem östlichen und dem westlichen Indischen Ozean. Tatsächlich antikorrelieren die Temperaturanomalien zwischen 50◦ - 80◦ E und 90◦ - 120◦ E mit r = −0,8
in beiden Simulationen stark (vgl. Abb. 3.18 b). Dies geht darauf zurück, dass die Fortpflanzungszeit der Temperaturanomalien in etwa mit der mittleren ENSO-Periodendauer
im Modell übereinstimmt, es also zu Überlagerungen beider Effekte kommt. In Abbildung 3.15 a und 3.17 a wird dies durch eine zusätzliche Erwärumg in den westlichen
Bereichen sichtbar. Die Ankunft warmer Wassermassen fällt mit einem El Niño-Ereignis
zusammen, welches durch negative SST-Anomalien nahe der Passage und positive im
Westindik gekennzeichnet ist, welche wiederum ihre Hauptursache in der Umstellung atmosphärischer Parameter haben (Klein et al., 1999; Venzke et al., 2000). Im westlichen
Indischen Ozean erwärmt sich die Schicht zwischen 52 und 200 m um bis zu 4 ◦ C über
38
(a) 52 - 200 m
(b) oberste Schicht (0 - 12 m)
Abbildung 3.17 Propagation von Wassermassen während intensivem ITF-Zyklus (Modelljahre 100 - 110) in der modifizierten Simulation als zeitliche und zonale Entwicklung
der Temperaturanomalien im Südindik, meridional gemittelt zwischen 5◦ - 15◦ S und (a)
vertikal gemittelt zwischen 52 - 200 m (b) in oberster Modellschicht.
den klimatologischen Mittelwert.
In der modifizierten Simulation findet sich ebenfalls ein Zeitabschnitt, in dem ein analoges Verhalten zu finden ist, wie die Abbildungen 3.17 a und b zeigen. In den Modelljahren
100 - 103 wird die westwärtige Fortpflanzung der thermoklinen Temperaturanomalien besonders deutlich sichtbar. Positive Anomalien im Ostindik hinterlassen in den folgenden
drei Jahren Wirkung im gesamten südlichen tropischen Indischen Ozean mit markanten
Erwärmungen der oberen Schicht im westlichen und zentralen Bereich. Es treten aber auch
Anomalien im Westindik in Erscheinung, die nicht offensichtlich mit einer vorausgehenden
La Niña- oder El Niño-Periode verbunden sind, was zeigt, dass es weitere Faktoren gibt,
die Einfluss auf die Temperaturverteilungen im Indik haben. Dazu zählen vor allem die
Intensität und Richtung der oberflächennahen Winde, welche den Antrieb in den oberen
Schichten leisten sowie die von Bedeckungsgrad und Verdunstung abhängigen Wärmeflüsse.
In der obersten Modellschicht des Ozeans, welche 12 Meter umfasst, halbiert sich die
39
1
1
RLctl
RLindo
0.8
0.8
0.6
0.6
0.4
0.4
RLctl
RLindo
0.2
0
−0.2
0.2
0
−0.2
−0.4
−0.4
−0.6
−0.6
−0.8
−0.8
−1
−6
0
6
12
18
24
30
(a)
36
42
48
−1
−12
0
12
24
36
48
60
72
84
96
108
(b)
Abbildung 3.18 Kreuzkorrelation von (a) ITF- und Temperaturanomalien im Austrittsgebiet (5◦ - 15◦ S, 90◦ - 120◦ E), (b) Temperaturanomalien im Austrittsgebiet und westlichem
Indischen Ozean (5◦ - 15◦ S, 50◦ - 80◦ E), vertikal gemittelt zwischen 52 - 200 m, letzte 60
Jahre beider Simulationen.
Schwankungsbreite der Anomalien auf ±1,5 ◦ C. Abbildung 3.15 b zeigt, dass eine zonale Advektion von Temperaturanomalien nur schwach ausgeprägt ist im Vergleich zu den
tieferen Schichten. Stattdessen setzen Abweichungen vom klimatologischen Mittel nahezu simultan über weite Bereiche und vornehmlich im westlichen bis zentralen Indischen
Ozean ein. Im Ostindik fallen die Anomalien allgemein schwächer aus. Sie werden durch
die Anomalien mit entgegengesetztem Vorzeichen in der tieferen thermoklinen Schicht
mittels vertikaler Wärmeflüsse gegenkompensiert. Dadurch abgeschwächte vertikale Temperaturgradienten sorgen dafür, dass sich oberflächennahes Wasser stärker durch die atmosphärischen und solaren Einflüsse erwärmen kann. Hinzu kommt, dass dort die Zentren
der Temperaturanomalien circa 40 - 60 m tiefer zu finden sind, als im Westindik, wie Abbildung 3.16 a und b zeigen. Im Westindik ist ein Durchsetzen des Temperatursignals aus
40 - 80 m bis an die Oberfläche zu sehen, während der vertikale Wärmefluss zwischen
90◦ - 120◦ E die oberste Schicht zwar erreicht, dort aber nicht gleichartige Anomalien anregt. Die Temperaturanomalien erfahren während ihrer westwärtigen Propagation durch
den Indischen Ozean ein Upwelling in flachere Schichten und können dort stärker mit dem
Oberflächenwasser interagieren.
Angelehnt an den Dipol Mode Index (DMI) (Saji et al., 1999), welcher die SST-Anomalien im äquatorialen West- und Ostindik erfasst, wird ein ähnlicher Index eingeführt, der
DDMI (Deep Dipol Mode Index). Er beschreibt die Differenz der Temperaturanomalien im
westlichen (50◦ - 80◦ E, 5◦ - 15◦ S) und östlichen (90◦ - 120◦ E, 5◦ - 15◦ S) Indischen Ozean,
die vertikal zwischen 52 und 200 m gemittelt worden sind. Abbildungen 3.19 a und b
40
3
3
DDMI (σ=1,85oC)
DDMI (σ=2,1oC)
o
o
Nino3.4 (σ=1,5 C)
2
normalisierte Anomalie
normalisierte Anomalie
Nino3.4 (σ=1,45 C)
1
0
−1
−2
−3
100
2
1
0
−1
−2
−3
105
110
115
120
Simulationsjahre
(a) Kontrollsimulation
125
100
105
110
115
120
125
Simulationsjahre
(b) modifizierte Simulation
Abbildung 3.19 Zeitserien von DDMI (farbig) und Niño3.4 (Linie) in letzten 30 Modelljahren der (a) Kontrollsimulation und (b) modifizierten Simulation, normalisiert mit
jeweiligen Standardabweichungen, 7-monatiges gleitendes Mittel
zeigen die zeitliche Entwicklung des DDMI zusammen mit dem Niño3.4-Index in den
letzten 30 Modelljahren beider Simulationen. Es wird wiederum deutlich, wie sich der
ENSO-Zyklus auf die Verteilung der Wassertemperaturen auswirkt. Niño3.4 steuert den
thermoklinen Gradienten der zonalen Temparaturanomalien im Indischen Ozean und zwar
hauptsächlich durch die Reaktion des Temperatursignals im Ostindik. Im Westindik sind
es die advehierten Temperaturanomalien mit entgegengesetztem Vorzeichen, welche die
Ausprägung des DDMI mitbestimmen. Je nach Ausprägung von Niño3.4 reagiert der
DDMI häufig mit gleich großen normalisierten Amplituden. Die höheren Standardabweichungen des DDMI im Vergleich zum Niño3.4 (vgl. Legenden Abb. 3.19 a und b) zeigen
an, dass die Differenz der simulierten zonalen Temperaturanomalien im Indischen Ozean
sogar stärker reagieren als jene SST-Anomalien im Referenzgebiet des Niño3.4. Der Wertebereich des DDMI umfasst maximal 11 ◦ C. Weiterhin wird ersichtlich, dass der ENSOZyklus dem DDMI vorauseilt, und somit Voranzeiger für den horizontalen Gradienten
der Temperaturanomalien ist. Für die Kontrollsimulation berechnet sich ein maximaler
Korrelationskoeffizient von r = 0,80 bei 14 Monaten Verzögerung. In der modifizierten Simulation reagiert der DDMI mit maximaler Korrelation von r = 0,82 und um 12 Monate
verzögert.
Abbilung 3.18 b beschreibt weitere Unterschiede zwischen beiden Simulationen. Die
dargestellte Kreuzkorrelation von den Zeitreihen der Temperaturanomalien im Ost- und
Westindik ermöglicht es, Rückschlüsse auf das Propagationsverhalten der Wassermassen
zu ziehen. Neben dem markanten Dipolverhalten der östlichen und westlichen Temperaturanomalien sind die Maxima positiver Korrelation auszumachen. Zeigen die Simulationen
ein nahezu gleiches zeitliches Verhalten im Eintreffen der Maxima, so fällt auf, dass in der
Kontrollsimulation das erste Maximum mit r = 0,5 bei zwei Jahren Zeitversatz deutlich
größer ist, als das Zweite mit r = 0,13 bei 5-6 Jahren, wobei durch das Erstere die Advek-
41
tion der Anomalie in Zusammenhang gebracht wird. Für die modifizierte Simulation bleibt
die Amplitude der Kreuzkorrelationsfunktion nahezu konstant. Das zweite Maximum ist
mit r = 0,37 sogar geringfügig größer als das Erste. Dies würde streng genommen einem Zusammenhang zwischen einem Ereignis mit überdurchschnittlicher Erwärmung im
Ostindik und einem mit positiven Temperaturanomalien im Westindik mit 5-6 Jahren
Verzögerung wahrscheinlicher machen, als die mit zwei Jahren verzögerte Reaktion. Abbildung 3.17 a zeigt jedoch eindeutig, dass diese Ereignisse unabhänig voneinander sind,
da zwischendurch Kaltphasen auftreten, welche die Phänomene klar voneinander trennen. Das Verhalten ist daher in den betrachteten Zeiträumen der beiden unabhängigen
Simulationen von zufälliger Natur.
