Die Zirkulation in Strato- und Mesosphäre bei expliziter Simulation der Schwerewellen

Interne Schwerewellen werden in der Troposphäre angeregt und sind hier wegen ihrer geringen Wind- und Temperaturschwankungen kaum wahrnehmbar. In der oberen Mesosphäre und unteren Thermosphäre erlangen diese Wellen jedoch beträchtliche Amplituden, was schließlich zu Wellenbrechen und Turbulenz führt. Die damit einhergehende Impulsdeposition treibt eine hemisphärenübergreifende Sommer-Winterpolzirkulation und erzeugt die kalte Sommermesopause.

In komplexen globalen Klimamodellen kann diese elementare Ereigniskette nur in parametrisierter Form berücksichtigt werden, was grobe Vereinfachungen hinsichtlich der Schwerewellendynamik und eine große Unsicherheit bei der Wahl der freien Parameter bedeutet.

Abb. 1: (a),(b) Winterklimatologie von zonal gemittelter Temperatur (Konturlinienabstand 20 K) und zonalem Wind (Konturen ±10, 20, 40, 60 m/s) des Modells KMCM. (c) Wie (b), aber bei Unterdrückung von Schwerewellen mittlerer Frequenzen. (d) Wie (b), aber anhand von Satellitenbeoachtungen. Diese Daten wurden von dem UARS Reference Atmosphere Project über das Internet bereitgestellt.

Mit einem mechanistischen Zirkulationsmodell wie KMCM können deutlich höhere vertikale und horizontale Auflösungen realisiert werden als mit einem komplexen Klimamodell. Man kann daher versuchen, die Schwerewellen soweit wie möglich explizit zu beschreiben. Inwieweit dies gelingt, hängt entscheidend davon ab, wie das Modell die troposphärischen Energie- und Impulskreisläufe und die damit einhergehenden irreversiblen Vorgänge erfasst. Denn letztere hängen eng mit der Generierung von Schwerewellen zusammen. In einem strömungsphysikalischen Zirkulationsmodell werden die Energie- und Impulskreisläufe über die Parametrisierung der Turbulenz gesteuert.

Die Turbulenzparametrisierung ist daher ein zentraler Modellbaustein sowohl für die selbstkonsistente Generierung von Schwerewellen in der Troposphäre als auch für deren Dissipation in der Meso- und Thermosphäre. Unter diesem Aspekt der Dynamik von unterer und mittlerer Atmosphäre erfasst das im Bericht 40 beschriebene Modell KMCM bei horizontalen und vertikalen Auflösungen von ca. 170 km und 550 m den globalen Schwerewellenantrieb der oberen Mesosphäre zum ersten Mal selbstkonsistent und explizit.

Die Abbildungen 1a und b zeigen die mittlere Temperatur und den mittleren zonalen Wind bei permanenten Januarbedingungen. Im Bereich der Sommermesopause erkennt man deutlich eine Umkehr von Ost- zu Westwind. Der Westwindjet in der Wintermesosphäre ist abgeschlossen. Die simulierte Windumkehr wird im Vergleich mit Beobachtungsdaten (Abb. 1d) unterschätzt, weil die aufgelösten Schwerewellen zu schwach sind. Dennoch ist die gezeigte Simulation vergleichsweise realitätsnah. Man kann den Effekt der aufgelösten Schwerewellen unter anderem dadurch sichtbar machen, dass man im Modell die Schwerewellen künstlich unterdrückt, etwa durch eine schwache Hyperdiffusion bei sonst identischen Modellparametern, und das Resultat (Abb. 1c) mit der Kontrollsimulation (Abb. 1b) vergleicht. Ohne Schwerewellen ist das Windfeld offenbar völlig unrealistisch. Dies gilt insbesondere in tropischen Breiten (siehe dazu Bericht 42).

