Das ENSO-Phänomen

Rossby-Wellen

Rossby-Wellen, die auch als planetarische Wellen bezeichnet werden, treten natürlicherweise in rotierenden Fluiden auf. Im Ozean und in der Atmosphäre der Erde bilden sich diese Wellen als Folge der Rotation des Planeten. Rossby-Wellen sind nach dem schwedischen Meteorologen Carl-Gustaf Rossby benannt, der 1930 als Erster diese Wellenart in der Atmosphäre entdeckte.

Ozeanische Rossby-Wellen

Ozeanische Rossby-Wellen ermöglichen eine stationäre windgetriebene Ozeanzirkulation und prägen ihre Form in charakteristischer Weise, sie beeinflussen die Eigenschaften von mesoskaligen Wirbeln im Ozean und spielen eine wichtige Rolle bei der Ausbreitung von Ozean-Klima-Signalen, beispielsweise bei ENSO-Ereignissen.

Sie werden im Inneren der Ozeanbecken durch räumliche Variationen des Oberflächenwindes und durch Luftdruck-Schwankungen an der Meeresoberfläche  angeregt oder von den meridonal verlaufenden Küsten als Reaktion auf zeitliche Schwankungen der Wind- und Luftdruckfelder abgestrahlt. Lange Rossby-Wellen werden von östlichen Ufern und kurze Rossby-Wellen von westlichen Ufern abgestrahlt. Durch ihre Laufzeit durch das Ozeanbecken von Ost nach West bestimmen sie die charakteristische Reaktionszeit für die Einstellung einer stationären Ozeanzirkulation nach zeitlichen Änderungen des antreibenden Windmusters.

Obwohl die Existenz von Rossby-Wellen theoretisch schon vor mehr als 100 Jahren nachgewiesen wurde, gelang es erst Ende des 20. Jahrhunderts ihre Existenz mittels herkömmlicher ozeanographischer Beobachtungsmethoden im Inneren der Wassersäule und mittels Satellitenaltimetrie an der Meeresoberfläche in jedem Ozean und auf allen Breiten zu bestätigen.

Schema eines planetaren Wellenfeldes (Rossby-Wellen) Schema des Auftriebsmechanismus für ein baroklines planetarisches Wellenfeld, mit der Größenordnung der Skalen der verschiedenen Merkmale ("Thermokline" bezeichnet hier die permanente Thermokline in mittleren Breiten) Möglicherweise kann der mit einer langen planetarischen Welle verbundene Auftrieb zusätzliche Nährstoffe in die turbulente Mischschicht bringen. Diese würden absorbiert und in Chlorophyll umgewandelt werden und so wellenförmige Strukturen erzeugen, die sich mit der gleichen Geschwindigkeit ausbreiten wie die planetarische Welle, die sie erzeugt. Quelle: Killworth, P. D. et al. (2004)

Wellen im Ozean gibt es in vielen verschiedenen Formen und Größen. Langsame ozeanische Rossby-Wellen unterscheiden sich grundlegend von Wellen an der Meeresoberfläche. Anders als Wellen, die sich an der Küste brechen, sind Rossby-Wellen riesige, wellenförmige Bewegungen des Ozeans, die sich horizontal über Hunderte von Kilometern in westlicher Richtung über den Planeten erstrecken. Sie sind so groß und massiv, dass sie die Klimabedingungen der Erde verändern können. Zusammen mit dem Anstieg des Meeresspiegels, extremen Gezeiten (King Tides) und den Auswirkungen von El Niño tragen die Rossby-Wellen in einigen Regionen der Welt zu hohen Gezeiten und Überschwemmungen an den Küsten bei.

Die Bewegung von Rossby-Wellen ist komplex. Die horizontale Wellengeschwindigkeit einer Rossby-Welle (die Zeit, die die Welle benötigt, um ein Meeresbecken zu durchqueren) hängt vom Breitengrad der Welle ab. Im Pazifik beispielsweise können Wellen in niedrigeren Breitengraden (näher am Äquator) Monate bis zu einem Jahr brauchen, um den Ozean zu überqueren. Wellen, die sich weiter entfernt vom Äquator (in mittleren Breiten) des Pazifiks bilden, können für die Reise eher 10 bis 20 Jahre benötigen.

Die vertikale Bewegung von Rossby-Wellen ist entlang der Meeresoberfläche gering, hingegen groß entlang der tiefer liegenden Thermokline, dem Übergangsbereich zwischen der warmen Oberflächenschicht und den kälteren Tiefen.

Diese Schwankung der vertikalen Bewegung der Wasseroberfläche kann recht dramatisch sein: Die typische vertikale Bewegung der Wasseroberfläche beträgt im Allgemeinen etwa 10 Zentimeter, während die vertikale Bewegung der Sprungschicht bei derselben Welle etwa 1.000 Mal größer ist. Mit anderen Worten, für eine Oberflächenbewegung von 10 Zentimetern oder weniger entlang der Meeresoberfläche kann es eine entsprechende vertikale Bewegung von mehr als 91,4 Metern in der Sprungschicht weit unter der Oberfläche geben! Aufgrund der geringen vertikalen Bewegung entlang der Meeresoberfläche sind ozeanische Rossby-Wellen mit dem menschlichen Auge nicht zu erkennen. Wissenschaftler verlassen sich in der Regel auf die Radaraltimetrie, um die massiven Wellen zu erkennen.