Kurzzusammenfassung
Das Modell simuliert den ITF trotz der groben Auflösung in der Region in einer realistischen Größenordnung. Die Modifikation der Passage ruft eine Änderung des Strömungsverhaltens im Südindik einschließlich Australien hervor, die auf den Tiefenbereich der
Modifizierung beschränkt ist. Dort etabliert sich ein gleichmäßiger Massenfluss vom Indischen in den Pazifischen Ozean, der den Nettotransport durch die Passage verringert.
Daraus ergibt sich eine leichte Erwärmung der Schicht im Ostindik von bis zu 0,3 ◦ C und
eine deutliche Erwärmung im äquatorialen Westpazifik von bis zu 0,9 ◦ C zwischen 1500
und 3000 m Tiefe. Der Temperaturgradient in der Passage wird östlich in den Westpazifik
verlagert. Die Schichten oberhalb der Modifizierung zeigen keine signifikanten Unterschiede mit regionalem Bezug zur Passage.
In der thermoklinen Schicht lässt sich das westwärtige Propagationsverhalten der Wassermassen gut beobachten. ENSO übt deutlichen Einfluss aus und überlagert sich mit dem
Transporteffekt. Bis zu vier Jahre kann es dauern, bis sich ein Temperatursignal vom Ostin den Westindik durchsetzt. Die Anomalien erfahren eine Anhebung in flachere Schichten. Die Ost-West-Temperaturverteilung hat einen Dipolcharakter, der durch den DDMI
beschrieben ist. Er weist eine zeitliche Verzögerung zum Niño3.4-Index von einem Jahr
und mehr auf und besitzt eine stärkere Amplitude. An der Oberfläche sind die Anomalien
weniger ausgeprägt. Beide Simulationen zeigen diesbezüglich ein analoges Verhalten.
42
Kapitel 4
Wirkung von SST-Anomalien im
Indischen Ozean auf den
Niederschlag Ostafrikas
Einführung
Das Klima in Zentral- und somit auch Ostafrika ist dominant geprägt von der Wanderung der Intertropischen Konvergenzzone (ITCZ) über den Kontinent. Sie ist eine Rinne
tiefen Luftdrucks, die sich leicht verzögert vom jährlichen Zyklus des Sonnenzenits zwischen den Wendekreisen verlagert. Aufgrund der hohen Wärmekapazität des Wassers und
der großen Eindringtiefe der Sonnenstrahlung ins Wasser ist die maximale Auslenkung
der ITCZ über den Ozeanen von nur wenigen Breitengraden weit weniger ausgeprägt,
als über den Landflächen. Letztere reagieren schneller und intensiver auf die täglichen
bis jährlichen Variabilitäten der Strahlungsflüsse. Die horizontale Konvergenz der Passatwinde und die daraus resultierende Vertikalbewegung verursacht bei ausreichendem
Feuchtegehalt der Luft starke konvektive Prozesse mit häufig intensiven Niederschlägen.
Über großen zusammenhängenden Landmassen erfährt die ITCZ nach der Sonnenwende
ihre größte polwärtige Verlagerung. Die maximale meridionale Auslenkung stellt sich auf
der Südhalbkugel über den östlichen Teilen Afrikas ein. Durch ihre stabilere Position über
Westafrika ergibt sich zu dieser Jahreszeit eine horizontale Neigung der ITCZ mit einer
Achse in Nordwest-Südost-Richtung. Weiterhin folgt daraus, dass die ITCZ zweimal im
Jahr über Äquatorial-Ostafrika wandert, woraus sich das Auftreten zweier Regenperioden
ergibt. Man unterscheidet eine Hauptregenzeit und eine kurze Regenzeit (short rains). Die
länger andauernde Hauptregenzeit tritt im Nordfrühjahr auf, die kürzere im Nordherbst.
43
44
KAPITEL 4. INDISCHER OZEAN UND OSTAFRIKA
Ostafrika unterliegt ganzjährig der Anströmung maritimer und damit feuchtwarmer
Luftmassen vom Indischen Ozean (Abb. 4.1). Diese treffen jedoch bald auf eine topographische Barriere: den östlichen Arm des ostafrikanischen Riftsystems, auch als ostafrikanischer Grabenbruch bezeichnet. Dort sind die höchsten Erhebungen des Kontinents mit
Gipfelhöhen über 5000 m zu finden. Dadurch wird einerseits der direkte Transport der
Luftmassen in das Innere des Kontinents vermindert, da ein Teil der Strömung um den
Gebirgszug herum gelenkt wird. Zum Zweiten regnet sich die feuchte Meeresluft an den
Ostflanken durch die erzwungene Hebung ab. Die das Gebirge überströmenden Luftmassen werden dahinter bei deren Absinken adiabatisch erwärmt und erreichen das zentrale
Becken des Riftsystems mit geringerer relativer Feuchte. Daher herrscht heute in der Region ein warmes und arides Klima, das von Steppen und Savannenlandschaften geprägt ist.
Paläontologische Rekonstruktionen und Analysen von Sedimentkernen belegen jedoch ein
feuchteres Klima in Ostafrika vor einigen Millionen Jahren. Demnach überzogen die heute
nur in Westafrika zu findenden tropischen Regenwälder den gesamten äquatorialen Gürtel
des Kontinents. Als Ursachen für die ostafrikanische Aridifizierung werden verschiedene
Theorien diskutiert, wie Veränderungen in der nordatlantischen Zirkulation, die Schließung der Seewege von Panama und Indonesien sowie regionale tektonische Aktivitäten,
welche die Topographie des ostafrikanischen Grabenbruchs deutlich modifiziert hat (DeMenocal und Rind, 1993; Cane und Molnar, 2001; Sepulchre et al., 2006). Während Cane
und Molnar (2001) der Schliessung des indonesischen Seeweges vor 3 - 5 Millionen Jahren die größte Bedeutung zumessen, liefern Sepulchre et al. (2006) Argumente für den
topographischen Einfluss. Deren Modellexperimente simulieren für flachere Topographien
(a) DJF
(b) JJA
Abbildung 4.1 mittlerer 10 m Wind in m/s und Niederschlagsraten in
mm/d
◦
im (a) Dezember bis Februar (b) Juni bis August, im DJF ist die Lage der ITCZ in 5 S gut an der
Konvergenz des Windes und korrespondierendem Niederschlagverhalten zu erkennen, im
JJA ist Monsunaktivität über Südostasien dominates Niederschlagsmuster, Ostafrika liegt
ganzjährig unter dem Einfluss maritimer Passatwinde.
45
erhöhte Niederschlagsraten in Ostafrika. Die Ergebnisse konnten durch Experimente im
Rahmen des RiftLink-Projekts mit dem gekoppelten AOGCM ECHO-G nachvollzogen
werden (Kaspar und Cubasch, 2008a). Weiterhin wurde gezeigt, dass eine Anpassung
der Oberflächeneigenschaften im äquatorialen Ostafrika an die Charakteristik der Bereiche, die mit tropischem Regenwald bedeckt sind, sich zusätzlich begünstigend auf den
Niederschlag auswirken. Der indo-pazifischen Passage wird eine Ventilwirkung für den
Zufluss warmer pazifischer Wassermassen in den Indischen Ozean zugesprochen, wobei
angenommen wird, dass eine weite Öffnung der Passage im Miozän das Wärmebudget des
Indischen Ozeans positiv beeinflusst hat (Wright, 2001). Über höhere Oberflächentemperaturen und damit höheren Verdunstungsraten über dem Indik kann die atmosphärische
Strömung mehr Feuchte in den Kontinent eintragen (Goddard und Graham, 1999). Westafrika ist davon weniger betroffen, da es mehr unter dem Einfluss atlantischer Luftmassen
steht und zusätzlich das Riftsystem beide Zonen topographisch trennt.
Der Zusammenhang zwischen den Oberflächentemperaturen im westlichen Indischen
Ozean und der Niederschlagsverteilung über Ostafrika soll in diesem Kapitel weiter untersucht werden. Als Datenbasis werden die letzten 60 Jahre der Kontrollsimulation benutzt, welche schon die Grundlage für die Vergleichsanalysen im vorigen Kapitel war. Die
Blickpunkte werden auf den Einfluss des ENSO-Phänomens sowie den Anomalien in den
horizontalen Mustern der Oberflächentemperaturen gelegt. Für die Analyse der Reaktion
überdurchschnittlicher SSTs im Westindik auf die Niederschläge und Feuchtetransporte
über Ostafrika wird die Methode der Selektion einzelner Monate aus dem betrachteten Intervall verwendet, die anschließend mit den Mittelwerten der Periode verglichen werden.
Die objektive Auswahl dieser Ereignisse erfolgt mittels des Dipol Mode Index (DMI1 )
nach Saji et al. (1999). Der DMI ist zwar umstritten, wegen der Aussage der Autoren,
dass der Indian Ocean Dipol (IOD) vom ENSO-Zyklus (Webster et al., 1999; Allan et al.,
2001; Hastenrath, 2002) unabhängig sei, dennoch wird der Index zur Identifikation von
Warmereignissen herangezogen, da er am ehesten den regionalen Bezug zu Ostafrika herstellt.
1
D ipol M ode I ndex, definiert von Saji et al. (1999) als Differenz der SST-Anomalien zwischen dem
tropischen westlichen Indischen Ozean (50◦ - 70◦ E, 10◦ S - 10◦ N) und dem südöstlichen Indischen Ozean
(90◦ - 110◦ E, 10◦ S -0◦ ).
46
4.1
SST-Anomalien im Indischen Ozean
4.1.1
Räumliche Muster in den SST-Anomalien
Zur Analyse der räumlichen Muster der monatlichen SST-Anomalien wurden von den
Daten die klimatologischen Mittelwerte abgezogen und anschließend in ihre EOFs2 zerlegt.
Die 1.EOF repräsentiert das dominante Muster in den SST-Anomalien. Sie erklärt in dem
verwendeten Modell 50% der Varianz. Saji et al. (1999) ermitteln aus observierten Daten
30%. In der räumlichen Verteilung (Abb. 4.2 a) ähnelt die 1.EOF sehr dem typischen
(a) 1.EOF
(b) 2.EOF
Abbildung 4.2 Räumliche Korrelationen von SST-Anomalien mit Zeitreihen der
(a) 1.EOF und (b) 2.EOF.
