Tropische Wirbelstürme entstehen in der Regel über Ozeanoberflächen mit einer Temperatur von mindestens 26°C. Es ist bislang noch nicht ausreichend geklärt, warum diese Temperatur den Schwellenwert für die Entwicklung angibt und ob sie bei Veränderung des Klimas ihren Wert beibehält. Auf Grundlage theoretischer Betrachtungen und numerischer Modellexperimente wird versucht, hierauf eine Antwort zu finden.

Theoretische Betrachtungen

Die potentielle Intensitätstheorie nach Emanuel beschreibt die maximal mögliche Intensität ausgereifter tropischer Wirbelstürme. Nach dieser Theorie ist die Temperaturdifferenz zwischen dem Kern und der Umgebung des tropischen Wirbelsturms ausschlaggebend für dessen Intensität. Die zum Sturmzentrum hinströmende Luft nimmt soviel Wasserdampf von der Wasseroberfläche auf, dass die Wolkenuntergrenze sich im Kern nahe der Wasseroberfläche befindet. Dort steigt die Luft im sogenannten Augenwall auf und aufgrund der hohen Luftfeuchte wird viel Kondensationswärme freigesetzt. Somit ist der Augenwall wärmer als die Umgebung und es stellt sich ein sogenannter Gradientwind ein, der Flieh-, Coriolis-, und Druckgradientkräfte im Gleichgewicht hält. Die Stärke des Gradientwindes zum Quadrat ist etwa proportional zur Temperaturdifferenz zwischen Augenwall und Umgebung. Da bei Zunahme der Temperatur mehr Feuchte aufgenommen werden kann, nimmt die Intensität mit der Wasseroberflächentemperatur zu. Allerdings findet keine sprunghafte Zunahme bei 26°C statt, was man aufgrund der Beobachtungen erwarten würde. Zudem hängt die potentielle Intensität nach Emanuel auch von der Umgebungstemperatur ab, die nicht notwendigerweise in Zusammenhang mit der Ozeanoberflächentemperatur (OOT) stehen muss. Somit kann die Theorie keine Erklärung für den Schwellenwert bei 26°C liefern. Möglicherweise ist nur der Entstehungsprozess (tropische Zyklogenese) bei einer niedrigeren Temperatur gehemmt, obwohl ein bereits ausgereifter tropischer Wirbelsturm bei dieser Temperatur theoretisch im Einklang mit der potentiellen Intensitätstheorie bestehen kann. Die tropische Zyklogenese wird durch Konvektionswolken eingeleitet. So könnte es sein, dass die Atmosphäre bei einer OOT von unter 26°C konvektiv stabil geschichtet ist und somit aufgrund des Fehlens von Konvektion auch keine tropische Zyklogenese stattfinden kann. In diesem Fall hängt der Schwellenwert aber von der atmosphärischen Temperaturschichtung ab. Folglich ist es plausibel, anzunehmen, dass der Schwellenwert von 26°C vom Klimazustand abhängig ist.

Modellexperimente

Neben theoretischen Überlegungen können Modellexperimente Aufschluss über die klimatologische Sensitivität des OOT-Schwellenwerts von 26°C liefern. Dafür wurden im axialsymmetrischen Wolkenmodell HURMOD stationäre, d.h. sich mit der Zeit nicht mehr verändernde, Wirbellösungen berechnet und ihre Abhängigkeit von der OOT ermittelt. Im Gegensatz zur potentiellen Intensitätstheorie kommt es bei einer bestimmten Wasseroberflächentemperatur zu einer plötzlichen Abnahme der Intensität. Dieses numerische Ergebnis liefert also eine Erklärung für die Existenz eines Schwellenwertes. Allerdings zeigen die numerischen Berechnungen auch, dass dieser Schwellenwert von der

Tropopausentemperatur, dem vertikalen Temperaturgradienten und der relativen Feuchte der Umgebungsluft abhängt (Abbildung 1). Somit deutet sich eine merkliche Abhängigkeit des Schwellenwertes vom Klimazustand an.

