Analyse des Klimamodells SOCOL anfangs des 20. Jahrhunderts ...

Analyse des Klimamodells SOCOL anfangs
des 20. Jahrhundertsbasierend
auf dem Vulkanausbruch von
Santa Maria
(Guatemala 1902)
Bachelorarbeit Klima & Wasser
Nico Zeltner
Betreuer
Prof. Dr Stefan Brönnimann
Institut für Atmosphäre und Klima der ETHZ
(IAC)
Zürich im Januar 2007

Einleitung
Im Oktober 1902 fand auf Guatemala einer der grössten Vulkanausbrüche des 20.
Jahrhunderts statt. Die Eruption hielt 19 Tage an und wies eine maximale vertikale
Aschewolkenausdehnung von ungefähr 28 Kilometern auf, womit sie weit in die
untere Stratosphäre hineinreichte. Die äquatornahe Lage trug zusätzlich dazu bei,
dass die Ascheladung unter Einwirkung der ‚Brewer-Dobson-Zirkulation’ in höhere
stratosphärische Breiten verfrachtet wurde. Es ist seit längerem bekannt, dass
derartige Vulkanausbrüche das Klima über kürzere Zeitspannen markant
beeinflussen können.
Wir wollen uns die Klimabeeinflussungseigenschaften derartiger Vulkanausbrüche
zur Analyse eines Klimamodells zu Nutze machen. Das zu betrachtende Klimamodell
SOCOL besteht aus einem ‚Global Circulation Model’ (GCM) welches mit einem
‚Chemical Transport Model’ (CTM) gekoppelt ist. SOCOL steht dabei für ‚Solar
Climate Ozone Links’ und ist ein ‚Chemistry-Climate Model’ (CCM) (Egorova et al.,
2005).
Der Fokus dieser Arbeit ist auf die Jahre von 1901 bis 1904 gerichtet, da derartige
Vulkanausbrüche das Klima in der Regel für gut zwei Jahre auffällig zu beeinflussen
vermögen. Bei der Analyse der Beobachtungsdaten wurde mit Hilfe der Theorie von
Robock et al. [2000] – die für äquatornahe Vulkanausbrüche ähnliche klimatische
Auswirkungen postuliert, wie sie bei einem positiven Mode des NAO auftreten - nach
ähnlichen Mustern bzw. Parallelen gesucht. Die Theorie beinhaltet zwei wichtige
Eckpunkte. Einerseits wird darin davon ausgegangen, dass klimatische
Auswirkungen äquatornaher Vulkanausbrüche starke Ähnlichkeiten mit einem
AO + /NAO + -Muster 1 aufweisen und anderseits durch die erhöhte Aerosolladung in der
unteren Stratosphäre, eine überdurchschnittliche Erwärmung in den äquatorialen
Breiten eben dieses Atmosphärenbereichs stattfindet. Dies führt neben einem
allgemeinen ‚Coolingeffekt’ (aufgrund der Reflexion von kurzwelligem Licht an den
Aerosolen) zu einem indirekten Einfluss, nämlich zu einer
Temperaturgradientenausbildung zwischen äquatorialen Breiten und Polnahen
Breiten in der unteren Stratosphäre. Dadurch soll der polare Vortex angetrieben
werden, welcher in der Folge kälter wird und zu stärkeren ‚Westerlies’ führt. Dieser
Einfluss scheint die parallele zum AO + /NAO + - Effekt zu erklären.
Anhand der geografischen Verteilung von Anomalien verschiedener Parameter
können die Auswirkungen eines Vulkanausbruches auf das Klima analysiert werden.
Die dabei betrachtenden Parameter waren stratosphärische Outputdaten
(Temperaturgradient und Temperaturfeld in der unteren Stratosphäre, Z100
Anomalien des polaren Vortex, Höhe der 40 hPa Geopotentialfelder) wie auch
Bodendaten (Bodendruck(SLP), Bodentemperatur(SAT), Niederschlag).
In einem ersten Schritt wurden die Beobachtungsdaten analysiert. Da zu Beginn des
Jahrhunderts lediglich Bodendaten zur Verfügung standen, konnte auch nur die
geografische Verteilung von Anomaliemuster für Bodendruck, Bodentemperatur und
Niederschlag betrachtet werden. In einem weiteren Schritt wurden auf dieselbe Art
und Weise, jedoch diesmal auch mit Hilfe von stratosphärischen Parametern, die
SOCOL-Modelloutputdaten analysiert.
In einem letzten Schritt wurden die Parallelen zwischen den gefundenen
Beobachtungsdatenmustern und denen der SOCOL-Daten in einer kurzen
Schlussfolgerung erläutert.
1 Siehe Theorie zu AO + /NAO + für eine eingehende Erklärung zu diesem Thema.
2

Inhaltsverzeichnis
I. THEORIE................................................................................................................. 6
1. Atmosphäre und Klima................................................................................................................. 6
1.1 Atmosphärische Schichtung.......................................................................................................... 6
1.1.1 Troposphäre........................................................................................................................... 6
1.1.2 Stratosphäre .......................................................................................................................... 7
1.1.3 Weitere atmosphärische Schichten ....................................................................................... 8
1.2 Klimamodelle................................................................................................................................. 9
1.2.1 Globale Klimamodelle (Englisch: ‚Global Climate Model’ bzw. ‚General circulation Model’)
...................................................................................................................................................... 10
1.2.1.1 AGCM’s: Atmospheric GCM’s...................................................................................... 10
1.2.1.2 OGCM’s: Oceanic GCM’s ............................................................................................ 10
1.2.1.3 AOGCM’s: Coupled atmosphere-ocean GCM’s........................................................... 10
1.2.2 Unsicherheiten – zukünftige Forschungsschwerpunkte ...................................................... 11
1.3 Arktische Oszillation (AO)– Nordatlantische Oszillation (NAO) .................................................. 12
1.3.2 Definition Arktische Oszillation (AO).................................................................................... 12
1.3.3 Definition Nordatlantische Oszillation (NAO)....................................................................... 13
1.3.3.1 NAO – Funktionsprinzip ............................................................................................... 14
1.3.3.2 Hervorgerufene Anomalien - Auswirkungen auf die Kontinente .................................. 15
1.4 Polarer Vortex ............................................................................................................................. 17
2. Vulkane............................................................................................................................................. 18
2.1 Zusammensetzung der Magma .................................................................................................. 18
2.2 Vulkantypen und Aufbau............................................................................................................. 19
2.1.1 Zentraleruptionen................................................................................................................. 19
2.1.1.1 Schildvulkane ............................................................................................................... 19
2.1.1.2 Vulkanische Dome........................................................................................................ 20
2.1.1.3 Schlackenkegel ............................................................................................................ 21
2.1.1.4. Schicht- Stratovulkane ................................................................................................ 21
2.1.2 Spalteneruptionen................................................................................................................ 22
2.1.2.1 Plateaubasalte.............................................................................................................. 22
2.1.2.2 Pyroklastische Ströme.................................................................................................. 22
2.1.3 Krater............................................................................................................................... 22
2.1.4 Calderen .......................................................................................................................... 23
2.1.5 Phreatomagmatisch Eruptionen...................................................................................... 23
2.3 Santa Maria................................................................................................................................. 24
3. Vulkane und deren Einfluss auf das Klima................................................................................... 25
3.1 Zusammensetzung der Staub- und Gaswolke und deren vertikale Ausbreitung........................ 25
3.2 Dust Veil Index (DVI).................................................................................................................. 26
3.3 Tropische / Aussertropische Eruptionen ..................................................................................... 26
3.4 AO/NAO-Muster und Parallelen zu Vulkanausbrüchen .............................................................. 27
3.5 Stratosphärische Schwefelsäureaerosole................................................................................... 28
3.6 Einfluss von Vulkanausbrüchen auf das stratosphärische Ozon (Exkurs) ................................. 30
II. DATEN ..................................................................................................................31
1. Daten aus den SOCOL-Läufen ....................................................................................................... 31
2. Beobachtungsdaten ........................................................................................................................ 31
III. METHODIK ..........................................................................................................33
1. SOCOL-Klimamodell ....................................................................................................................... 33
1.1 GCM-Komponenten .................................................................................................................... 33
1.2 CTM-Komponenten..................................................................................................................... 34
3