Muster der SST-Anomalien im Pazifischen Ozean während einer La Niña-Phase, wo sich
die Oberflächentemperaturen im östlichen äquatorialen Bereich niedriger, im westlichen
höher als im klimatologischen Mittel einstellen. Die Polarität des Korrelationsmusters ist
ozeanweit positiv. Der größte Gradient herrscht in zonaler Richtung. Nach Abbildung 4.2 a
befinden sich die Bereiche mit der größten Korrelation gerade dort, wo sich das Einzugsgebiet für maritime Luftströmungen nach Äquatorial-Ostafrika befindet und zwar nördlich
und südlich des Äquators zwischen 40◦ und 80◦ E sowie 15◦ S und 15◦ N. Geringe bis keine Korrelation besteht in dem Gebiet zwischen Südost-Asien und Australien. Die 2.EOF
2
E mperical O rthogonal F unction. Mit der EOF-Analyse wird eine Reduzierung der Datenmenge
erzielt, bei der keine Information verloren geht. Man erhält separat die dominanten Muster der Größe,
die sog. Eigenfunktionen, welche mit jeder weiteren EOF einen immer geringeren Anteil in % an der
gesamten Varianz der Größe erklären. Die erste (oder führende) EOF erklärt also immer den größten
Anteil an der Gesamtvarianz. Zusätzlich kann, über die aus den Eigenwerten der einzelnen EOFs und
den originalen Zeitreihen berechneten Entwicklungskoeffizienten (principal components, kurz: PC), wieder
der zeitliche Bezug zu den originalen Datenfeldern hergestellt werden. Weiterführende Literatur: Peixoto
und Oort (1992), Schönwiese (2006).
4.1. SST-ANOMALIEN IM INDISCHEN OZEAN
47
korreliert dagegen positiv stärker im Ostindik mit den SST-Anomalien (vgl. Abb. 4.2 b).
Positive Korrelationen über dem indonesischen Archipel und schwach negative an der
afrikanischen Ostküste lassen das Dipolmuster erkennen.
Die Beziehungen zwischen ENSO und den SST-Anomalien im Indischen Ozean wurden
schon früher mit unterschiedlichen Modellversionen und Beobachtungsdaten analysiert
(Klein et al., 1999; Venzke et al., 2000). Angaben über das zeitlich verzögerte Eintreffen
maximaler Temperaturanomalien decken sich mit den hier gefundenen Ergebnissen (s.u.).
Auch werden Ursachen für die Verzögerung beschrieben. Eine große Rolle spielen dabei
Veränderungen in der Walker-Zirkulation, die mit dem ENSO-Zyklus einhergehen. Besonders stark reagieren die Anomalien von Bedeckungsgrad, Verdunstung und vertikalem
Wärmefluss auf die ENSO-Phase vorab. Diese Änderungen haben einen indirekten Einfluss auf die Entwicklung der lokalen Meeresoberflächentemperaturen in den Tropen über
die atmospärische Zirkulation, die als eine “atmosphärische Brücke” für die überregionale Ausbreitung des ENSO-Signals gesehen wird. Die Wechselwirkung der Temperaturen
tieferer Ozeanschichten mit den SSTs und der Zusammenhang mit ENSO ist dagegen
bisher vernachlässigt. Im vorigen Kapitel wurde jedoch gezeigt, dass durchaus innerozeanische Einflüsse existieren, die einen Teil der nicht durch die atmosphärisch-ozeanische
Interaktion erklärbare Varianz in den SST-Anomalien bestimmt.
Die Entwicklung der 1.EOF-Zeitreihe korreliert signifikant mit dem Niño3.4-Index. Der
maximale Korrelationskoeffizient beträgt r = 0,86 und tritt verzögert auf den ENSOZyklus ein (vgl. Abb. 4.3 a). Die maximalen SST-Anomalien im Indischen Ozean werden
vier bis fünf Monate nach der maximalen Ausprägung eines El Niño-Ereignisses simuliert.
Der sinusförmige Verlauf der Korrelationsfunktion zeigt, dass die SST-Anomalien dem
ENSO-Zyklus folgen. Die Beziehung zur 2.EOF, welche 12% der Varianz erklärt (Saji
et al. ebenfalls 12%), ist antikorrelativ und schwächer im Vergleich zur 1.EOF-Zeitreihe.
Maximale negative Korrelation von r = −0,32 setzt 1-4 Monate vor einem La Niña
beziehungsweise 11/2 Jahre nach einem El Niño-Ereignis ein, und ist wiederum statistisch
signifikant.
Die Zeitreihe der 1.EOF ist auch mit dem DMI positiv korreliert, wie Abbildung 4.3 b
deutlich macht. Beide Größen korrelieren zeitnah mit r = 0,54. Weiterhin ist die Beziehung
der 2.EOF zum DMI ausgeprägter und zudem auf einer verschobenen Zeitskala deutlicher
abgegrenzt im Unterschied zur 1.EOF. Der DMI reagiert zeitnah zur Entwicklung der
2.EOF und antikorreliert zur ihr mit r = −0,73 (Saji et al.: r > 0,7), was sich qualitativ
bereits aus dem Korrelationsmaximum nahe Sumatra in Abbildung 4.2 b ersichtlich zeigt.
Genau dort ist der östliche Referenzbereich des DMI definiert. Die Kreuzkorrelationsfunktion zeigt einen schnellen Abfall in den Koeffizienten bei nur wenigen Monaten zeitlichem
48
1
1
DMI − 1.EOF
DMI − 2.EOF
0.8
0.8
0.6
0.6
0.4
0.4
Nino3.4 − 1.EOF
Nino3.4 − 2.EOF
0.2
0
−0.2
0.2
0
−0.2
−0.4
−0.4
−0.6
−0.6
−0.8
−0.8
−1
−24
−21
−18
−15
−12
−9
−6
−3
0
3
6
9
12
15
18
(a)
21
24
−1
−24
−21
−18
−15
−12
−9
−6
−3
0
3
6
9
12
15
18
21
24
(b)
Abbildung 4.3 Kreuzkorrelation von (a) Niño3.4 Index und (b) DMI mit Zeitreihen der
1. und 2.EOF, rot: 1.EOF, blau: 2.EOF.
Versatz. Die von Saji et al. (1999) behauptete Unabhängigkeit des IOD von ENSO kann
mit dieser gekoppelten Modellversion nicht belegt werden.
Die weiteren EOFs erklären für sich jeweils weniger als 6% der gesamten Varianz und
wurden daher nicht weiter berücksichtigt. Es ist zu beobachten, dass die Beziehungen
sowohl zu ENSO als auch zum IOD mit jeder weiteren Eigenfunktion der SST-Anomalien
geringer werden und unter die Signifikanzschwelle fallen.
4.1.2
SST Anomalien während ozeanischer Warmphasen
Als ozeanische Warmereignisse wurden solche Monate extrahiert, in welchen die flächengemittelten Anomalien der Oberflächentemperaturen im westlichen Referenzgebiet des
DMI (DMI-West) höher waren als eine Standardabweichung bezogen auf die gesamte
Zeitreihe (σ = 0,61 ◦ C). Die Methode selektiert 16% der Zeitschritte als Warmereignis
(18% Kaltereignisse, bei Selektionsschwelle von kleiner als eine negative Standardabweichung). Dabei tritt keine Jahreszeit durch besonders viele oder wenige wärmere Ereignisse
hervor, die dem Kriterium entsprechen (vgl. Abb. 4.4 a). Einzig der November, dem nur
fünf mal ein Warmereignis zugeordnet wird, weicht von dieser Beobachtung ab. Alle anderen Monate werden 8 - 12 mal gezählt, also im Mittel einmal alle 51/2 Jahre. Der DMI-West
ist positiv mit Niño3.4 korreliert. Die Kreuzkorrelationsfunktion weist r = 0,56 bei vier
Monaten Verzögerung auf den ENSO-Zyklus auf. Maximale Oberflächentemperaturen im
westlichen Indischen Ozean treten demnach mehr als eine Jahreszeit später auf, als das
Maximum einer El Niño-Phase, welches meist im Januar am intensivsten ausgeprägt ist.
49
4.1. SST-ANOMALIEN IM INDISCHEN OZEAN
(a)
(b)
Abbildung 4.4 (a) mittere monatliche SST-Anomalien über Zeitschritte mit SST größer
eine Standardabweichung im Westindik (DMI-West, gestrichelt) und gesamter Indischer
Ozean (gepunktet), Ausschnitte siehe rechtes Bild, zusätzlich Häufigkeit der Monate, die
obiges Kriterikum erfüllen (Balken), (b) Mittlere Anomalie der Oberflächentemperaturen
im Indischen Ozean, gemittelt über alle Monate mit SSTs im Westindik (DMI-West) größer
eine Standardabweichung, westliches DMI Referenzgebiet eingerahmt.
Im Meeresgebiet vor der ostafrikanischen Küste sind die Oberflächentemperaturen, gemittelt über das Referenzgebiet und alle selektierten Zeitpunkte, um 0,9 ◦ C wärmer als
normal. Abbildung 4.4 a zeigt, wie die positiven Anomalien im Jahresgang verteilt sind.
Man sieht, dass sie in den Monaten Mai und Juni mit 1,0 - 1,1 ◦ C am höchsten sind und
zum Jahresende noch mindestens 0,75 ◦ C betragen. In den übrigen Gebieten des Indischen Ozeans, mit Ausnahme des äußersten südöstlichen Bereiches, werden während der
Warmphase im Westindik ebenfalls überdurchschnittliche SSTs simuliert. Die Anomalien
nehmen von West nach Ost sowie zum ost-äquatorialen Indik ab (vgl. Abb. 4.4 b). Größte
positive Abweichungen von den klimatologischen Werten sind im nordöstlichen Bereich,
nahe dem Horn von Afrika, zu finden. Ein zweites Maximum liegt nördlich von Madagaskar. Das Flächenmittel der Oberflächentemperatur über dem gesamten Indischen Ozean
liegt 0,6 ◦ C über dem klimatologischen Wert. Wieder sind die maximalen Anomalien im
Mai zu finden (Abb. 4.4 a). Im August und September fallen sie mit circa 0,4 ◦ C am geringsten aus. Die räumlichen Muster der EOFs (nicht dargestellt) ähneln denen aus dem
vorigen Abschnitt. Sowohl das ENSO-Muster in der 1.EOF als auch das Dipol-Muster in
der 2. EOF sind erkennbar.