Mit dem neuen Modellkonzept lassen sich Fragestellungen zur globalen Schwerewellendynamik ohne Schwerewellenparametrisierung untersuchen. Die im Bericht 43 beschriebene Anwendung zeigt zum Beispiel, dass die troposphärischen Schwerewellenquellen durch planetare Rossby-Wellen verstärkt werden können, was zu messbaren Effekten in der Mesosphäre führt.

 

Abb. 2: (a),(b) Typische Sequenz von Temperaturvariationen (Farbskala in K) in der Sommermesophäre (50° Süd, 80 km Höhe) in Abhängigkeit von der geographischen Länge aus einer Wintersimulation mit KMCM. Die durchgezogenen schwarzen und grünen Linien markieren Phasen von ostwärts laufenden Schwerewellen und westwärts laufenden baroklinen Wellen.

Ein anderes Beispiel betrifft die Untersuchung von planetaren Wellen, die in der extratropischen Sommermesophäre durch barokline Instabilität in-situ generiert werden. Abb. 2 zeigt, wie die ostwärts laufenden Schwerewellen und die nach Westen laufenden planetaren Wellen sich überlagern. In der zonal- und klimatologisch gemittelten Impulsbilanz (Abb. 3 a-c) ergibt sich daraus eine westwärtige Beschleunigung durch barokline Wellen, die der ostwärtigen Beschleunigung durch Schwerewellen entgegengerichtet ist. Die relative Wichtigkeit beider Wellenwiderstände wird in konventionellen Klimamodellen zum Teil sehr unterschiedlich wiedergegeben. Die in Abb. 3c gezeigte Abschätzung ist konsistent mit Satellitenbeobachtungen von baroklinen Wellen in der Sommermesosphäre. Dies impliziert, dass die erforderliche Impulsdeposition durch Schwerewellen deutlich stärker sein muss, als bisher allgemein angenommen wurde.

Des Weiteren ergibt das Modell eine mit Beobachtungen konsistente Sommer-Winterasymmetrie der turbulenten Dissipationsrate (Abb. 3d). Das Maximum der Dissipation verschiebt sich zum Sommerpol hin zu größeren Höhen, was auf eine abgeschwächte troposphärische Schwerewellenquelle in Polnähe schließen lässt – ein Effekt, der mit Schwerewellenparametrierungen nicht prognostiziert werden kann (siehe dazu auch Bericht 15, Institutsbericht 2004/2005). Des Weiteren ergeben die aufgelösten Schwerewellen eine sehr starke interne Variabilität der Mesosphäre, die mit Turbulenz- und Temperaturmessungen des IAP quantitativ vergleichbar ist (siehe die Berichte 43 und 32 (Institutsbericht 2004/2005)).

Abb. 3: Klimatologisch und zonal gemittelte Impulsbilanz und turbulente Dissipation in der Mesosphäre in einer Januarsimulation mit KMCM. Die Einzelbilder zeigen (a) die Corioliskraft der Sommer- Winterpolzirkulation, (b) die Impulsdeposition der aufgelösten Schwerewellen (GW drag), (c) die Wellenwirkung quasi-geostrophischer barokliner Wellen (qg wave drag) und (d) die turbulente Dissipation (Reibungswärme). Die Konturlinien sind ±10, 20, 40, . . . , 100 m/s*Tag in (a)-(c) und 1,2, . . . , 8 K/Tag in (d)

Selbstverständlich kann man mit einem globalen Modell von der Grenzschicht bis zur Thermosphäre nur einen Teil des Schwerewellenspektrums auflösen. Auch beruhen die in KMCM verwendeten Turbulenzmodelle trotz ihrer hydrodynamischen Konsistenz letztlich auf Mischungswegansätzen von Prandtl und Smagorinsky und können daher nur lokale Austauschvorgänge beschreiben. Sie müssen in der Zukunft weiter verbessert werden. Um insbesondere den Brechungsprozess genauer zu verstehen und mit einem verbesserten Turbulenzmodell zu beschreiben, sind direkte Simulationen mit einem mikroskaligen Modell notwendig, wie sie am IAP ebenfalls durchgeführt werden (siehe Bericht 47).

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