1.3 GCM-CTM Schnittstelle (Kopplung)............................................................................................ 34
1.4 Inputdaten ................................................................................................................................... 35
2. Klimatologie ..................................................................................................................................... 36
2.1 Qualitäts- und Genauigkeitsbetrachtungen................................................................................. 37
2.2 Klimatologien – Sensitivitätsläufe (Kontrollruns)......................................................................... 37
2.2.1 Anomalienbildung bei Beobachtungsdaten - Klimatologien ................................................ 37
2.2.2 Anomalienbildung bei Modelldaten - Sensitivitätsläufe ....................................................... 37
2.2.3 Klimatologie bzw. Beseitigung der jahreszeitlichen Schwankungen................................... 38
3. Analyse............................................................................................................................................. 38
3.1 Untersuchte Parameter in der unteren Stratosphäre.................................................................. 38
3.1.1 Temperaturgradient in der unteren Stratosphäre ................................................................ 38
3.1.2 Gradientenbetrachtung anhand von 50 hPa Temperaturfelder (SOCOL-Daten)................ 38
3.1.3 Polarer Vortex (Stratosphärischer Polarwirbel) ................................................................... 39
3.1.4 Betrachtung der geopotentiellen Höhe (40 hPa) ................................................................. 39
3.1.5 Betrachtung der Temperaturfelder auf 40 hPa .................................................................... 39
3.2 Untersuchte Parameter an der Erdoberfläche (‚Surface Imprint’)............................................... 39
3.2.1 Bodendruck - Temperatur - Niederschlag im Winter ........................................................ 39
3.3 Analyse........................................................................................................................................ 40
3.3.1 Beobachtungsdaten vs. Modelldaten (1902-1904).............................................................. 40
3.3.1.1 Anomalienbildung – Direkter Vergleich der jeweiligen Absolutdaten........................... 41
3.3.1.2 Beobachtungsdatenanomalien vs. Modelldatenanomalien.......................................... 41
4. IDL – Programmaufbau................................................................................................................... 44
4.1 Routinen und Programmstruktur................................................................................................. 44
4.2 Ausschlusskriterien für Vulkane und El Niño / La Niña............................................................... 45
4.2.1 Vulkanausschlüsse .............................................................................................................. 46
4.2.2 El Niño / La Niña.................................................................................................................. 47
IV. RESULTATE........................................................................................................48
1. Temperaturgradient, Z100-Index und Temperaturfelder in der unteren Stratosphäre............. 48
1.1 Beobachtungsdaten .................................................................................................................... 48
1.2 SOCOL-Daten............................................................................................................................. 48
1.2.1 Betrachtung des globalen stratosphärischen Temperaturverlaufes zu Beginn des 20.
Jahrhunderts ................................................................................................................................. 48
1.2.2 Globale Entwicklung der vulkanischen Aerosole – Optische Dicke vs. Effektiver Radius .. 50
1.2.3 Z100 Anomalien des polaren Vortex für die Jahre 1900-1915............................................ 51
1.2.3.1 Beobachtungsdaten...................................................................................................... 51
1.2.3.2 SOCOL-Daten .............................................................................................................. 53
1.2.4 Betrachtung der Temperaturfelder auf 40 hPa von 1901-1903........................................... 54
1.2.5 Betrachtung der geopotentiellen Höhe (40 hPa) ................................................................. 61
2. Bodendruckdaten – Surface Land Pressure (SLP’s) ................................................................... 65
2.1 Beobachtungsdaten .................................................................................................................... 65
2.2 SOCOL-Daten............................................................................................................................. 73
3. Oberflächentemperaturen – Surface Air Temperatures (SAT).................................................... 79
3.1 Beobachtungsdaten .................................................................................................................... 79
3.2 SOCOL-Daten............................................................................................................................. 86
4. Niederschlagverteilung................................................................................................................... 91
4.1 Beobachtungsdaten .................................................................................................................... 91
4.2 SOCOL-Daten............................................................................................................................. 96
V. SCHLUSSFOLGERUNGEN ...............................................................................100
4

VI. QUELLEN..........................................................................................................101
VII. DANKSAGUNGEN ...........................................................................................106
5

I. Theorie
Bevor mit der Analyse der Ergebnisse aus den Beobachtungsdaten und den
Modelldaten aus den SOCOL-Läufen begonnen werden kann, müssen wichtige
theoretische Grundlagen ausgeleuchtet werden, die für das Verständnis der
nachfolgenden Analyse unabdingbar sind. Sie werden ebenfalls helfen, die in der
Analyse gemachten Zusammenhänge zwischen Klima und Vulkanausbrüchen richtig
einordnen zu können.
1. Atmosphäre und Klima
Die Atmosphäre bildet unsere eigentliche Lebenshülle. Begrenzt ist sie einzig durch
die Erd- und Meeresoberfläche, wobei nach oben grundsätzlich keine wirklich klare
Grenze ausgemacht werden kann. Der Übergang ist laufend und es wurde als letzte
atmosphärische Schicht die Exosphäre festgesetzt, die eine immer geringere Dichte
an Gasen aufweist.
In ihrer untersten Schicht, der Troposphäre spielt sich das eigentliche ‚Wetter’ ab.
Seit einiger Zeit wird der Einfluss der Stratosphäre auf das längerfristige Verhalten
der Abläufe in der Troposphäre genauer untersucht. Es wurde erkannt, dass die
Troposphäre stark durch stratosphärische Vorgänge beeinflusst wird. Dies kann in
Form der später erwähnten stratosphärischen Meridionalzirkulation 2 (Brewer-
Dobson-Zirkulation), midlatitude Foldings (tropopause foldings) und des polaren
stratosphärischen Wirbels 3 (polar Vortex) geschehen.
Verschiedene äussere Einflüsse auf die Troposphäre selbst, aber auch auf die
Stratosphäre, können zu einer längerfristigen Beeinflussung des Klimas beitragen.
Neben schwankender Sonnenaktivität, Meeres- und Landoberflächenveränderungen,
soll in dieser Arbeit hauptsächlich auf den Einfluss von Vulkanausbrüchen bzw. ihrer
Aerosolaushauchungen auf die untere Stratosphäre und somit indirekt, auf deren
Einfluss auf das längerfristige ‚Wetter’ in der Tropopause, eingegangen werden.
1.1 Atmosphärische Schichtung
1.1.1 Troposphäre
Die Troposphäre ist die unterste Schicht der Atmosphäre und reicht vom Erdboden
bis zur Tropopause. Ihre Dicke beträgt etwa 8 Kilometer an den Polen, wo sie im
Winter bis zu 2 Kilometer niedriger ist als im Sommer, und 18 Kilometer am Äquator.
In der Troposphäre sind etwa 90 Prozent der gesamten Luft sowie beinahe der
gesamte Wasserdampf der Atmosphäre enthalten. Das Wetter spielt sich somit
hauptsächlich in diesem Bereich der Atmosphäre ab, wobei die Stratosphäre4 einen
2 Im Verlaufe des Arbeit soll zugunsten des klareren Verständnisses anstatt ‚stratosphärische
Meridionalzirkulation’ der umfassendere Begriff ‚Brewer-Dobson-Zirkulation’ verwendet werden. Es
muss aber darauf hingewiesen werden, dass in diesem Zusammenhang nicht nur der Transport von
Ozon verstanden wird, sondern der in dieser Arbeit eminent wichtige Transport von Aerosolen in die
Stratosphäre ebenfalls mit eingeschlossen ist.
3 Auch hier soll im Folgenden zugunsten der allgemeinen Verständlichkeit der Begriff ‚polar Vortex’
weiterverwendet werden
4 Siehe auch Unterkapitel Stratosphäre
6

grossen Einfluss auf die grossräumigen Luftbewegungen in der Troposphäre ausübt.
Der vorhandene Wasserdampf kann unter gegebenen Umständen zur
Wolkenbildung führen. Es kann im weiteren Verlauf zu Niederschlagbildung kommen.
Der entstehende Niederschlag führt wiederum zur Auswaschung von Festsoffen und
gelösten Gasen.
Die Troposphäre wird nur in geringem Maße direkt durch Sonnenstrahlen erwärmt.
Der größte Teil der Wärme wird vom Erdboden aufgenommen und mittels Absorption
wieder als langwellige Strahlung (Infrarot) abgegeben. Das führt zum
charakteristischen Temperaturgradienten mit abnehmender Temperatur in der Höhe:
Abkühlung der Lufttemperatur um ca. 6.5 °C pro Kilometer Höhe (Gradient in der
Standardatmosphäre). Im Einzelnen beträgt die Temperaturabnahme in
trockenadiabatischen Abschnitten durchschnittlich 1 Grad pro 100 Meter, in feuchtadiabatischen
Bereichen sind es pro 100 Meter etwa 0.6 °C.
An der Tropopause beträgt die Temperatur –75 °C (am Äquator) bis –45 °C (an den
Polen). Sie bildet die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der nächst
höheren Schicht – der Stratosphäre. Der Luftaustausch zwischen der Troposphäre
und der Stratosphäre ist aufgrund der Isothermie und der Inversion (Temperatur
konstant mit zunehmender Höhe) in der Tropopause stark gehemmt. Mit der
Zunahme des Ozongehalts in der Ozonschicht (zwischen 20 und 50 km Höhe) nimmt
die Temperatur wieder bis ca. 0 °C zu (Inversion).
1.1.2 Stratosphäre
Anschliessend an die Tropopause, dehnt sich die Stratosphäre bis in eine Höhe von
ungefähr 50 km aus. Die Temperatur nimmt in der Stratosphäre im Mittel wieder zu,
wobei im unteren Bereich, bis ungefähr 20 km der Anstieg verschwindend gering ist.
Diese Temperaturzunahme mit der Höhe wird durch das Ozon verursacht, welches in
einem Bereich von 20 bis 40 Kilometern die UV-Strahlung des Sonnenlichtes
absorbiert und dabei die von der Sonne stammende Strahlungsenergie in Wärme
umwandelt. Die grösste Ozondichte befindet sich in ca. 25 km Höhe. Dort befindet
sich auch die eigentliche Ozonschicht, bis zu welcher die Temperatur von ca. -60 °C
im Bereich der Tropopause wieder bis knapp unter 0 °C ansteigt.
Die Abläufe in der Stratosphäre haben einen starken Einfluss, auf die
troposphärische Zirkulation. Der eigentliche Austauscheffekt von Luftmassen von der
Troposphäre in die Stratosphäre ist die ‚Brewer-Dobson-Zirkulation’. Sie hat in den
tropischen Breiten ihren Ursprung, was unter anderem dazu beiträgt, dass
vulkanische Aerosole eines tropischen Ausbruchs auch in höhere Breiten verfrachtet
werden können. Die am Äquator aufgewärmte Luft steigt auf und kühlt sich auf dem
Weg zur Tropopause ab und wird dabei durch Kondensation und Niederschlag immer
trockener. Die in die Stratosphäre gelangende Luft enthält in Folge dessen kaum
Feuchtigkeit. Die so in die Stratosphäre beförderten Luftmassen und deren feste und
gasförmigen Bestandteile, werden mit dem für die ‚Brewer-Dobson-Zirkulation’
charakteristischen Strömungsmuster, über einen Umweg in Richtung der aktuellen
Sommerhemisphäre, zum jeweiligen aktuellen Winterpol bewegt. Dort gelangen viele
Aerosolteile in den jeweils aktuellen (Winterhemisphäre) polaren Vortex und werden
an dessen Rand sedimentiert.
7