50
4.2
Auswirkungen auf die atmosphärische Zirkulation und den Feuchtefluss
Die nachfolgenden Betrachtungen beziehen sich auf die Unterschiede zwischen den Mittelwerten verschiedener Größen über die extrahierten Zeitschritte und der Klimatologie
basierend aus allen Zeitschritten. Dabei ist zu beachten, dass die SSTs im Indischen Ozean
nicht als feste untere Randbedingung für das Atmosphärenmodell gesehen werden, sondern vielmehr zeitlich und räumlich mit fortschreitender Integration im Modell varieren.
Zwar soll diese Analyse dazu dienen, das Niederschlagsverhalten über Ostafrika während
warmer ozeanischer Phasen zu untersuchen, dennoch haben immer auch überregionale und
für die selektierten Zeitschritte charakteristische Muster in der Atmosphäre ihren Einfluss
auf die Region. So sind insbesondere die Wasseroberflächentemperaturen eine Reaktion
des gekoppelten Systems zwischen Ozean und Atmosphäre sowie der solaren Variabilität.
Daraus folgt daher ausdrücklich nicht die Aussage, dass über einem generell wärmeren
Indischen Ozean auch die selben Zustände und Muster in der Atmosphäre zu finden sind,
wie sie nachfolgend beschrieben werden.
Abbildung 4.5 (a) Absolute Differenz des mittleren jährlichen 10 m Windfeldes und
dessen Divergenz (Warmperioden minus Klimatologie), (b) relative Abweichung von Bedeckungsgrad (farblich) und ankommender Solarstrahlung an der Oberfläche (Linien).
Das oberflächennahe Windfeld während der Warmperioden im Vergleich zur Klimatologie (Abb. 4.5 a) zeigt die größten Unterschiede im zentralen Indischen Ozean. Die
zonale Windkomponente nimmt in Äquatornähe zwischen 5◦ S und 5◦ N, dem Schwankungsbereich der ozeanischen Konvergenzzone, am stärksten zu. Es intensivieren sich die
Ostwinde innerhalb der tropischen Tiefdruckrinne, vergleichbar mit einer La Niña-Phase
im Pazifischen Ozean. Analog dazu stellen sich im westlichen Bereich des Ozeanbeckens
höhere Oberflächentemperaturen ein, als Folge der über den Windschub intensivierten
4.2. ZIRKULATIONS- UND FEUCHTEFLUSSANOMALIEN
51
westwärtigen Oberflächenströmung. Abseits davon stellt sich die Strömung auf überwiegend polwärtige Richtungen um. Vor der afrikanischen Ostküste findet man eine Aufzweigung in einen nördlichen und südlichen Ast mit konvergenterem Charakter. Die Windgeschwindigkeitszunahme im Zentralindik sorgt dagegen für eine mehr divergente Strömung.
Weiterhin ist eine Nord-Süd-Symmetrie im Divergenzfeld zu erkennen, deren Ost-WestAchse bei etwa 5◦ S liegt. Gebiete verringerter Divergenz, also jene, in welchen die Stömung
stärker konvergiert, sind dort zu finden, wo sich nach Abbildung 4.4 b die Bereiche mit
den höchsten SST-Anomalien befinden. Entgegengesetzt verhält es sich in den weniger
warmen Bereichen im zentralen Indischen Ozean. Über dem afrikanischen Kontinent sind
die Unterschiede weniger ausgeprägt. Entlang einem Streifen vom Horn von Afrika bis zum
Malawisee nimmt die Divergenz zu. Die normal auflandige Strömung an der Ostküste des
Kontinents schwächt sich ab. Im Inneren des Kontinents sind die Unterschiede generell
schwach und uneinheitlich.
Erhöhte Konvergenzen ziehen größere Vertikalbewegungen nach sich, da die zusammenströmende Luft am Boden nur nach oben ausweichen kann. Über Gebieten erhöhter
SSTs steigen die Lufttemperaturen ebenfalls. Zusätzlich steigt dort der Feuchtegehalt der
Luft durch höhere Verdunstungsraten. Beides zusammen führt zu einer Labilisierung der
Atmosphäre, was wiederum die Feuchtekonvektion anregt. Die Konvektion als Initiator
für Vertikalbewegungen zieht dann Konvergenz in den unteren Schichten und Divergenz
in den Oberen nach sich. Abbildung 4.5 b zeigt die Unterschiede im Bedeckungsgrad und
macht den Zusammenhang deutlich. In dem Gebiet mit erhöhter Divergenz im zentralen
Ozean südöstlich des Indischen Subkontinents gehen Abnahmen im Bedeckungsgrad einher. Dem gegenüber befindet sich westlich davon, in den Gebieten wärmerer Oberflächentemperaturen und größerer Konvergenzen, ein lang gestreckter Bereich mit Zunahmen
im Bedeckungsgrads von teilweise über 10%. Über dem ostafrikanischen Küstenstreifen
fallen die Zunahmen am größten aus, da die feuchte Luft beim Erreichen der Landgebiete durch die stärkere Aufheizung am Boden mehr an Stabilität verliert, als über den
Wasserflächen. Dies hat vermehrte Wolkenbildung zur Folge. Im Bereich des ostafrikanischen Grabensystems hat die Divergenz im unteren Windfeld keinen Einfluss auf den
Bedeckungsgrad. Lediglich in Küstennähe nimmt die Bewölkung zu. Südwestlich der Linie
Äquatorial-Westafrika und Madagaskar wird zu den ozeanischen Warmphasen einheitlich
mehr Bewölkung simuliert.
Die Bewölkung wiederum hat starken Einfluss auf die ankommende Solarstrahlung
an der Oberfläche. Er wird besonders über dem äquatorialen Indischen Ozean sichtbar
(Abb. 4.5 b). Dort sind Zunahmen im Bedeckungsgrad mit verringerten solaren Einstrahlungen verbunden. Über Nordost- und dem östlichen Zentralafrika ist dieser Zusammen-
52
Abbildung 4.6 Absolute Differenz von Verdunstungsraten über dem Ozean (farbig) in
mm/d
und latentem Wärmefluss (Linien) in
W/m2
über dem westlichen Indischen Ozean.
hang dagegen nicht zuzuordnen. Die verstärkte Divergenz im unteren Windfeld mit der
verbundenen Wirkung auf Vertikalbewegungen scheint dort eine größere Wirkung auszuüben. Hinzu kommt, dass in den Jahresmittelwerten saisonal differenzierte Änderungen
aus den Abbildungen nicht erkennbar sind und daher ein direktes Feedback nicht prinzipiell abgelesen werden kann.
Die mittleren jährlichen Verdunstungsraten über dem Indischen Ozean zeigen vier regionale Maxima (vgl. Abb. 4.6). Drei davon liegen über den Gebieten maximaler Oberflächentemperaturen und zwar östlich des Horns von Afrika, nördlich Madagaskars und
südlich der Südspitze des Indischen Subkontinents. Erstgenanntes fällt dabei mit den
größten Anomalien auf, übereinstimmend mit den dortigen höchsten SST-Anomalien.
Ein Weiteres in 70◦ - 80◦ E und 11◦ - 6◦ S befindet sich in einem Bereich moderat höherer SSTs. Abbildung 4.5 a weist gleichzeitig ein verstärktes oberflächennahes Windfeld
im Zentralindik aus. Dies hat zur Folge, dass durch die turbulente Mischung trockenere
Luft aus höheren Schichten adiabatisch abgesenkt wird. Geringere relative Luftfeuchten
begünstigen dann die Verdunstung selbst über weniger warmen Meeresoberflächen.
Mit dem Verdunstungsprozess ist immer auch ein Fluss latenter Wärme verbunden.
Beim Übergang von der flüssigen zur gasförmigen Phase wird dem Wasser eine spezifische
und temperaturabhängige Menge an Wärme zugeführt, ohne dass sich dabei seine Temperatur ändert. Diese Wärmemenge geht in die kinetische Energie der Wassermoleküle
in ihrer gasförmigen Phase über. Abbildung 4.6 zeigt, dass die höheren Verdunstungsraten proportional mit dem latenten Wärmefluss von der Atmosphäre zum Ozean einhergehen. Das Maximum von 16 W/m2 befindet sich östlich vom Horn von Afrika, wo die
SST-Anomalien und die Verdunstungsraten einheitlich ihre höchsten Werte erreichen.
53
Die Verdunstung erhöht die spezifische Feuchte der Luft. Vertikale Mischungsprozesse
verteilen die Feuchtigkeit in der Atmosphäre. Im Zusammenwirken mit dem Windfeld
erfährt sie den horizontalen Transport. Über das Integral von Windgeschwindigkeit und
spezifischer Feuchte nach dp (Gleichung 4.1) läßt sich der vertikal integrierte Feuchtefluss
ermitteln, wobei v~h (p) die Horizontalkomponenten des Windes und q(p) die spezifische
Feuchte im Druckniveau p darstellen (Peixoto und Oort, 1992).
F~q =
Z
ps
v~h (p) q(p) dp
(4.1)
0
Der Feuchtefluss gibt an, wieviel Kilogramm Wasser pro Meter und Sekunde horizontal
advehiert werden. Dabei wird von der Oberfläche (surface pressure, ps) bis zur Obergrenze
der Atmosphäre (0 Pa) integriert. Die unteren Schichten mit den höchsten Werten spezifischer Feuchte gehen stärker in das Integral ein, als die trockeneren oberen Schichten.