Das Klimasystem kann in weiten Teilen ziemlich realistisch mit globalen Zirkulationsmodellen dargestellt werden. Die räumliche Auflösung solcher Modelle ist bereits so hoch, dass auch tropische Zyklonen simuliert werden können. Daher wurden auch Experimente mit dem globalen atmosphärischen Zirkulationsmodell Planetsimulator (PlaSim) durchgeführt. Im Referenzexperiment werden zwei idealisierte Ozeane und Kontinente vorgegeben, wobei sich über den Ozeanen tropische Wirbelstürme entwickeln (Abbildung 2). In diesem Experiment entstehen in der Tat tropische Wirbelstürme nur bei einer OOT von mehr als 26°C. In einem zweiten Experiment wurde der gesamte Planet (Oberfläche und Atmosphäre) um 5°C abgekühlt. Nun findet man nur in unmittelbarer Umgebung um den Äquator eine OOT von mehr als 26°C. Dennoch entstehen etwa genau so viele tropische Wirbelstürme wie im Referenzexperiment und sogar bei Oberflächentemperaturen, die deutlich unter 26°C liegen (Abbildung 3).

Zusammenfassung

Die theoretischen Überlegungen und Modelluntersuchungen weisen darauf hin, dass der Schwellenwert der OOT für die tropische Zyklogenese von der atmosphärischen Temperaturschichtung abhängig ist. Daher kann es durchaus sein, dass sich dieser Schwellenwert im Zuge eines Klimawandels ändert. Im Zuge einer globalen Klimaerwärmung wird die Abnahme der Temperatur mit der Höhe innerhalb der Troposphäre in tropischen Breiten wahrscheinlich schwächer ausgeprägt sein als zuvor, was zu einer höheren Schichtungsstabilität führt. Somit wäre es denkbar, dass der OOT-Schwellenwert ansteigt.

Abbildung 1: Maximale Windgeschwindigkeit der stationären Wirbellösung im axialsymmetrischen Wolkenmodell HURMOD als Funktion der Ozeanoberflächentemperatur (OOT) für verschiedene atmosphärische Verhältnisse. RH bezeichnet die relative Feuchte der Atmosphäre und Tt die Tropopausentemperatur. Die schwarze Kurve zeigt ein Experiment, in dem der vertikale Temperaturgradient  bei der OOT-Variation konstant bleibt anstelle der Tropopausentemperatur, welche in den anderen drei Experimenten konstant gehalten wurde.

Abbildung 1: Maximale Windgeschwindigkeit der stationären Wirbellösung im axialsymmetrischen Wolkenmodell HURMOD als Funktion der Ozeanoberflächentemperatur (OOT) für verschiedene atmosphärische Verhältnisse. RH bezeichnet die relative Feuchte der Atmosphäre und Tt die Tropopausentemperatur. Die schwarze Kurve zeigt ein Experiment, in dem der vertikale Temperaturgradient ⎲ bei der OOT-Variation konstant bleibt anstelle der Tropopausentemperatur, welche in den anderen drei Experimenten konstant gehalten wurde.

Abbildung 2: Referenzexperiment mit dem globalen atmosphärischen Zirkulationsmodell PlaSim. Farbige Schattierungen zeigen die Ozeanoberflächentemperatur (°C). Die Zugbahnen wurden aus einer Simulation über 90 Tage ermittelt. Die Kontinente sind mit grüner Farbe abgedeckt.

Abbildung 2: Referenzexperiment mit dem globalen atmosphärischen Zirkulationsmodell PlaSim. Farbige Schattierungen zeigen die Ozeanoberflächentemperatur (°C). Die Zugbahnen wurden aus einer Simulation über 90 Tage ermittelt. Die Kontinente sind mit grüner Farbe abgedeckt.

Abbildung 3: Ozeanoberflächentemperatur bei der Zyklogenese und maximale Windgeschwindigkeit im Streudiagramm. Rote Kreuze zeigen die Ergebnisse aus dem PlaSim-Referenzexperiment und grüne Kreuze die Ergebnisse aus dem Plasim-Experiment für einen um 5°C abgekühlten Planeten.

Abbildung 3: Ozeanoberflächentemperatur bei der Zyklogenese und maximale Windgeschwindigkeit im Streudiagramm. Rote Kreuze zeigen die Ergebnisse aus dem PlaSim-Referenzexperiment und grüne Kreuze die Ergebnisse aus dem Plasim-Experiment für einen um 5°C abgekühlten Planeten.

 

Thomas Frisius, KlimaCampus, Universität Hamburg