Abbildung 1: Verschiedene Schichten der Erdatmosphäre und der zugehörige
Temperaturverlauf mit der Höhe
(Flugwetter, 2003)
1.1.3 Weitere atmosphärische Schichten
Diesen Schichten kommt im Zusammenhang mit dem Klima eine eher
untergeordnete Rolle zu:
Mesosphäre:
Sie ist nach unten durch die Stratopause (ca. 50 km Höhe) von der Stratosphäre und
nach oben durch die Mesopause (in 80 bis 85 km Höhe) von der Thermosphäre
abgegrenzt. Aufgrund der hier extrem ausgedünnten Luft sowie der Tatsache, dass
kaum mehr Ozon vorhanden ist und sich die Absorption der energiereichen UV-
Strahlung in der Stratosphäre abspielt, sinkt die Temperatur wieder von etwa 0 °C an
der Stratopause mit jahreszeitlichen Schwankungen auf durchschnittlich etwa -90 °C
in etwa 80 Kilometer Höhe. Die Temperaturabnahme ist mit rund 3 K/km allerdings
bedeutend geringer als die in der Troposphäre. Danach bleibt die Temperatur erneut
konstant und steigt erst in der Thermosphäre wieder kräftig - je nach Sonnenaktivität
- auf bis zu 2.000 °C an.
In der oberen Mesosphäre der Polkappen bilden sich die leuchtenden Nachtwolken,
die bläulich-silbern schimmernd mit bloßem Auge auch in mittleren Breiten zu sehen
sind, wenn sie das Licht der untergehenden Sonne reflektieren.
Thermosphäre:
Sie erstreckt sich von der in etwa 80 bis 85 Kilometer Höhe liegenden Mesopause,
bis unter die Exosphäre in etwa 500 bis 600 Kilometern über der Erdoberfläche. Die
mittlere freie Weglänge einzelner Gasteilchen beträgt hier mehrere Kilometer, so
8

dass ein Energieaustausch zwischen den Teilchen aufgrund seltenen Kontakts kaum
stattfindet. Diese Gasmoleküle der extrem dünnen Atmosphärenschicht werden von
der eintreffenden energiereichen kosmischen Strahlung ionisiert (Aufspaltung in
Ionen und freie Radikale). Aufgrund der geringen Dichte der Ionosphäre können
diese Teilchen lange existieren, bevor sie wieder rekombinieren.
Die Temperatur beträgt - auch abhängig von der Sonnenaktivität - bis über 1.700 °C
und nimmt mit der Höhe zu.
Exosphäre:
Sie stellt die äußerste Schicht der Erdatmosphäre dar und markiert damit den
fließenden Übergang zum interplanetaren Raum.
Sie ist ein Teil der Heterosphäre, das heißt jenem Bereich der Atmosphäre ab ca.
120 km Höhe, in dem sich die Gase entsprechend ihrer Atomgewichte entmischen
und schichten. Ab einer Höhe von 1000 km kommt nur noch Wasserstoff als das
leichteste Gas vor.
1.2 Klimamodelle
(Die unten beschriebene Theorie zu den Klimamodellen stammt sowohl aus dem
Paper von Robock et al., [2000] wie auch aus Informationen, aus dem Internet
(WikipediaKlimamodelle). Weitere Informationen entstammen z.T.
Unterrichtsunterlagen.)
Der Kernpunkt dieser Arbeit bildet das Klimamodell SOCOL. Dabei soll eine Analyse
seiner Outputdaten (Luftdruck, Bodentemperatur, Niederschlag) durchgeführt
werden. An dieser Stelle sollen allgemeine Grundkenntnisse zu Klimamodellen
vermittelt werden, während im Kapitel ‚Methodik’ detailliert auf das Klimamodell
SOCOL eingegangen wird.
Unter zu Hilfenahme von Klimamodellen können saisonale, jährliche oder gar
mehrjährliche Trends in der Klimavorhersage statistisch erfasst werden. Betrachtet
werden dabei Variablen wie Temperatur, Luftdruck, Niederschlag, wie auch
chemische Bestandteile der Atmosphäre. Randbedingungen der Klimamodelle
stellen Meeresoberflächentemperaturen, Meereis, Veränderung der
Meeresströmungen und viele mehr dar. Und in eben diesen Randbedingungen und
deren Veränderung über die Zeit hat die saisonale Wettervorhersagbarkeit
(klimatische Vorhersage) ihren Ursprung. Diese Randbedingungen beeinflussen sich
gegenseitig. So können Meereisausdehnungen dazu führen, dass auch die
Meeresströmungen in Mitleidenschaft gezogen werden. Diese Anomalien führen über
längere Zeiträume zu statistischen Veränderungen in der Wetterstatistik des globalen
Klimas. Unter bestimmten Bedingungen und mit genügend ausgiebigen
Datenmengen lassen sich somit, trotz dem chaotischen Charakter der Atmosphäre,
Veränderungen der atmosphärischen Bedingungen über längere Zeiträume
feststellen.
9

1.2.1 Globale Klimamodelle (Englisch: ‚Global Climate Model’ bzw. ‚General
circulation Model’)
Ein globales Klimamodell versucht das Verhalten des Klimas zu erklären, in dem
verschiedene fluiddynamische, chemische und biologische Formeln in der Zeit
integriert werden. Diese wurden einerseits direkt aus physikalischen
Gesetzmässigkeiten abgeleitet, oder aber mittels empirischen Daten konstruiert.
1.2.1.1 AGCM’s: Atmospheric GCM’s
Diese Modelle modellieren wie es der Name besagt, die Atmosphäre. Sie beinhalten
typischerweise ein Land-Oberflächen Modell und können an ‚Chemistry-Transport-
Models’ (CTM) gekoppelt werden. Man spricht in diesem Fall von einem ‚Chemistry-
Climate-Model’ (CCM). Die ‚Sea Surface Temperatures’ (SST’s) werden vorgegeben
(prescribed Variables).
Grundsätzlich besteht ein AGCM aus drei Hauptteilen:
Einem dynamischen Teil, welcher die fluiddynamischen Gleichungen integriert, für:
Oberflächendruck / Temperatur und Feuchtigkeit und horizontale Komponenten in
den jeweiligen Layern (bzw. den jeweiligen Höhenstufen).
Ein Modul bzw. Code für die Strahlung – aufgeteilt in Solare kurz- / langwellige
Strahlung und terrestrische kurz- / langwellige Strahlung
Parameterisation von Prozessen, welche aufgrund der zu groben Gittermasche der
Modelle nicht aufgelöst werden können: Konvektion (Wolkenbildung bzw.
Wolkenbedeckung), Landoberflächenprozesse, Albedo und Hydrologie
Beispiele für globale AGCM’s sind ECHAM-4 (auf welchem u.a. das nachfolgend
benutzte SOCOL-Modell basiert) und ECHAM-5 welche am Max-Planck-Institut für
Meteorologie in Hamburg (MPI Hamburg) entwickelt wurden und dort auf
Supercomputern betrieben werden.
1.2.1.2 OGCM’s: Oceanic GCM’s
Mit Hilfe dieser Modelle wird versucht die Ozeanströmungen und die dabei
ablaufenden chemischen und physikalischen Prozesse auf vereinfachte Weise zu
erfassen. Wenn diese Modelle separat betrachtet werden (ohne Kopplung mit einem
AGCM) werden dem Modell die atmosphärischen Flüsse vorgeschrieben (prescribed
Variables). Als Zusatzmodul zu diesem Modell kann ein Meereismodell fungieren.
1.2.1.3 AOGCM’s: Coupled atmosphere-ocean GCM’s
Erste Versuche mit gekoppelten Atmosphären-Ozean Modellen wurden bereits in
den 60er Jahren durchgeführt (Syokoru Manabe and Kirk Bryan, Princeton
Geophysical Fluid Dynamics Laboratory). Ein gekoppeltes Atmosphären-Ozean
Modell kann unter Verwendung weiterer Module - genannt seien hier Meereis- und
Landmodelle - zur Basis für ein ‚vollständiges’ Klimamodell werden. Innerhalb dieser
Strukturen können die Modelle und besonders ihre Resultate variieren. Wenn man
jedoch heutige Klimaprognosen (Zusammenführung und Auswertung verschiedener
10

Modellierungsversuche) betrachtet, so sind in den Schlüsselpunkten zumindest
Trends feststellbar, die auch mit den jeweiligen Beobachtungsdaten qualitativ relativ
gut übereinstimmen. Einzelne Modelle weichen teilweise noch immer stark
voneinander ab.
Ein rezenter Trend in der Klimamodellierung ist die Erweiterung der Klimamodelle zu
vollständigen Erdsimulationsmodellen, durch Kopplung verschiedener Modelle
untereinander. Diese beinhalten verschiedene Submodelle wie interaktive
Chemiemodelle (coupled chemistry-climate Models: CCM’s) oder
Kohlenstoffzyklusmodelle. Dabei werden die Strahlungsgleichungen des GCM
(Global Circulation Model) direkt mit den chemischen Feldern des CCM’s gespiesen,
womit die Dynamik im GCM’s direkt interaktiv beeinflusst wird. Chemiemodelle
erlauben es beispielsweise die Auswirkungen der Klimaveränderungen auf die
Grösse des Ozonlochs zu beobachten, währenddessen die Kohlenstoffzyklusmodelle
zur Erforschung der jeweiligen Konzentrationen von Kohlenstoff in der Atmosphäre,
in Abhängigkeit der Emissionsänderungen dienen.
1.2.2 Unsicherheiten – zukünftige Forschungsschwerpunkte
Die grössten Unsicherheiten bei der Modellierung unseres Klimas sind einerseits die
dem Modell inhärenten Fehleinschätzungen und Ungewissheiten und anderseits die
Auswirkungen und Entwicklung der zukünftigen Technologien und des zukünftigen
wirtschaftlichen Wachstums, auf das Klima.
Des Weiteren sind Rückkoppelungseffekte (potential Feedback), wie sie im
Zusammenhang mit der abnehmenden Vegetation oder der Wolkenbildung auftreten
nach wie vor schlecht erforscht. Es ist beispielsweise bekannt, dass die
Wolkenbildung sowohl zu positiven (wolkenbedeckte Winternächte verhindern die
Abstrahlung der Wärme in den Weltraum), wie auch zu negativen (Reflexion von
Sonnenlicht an Wolkenoberflächen, und damit Abnahme der Bodentemperatur
unmittelbar unter der jeweiligen Wolke) Rückkoppelungseffekten führt. Wenn zum
Beispiel CO 2 die Menge und Verteilung von Wolken am Himmel beeinflusst, können
dadurch viele komplexe Veränderungen und positive und negative Feedbacks
auftreten. Inwieweit diese Rückkoppelungseffekte das Klima beeinflussen und in
welche Richtung ist zur Zeit noch Gegenstand von Spekulationen. Die Veränderung
der Wolkenbedeckung und deren Verteilung in der Atmosphäre stellen in den
atmosphärischen Modellierungswissenschaften für die Zukunft eine der
dominantesten Unsicherheiten dar (IPCC, 2001).
Eine andere Schwierigkeit besteht darin, den zeitlichen Rahmen von gewissen
klimatischen Trends vorauszusehen. So zum Beispiel die Zeitspanne für das
Abschmelzen der polaren Eiskappen im Zusammenhang mit der Verlangsamung
bzw. im Extremfall der Extinktion des Golfstromes.
Es wird von Klimaforschern allgemein anerkannt (IPCC), dass die aktuellen
Klimamodelle nach wie vor zahlreiche Schwachstellen aufweisen, jedoch bessere
Modelle die Schlussfolgerungen nicht markant verändern würden. Zwei dieser
spezifischen Unsicherheiten stellen die Albedo und externe Faktoren wie indirekte
solare Einstrahlung in Abhängigkeit der kosmischen Strahlung dar. Grundsätzlich
können GCM’s die generellen Eigenschaften der beobachteten Temperaturen
während des letzten Jahrhunderts gut reproduzieren.
Diese vielen inneren (dem Modell inhärenten) und äusseren (zukünftige Forcings,
zeitliche Entwicklung von Trends) Unsicherheiten, stellen der heutigen
Klimawissenschaft die grössten Herausforderungen.
11