Abbildung 4.7 gibt die vektorielle, horizontale Verteilung der Größe sowie die Differenz
zwischen den Warmperioden und der Klimatologie wieder. Zur Veranschaulichung der
Feuchtigkeitstransporte vom Indischen Ozean zum afrikanischen Kontinent ist zusätzlich
die Differenz der Zonalkomponente des horizontalen Feuchteflusses farblich hervorgehoben. Wegen dem saisonal differenzierten Verhalten wurden die Mittelwerte für die Winterund Sommermonate dargestellt.
Erwartungsgemäß ergeben sich die größten Änderungen im Feuchtefluss über den Meeresgebieten. In allen Jahreszeiten verstärkt sich die westwärtige Zonalkomponente im
äquatorialen Zentralindik und zwar am deutlichsten im Herbst und Winter mit über
100 kg m−1 s−1 (blau dargestellt). Dabei kehrt sich die Richtung des Zonalflusses teilweise um. Im Zentralindik findet während der Wintermonate zu den Warmperioden kein
ostwärtiger Feuchtefluss mehr statt. Nördlich und südlich des Äquators zeigen sich Bereiche, in denen sich der Feuchtefluss ostwärts verstärkt beziehungsweise westwärts abschwächt (rot dargestellt). Bis auf den Winter fallen diese Anomalien vergleichsweise
schwach aus. In den Sommermonaten werden generell die höheren absoluten Werte erreicht. Die Passatströmung und deren Umstellung von Südost- auf Südwestwinde am
Äquator wird auch nach der vertikalen Integration gut sichtbar. In den sommerlichen
Differenzen drücken sich gleichzeitig geringere Unterschiede aus als im Winter. Die ozeanischen Warmphasen hinterlassen in den Wintermonaten eine größere Wirkung im Feuchtefluss als im Sommer.
Über den Landflächen sind die Anomalien schwächer. Deutliche Veränderungen über
Ostafrika sind nur von Dezember bis Februar zu verzeichnen. Zu dieser Jahreszeit weht
der Nordostpassat in etwa parallel zur ostafrikanischen Küste. Die in Abbildung 4.7 dargestellte Zunahme der West-Ostkomponente wird hauptsächlich durch Richtungsanomalien
54
Abbildung 4.7 Vertikal integrierter Feuchtefluss (oben: Klimatologie, Mitte: nur Warmperioden) sowie Differenzen (unten) im Winter (links) und Sommer (rechts), jahreszeitlich
gemittelt, in kg m−1 s−1 , farbig: zonale Komponente
hervorgerufen. Die Umstellung vom Nordost- auf den Nordwestpassat beim südwärtigen
Überströmen des Äquators erfolgt während der ozeanischen Warmphasen über Ostafrika schneller als über dem Indischen Ozean. Der Feuchtefluss dringt weniger weit in den
Kontinent ein. Im Sommer ergeben sich wiederum kaum Unterschiede. Ostafrika ist unbeeinflusst von sommerlichen ozeanischen Warmperioden. Größere Auswirkungen sind für
(a) Winter
(b) Frühling
(c) Sommer
(d) Herbst
55
Abbildung 4.8 Differenz der mittleren vertikal integrierten Feuchtekonvergenz im
(a) Winter, (b) Frühling, (c) Sommer und (d) Herbst, Einheit: 10−6 kg m−2 s−1 .
den Indischen Sommermonsun zu erwarten. Die Anströmung des Indischen Subkontinents
erfolgt über die wärmeren Meeresgebiete des westlichen Indischen Ozeans, wodurch die
Luftmassen verstärkt mit Feuchte versorgt werden.
Für das Niederschlagsverhalten ist die Konvergenz des Feuchteflusses ein entscheidender Parameter, da sie den Feuchtegehalt der Luft und die Strömungseigenschaften berücksichtigt. Erhöhte Konvergenzen können sich dann begünstigend auf den Niederschlag auswirken, wenn die aufsteigende Luft feucht genug ist, um in Wasserdampfsättigung zu
geraten. Über Land ist dieser Umstand seltener gegeben als über den Meeresflächen, wo
besonders in den Tropen sehr schnell Sättigung eintritt. Dass die Anströmung von Kontinenten mit marimten Luftmassen nicht gleichzeitig für humide Bedingungen sorgen muss,
zeigen die subtropischen Küstenwüsten an den Westrändern der Kontinente.
Die Abbildungen 4.8 a bis d zeigen die Differenzen der vertikal integrierten Feuchtekonvergenz in den einzelnen Jahreszeiten. Deutliche Zunahmen sind wieder im Winter zu
verzeichnen. Es sind die Gebiete erhöhter Oberflächentemperaturen, welche sich positiv
auf die Feuchtkonvergenz der Luftschichten darüber auswirken. Die im Wasserdampf ge-
56
speicherte latente Wärme führt zu hochreichender Feuchtekonvektion. Unterhalb davon
konvergiert die Luft und hält diesen Prozess in Gang. In den Wintermonaten zeigen sich
drei Zentren erhöhter Feuchtekonvergenz, wovon sich eines über dem Küstenstreifen Ostafrikas befindet. Es ist jedoch westlich durch die topographische Barriere der Ostflanke
des Grabensystems begrenzt. Auch im Herbst sind Unterschiede vorhanden, welche sich
ebenfalls außerhalb beziehungsweise am Rande des Riftsystems befinden. Hier tritt leicht
divergenteres Verhalten im Feuchtefluss nahe der Küste sowie leicht erhöhte Konvergenzen nördlich des Viktoriasees auf. Während des Frühlings und Sommers sind die Anomalien auf den Indischen Ozean beschränkt. Im Jahresmittel liegen die Gebiete erhöhter
Feuchtekonvergenz (nicht dargestellt) nahezu deckungsgleich dort, wo auch die höheren
Meeresoberflächentemperaturen zu finden sind, nämlich über den Ostafrika vorgelagerten
Meeresgebieten des Indischen Ozeans (vgl. Abb. 4.4 b).
4.3
Niederschlagsanomalien über Ostafrika
Es zeigt sich, dass die Feuchtekonvergenz der entscheidene Parameter für die Variabilität des Niederschlages ist. Die Zusammenhänge zwischen den analysierten Größen
stellen sich auch bei Betrachtung von Jahresmittelwerten heraus. In Abbildung 4.9 sind
die größten Niederschlagsanomalien dort zu finden, wo sich auch die Oberflächentempera-
Abbildung 4.9 Mittlere jährliche Niederschlagsanomalien über dem Westindik und Ostafrika während Warmphasen, farbig: absolut in
markierung für Abb. 4.10.
mm/d,
Linien: relativ in Prozent, Gebiets-
4.3. NIEDERSCHLAGSANOMALIEN ÜBER OSTAFRIKA
57
turen, Verdunstungsraten sowie die Feuchtkonvergenz maximal erweisen. Die Jahresmittelwerte der Niederschlagsdifferenzen sind im Ostafrika vorgelagerten Küstengebiet sowie
östlich von Madagaskar maximal. Dieser circa 20 Breitengrade umfassende Streifen stellt
sich sowohl bei Betrachtung absoluter wie auch relativer Unterschiede als das Gebiet mit
der stärksten Reaktion heraus. Über dem nordöstlichen Indischen Ozean liegen die relativen Maxima 5 Breitengrade westlicher als die Absoluten, also näher an der Küste und mit
sehr nahem räumlichen Bezug zu den maximalen SST-Anomalien (vgl. Abb. 4.4 b). Dort
fallen bis zu 50% mehr Niederschläge, wenn sich der Ostindik in einer warmen Phase befindet. Absolut ausgedrückt sind es 1 bis 1,5 mm/d mehr. Das südliche Maximum liegt 10◦
östlicher und 10◦ südlicher vom SST-Maximum nahe der Nordspitze Madagaskars. Von
der Größenordnung liegen die Anomalien im Bereich der Werte von der nördlichen Zone.
Eine Zunge geringerer Niederschlagstätigkeit reicht in 3◦ S von Osten her bis 65◦ E heran. Die Abnahme erklärt sich aus dem divergenten Feuchtefluss, der dort fast ganzjährig
herrscht (vgl. Abb. 4.8).
Weniger Niederschlag zeichnet sich außerdem über dem südlichen Afrika ab. Abnahmen von bis zu 20% (0,5 - 1 mm/d) werden im Jahresmittel simuliert. Der Übergang zu
den höheren Niederschlagsraten liegt entlang einer Linie von Madagaskar über die großen
Seen des Grabenbruchs hin zum tropischen Regenwald Westafrikas. Nordöstlich dieser
Linie gibt es auch über dem Kontinent Zonen erhöhter jährlicher Regenraten. Sie stellen Ausläufer des nordöstlichen ozeanischen Niederschlagsmaximum dar und lassen sich
in zwei Hauptregionen aufteilen. Region 1 (blau markiert) umfasst das ostafrikanische
Riftsystem bis hin zur Ostküste und ist meridional durch den Äquator und 12◦ S begrenzt. Region 2 (grün markiert) liegt zwischen dem Äquator und 9◦ N sowie zwischen
30◦ und 45◦ E. Im Jahresmittel sind die Niederschläge im Grenzgebiet zwischen beiden
Regionen unverändert. Innerhalb erreichen sie geringere Zunahmen als über den Meeresgebieten. Die relativen Differenzen steigen zur Küste hin auf 20 - 30% an. Im nördlichen
Referenzgebiet sind die absoluten Änderungen von den ozeanischen leicht abgelöst, da sich
ein kleines Maximum zwischen 35◦ - 40◦ E und ein kleines Minimum entlang der Nordostküste zeigt. Die absoluten Niederschlagszunahmen sind für beide Regionen kleiner als
0,5 mm/d.
Im Folgenden wird gezeigt, wie sich die Jahresmittelwerte aus den einzelnen Monatsmittelwerten zusammensetzen. Für beide Regionen wurde in Abbildung 4.10 a und b
der Jahresgang der Niederschlagsraten dargestellt. Neben den klimatologischen (schwarze) und selektierten Monatmittelwerten (blaue) ist zum Vergleich der Jahresgang aus
NCEP/NCAR3 -Reanalysen (grüne Kurven) einbezogen worden.