So wie Kelvin-Wellen entstehen, wenn sich ein El Niño herausbildet, so entstehen Rossby-Wellen wenn er sich auflöst. Diese Wellen bewegen sich dann westwärts und tragen dazu bei, dass sich die Thermokline wieder in den Normalzustand einpendelt - tief im Westen (Downwelling) und hoch im Osten des Pazifiks.

Signale von Rossby-Wellen an der Meeresoberfläche sind - wie erwähnt - schwer nachzuweisen, da sie Höhenänderungen von weniger als 10 cm und Wellenlängen von hunderten bis tausenden von Kilometern aufweisen. Allerdings sind die Höhenmesser der Jason-Satellitenserie präzise genug, um dies zu leisten. Entsprechend der Wellenlänge können mehrere Wellenkämme entlang eines Breitenkreises auftreten.

Rossby- und Kelvin-Wellen lassen sich auch anhand der Verlagerung der Thermokline nachweisen. Technisch geschieht dies mit Hilfe der Bojen des TAO-Messnetzes.

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit von Rossby-Wellen - es sei wiederholt - ist abhängig von der geographischen Breite, in jedem Falle aber deutlich geringer als die der Kelvin-Wellen. In Äquatornähe benötigt eine Rossby-Welle ca. 9 Monate, um das pazifische Becken zu durchqueren, in 12° N/S dauert es bereits ca. 4 Jahre. Beständige Passat-Winde gelten als Voraussetzung für die Entstehung von Rossby-Wellen.

Rossby-Wellen spielen in einem Erklärungsmodell für ENSO eine wichtige Rolle.

Atmosphärische Rossby-Wellen

Atmosphärische Rossby-Wellen unterscheiden sich von den großen Wellen, die wir aus dem Meer kennen und die sich auf und ab (vertikal) bewegen. Stattdessen bewegen sich Rossby-Wellen in der Atmosphäre in Nord-Süd-Richtung (horizontal), da sich die Erde am Äquator schneller dreht als an den Polen. Dies führt zur Corioliskraft, die bewirkt, dass sich bewegende Luftpakete nach rechts drehen, wenn sie sich vom Äquator weg in Richtung Nordpol bewegen, wo die Wirkung (d. h. die scheinbare Ablenkung) der Corioliskraft stärker ist. Durch diese Ablenkung nach rechts wird die Luft wieder in Richtung Äquator gelenkt, und mit zunehmender geografischer Breite wird die Luft wieder in Richtung der Pole gelenkt.

Im Gesamtbild der planetarischen Zirkulation der Luftmassen der Erdatmosphäre sind Rossby-Wellen als mäandrierender Verlauf des Polarfrontjetstreams entlang der Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft der Polarzelle und der deutlich wärmeren Luft der Ferrel-Zelle auf der Nord- und in geringerer Ausprägung auch auf der Südhalbkugel der Erde beobachtbar.

Rossby-Wellen tragen dazu bei, Wärme aus den Tropen in Richtung der Pole und kalte Luft in Richtung der Tropen zu leiten, um die Atmosphäre wieder ins Gleichgewicht zu bringen. Sie helfen auch bei der Ausrichtung des Jetstreams und markieren den Weg von Tiefdruckgebieten an der Oberfläche. Die langsame Bewegung dieser Wellen führt oft zu recht langlebigen Wettermustern.

Jetstreams entstehen infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregimen beziehungsweise Hoch- und Tiefdruckgebieten. Bedingt durch unregelmäßige thermische Gefälle verläuft die Luftmassengrenze zwischen warmer Subtropen- und kalter Polarluft nicht geradlinig, sondern mäandriert. Die Faltung des Polarfrontjetstreams ist in der Realität uneinheitlich und windet sich auch nicht durchgehend um die gesamte Erdhalbkugel.

Der Jetstream reißt zudem die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den 'Wellentälern', so genannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den 'Wellenbergen', sogenannte Rücken) ausscheren. Diese Tiefdruckgebiete, wie beispielsweise das Islandtief, sind am mitteleuropäischen Wetter maßgeblich beteiligt, da sie durch ihre Frontensysteme zu einem charakteristischen Witterungswechsel führen.

Da diese Verwirbelungen vorwiegend durch kontinentale Hindernisse hervorgerufen werden und diese auf der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, zeigt sich dieser Effekt und damit auch die Rossby-Wellen auf der Nordhalbkugel wesentlich stärker.

Rossby-Wellen schaffen einen Super-Highway für Telekonnektionen Wenn der Jetstream mit einer atmosphärischen Rossby-Welle interagiert, bildet er Wellenberge und -täler aus, die in der oberen Atmosphäre abwechselnd hohe (rot) und niedrige (blau) Druckzonen erzeugen. Diese zusammenhängenden Klimamuster - Telekonnektionen - bewegen sich entlang des Jetstreams wie Fahrzeuge auf einer weltumspannenden Autobahn. Quelle: ENSO Blog, Dezember 2022

Wie in der Grafik ersichtlich, dienen diese Rossby-Wellen - vom Jetstream gelenkt - als Grundlage für Telekonnektionsmuster, die einen Weg für die Übertragung von Informationen (wie Temperatur und Druck) an Orte bieten, die Tausende von Kilometern entfernt sind, und diese beeinflussen. Rossby-Wellen sind die Fahrzeuge, die auf unserer globalen Informationsautobahn unterwegs sind und unser Klimasystem vollständig vernetzt und in ständiger Kommunikation halten.