1.3 Arktische Oszillation (AO)– Nordatlantische Oszillation (NAO) 5
Die Auswirkungen eines bedeutenden tropischen Vulkanausbruchs können zu
ähnlichen Mustern im Bodendruckfeld führen, wie sich dies bei einem durch
natürliche Schwankungen ausgelösten positiven Mode des AO/NAO-Index 6 äussern
würde. Die sich daraus ergebenden Anomalien, für Parameter wie Temperatur,
Druck und Niederschlag auf den Kontinenten, können somit für die vulkanische
Beeinflussung des Bodendruckfeldes und andere, durch ‚reguläre’ Schwankungen
herbeigeführte AO eine grosse Aehnlichkeit aufweisen. Darum ist ein grundlegendes
Verständnis dieser beiden dominierenden klimatischen Oszillationen der
Nordhemisphäre unabdingbar. Die grundlegenden theoretischen Grundlagen zu
diesen Oszillationen sollen in den folgenden Abschnitten abgehandelt werden.
1.3.1 Übersicht AO vs. NAO
Grundsätzlich sind sich die verschiedenen wissenschaftlichen Exponenten zum
heutigen Zeitpunkt noch nicht darüber einig geworden, wie stark AO und NAO
zusammenhängen bzw. ob diese gar zusammengehören (Wallace, 2000; Wanner et
al., 2001; Stephenson et al., 2003). Aufgrund der divergierenden Meinungen in den
verschiedenen Publikationen, erhebt die in dieser Arbeit vertretene
Betrachtungsweise keinen Anspruch auf absolute Richtigkeit. Vielmehr soll sie
jedoch der besseren Veranschaulichung der Zusammenhänge und Parallelen mit
Vulkanausbrüchen förderlich sein.
Die Definition der beiden Muster ist bereits auffallend ähnlich 7 , wie auch die durch sie
herbeigeführten Anomalien und Konsequenzen für die jeweiligen geografischen
Regionen. Sie gehören auf jeden Fall zur gleichen Familie, wobei überspitzt gesagt
werden könnte, dass die AO das Familienoberhaupt ist und die NAO dabei dessen
rebellischstes Kind darstellt 8 .
Wenn aufgrund eines starken winterlichen polaren Vortex ein positiver AO-Modus
vorherrscht, so zeigt sich dies in der Regel ebenfalls im NAO-Modus.
1.3.2 Definition Arktische Oszillation (AO)
Um die verschiedenen Bodendruckmuster (in den höheren Breiten der
Nordhemisphäre) charakterisieren zu können, wurde ein hemisphärischer Index
definiert. Dieser Index, allgemein bekannt unter dem Namen Arctic Oscillation (AO)
(Thompson and Wallace, 1998, 1999, 2000a, b) kann verschiedene Modi annehmen.
Wie Thompson und Wallace feststellten, kommt diese AO sowohl im atlantischen wie
auch im pazifischen Ozean zur Geltung 9 .
5 Diese Reihenfolge entspricht absichtlich nicht der Entdeckungsreihenfolge der beiden
Oszillationsmuster. Die hier gewählte Abwicklung des Themas soll kohärent zu den hier vermittelten
Beziehungen zwischen AO und NAO sein. Dabei wird die NAO als Teil der AO betrachtet (Siehe
spätere Erläuterungen dazu).
6 Eine genauere Erklärung zu diesem Index folgt in diesem Kapitel
7 Es sei hier auf die beiden folgenden Teilkapitel verwiesen
8 Dies ist die metaphorische Sichtweise des Autors, welcher keinen Anspruch auf Richtigkeit dieser
Sichtweise erhebt.
9 Im Gegensatz zum NAO-Index, dessen Definition sich grundsätzlich auf den Nordatlantik beschränkt
(Siehe weitere Erklärungen zu NAO im folgenden Absatz)
12

Abbildung 2: Positiver AO-Modus bzw. negativer AO-Modus und die jeweils damit verbundenen
Auswirkungen in der Nordhemisphäre des Globus. Bei einem AO + -Modus, ist es über Europa
im Winter eher warm und feucht, während es über den mediterranen Regionen eher kühl und
trocken ist. Die Vereinigten Staaten werden, wie auch Europa, von einem warmen Winter
heimgesucht. Beim negativen AO-Modus sind die jeweiligen Charakteristiken gerade
umgekehrt.
(Hodges, Glenn, 2000; bearbeitet Nico Zeltner)
Ein positiver AO Modus (AO + ) bedeutet, dass die arktischen Bodendruckdaten (SLP)
gegenüber den Bodendruckdaten aus mittleren Breiten abnehmen (Thompson and
Wallace, 1998, 1999). Die Verstärkung der Polarfrontjets, führt zu verstärkten
westwärts gerichteten zonalen Winden in 50 °N bis 70°N.
Die durchschnittliche Antwort der letzten 10 simulierten Wintern nach dem Ausbruch
des Pinatubo (1991), zeigten alle eine Zunahme des AO-Index 10 um 1.8+/- 0.9 mb
auf dem 95 % Intervall (Shindell and Schmidt, 2003).
1.3.3 Definition Nordatlantische Oszillation (NAO)
Analog zur Arktischen Oszillation (AO) ist die ‚North Atlantic Oscillation’ bzw.
Nordatlantische Oszillation (NAO) 11 definiert (Hurrell, 1995 und in dieser Publikation
genannte Referenzen). Die Definition ist erneut dahingehend festgelegt, dass die
Muster des Bodendruckfeldes zwischen den höheren und mittleren Breiten
voneinander subtrahiert werden. Beim NAO ist dies jedoch geografisch auf den
Nordatlantik beschränkt und umfasst lediglich den Vergleich zwischen dem Islandtief
und dem Azorenhoch. Zur Index-Bildung werden zumeist Stationen in Island und auf
den Azoren, oder zum Teil sogar aus Lissabon oder Gibraltar herangezogen. Der
positive NAO (+) Index ist analog zur positiven AO durch tieferen Druck des Islandtiefs
und höheren Druck des Azorenhoch definiert. Der negative Index ( NAO - ) wird
entsprechend durch die umgekehrten Vorzeichen definiert.
10 Der AO-Index ist eine reine Definitionssache (Siehe dazu die Definition im betreffenden Kapitel). Es
ist wichtig zu Unterscheiden, zwischen eigentlichen AO/NAO-Events, die durch natürliche
Schwankungen hervorgerufen werden und vulkanischer Beeinflussung der Stratosphäre /
Troposphäre, welche zu einem, dem positiven Muster der AO/NAO sehr ähnlich sehenden,
Druckverteilungsmuster führen können.
11 Dieses Anomalie-Pattern wurde bereits durch Walker and Bliss [1932] festgestellt
13

Wir werden uns im Folgenden, aber auch in der Analyse der Auswirkungen von
Vulkanausbrüchen auf das Klima, in einem späteren Teil dieser Arbeit, vor allem auf
die Nordatlantische Oszillation (NAO) und ihre Folgen konzentrieren, und behalten
uns in Einzelfällen vor, auch einige AO-Auswirkungen zu erwähnen, welche die
gesamte Nordhemisphäre beeinflussen.
1.3.3.1 NAO – Funktionsprinzip
(Die Theorie zu diesem Abschnitt entstammt: Unterrichtsmaterialien, dem Buch von
Latif, Mojib, 2004, den Papers: Robock et al., 2000 / Shindell and Schmidt, 2003, und
der Homepage: http://www.ldeo.columbia.edu/NAO)
Die Nordatlantische Oszillation (NAO) kann man sich als eine Art Druckschaukel
zwischen dem Islandtief und dem Azorenhoch vorstellen (siehe Definition im
vorangehenden Absatz). Sie stellt wie auch das El Niño 12 -Phänomen (Wallace and
Gutzler, 1981), welchem bis anhin kein direkter Zusammenhang mit
Vulkanausbrüchen attestiert wird 13 (Robock and Mao, 1995; Robock et al., 2000),
eine interne Schwankung des Klimasystems dar.
Abbildung 3: NAO-Index seit 1860 bis 2000. Es ist schön zu sehen, wie er sich ab 1960 in einem
relativ hohen Wertebereich befindet und zuvor von 1930 bis 1960 eher tief war
(http://www.ldeo.columbia.edu/NAO/)
Anfangs des 20. Jahrhunderts befand sich der NAO-Index immer in einem relativ
hohen Wertebereich, um danach in den Sechzigern des letzten Jahrhunderts ein
Minimum zu erreichen. In den folgenden Jahren stieg der Index jedoch wieder stark
an, was in den letzten drei Jahrzehnten sicherlich einen bedeutenden Beitrag zur
Erwärmung der Nordhemisphäre beigetragen hat. Es ist unklar inwiefern diese
rezente Intensivierung anthropogener Natur ist. Sicher ist, dass sie seit dem Beginn
der Messreihen einen Präzedenzfall darstellt (Stockton and Glueck, 1999; Hurrell,
1995a) und nach Untersuchungen, basierend auf paläoklimatischen
Rekonstruktionen womöglich sogar im Vergleich zu den Vorgängen der letzten
Jahrhunderte einmalig ist (Stockton and Glueck, 1999). Die auffälligsten bisherigen
Aufzeichnungen werden jedoch seit dem Winter 1989 gemacht (Hurrell 1995a; Walsh
et al. 1996).
12 Es wird aufgrund des Umfanges der Arbeit auf detaillierte Erläuterungen dieses Phänomens
verzichtet. Siehe auch Erklärung von Robock et al, [2000], zu fehlendem Zusammenhang zwischen
1982 El Niño und dem El Chichon Ausbruch.
13 Andere Autoren nehmen zu dieser in diesem Paper vertretenen Meinung eine konträre Position ein
(Adams et al., 2003; Mann et al., 2005)
14

