Die Küste, 59 (1997), 1-26
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im Gezeitenrhythmus. Ein typisches Volumelement im numerischen Modell hat also
eine Mächtigkeit von 8 m und eine horizontale Ausdehnung von einer Quadratseemeile
(1852 m • 1852 m). Die horizontale Modcllrasterung ist in Alih. 1 Ib erkennbar, ln Flachwasserbereichen
dämpfen Wärmeflüsse zwischen Wasser und Sedimentschichten kurzfristige
Schwankungen, z. B. den Tagesgang der Wassertemperatur bei wolkenfreiem Himmel
(Andrews, 1976 und 1980). Deshalb sind im Modell 3 Sedimentschichten von 0,1 m, 0,5 m
und 2,5 m Mächtigkeit unterlegt. Durch Trockenfallen und Überfluten der Wattflächen wird
der Tagesgang der Wasser- und Sedimenttemperaturen mit einer Störung von 12,42 h Periode
überlagert (Harrison, 1985; Vugts u. ZlMMERMAN, 1985).
ln den Gleichungen (1) bis (10) ist der Übergang von infinitesimal kleinen Volumelementen
zu finiten Differenzen, wie für ein numerisches Modell erforderlich, nicht vollzogen.
Auf die numerischen Verfahren wird hier nicht eingegangen.
Die zeitliche Änderung der Temperatur im Volumelement hängt ab von örtlichen Strömungen
(u, v, w) und turbulenten Austauschvorgängen (1) sowie von Anfangswerten. Gleichung
(1) ist für ein sphärisches Koordinatensystem formuliert. Hat das Volumelement Kontakt
mit der Atmosphäre, kommen Randbedingungen für den Wärmefluß im Wasser (2)
hinzu. Die im Modell berücksichtigten Beiträge zum Wärmefluß an der Meeresoberfläche (3)
sind solare Einstrahlung (4) (SHINE, 1984), infrarote Rückstrahlung (5) (IDSO u. JACKSON,
1969), sensibler Wärmefluß (6) (LiU et al., 1979} und latenter Wärmefluß (7) (LlU et ah, 1979).
Gleichung (8) stellt einen Zusammenhang zwischen spezifischer Feuchtigkeit und Wasserdampfpartialdruck
e 4 her (Warn'KCKE, 1991). Bei Eisbedeckung müssen die Wärmeflußbeiträge
modifiziert werden, die deutsche Küste war jedoch im hier fraglichen Zeitraum weitgehend
eisfrei. Die Sedimentschichten sind über die Wärmeleitungsgleichung (9) an die bodennächste
Wasserschicht gekoppelt. Unter der Annahme, daß die durch den Boden geleitete
Wärmemenge proportional dem vertikalen Temperaturgradienten ist, ergibt sich eine zu (2)
analoge Formel.
Eine durch die Wärmeflüsse veränderte Wassertemperatur kann im Wasserkörper zu
Veränderungen der Dichte (10) und Dichtegradienten führen, was — und damit schließt sich
der Kreis-Rückwirkungen auf die Strömungen (1) hat. Das Formelwerk für die Berechnung
der Strömungen findet sich an anderem Ort (Kleine et al., 1997).
Das Operationelle Modell benötigt zur Berechnung der Wärmeflüsse Eingangsdaten aus
einem Atmosphärcnmodell. Auch dabei handelt es sich um ein Vorhersagemodell. Es ist eine
Koppelung mit dem Europa-Modell (Majewski, 1991) des Deutschen Wetterdienstes eingerichtet.
Über eine Datenleitung werden täglich 2mal Prognosen des Oberflächenluftdrucks
Pj, der Windgeschwindigkeit W 12 , der Lufttemperatur T a , der spezifischen Feuchtigkeit q,
und des Bewölkungsgrades c bis 78 h voraus in Zeitschriften von 2 Stunden übermittelt. Die
thermodynamische Wechselwirkung zwischen Atmosphärenmodell und Meeresmodell ist
derart stark, daß das Meeresmodell keiner Datenassimilation bedarf. Gemessene Daten gehen
lediglich im Atmosphärenmodell ein, und zwar dadurch, daß meteorologische Daten aus
dem Meßnetz mit einem Analysemodell zu Anfangsverteilungen der Prognoseläufe aufbereitet
werden. Mit dem Verzicht auf Datenassimilation ist sichergestellt, daß alle Ergebnisse
des Operationellen Modells des BSH im thermo- und hydrodynamischen Sinne in sich konsistent
sind.
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