3
N ational C enters for E nvironmental P rediction / N ational C enter for Atmospheric Research
58
(a) Region 1
(b) Region 2
Abbildung 4.10 Monatliche Niederschläge gemittelt über (a) Region 1 und (b) Region 2
(siehe Abb. 4.9), zum Vergleich sind die Jahresgänge aus NCEP/NCAR-Reanalysedaten
dargestellt.
Die Graphiken lassen erkennen, dass das Modell den ostafrikanischen Niederschlag
weitgehend unterschätzt. Besonders auffällig sind die ganzjährigen Abweichungen über
Region 2, wo die simulierten Regenmengen teilweise weniger als die Hälfte der Werte
aus den Reanalysedaten ausmachen. In Region 1 sind die Abweichungen weniger stark.
Für Februar bis April simuliert das Modell bis zu 2 mm/d weniger Niederschlag. Lediglich von Oktober bis Dezember übertrifft das Modell die Reanalysedaten. Daher ergibt
sich für Region 1 ein im Jahresmittel ausgeglichenes Bild mit saisonal entgegengesetzten
Abweichungen. Mögliche Ursache ist ein zu schnelles Wandern der ITCZ im November
nach Süden, verbunden mit einer vorzeitigen Umkehr im Januar. Die ITCZ im Modell
verweilt dadurch etwa einen Monat später in der Region als es im heutigen Klima zu
beobachten ist. Gut wiedergegeben wird die sommerliche Trockenperiode, auch wenn im
Modell noch geringere Mengen simuliert werden als in den NCEP/NCAR-Daten. Dass
die Unterschätzung in Region 2 systematischer Natur ist, zeigt der Verlauf des Jahresgangs. Es werden richtigerweise zwei Regenzeiten simuliert, wovon nur jene im Frühjahr
eine zeitliche Verzögerung von einem Monat aufweist. Zum Jahresende nehmen die Unterschiede zwar ab, sind aber immernoch deutlich geringer als es die Reanalysen vorgeben.
Andererseits muss berücksichtigt werden, dass in den Reanalysedaten für diese Regionen aufgrund der mangelnden Dichte an Messstationen, große Ungenauigkeiten enthalten
sein können, welche aber die hier vorliegende systematische Abweichung solcher Größenordnung nicht erklären. Daher wird sich im Weiteren auf einen modellinternen Vergleich
beschränkt, in dem davon ausgegangen wird, dass, wenn das Modell in der Lage wäre,
eine realistischere Klimatologie zu simulieren, es auch gleichartige und gleichgewichtete
Anomalien für selektierte Zeitschritte nach dem hier verwendeten Verfahren produzieren
würde. Die systematischen Abweichungen treten in unterschiedlichen Experimenten mit
59
(a) Winter
(b) Frühling
(c) Sommer
(d) Herbst
Abbildung 4.11 Mittlere saisonale Niederschlagsanomalien über dem Westindik und Ostafrika während Warmphasen in mm/d.
derselben Modellversion gleichermaßen auf, weshalb auch die Betrachtung der Anomalien
sinnvoll ist.
Für beide Regionen sind von März bis August keine Unterschiede in den Regenraten
zu sehen. Mehr Niederschläge ergeben sich von September bis Februar, mit Ausnahme des
Novembers in Region 2. Südlich des Äquators fallen die Unterschiede größer aus als nördlich. Der Dezember trägt in Region 1 am stärksten zum Zuwachs bei. Die Nachbarmonate
reagieren relativ betrachtet ähnlich stark. Der Jahresgang spiegelt den typischen Verlauf
des Niederschlages über dem Gebiet wieder. In Region 2 reduzieren die negativen Anomalien im November die positiven Änderungen der beiden vorhergehenden Monate. Der
Herbst weist mit einer verkürzten aber intensiveren Regenperiode dennoch eine positive
Niederschlagsbilanz auf.
Die horizontalen Muster der Anomalien, dargestellt in den Abbildungen 4.11 a bis d,
60
zeigen wie die Zunahmen räumlich verteilt sind. Die Anomalien im Jahresgang sind den
Teilregionen gut zuzuordnen. Nur im Herbst und Winter findet man über beiden Regionen vermehrte Niederschläge von bis zu 1 mm/d. Sie allein ergeben schon die Zuwächse im
Jahresmittel (vgl. Abb. 4.9). Die Ursachen sind mit dem Feuchtetransport verknüpft. Für
Region 1 findet sich nach Abbildung 4.8 a im Winter erhöhte Feuchtekonvergenz genau
dort vor, wo sich auch die Niederschläge verstärkt zeigen. Die Zunahmen steigen von 10%
am Westrand auf 40 - 60% am Ostrand des Gebietes an. Im Herbst erfährt Region 1
weitenteils Mehrniederschläge von über 40%. Die Feuchtekonvergenz über Region 2 ist im
Winter unverändert. Hier ist es der Feuchtetransport selbst, der durch den Mehreintrag an
atmosphärischem Wasserdampf auf den nördlichen Bereich Ostafrikas die Niederschlagsbilanz positiv beeinflusst (vgl. Abb. 4.7 unten links). Dies führt zu drastischeren relativen
Zuwächsen der Regenmengen bis über 100% im östlichen Teil von Region 2, im Winter auf
allerdings niedrigem absoluten Niveau. Im Herbst sind die absoluten Niederschlagsraten
am deutlichsten von Zunahmen geprägt und befinden sich über den nördlichen Ausläufern
des Grabenbruchsystems und im nordöstlichen Bereich von Region 2. Die Frühjahrs- und
Sommerniederschläge bewegen sich auf unverändertem Niveau. Die extremen relativen
Werte im Winter über der Ostsahara und im Sommer über dem südlichen Afrika beruhen
meist auf einzelnen Niederschlagsereignissen über ohnehin sehr trockenen Regionen. Dann
sorgen dort bereits kleine absolute Regenmengen für große prozentuale Zunahmen und
sind daher nicht weiter relevant.
Großräumig zeigen sich deutliche quantitative Zusammenhänge zwischen den Feuchtekonvergenzanomalien (vgl. Abb. 4.8 a bis d) und den Änderungen in den Niederschlagsmustern. Höhere Konvergenzen sind in allen Jahreszeiten mit mehr Niederschlägen verbunden, Divergenzen mit weniger. Art, Intensität und Lage der Anomaliezentren beider
Größen sind räumlich und zeitlich vergleichbar. Dies zeigt, dass es weniger die veränderten horizontalen Feuchtetransporte in der Atmosphäre sind, welche die Niederschlagsanomalien hervorrufen, sondern die sich aus dem Feuchtefluss abgeleiteten Divergenzen
und Konvergenzen. Lediglich über Region 2 sind es die Feuchteflüsse, die während des
Winters eine stärkere Reaktion auf den Niederschlag im Modell ausüben.
Abschließend sei festzustellen, dass Goddard und Graham (1999), die ebenfalls diese Zusammenhänge beleuchteten, ähnliche Erkenntnisse gewonnen haben. Ihre Untersuchungen für den Zeitraum November bis Januar ergeben einen klaren Zusammenhang
zwischen den Oberflächentemperaturen des Indischen Ozeans und der Niederschlagsvariabilität über Ostafrika. Sie zeigen, dass es hauptsächlich die SSTs im Indik sind, die das
Niederschlagsverhalten der Region beeinflussen und weniger die des Pazifischen Ozeans.
Auch gleichen die gefundenen Muster denen, die hier gefunden wurden (vgl. Abb. 4.12).
61
Abbildung 4.12 aus Goddard und Graham (1999): Dominantes Muster der Niederschlagsvariabilität über Afrika und SST-Variabilität über Indischem Ozean für NovemberDezember-Januar 1970-1992, links: Reaktion in Beobachtungen, rechts: Reaktion im Modell
auf beobachtete SST-Daten für Indischen Ozean und klimatologische SST-Daten sonst.
Demnach wirkt sich ein wärmerer Indischer Ozean begünstigend auf den spätherbstlichen
und winterlichen Niederschlag über Äquatorial-Ostafrika aus und zwar in enger räumlicher
Übereinstimmung mit Abbildung 4.11. Verringerte Regenraten bei hohen SST-Werten im
Indik über dem südlichen und westlichen Afrika sind ebenfalls beschrieben. Die Oberflächentemperaturen des Indischen Ozeans sind ein ausschlaggebender Parameter für die
Vorhersagbarkeit des ostafrikanischen Niederschlags im Spätherbst und Winter.
Kurzzusammenfassung
Die Muster aus der EOF-Analyse der SST-Anomalien korrelieren mit dem ENSOZyklus, und zwar am stärksten, wenn ein zeitlicher Versatz von 3-4 Monaten berücksichtigt wird. Dies widerspricht der von Saji et al. (1999) behaupteten Unabhängigkeit
zwischen dem DMI und dem Niño3.4-Index. Ozeanische Warmphasen im Westindik, die
mittels eines objektiven Verfahrens identifiziert wurden, zeigen Wirkung in verschiedenen
meteorologischen Parametern. Deutliche Reaktionen sind beispielsweise im vertikal integrierten Feuchtefluss sowie dessen Konvergenzverhalten zu beobachten. Die Unterschiede
im Vergleich zur Klimatologie treten ganzjährig dort auf, wo auch die SST-Anomalien maximal sind, also vornehmlich über den Meeresgebieten vor der afrikanischen Küste. Nur
im Herbst und Winter dehnt sich der Einfluss auch auf die angrenzenden Landflächen des
afrikanischen Kontinents aus. Der ostafrikanische Niederschlag nimmt während warmer
SST-Anomalien im Westindik zu diesen Jahreszeiten mit bis zu 1 mm/d zu. Im Frühjahr
und Sommer ergeben sich keine Änderungen in den räumlichen und zeitlichen Niederschlagsmustern über Ostafrika.