Grundsätzlich weist die atmosphärische Anregung in jedem Zeitskalenbereich die
gleichen Amplituden auf. Diese Amplitudencharakteristik wird als weisses Spektrum
bezeichnet. Interessant ist jedoch, dass die Ausschläge des NAO-Indexes immer
stärkere Ausschläge aufweisen, also das ursprünglich weisse Index-Spektrum
(Hurrell and van Loon 1997; Jones et al. 1997) eine gewisse ‚Röte’ aufweist. Im
Gegensatz zu atmosphärischen haben Ozeanströmungen wachsende Amplituden
mit wachsender Zeitskala – also überwiegt hier eine gewisse ‚Röte’ im Spektrum. Es
kann davon ausgegangen werden, dass der Ozean selektiv auf atmosphärisches
Rauschen reagiert (Latif, Mojib, 2004). Somit können Schwankungen in der
Ozeanzirkulation unter anderem auf langperiodische Schwankungen in der NAO
zurückgeführt werden. Umgekehrt können jedoch auch niederfrequente
Veränderungen in der nordatlantischen Meeresoberflächentemperatur einen Einfluss
auf die NAO haben (Latif, Mojib, 2004). Daher ist es wichtig, zumindest die
langperiodischen Schwankungen in einem gekoppelten Ozean-Atmosphäre Kontext
zu betrachten. Die Zusammenhänge zwischen Ozean und Atmosphäre müssen in
den nächsten Jahren besser erforscht werden, um ein besseres Verständnis über
diese komplizierten Prozesse zu erhalten. Der jetzige Trend reflektiert demnach
entweder eine natürliche Variabilität die auf multidekadalen Zeitskalen stattfindet,
oder die globale Antwort auf externes Forcing (Corti et al., 1999). Es kann
festgehalten werden, dass die rezenten Trends über dem Nordatlantik durch
Prozesse verursacht werden könnten, welche direkt für die Verstärkung des polaren
Vortex 14 verantwortlich sein könnten. Erwähnt seien hier natürlich Auswirkungen (und
im Falle von Vulkanausbrüchen – Parallelen) von Vulkaneruptionen (Robock and
Mao, 1992; Kodera 1994; Kelly et al., 1996), Ozonabbau (Volodin and Galin, 1999)
und Treibhausgasemissionen, (Graf et al., 1995; Shindell et al., 1999) welche
anthropogenen Ursprungs sind.
1.3.3.2 Hervorgerufene Anomalien - Auswirkungen auf die Kontinente
Grössere tropische Vulkanausbrüche erzeugen, wie bereits erläutert, vergleichbare
Muster wie durch zyklische Schwankungen hervorgerufene NAO + . Im folgenden
Abschnitt soll auf die Folgen dieses Druckverteilungsmusters für Parameter wie
Temperatur und Niederschlag, insbesondere auf den Kontinenten Eurasien und
Nordamerika eingegangen werden. Da der arktische stratosphärische Polarwirbel
lediglich in den nordhemisphärischen Wintermonaten einen Einfluss ausübt, sind die
im Folgenden beschriebenen Auswirkungen auf die Monate von November bis April
beschränkt, wobei die stärksten Amplituden von Januar bis März erreicht werden
(Shindell and Schmidt, 2003).
(Die im Folgenden beschriebenen Auswirkungen von AO + /NAO + -Effekten sind
grösstenteils im Paper von Robock et al., [2000] erwähnt. Internet:
http://www.ldeo.columbia.edu/NAO)
Europa:
Aufgrund des verstärkten Tiefdruckwirbels werden die Westwinde über dem Atlantik
intensiviert und zusätzlich stärker nach Norden abgelenkt. Diese zonal gerichteten
Winde in westliche Richtung verfrachten warme und feuchte Luftmassen vom Atlantik
in Richtung Mittel- und Nordeuropa. Dies beschert uns anomal milde Temperaturen
14 Siehe folgendes Unterkapitel ‚Polarer Votex’
15

und eine erhöhte Niederschlagsmenge (wie dies die anomal milden Winter in der
Schweiz und allg. Europa in den letzten Jahrzehnten gezeigt haben). Die direkten
Folgen sind Gletscherrückbildungen in den Alpen, jedoch auch Gletscherwachstum
in nördlicheren europäischen Gebieten, vermehrte Nutzung von Wasserkraft zur
Stromproduktion und verlängerte Pflanzenwachstumszeiten. Die Intensivierung der
Niederschläge bringt jedoch auch erhöhte Sturmaktivität und latente
Überschwemmungsgefahr mit sich.
Mediterrane Regionen:
Aufgrund der nach Norden verlagerten Westwinde erhalten diese Regionen nur
wenig Niederschlag und sind tendenziell kühler als normal. Dies führt in diesen
Regionen unter anderem auch zu Trockenheit und damit verbundener
Wasserknappheit.
Afrika:
Durch die Intensivierung der Nordostpassate, wird das nördliche Afrika vermehrt mit
kühlerer Luft aus dem innerasiatischen Kontinent versorgt. Somit herrscht in diesem
Bereich der Erde ebenfalls ein kühleres und trockeneres Klima vor. Die damit in
Verbindung stehenden direkten Probleme sind ähnlich wie in den mediterranen
Regionen.
Nordamerika / Kanada:
In diesem Bereich ist auch der Einfluss der AO (grossräumiger als NAO) nicht zu
unterschätzen. Durch den verstärkten zirkumpolaren Tiefdruckwirbel, gelangt kalte
Luft direkter in den hohen Nordosten des amerikanischen Kontinents, was zu einer
Abkühlung und damit einhergehenden Austrocknung der Luftmassen über Gebieten
im hohen Norden Kanadas, Alaskas und Grönlands führt. Der mittlere Westen
zentrale Teile (AO) und die Ostküste (NAO/AO) der USA erfahren jedoch mildere,
feuchtere Winter (+1 °C nach Robock and Mao, 1992). Diese bringen jedoch erhöhte
Sturmaktivität und latente Überschwemmungsgefahr mit sich.
Asien:
Auch Asien liegt nach wie vor im Einflussbereich der intensivierten westwärts
propagierenden zonalen Winde. Über Zentralsibirien ist eine anomale Erwärmung
festzustellen(+2°C), welche mit einer schwachen Abkühlung des mittleren Ostens (-
1°C) einhergeht (Robock and Mao, 1992). Im Osten Sibiriens ist jedoch nach Kelley
et al. [1996] eine statistisch signifikante Abkühlung von -2 °C bis -4 °C festzustellen.
Über China ist ebenfalls eine Abkühlung festzustellen. Dies führt im gesamten
Ostasiatischen Raum zu Veränderungen, unter anderem auch im Zusammenhang
mit den monsunalen Zirkulationen und dem dadurch beeinflussten Klima über Indien.
Es muss jedoch präzisiert werden, dass die Veränderungen im monsunalen
Strömungsmuster besonders bei Vulkanausbrüchen aus höheren Breiten festgestellt
wurden (Oman et al, 2005). Dabei wird der Monsun durch das abgekühlte Ostasien
abgeschwächt, was in Indien zu weniger Bewölkung und Niederschlag führt. Dies
wiederum lässt die Temperaturen in Indien leicht ansteigen (Oman et al, 2005).
Ozean:
Allgemein kann eine Abkühlung über den Ozeanen (gegenüber einer generellen
Erwärmung über den Kontinenten) festgestellt werden. Über dem nordwestlichen
Atlantik ist eine Abkühlung festzustellen. Die Intensität der Konvektion von
Strömungen in der Labrador- und Grönland-Islandsee (Dickson et al., 1996;
16

Houghton 1996) verändert sich und kann ihrerseits die grossskalige meridionale
Konvektion (Golfstrom) stark beeinflussen. Änderungen in den physikalischen und
chemischen Eigenschaften der arktischen Gewässer sind ebenfalls eine Folge der
NAO (Sy et al., 1997; Morison et al., 1998; Mc Phee et al., 1998). So können durch
die Veränderung der Seeeisbedeckung in Zusammenhang mit Veränderungen der
oben erwähnten Strömungsmuster, auch die Salinitätseigenschaften des
Meerwassers variieren.
Allgemein:
Die kontinentalen Westküsten profitieren allgemein von milderen Temperaturen und
vermehrtem Niederschlag. Der Einfluss der verstärkten Westwinde reicht bis weit in
die Kontinente hinein und beschert den kontinentalen Ostküsten tendenziell kältere
Temperaturen und mehr Trockenheit. Allgemein kann über den Ozeanen eine
Abkühlung festgestellt werden (Robock and Mao, 1992). Die Tages- und
Nachtmaxima rücken in äquatornahen Regionen näher zusammen, da während des
Tages einerseits kühlere Temperaturen vorherrschen und während der Nacht die
Ausstrahlung ins Weltall reduziert ist. In tropischen Regionen sind aufgrund der
geringeren Heizraten während des Tages, auch weniger Niederschläge zu erwarten.
Tropische Regionen sind das ganze Jahr durch kühler als normal (Robock and Mao,
1995). Das Kühlungsmaximum kann ungefähr ein Jahr nach der Eruption registriert
werden (Robock and Mao, 1995). Die saisonalen Schwankungen sind in den
mittleren Breiten aufgrund der beschriebenen Effekte weit grösser, als in den Tropen,
wo das ganze Jahr durch zwar Sonnenstrahlung vorhanden ist, aber durch die
teilweise Rückstreuung der Sonnenstrahlung ins Weltall das ganze Jahr durch mehr
oder weniger kühlere Temperaturen vorherrschen (Robock et al., 2000). Die mittleren
Breiten erfahren im Sommer zwar eher eine Kühlung, im Winter jedoch eine
Wärmeanomalie.
1.4 Polarer Vortex
Der Polare Vortex (Nordhemisphäre resp. in der Arktis) ist kein
Erdoberflächenphänomen. Er reicht in der Vertikalen von der Stratosphäre bis in die
mittlere Troposphäre hinein. Während NAO+ -Phasen ist der polare Vortex verstärkt.
Die Folgen sind vermehrte kalte Winde über dem östlichen Teil des
nordamerikanischen Kontinents (Kanada) und verstärkte Westwinde über dem
Nordatlantik, welche dem eurasischen Kontinent mildere Temperaturen und
besonders in Mittel- und Nordeuropa zu mehr Niederschlag führen. In den
mediterranen Regionen herrscht Trockenheit vor. In der umgekehrten negativen
NAO- Phase, wird der polare Vortex geschwächt, was sich in einer Abnahme der
‚Westerlies’ und entsprechend kühleren und trockeneren Bedingungen in Europa
äussert, währenddem mehr Feuchtigkeit in Form von Stürmen in die mediterranen
Regionen gelangt. Nordamerika (Kanada) geniesst mildere Temperaturen, während
die kühleren Luftmassen vermehrt in den amerikanischen mittleren Westen
abtauchen.
17

Abbildung 4: Der starke Polare Vortex führt mit der Verstärkung der zonal westlich wehenden
Luftmassen, zu milden und feuchten Wintern in Europa, während der mediterrane Bereich eher
zu trocken und zu kühl für die Jahreszeit (Winter) ist.
(http://www.exn.ca/news/images/2000/01/07/20000107-vortexbig.jpg)
2. Vulkane
Nicht alle Vulkane tragen zu bedeutenden langjährigen Klimaveränderungen bei. Um
das Klima oder Wetter kurzfristig und lokal zu beeinflussen reichen bereits kleinere
Vulkanausbrüche aus. Von Interesse sind bei der später in dieser Arbeit
durchgeführten Analyse der klimatischen Auswirkungen des Vulkanes Santa Maria
und der Analyse des SOCOL-Modells über die Zeitspanne von 1901 bis 1904
besonders diejenigen Vulkane, die das Klima längerfristig (über mehrere Jahre)
beeinflussen. Die dabei in Frage kommenden Vulkane können sowohl basische Lava
wie auch eher saurere Lava fördern. Um den Prozess des Ausstosses vulkanischer
Asche verstehen zu können, ist es wichtig, deren Zusammensetzung zu kennen und
die Begriffe sauer und basisch genauer zu erläutern. In einem zweiten Teil sollen die
wichtigsten Vulkantypen und deren Einfluss auf das Klima kurz vorgestellt werden.
2.1 Zusammensetzung der Magma
Die ursprünglichen Magmen werden aufgrund ihrer chemischen Zusammensetzung
in drei Hauptgruppen gegliedert: saure, intermediäre und basische Magmen. Die
daraus entstehenden Gesteine werden weiter in Intrusivgesteine (Abkühlung unter
der Erdoberfläche, langsame Abkühlung – Auskristallisieren von grösseren
Mineralien) und Effusivgesteine (an der Oberfläche abgekühlt und daher sehr schnell
abgekühlt – kaum Mineralienausbildung). Die wichtigsten Intrusivgesteine sind Granit
(sauer), Diorit (intermediär), Gabbro (basisch). Das effusive Pendant zu diesen
Gesteinen sind Rhyolith (sauer), Andesit (intermediär) sowie Basalt (basisch). Als
sauer werden jene Zusammensetzungen bezeichnet, die einen hohen
Kieselsäuregehalt(SiO 2 )-Gehalt aufweisen. Die unterschiedlichen
Magmenzusammensetzungen bestimmen die daraus entstehende Vulkanart und
seine Charakteristik. Dabei sind die drei Parameter chemische Zusammensetzung
18

(Kieselsäuregehalt), Temperatur- und Gasgehalt die eigentlich bestimmenden
Faktoren. Je höher der Kieselsäuregehalt (saurer) und je niedriger die Temperatur
ist, desto viskoser (zähflüssiger) ist die Magma und die dabei aus dem Vulkan
gelangende Lava. Je gasreicher die Lava ist, desto heftiger wird mit grosser
Wahrscheinlichkeit der Ausbruch ausfallen.
Um eine hohe Aschewolke zu bilden, die bis in die untere Stratosphäre hineinreicht,
bedarf es gewaltiger Ausbrüche. Die daran beteiligen Magmen sind meist intermediär
bis sauer und dementsprechend höher viskos als basische Magmen, welche in der
Regel ohne grosse Eruption ausfliessen. Durch die höhere Viskosität können sich
solche Magmen über lange Zeiten in einem Strato- / Schichtvulkan (z.B. Santa
Maria) 15 aufstauen. Dabei werden zunehmend vulkanische Gase gebildet, welche
nicht entweichen können. Im Laufe der Jahre nimmt der Druck derart stark zu, dass
sich die Magma nicht mehr zurückhalten lässt. In der Folge kommt es zu einer
Eruption, bei der neben Pyro- und Lithoklasten auch Asche ausgestossen wird.
Diese Aschewolke kann bis in die untere Stratosphäre vordringen (bis 40 km bei
Pinatubo). In gewissen Fällen kann es vorkommen, dass diese heissen, gasreichen
Magmen zusätzlich noch mit Wasser (Grund- oder Meerwasser) in Kontakt kommen.
Dies führt dann zu gewaltigen phreatomagmatischen 16 Eruptionen. Einer der
gewaltigsten Ausbrüche der Geschichte überhaupt ist der Krakatau-Ausbruch in
Indonesien, im Jahre 1883. Auch die Bildung von Maaren geht auf
phreatomagmatische Eruptionen zurück.
2.2 Vulkantypen und Aufbau
2.1.1 Zentraleruptionen
2.1.1.1 Schildvulkane
Diese Vulkane fördern basaltische Lava, welche sehr schwach viskos ist und sich
darum aufgrund ihrer ruhig fliessenden Eigenschaften grossflächig verbreiten kann.
Durch die Akkumulation von tausenden Lavaergüssen über einen Zeitraum von
wenigen Millionen Jahren entstehen ausgedehnte Schildvulkane. Die einzelnen
Ergussschichten sind jeweils nur wenige Meter dick. Ein Schildvulkan besteht
demnach in Wirklichkeit aus einer ganzen Reihe von sich überlappenden
Schildvulkanen. Der resultierende Schildvulkan entwickelt dabei Durchmesser von
mehreren Kilometern und kann über 2000 Meter in die Höhe ragen. Die Hänge sind
durch die geringe Höhe – im Verhältnis zum Durchmesser – flach ausgeprägt.
Ein Beispiel für einen Schildvulkan ist der Mauna Loa auf Hawaii. Mit einer Höhe von
10 km vom Meeresboden aus gemessen (4km vertikale Ausdehnung über dem
Meeresspiegel), überragt er an Mächtigkeit den berühmten Mount Everest.
15 Siehe Kapitel ‚Santa Maria’
16 Siehe auch Unterkapitel ‚Phreatomagmatische Eruptionen’
19

Abbildung 5: Ein Schildvulkan besteht aus der Ablagerung von vielen tausend dünnen
basaltischen Lavaströmen, die grossräumig ausfliessen und als flach geneigte Decken
abkühlen. Als Vorbild dieser Zeichnung diente der Mauna Loa auf Hawaii
(Allgemeine Geologie, 2003)
2.1.1.2 Vulkanische Dome
Abbildung 6: Staukuppen sind kugel-, zylinder- oder kegelstumpfförmige Massen aus saurer
Lava, die so viskos ist, dass sie sich über dem Schot auftürmt, statt auszufliessen. Dargestellt
ist hier eine nach der Eruption entstehende Staukuppe im Krater des Mount St. Helens
(Foto: Lyn Topinka / USGS Cascades Volcano Observatory)
(Allgemeine Geologie, 2003)
Die bei dieser Art von vulkanischer Aktivität beteiligte Magmaschmelze ist
ausgesprochen viskos (zähflüssig). Dies führt zur Ausbildung von Quell- oder
Staukuppen in Form rundlicher und besonders steilwandiger Gesteinsmassen. Die
Förderschlote werden durch die hochviskose Lava plombiert, was die Ausgasung
hemmt. Der Druck, der über eine gewisse Zeitspanne entstehende Druck, führt
schlussendlich zu einer explosiven Eruption, bei welcher die Staukuppe, wie beim
Ausbruch des Mount St. Helens, zerstört wird. Dank der hohen Sprengenergie
können bei diesen Vulkanen die Aushauchungen bis in die untere Stratosphäre
20

gelangen. Dies ermöglichst einen Transport um den gesamten Erdball und über ein
breiteres meridionales Spektrum (gilt besonders für tropische Eruptionen) und somit
zu einer globalen Beeinflussung des Klimas.
2.1.1.3 Schlackenkegel
Abbildung 7: Bei einem Schlackenkegel werden die Auswürflinge in Schichten abgelagert, die
vom Krater auf dem Gipfel weg nach allen Seiten abfallen. Der Förderschlot unter dem Krater
ist mit Schuttmaterial verfüllt.
(Allgemeine Geologie, 2003)
Diese Vulkanart bildet die häufigsten Vulkane auf den Kontinenten. Aus ihren
Vulkanschloten wird hauptsächlich Lockermaterial gefördert. Dabei häufen sich die
groben Fragmente in einem Wall um den Schlot an und bauen einen Schlackenkegel
auf. Das Profil ist durch den maximalen Böschungswinkel bestimmt, bei dem die
Schuttmassen noch stabil sind, ohne hangabwärts zu rutschen. In Mitteleuropa sind
diese Vulkane u.a. in der Eiffel vertreten.
2.1.1.4. Schicht- Stratovulkane
Abbildung 8: Ein Schichtvulkan besteht aus wechselnden Lagen von pyroklastischem Material
(Tuffen) und Lavaergüssen. Auf Radialspalten erstarrte Lava bildet rippenartige Gänge, die den
Kegel stabilisieren
(Allgemeine Geologie, 2003)
21