62
Kapitel 5
Zusammenfassung und Diskussion
Der indo-pazifischen Passage wird eine steuernde Wirkung auf die Temperaturen des
Indischen Ozeans auf der Zeitskala von erdgeschichtlichen Epochen nachgesagt (Cane und
Molnar, 2001; Wright, 2001). So wird vermutet, dass deren Schließung seit dem späten
Miozän und frühen Pliozän verantwortlich ist für den Rückgang der Temperaturen im
Indik und in dessen Folge ursächlich für die zeitgleiche Aridifizierung Ostafrikas. Für
Untersuchungen des Effektes einer modifizierten indo-pazifischen Ozeanpassage wurden
zwei Simulationen mit den gekoppelten Modellen ECHAM5 und MPI-OM durchgeführt.
Dafür wurde die Passage auf eine Mindesttiefe von 2757 m vertieft. Der Querschnitt an der
flachsten unterseeischen Schwelle wurde dadurch verdreifacht. Das Modell simuliert den
Indonesian Throughflow (ITF) in einer realistischen Größenordnung trotz der geringen
Modellgitterauflösung der Region.
ENSO übt deutlichen Einfluss auf die Transportraten durch die Passage aus. Der ITF
antikorreliert signifikant mit dem Niño3.4-Index (r = −0,78; aus Jahresmittelwerten).
Auf Basis von Monatsmittelwerten sinkt die Korrelation auf r = −0,43 bei 1-2 Monaten Verzögerung des ITF auf den Niño3.4-Index. Im Gegensatz zu Niño3.4 weisen die
ITF-Zeitreihen eine sehr geringe Autokorrelation auf. Quantitative Zusammenhänge mit
benachbarten Zeitschritten sind daher wenig ausgeprägt. Ein periodischer Charakter im
ITF lässt sich ebenfalls nicht ableiten.
Die Modifizierung ruft eine dem ITF entgegengesetzte Strömung von 4 Sv hervor, die
auf den Tiefenbereich der Modifizierung beschränkt ist. Der Nettofluss durch die Passage
verringert sich dementsprechend. Die saisonale Variabilität nimmt ab, da sich die sommerlichen Maxima stärker abschwächen als die winterlichen Minima. Differenzen in der
Horizontalverteilung der barotropen Stromfunktion zeigen Veränderungen im gesamten
Südindik. Ein Strömungsband im Uhrzeigersinn und von gleichmäßiger Intensität erstreckt
63
64
KAPITEL 5. ZUSAMMENFASSUNG UND DISKUSSION
sich bei 35◦ S hin zur afrikanischen Ostküste, wird dort auf Westrichtung umgelenkt, führt
dann durch die Passage und schliesst sich südlich Australiens. Dieses signifikante Muster
wurde ebenfalls von Lee et al. (2001) sowie Hirst und Godfrey (1993) gefunden, allerdings
mit etwa dreifacher Intensität, da der ITF in deren Studie komplett unterbunden wurde,
während er hier um etwa ein Drittel abgeschwächt ist.
Die Entfernung der flachen unterseeischen Schwelle zwischen Sulawesi und Neuguinea,
die eine Barriere für den Austausch von Wassermassen darstellt, koppelt die Ozeane nun
in dieser Schicht. Aus dem veränderten Strömungsverhalten ergeben sich nur in dem modifizierten Tiefenbereich signifikante Temperaturanomalien unabhängig von der ENSOPhase. Im östlichen Indischen Ozean betragen sie in 2000 m Tiefe bis zu 0,5 ◦ C. Der
Westpazifik erwärmt sich zwischen 1500 und 3000 m um bis zu 0,9 ◦ C. Außerdem verlagert sich der zonale Temperaturgradient durch die Kopplung der beiden Ozeane in der
Modifikationstiefe ostwärts und besteht dann einzig im Westpazifik. Der Ursprung der zugeführten Wärme ist nicht genau spezifizierbar, da Gebiete mit signifikanter Abkühlung in
diesem räumlichen Umfang fehlen. Die westpazifische Erwärmung erreicht eine nördliche
Ausdehnung bis 25◦ N und eine östliche bis 165◦E. Oberhalb der Modifikation zeigen die
Wasserschichten keine bis nur geringe Reaktionen im Temperatursignal. Vor allem sind
sie regional nicht der Passage zuzuordnen. In den Schichten oberhalb 200 m Wassertiefe
findet man bei Vergleich der Experimente zwar leichte Erwärmungen, diese gehen jedoch
einher mit kaum veränderten Strömungsgeschwindigkeiten, so dass der Wärmetransport
innerhalb der Thermokline nur geringfügig zunimmt. Es zeigt sich, dass eine reine Vertiefung der Passage keinen signifikanten Einfluss auf den thermoklinen Export von Wärme
aus dem Pazifik in den Indik hat. In den oberflächennahen Schichten des Indischen Ozeans
ist mit dieser Modifizierung kein signifikantes Temperatursignal zu beobachten.
Durch das Zusammenspiel von ENSO und ITF formieren sich Temperaturanomalien
im Austrittsgebiet der Passage nordwestlich von Australien. Der South Equatorial Current (SEC) verlagert diese im Laufe von drei bis vier Jahren westwärts zur afrikanischen
Ostküste, was einer Propagationsgeschwindigkeit von 2000 - 2200 km/a entspricht. Vor der
afrikanischen Küste sind die Anomalien mit bis zu 4 ◦ C größer als im Austrittsgebiet des
ITF, wo sie maximal 3 ◦ C betragen und tauchen zudem in einer geringeren Tiefe auf.
Daraus ergeben sich an der Oberfläche im Westindik größere Schwankungen als im Ostindik. Der ENSO-Zyklus, mit einer mittleren Periodendauer im Modell von 3-4 Jahren,
überlagert den Transporteffekt. Dadurch ergeben sich SST-Anomalien zwischen 50 - 80◦ E
von ±1,5 ◦ C und ±1 ◦ C zwischen 90◦ - 120◦ E. Der DDMI, ein Index, der eingeführt
wurde, um das Dipolverhalten der Wassertemperaturen in der Schicht zwischen 50 und
200 m zu beschreiben, korreliert signifikant mit Niño3.4 (r = 0,8). Die Korrelation ist
65
dann maximal, wenn ein zeitlicher Verzug des DDMI auf Niño3.4 von 12 bis 14 Monaten
berücksichtigt wird.
Der ITF reagiert sensibel auf die Position der nördlichen Erstreckung Neuguineas (Rodgers et al., 2000; Cane und Molnar, 2001). Eine weitere Simulation mit südlich verschobener Kontinentalverteilung für Australien und Neuguinea würde sehr wahrscheinlich zu
einer Erwärmung des südlichen Indischen Ozeans führen. Die genannten Autoren zeigen
jedoch auch, dass die Anomalien in circa 100 m Tiefe am stärksten sind und zur Oberfläche
deutlich abnehmen. Die von Cane und Molnar (2001) aufgestellte Vermutung einer durch
die Schließung des indonesischen Seeweges induzierte Aridifizierung Ostafrikas darf in Frage gestellt, keinesfalls aber ausgeschlossen werden. Im Rahmen des RiftLink-Projekts
wurde ein deutlicher Einfluss der Topographie des ostafrikanischen Grabenbruchsystems
auf den Niederschlag nachgewiesen (Kaspar und Cubasch, 2008a). Die Heraushebung der
Riftflanken fand über einen vergleichbaren Zeitraum statt, wie die Verengung und Verflachung der Passage. Eine Überlagerung beider Szenarien ist denkbar und sollte weiter
gemeinsam untersucht werden.
Im zweiten Teil der Arbeit wurde unter Verwendung der Daten aus der Kontrollsimulation der Zusammenhang zwischen SST-Anomalien im westlichen Indischen Ozean
und dem Niederschlagsverhalten über Ostafrika untersucht. Das dominante Variabilitätsmuster der Oberflächentemperaturen korreliert deutlich mit Niño3.4 (r = 0,86). Maximale Variabilität wird im Westindik vor der afrikanischen Küste simuliert. Zur Analyse
des SST-Forcings wurden ozeanische Warmphasen mit Hilfe eines objektiven Verfahrens
aus den Zeitreihen extrahiert und mit der Modellklimatologie verglichen. Dabei zeigte
sich, dass die Warmphasen im Westindik über alle Monate nahezu gleich verteilt sind.
Das zonale Dipolverhalten der SSTs konnte belegt werden, jedoch nicht die von Saji et al.
(1999) behauptete Unabhängigkeit mit der ENSO.
Während der Warmphasen zeigen sich deutliche Reaktionen in den Mustern verschiedener meteorologischer Parameter. Positive SST-Anomalien ziehen über dem betroffenen
Gebiet verstärkte Divergenzen im Windfeld und im Feuchtefluss sowie höhere Bedeckungsgrade und Verdunstungsraten nach sich. Die Muster des vertikal integrierten Feuchteflusses lassen sich in sehr guter Übereinstimmung mit erhöhten Niederschlagsraten in
Verbindung bringen. Der Niederschlag wird vom Modell im Vergleich zu Reanalysedaten
unterschätzt. Obwohl Ostafrika ganzjährig unter der Zufuhr maritimer Luftmassen vom
Indischen Ozean steht, ergeben sich dort nur im Herst und Winter vermehrte Niederschläge. Über dem ostafrikanischen Grabenbruch fallen im Herbst bis zu 40% beziehungsweise bis zu 1 mm/d mehr Niederschläge, während im Winter die Zunahmen von Westen
nach Osten von 0% auf ebenfalls 40% ansteigen. Nördlich des Äquators ist die Reaktion im
66
KAPITEL 5. ZUSAMMENFASSUNG UND DISKUSSION
Herbst uneinheitlicher, im Winter deutlicher. Relative Zunahmen bis 150% auf allerdings
niedrigem absoluten Niveau treten von Dezember bis Februar auf. Im Herbst finden sich
sowohl Bereiche mit Zu- wie auch Abnahmen, wobei die Gebiete mit mehr Niederschlag
deutlich überwiegen. Für das Frühjahr und den Sommer werden keine Unterschiede simuliert. Die mittlere jährliche Niederschlagsbilanz über Ostafrika stellt sich positiv dar.
Zunahmen von bis zu 0,5 mm/d sind lokal zu verzeichnen.