Die häufigste Form grosser Vulkane fördern sowohl Lava als auch pyroklastisches 17
Material. Dabei entstehen meist prominente konkave Schicht- / Stratovulkane wie der
Vesuv und der Ätna oder der in dieser Arbeit näher betrachtete Vulkan Santa Maria
in Guatemala.
2.1.2 Spalteneruptionen
Die mittelozeanischen Rücken sind wohl die prominentesten Beispiele für
Spalteneruptionen. An ihnen scheiden die einzelnen Platten der Kontinente
auseinander (bis zu 15 cm pro Jahr). Island stellt grundsätzlich den Teil des
mittelatlantischen Rückens dar, der sich über die Meeresoberfläche erhebt. Daher
stammt natürlich die starke vulkanische Aktivität dieser Insel. Der Laki-Spalten-
Ausbruch im Jahre 1783 war der einzige derartige Ausbruch, von dem Menschen
Zeugen wurden. Ein Fünftel der Isländischen Bevölkerung kam damals ums leben.
Die Spalte war 32 Kilometer lang und förderte 12 km 3 Basalt – eine Menge die
reichen würde Manhattan bis zur halben Höhe des Empire State Buildings zu
überdecken.
2.1.2.1 Plateaubasalte
Bei dieser Art von Eruptionen, entweicht die Lava aus Spalten und bildet ebene
Lavadecken oder grosse Plateaus aus. Flutbasalte des Clubia Plateaus breiteten
sich auf über 200 000 km 2 aus. Auf dieser neuen Landschaft bildeten sich
anschliessend wieder Flusstäler und neue Flora. Einzelne dieser Ergüsse wiesen
über 100 Meter vertikale Mächtigkeit auf und konnten sich dank ihrer Dünnflüssigkeit
mehr als 60 km ausbreiten. Auf fast allen Kontinenten sind solche Flutbasalte
vorhanden.
2.1.2.2 Pyroklastische Ströme
Pyroklastische Stromablagerungen werden ebenfalls durch Spalteneruptionen
hervorgebracht. Sie bestehen aus pyroklastischen Decken harter vulkanischer Tuffe.
Nachdem der Strom zur Ruhe gekommen ist, können ihre Partikel miteinander
verschweissen, sodass der Tuff in ein Festgestein übergeht.
2.1.3 Krater
Die meisten Vulkane bilden zum Auswurf ihres Materials über dem vergleichsweise
engen Förderschlot einen Krater aus. Dieser hat die Form einer schüsselförmigen
Einsenkung. In der Förderphase eines Lava- Vulkans überfliesst die aufsteigende
Lava die Kraterwände. Wenn die Eruption dann zum Stillstand kommt, sinkt die im
Krater verbliebene Lava oftmals in den Förderschlot zurück und erstarrt dort. Beim
nächsten Ausbruch wird dieses zuvor wiedererstarrte Material durch die sich
angesammelten und blockierten Gase buchstäblich herausgeblasen. Dies wird als
pyroklastische Explosion bezeichnet.
17 Siehe Stichwortverzeichnis
22

2.1.4 Calderen
Calderen sind beeindruckende Erscheinungen, deren Durchmesser von wenigen
Kilometern bis zu 50 Kilometern betragen kann (Yellowstone National Park). Die bei
einer heftigen Explosion ausgeschiedenen Magmamengen können dazu führen,
dass die sich wenige Kilometer unter dem Förderschlot befindliche Magmakammer
soweit entleert, dass die Stabilität des darüber liegenden Dachs nicht mehr
gewährleistet ist. In einem katastrophenartigen Zusammenbruch fällt diese enorme
Kappe in sich zusammen. Ein solches Ereignis kann bei einer Calderagrösse des
Yellowstone-Parks für die Menschheit apokalyptische Folgen haben.
Abbildung 9: Der Crater Lake im US-Bundesstaat Oregon füllt eine Caldera von 8 km
Durchmesser. Sie ist das Einzige, was von einem früheren Schichtvulkan übrig blieb, der beim
Einbruch dieser Caldera zerstört wurde.
(http://www.dustydavis.com/blogimages/crater_lake_large.jpg)
Resurgente Calderen können nach hunderttausenden von Jahren (Yellowstone ist
bereits seit 630000 Jahren nicht mehr ausgebrochen), nach einem immer
wiederkehrenden Eruptionszyklus erneut ausbrechen. In der Geschichte der
Menschheit sind glücklicherweise nur wenige solcher Ausbrüche vorgekommen.
1500 Jahre v. Chr. wurde auf Santorin jedoch die bedeutende minorische Stadt
Akrotiri durch einen Calderaeinbruch zerstört. Auch die Yellowstone-Caldera zeugt
wie oben bereits erwähnt von einem solchen Ereignis. Das pyroklastische Material
das dabei ausgestossen wurde, betrug mehr als tausendmal so viel, wie der Mount
St. Helens 1980.
2.1.5 Phreatomagmatisch Eruptionen
Wenn heisses gasreiches Magma mit Grundwasser oder Meerwasser in Kontakt
kommt, führen die dabei entstehenden grossen Mengen von überhitztem
Wasserdampf zu einer phreatomagmatischen oder Dampf-Eruption. Die Eruption des
23

Krakatau im Jahre 1883, war eines der gewaltigsten Vulkanereignisse in der
Geschichte. Auf diese Art von Eruptionen geht auch die Ausbildung von Maaren
zurück, welche sich als in die Oberfläche eingetiefte Sprengtrichter äussern. Solch
explosive und mit grosser Energie ausgestattete Vulkanausbrüche, befördern ihre
Gasaushauchungen bis weit in die untere Stratosphäre hinein und führen so zu einer
Beeinflussung des Klimas.
2.3 Santa Maria
Dem Vulkan Santa Maria wird in dieser Arbeit ein spezieller Platz zuteil. Seine
grösste Eruption fand im Jahre 1902 statt, was ihn zu einem optimalen
Betrachtungsobjekt macht. Die Läufe des SOCOL-Modells werden im Jahre 1900
gestartet und brauchen durchschnittlich vier Tage Rechenzeit für ein Modelljahr.
Anhand von Santa Maria kann das Modell bereits in seiner Anfangsphase ein erstes
Mal analysiert werden. Santa Maria eignet sich dabei gleich in dreifacher Hinsicht. Zu
dem bereits erwähnten optimalen ‚Timing’ kommt hinzu, dass dieser Vulkan den
zweitgrössten Vulkanausbruch des 20. Jahrhunderts darstellt und dabei erst noch in
den Tropen entstanden ist. Es wurde ja bereits erwähnt, dass tropische Vulkane das
Klima besonders über indirekte Einflüsse in der Stratosphäre weit stärker
beeinflussen, als Vulkane höherer Breiten.
Die Eruption im Jahre 1902 hielt 19 Tage an und wies eine maximale vertikale
Aschewolkenausdehnung von ungefähr 28 Kilometern auf, womit sie weit in die
untere Stratosphäre hineinreichte.
Abbildung 10: Südwestseite des Vulkans Santa Maria mit abgerissener Flanke
(http://www.volcano.si.edu/world/volcano.cfm?vnum=1402-03=)
Aufgrund seiner Klassifikation als Stratovulkan zählt er zu den Vulkanen, die eher
intermediäre (andesitische) bis saure (dacitische), viskose Magma fördern. Er gehört
zu einer Kette von Vulkanen die sich weit über die pazifischen Küstenebenen
Guatemalas erheben. Santa Maria selbst weist eine majestätische Höhe von 3772
Metern auf, was für Stratovulkane typisch ist und befindet sich auf 14.8 ° nördlicher
Breite. Nach oben ist er relativ spitz mit einem konischen Profil, wobei auf der
24