Die räumliche Verteilung der Ergebnisse deckt sich mit der von Goddard und Graham
(1999) publizierten Modellstudie. Es sind die Meeresoberflächentemperaturen im Westindik, welche die Niederschlagsvaribilität über Ostafrika in zumindest einer Jahreshälfte
entscheidend steuern. Die ohnehin geringen Niederschlagsraten im Frühjahr und Sommer
können sie in keine Richtung beeinflussen. Ob ein generell wärmerer Indischer Ozean allein
in der Lage ist, das ostafrikanische Klima von ariden Bedingungen wegzuführen darf damit
angezweifelt werden. Andersherum ist demzufolge fraglich, ob eine etwaige Abkühlung des
Indiks infolge der Schließung der indo-pazifischen Passage für die Aridizifierung Ostafrikas
während des späten Miozäns und frühen Pliozäns verantwortlich gemacht werden kann.
Es ist nicht davon auszugehen, dass der Effekt der “Schließung” des Seeweges die Niederschlagsraten über Ostafrika so zu beeinflussen im Stande gewesen wäre, um dort die
Existenz eines tropischen Regenwaldes zu gewährleisten. Für humide Bedingungen wäre
es erforderlich, dass die Niederschläge gleichmäßiger über das Jahr verteilt wären. Andere
Simulationen, die den Schliessungseffekt untersuchen, belegen Reaktionen im SST-Signal
nur im südlichen Indischen Ozean (Hirst und Godfrey, 1993; Verschell et al., 1995; Rodgers
et al., 2000). Diese Arbeit hat jedoch gezeigt, dass die sommerliche Trockenperiode nicht
von SST-Anomalien im Südwest-Indik beeinflusst wird, trotz der Anströmung Ostafrikas
mit maritimer Meeresluft, die zu dieser Jahreszeit ihren Ursprung über genau diesem Bereich des Indischen Ozeans hat. Demnach hätte selbst eine im Sinne der paläotektonischen
Rekonstruktion “offenere” Passage vermutlich keinen Einfluss auf das Niederschlagsverhalten über Ostafrika.
Die Frage, was die ostafrikanische Aridifizierung letztlich hervorgerufen hat, kann hier
nicht beantwortet werden. Möglicherweise spielen die lokalen geologischen Hebungseffekte
während des Miozäns und Pliozäns in der Region eine weitaus größere Rolle als überregionale Einflüsse. Im Forschungsprojekt RiftLink wird dieser Frage weiter nachgegangen.
67
Abkürzungen
COSMOS
DKRZ
DMI
Community Earth S ystem Models
Deutsches K limar echenz entrum
Dipol M ode I ndex
DDMI
ECHAM
Deep Dipol M ode I ndex
Atmosphärisches Zirkulationsmodell des MPIfM in Hamburg
basierend auf dem Wettervorhersagemodell des EC MWF
ECHO-G
vollständig gekoppeltes 3D Ozean-Atmosphäre-Modell bestehend aus
Atmosphärenkomponente EC HAM und Ozeankomponente HOPE-G
ECMWF
ENSO
GCM
E uropean C enter for M edium-Range W eather F orecasts
E l N iño S outhern Oscillation
General C irculation M odel
HOPE-G
IPCC AR4
globale Version des H amburg Ocean Primitive E quation Modells
I ntergovernmental Panel on C limate C hange 4th Assessment Report
ITCZ
ITF
MPIfM, MPI-M
I ntertropical C onvergence Z one
I ndonesian T hroughf low
M ax-Planck-I nstitut f ür M eteorologie, Hamburg
MPI-OM
NCEP
M ax-Planck-I nstitut Ocean M odel
N ational C enters for E nvironmental Prediction
NCAR
OASIS
SEC
N ational C enter for Atmospheric Research
Ocean Atmosphere S ea I ce S oil
S outh E quatorial C urrent
SECC
SST
S outh E quatorial C ounter C urrent
S ea S urface T emperature, Meeresoberflächentemperatur
68
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72
Abbildungsverzeichnis
1.1 Das “globale Förderband”, Schema der globalen Ozeanzirkulation . . . . .
4
1.2 Kontinentalverteilung und Strömungskonfiguration vor 17 Millionen Jahren
5
1.3 Topographie und Bathymetrie im indo-pazifischen Raum . . . . . . . . . .
6
2.1 Modellgitter und Land-See-Maske des Ozeanmodells . . . . . . . . . . . . . 10
2.2 Originale und modifizierte Bathymetrie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
2.3 BANDA Setup für MPI-OM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
3.1 ITF-Transportraten, total und ausgewählte Teilpassagen . . . . . . . . . . 16
3.2 Modellklimatologie in ITF-Region, Januar und August . . . . . . . . . . . 17
3.3 Mittlerer Salzgehalt in 50 m in ITF-Region . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
3.4 Zeitserie von Niño3.4-Index und ITF Anomalien . . . . . . . . . . . . . . . 20
3.5 Kreuzkorrelation zwischen und Autokorrelationen von Niño3.4-Index und
ITF Anomalie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
3.6 Transport durch Passage und 6-jähriges gleitendes Mittel . . . . . . . . . . 22
3.7 Meridionalkomponente der Strömungsgeschwindigkeit im Vertikalschnitt
Borneo - Neuguinea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.8 Mittlere barotrope Stromfunktion, Differenz RLindo minus RLctl . . . . . 25
3.9 Mittlere jährliche Differenz der absoluten und vektoriellen Strömungsgeschwindigkeiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
3.10 Mittlere jährliche Differenz der Zonalgeschwindigkeit v im Vertikalschnitt
durch den Indischen Ozean . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
3.11 Temperaturdifferenzen im Vertikalschnitt, Indischer und Pazifischer Ozean
28
3.12 Temperatur in 2080 m Tiefe, Indischer und Pazifischer Ozean . . . . . . . . 29
73
74
ABBILDUNGSVERZEICHNIS
3.13 Temperaturdifferenzen, vertikal gemittelt zwischen 1440-2920 m, 0-200 m
und oberster Schicht (0-12 m) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.14 Differenz von Wassertemperatur und Meridionalgeschwindigkeit im Vertikalschnitt Borneo-Sulawesi-Neuguinea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
3.15 Propagation von Wassermassen während intensivem ITF-Zyklus in Kontrollsimulation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36
3.16 Vertikale und zeitliche Entwicklung der Temperaturanomalien im Westund Ostindik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
3.17 Propagation von Wassermassen während intensivem ITF-Zyklus in modifizierter Simulation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38
3.18 Kreuzkorrelation von ITF- und Temperaturanomalien im Austrittsgebiet
des ITF, Kreuzkorrelation von Temperaturanomalien im Austrittsgebiet
und westlichem Indischer Ozean . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
3.19 Zeitserien von DDMI und Niño3.4 in letzten 30 Modelljahren, beide Simulationen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
4.1 Mittlerer 10 m Wind und Niederschläge im DJF und JJA . . . . . . . . . . 44
4.2 Räumliche Korrelationen von SST-Anomalien mit EOF-Zeitreihen . . . . . 46
4.3 Kreuzkorrelation Niño3.4 und DMI mit Zeitreihen von 1. und 2.EOF . . . 48
4.4 SST-Anomalien im Indik während Warmereignissen . . . . . . . . . . . . . 49
4.5 Differenz mittleres jährliches 10 m Windfeld, dessen Divergenz, Bedeckungsgrad, Solarstrahlung an Oberfläche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
4.6 Differenz Verdunstungsraten und latenter Wärmefluss . . . . . . . . . . . . 52
4.7 Vertikal integrierter Feuchtefluss sowie Differenzen im Winter und Sommer
54
4.8 Differenz der mittleren vertikal integrierten Feuchtekonvergenz, saisonal . . 55
4.9 Mittlere jährliche Niederschlagsanomalien über dem Westindik und Ostafrika während Warmphasen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
4.10 Monatliche Niederschläge über Ostafrika für Region 1 und 2 . . . . . . . . 58
4.11 Mittlere saisonale Niederschlagsanomalien über dem Westindik und Ostafrika während Warmphasen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
4.12 Niederschlags- und SST-Variabilität über Ostafrika nach Goddard und Graham (1999) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
ABBILDUNGSVERZEICHNIS
75
Danksagung
Ich bedanke mich bei Herrn Prof. Dr. Ulrich Cubasch für das Ermöglichen und Begutachten dieser Arbeit. Mein Dank gilt ebenfalls Herrn PD Dr. Peter Névir als zweiter
Gutachter.
Insbesondere danke ich Dir, Frank Kaspar, für deine unermüdliche Begleitung, die Du
mir in den letzten Jahren gewährt hast. Du warst immer und bist mir eine verlässliche
und kompetente Anlaufstelle für Fragen aller Art. Auf Dein wissenschaftliches Verständnis, zusammen mit Deiner Gabe, Dinge verständlich zu erklären, konnte ich mich immer
verlassen.
Weiterhin möchte ich mich bei der gesamten Arbeitsgruppe von Herrn Prof. Dr. Ulrich
Cubasch dafür bedanken, dass sie mir jederzeit Anlaufpunkte für meine Fragen bot. Mein
Dank gilt auch Semjon Schimanke, der mich mit vielen Hilfestellungen und Antworten
unterstützt hat. Genauso dankbar bin ich für Deine und die von Sabine, Ulrike und
Steffen überaus nette Bekannschaft auch abseits des Studiums.
Einen persönlichen Dank widme ich auch meinen Freunden und meiner Familie, besonders aber meinen und Anjas Eltern. Ihr hab mit eurer Unterstützung einen wichtigen
Beitrag für das Gelingen dieser Arbeit und meines gesamten Studiums geleistet.
Dir, Anja, schenke ich meine größte und unendliche Dankbarkeit! Du hast uns zwei
wunderbare Söhne geboren und mir erst mit deiner Unterstützung und deinem Beistand
das Studium ermöglicht. Du hast mir so oft und geduldig den Rücken freigehalten, auch
dann, wenn wir schon ausgelastet waren. Ich umarme dich dafür!
76

Auswirkungen einer modifizierten Indonesischen Ozeanpassage

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