Südwestseite durch die Eruption von 1902 ein Grossteil seiner Flanke abgerissen
wurde. Dabei entstand ein 1.5 Kilometer breiter Krater, der heute noch von dieser
gigantischen Explosion zeugt, die einen grossen Bereich von Südwest-Guatemala
verwüstete. Das Gebiet um Santa Maria ist vulkanisch nach wie vor sehr aktiv, was
sich in der Ausbildung eines neuen Vulkandom-Komplexes äussert. Besonders
prominent ragt der aus dazitischem (intermediär bis sauer – kieselsäuerreich)
Magma entstandene massive Santiaguito Lava-Dome empor. Das Wachstum des
Doms findet seit 1922 episodisch in Begleitung kleinerer Explosionen und
periodischen Lavaausflüssen statt. Es kann zwischendurch auch zu grösseren
Explosionen mit Auswurf von pyroklastischem Material kommen. Das neu geförderte
Material stammt aus vier sich westwärts verjüngenden Öffnungen an der Basis des
Santa Maria. (Detaillierte Informationen für Santa Maria stammen aus
:http://www.volcano.si.edu)
3. Vulkane und deren Einfluss auf das Klima
3.1 Zusammensetzung der Staub- und Gaswolke und deren vertikale
Ausbreitung
Die Aschewolke bzw. die vulkanischen Gase bestehen hauptsächlich aus H 2 O
(Wasser), N 2 (Stickstoff) und CO 2 (Kohlenstoff). Dabei sind H 2 O und CO 2 wichtige
Treibhausgase. Die atmosphärische Konzentration ist jedoch weit grösser, als dass
einzelne vulkanische Aushauchungen einen bedeutenden Beitrag zum
Treibhauseffekt beisteuern würden. Vielmehr stellen die verschiedenen
schwefelhaltigen Aushauchungen (SO 2 und H 2 S) ein Potential für
Klimaveränderungen dar, indem Schwefelsäureaerosole (H 2 SO 4 ) ausgebildet
werden 18 . Bluth et al. [1992] konnten mittels Satellitenmessungen abschätzen, dass
bei El Chichon (1982) 7 Mt SO 2 und beim Pinatubo (1991) 20 Mt SO 2 in die
Atmosphäre injiziert wurden.
Es ist wichtig festzuhalten, dass das Klimaveränderungspotential nicht alleine von
seiner Explosivität abhängt. Der Ausbruch am Mount St. Helens beispielsweise war
ausgesprochen explosiv, beeinflusste das weltweite Klima jedoch nur geringfügig, da
nur wenig vulkanisches Aerosol in die Stratosphäre gelangte. Neben der Explosivität,
spielen demnach auch andere Faktoren wie Schwefelgehalt der Aerosolwolke und
Umwandlung der Explosivität in Antriebsenergie für die Aschewolke, eine Rolle.
Um die genauen Folgen und Ursachen von Vulkanausbrüchen auf das Klima
beurteilen zu können, müssen auch vergangene Vulkanausbrüche in die
Untersuchungen miteinbezogen werden. Optimal wären natürlich direkte
Strahlungsmessungen zu jedem Ausbruch. Da dies noch nicht einmal für Pinatubo
(1991) einwandfrei gelungen ist, müssen bei Vulkanausbrüchen aus vergangenen
Jahrhunderten andere Messmethoden gesucht werden. Es wurden verschiedene
Indizes erstellt, die unterschiedliche Parameter beinhalten. So wurden beispielsweise
Bilder von Sonnenuntergängen, Notizbucheinträge von roten
Sonnenuntergangsbeobachtungen und weiter zurückreichende geologische
Messungen von Vulkanaschewolkenrückständen berücksichtig. Auch Eisbohrkerne
wurden untersucht. Diese eignen sich jedoch aufgrund des hohen
Hintergrundrauschens nur dürftig für lange zurückliegende Eruptionen.
18 Genauere Erläuterungen zu Sulfataerosolen werden in weiter folgenden Kapiteln behandelt
25

3.2 Dust Veil Index (DVI)
Lamb [1970, 1977, 1983] hat einen Index kreiert, der sich speziell zur Analyse der
Effekte von Vulkanen auf das Oberflächenwetter, auf die Temperaturen in der
unteren und oberen Atmosphäre und der Analyse von grossräumigen
Windzirkulationen eignet (Lamb, 1970). Robock [1979] hat mit Hilfe dieses Dust Veil
Index (DVI) (Lamb, 1970), ein Modell zur Analyse der Vorgänge während der kleinen
Eiszeit ‚geforct’ und dabei herausgefunden, dass vulkanische Aerosole einen
grossen Anteil an der damaligen Abkühlung ausmachten. Parameter die verwendet
wurden umfassen schriftliche Überlieferungen zu Vulkanausbrüchen, optische
Phänomene, Strahlungsmessungen (ab 1883), Temperaturinformationen und
geschätzte Ausstossmengen von SO 2 . Andere Indizes konzentrieren sich
beispielsweise auf die Explosivität (Volcanic explosivity Index (VEI) (Newhall and
Self, 1982; Simkin et al., 1981; Simkin and Siebert, 1994)). Wie jedoch schon früher
erwähnt wurde, ist die Explosivität alleine nicht ausreichend um die Klimawirksamkeit
eines Vulkanes abzuschätzen. Dieser Index eignet sich somit nur sehr bedingt zur
Analyse von Vulkanausbrüchen und deren Auswirkungen auf das Klima (Robock,
2000).
Abbildung 11: Schematisches Diagramm von vulkanischen Inputs in die Atmosphäre und
deren Auswirkungen auf das Klima. Der direkte Einfluss der Aerosole – die Reflexion des
kurzwelligen Sonnenlichtes – tritt klar zum Vorschein. Die Aerosole absorbieren jedoch im
langwelligen Bereich, womit sie zu einer anomalen Erwärmung der unteren Stratosphäre
beitragen. (Robock et al., 2000)
3.3 Tropische / Aussertropische Eruptionen
Der Ausstoss von vulkanischen Gasen, auch Exhalation genannt, kann das Klima
über grössere Zeiträume stark beeinflussen. Die vulkanischen Emissionen beinhalten
26

gasförmiges Schwefeldioxid, welches sich mit Wasserdampf vermischt. Daraus
bilden sich Sulfataerosole, welche für kurzwelliges Sonnelicht ausgesprochen
reflektiv sind. Dies führt zu einer Abschwächung des Sonnenlichtes. Da die
Aerosolwolke weit in die Stratosphäre hineinreicht, können sich die Sulfataerosole
weltweit, in kurzer Zeit (2-3 Wochen) zonal verteilen (Robock et al., 2000). Die
meridionale Verteilung hängt stark von der Lokation des Vulkans ab. Befindet sich
dieser in den Tropen, gelangt, angetrieben durch die ‚Brewer-Dobson-Zirkulation’ 19 ,
ein grosser Teil der Aerosole bis in die höheren Breiten. Nach einem Jahr, ist die
Konzentration an vulkanischen Aerosolen in der Stratosphäre bereits um ungefähr
die Hälfte reduziert (Barnes and Hoffman, 1997). Es gibt zwei Hauptfaktoren die für
das Ausscheiden der Aerosole aus der Stratosphäre verantwortlich sind: Einerseits
ist dies die winterliche Subsidenz über den Polen, wobei die Aerosole via den
polaren Vortex wieder in die Troposphäre gelangen und an dessen Rand wieder
sedimentiert werden (Oman et al., 2005; Robock et al., 2000). Anderseits werden die
Ausscheidungen über die ‚midlatitude-Foldings’ (Hamill et al., 1997) für den grössten
Teil (bis zu 75) der Aerosolverluste aus der Stratosphäre verantwortlich gemacht
(Oman et al., 2005).
Nach zwei Jahren führt die übrig bleibende Konzentration an Aerosolen nicht mehr
zu signifikanten Anomalien im Klimaverlauf. Dies bedeutet jedoch nicht, dass die
Beeinflussung des Klimas sich lediglich auf diese zwei Jahre beschränkt. Ein
gigantischer Ausbruch, wie derjenige des Tambora (1815) kann, unter Einbezug des
träger regierenden Ozeans, das Klima ganzer Jahrzehnte prägen. Dieser Ausbruch
führte unter anderem im Jahre 1816 zu einem Jahr ‚ohne Sommer’ (Robock et al.,
2000).
3.4 AO/NAO-Muster und Parallelen zu Vulkanausbrüchen
Tropische Vulkanausbrüche sind wie bereits mehrfach erläutert in der Lage, das
Klima global stark zu beeinflussen. Dies geschieht einerseits durch einen direkten
Effekt der Aerosolwolke, welcher zu verminderter solarer Einstrahlung und der
dadurch verursachten globalen Abkühlung – sowohl im Winter wie auch in den
Sommermonaten - führt (Shindell T. and Schmidt G., 2003). Anderseits führt ein
sekundärer Effekt, ausgelöst durch die Erwärmung der Aerosolschicht in der unteren
Stratosphäre (Robock et al., 2000), besonders in den Wintermonaten zu
unterschiedlichen Anomalien.
Durch den verstärkten Temperaturgradienten in der unteren Stratosphäre wird der
polare Vortex (stratosphärische Polarwirbel) verstärkt (Robock et al., 2000). Zudem
ist in der Winterzeit die Kopplung (atmospheric teleconnection) zwischen der
Stratosphäre und der Troposphäre verstärkt 20 . Durch ‚Downward Propagation’ -
Propagation nach unten - wirkt sich dieser Polarwirbel bis in die untersten
atmosphärischen Schichten aus (Thompson and Wallace, 1998, 1999). Dies äussert
sich dann in der untersten Troposphäre in der Charakteristik des Bodendruckfeldes
bzw. dem sogenannten ‚surface imprint’ des stratosphärischen Polarwirbels (Baldwin
and Dunkerton, 1999). Dieser Imprint bzw. die damit einhergehende Druckverteilung
kann sehr ähnliche Muster wie bei einem positiven AO/NAO-Event annehmen. Die
dabei auftretenden Auswirkungen wie Temperaturanomalien und
19 Siehe ‚Stratosphärische Meridionalzirkulation’ Siehe auch Fussnote 2
20 Tropospheric-stratospheric coupling (Baldwin et al., 1994; Perlwitz and Graf, 1995; Cheng and
Dunkerton 1995; Kitoh et al., 1996; Kodera et al., 1996)
27

Niederschlagsanomalien sind entsprechend können dementsprechend auch
übereinstimmen.
Dieser Zusammenhang und die Parallelen zwischen AO/NAO-Muster und
Vulkanausbruch-Mustern soll im nachfolgenden Analyseteil dieser Arbeit näher
betrachtet werden.
3.5 Stratosphärische Schwefelsäureaerosole
(Folgender Abschnitt wurde neben Unterrichtsmaterial unter zu Hilfenahme des
Papers von Robock et al. 2000 und allgemeinen Informationen aus dem Buch von
Latif, Mojib, 2004 verfasst)
Ausserordentliche Vulkanausbrüche können zu einem Anstieg des
Schwefelsäureaerosolgehaltes (Sulfataerosol) in der unteren Stratosphäre um eine
bis zwei Grössenordnungen führen. Dieses Schwefelsäureaerosol wird durch
Oxidation magmatischer schwefelartiger Gase wie SO 2 und H 2 S, nach deren
Transport in die Stratosphäre gebildet (Robock et al., 2000). Nach dem Ausstoss
dauert es in der Regel je nach Konstellation der globalen Windzirkulation zwei bis
drei Wochen, bis die Aerosole den Globus einmal umrundet haben (Krakatau in 2
Wochen (Symons, 1888); 1982 El Chichon (Robock and Matson, 1983) und 1991
Pinatubo (Bluth et al., 1992) in 3 Wochen). Obwohl El Chichon (17 °N) und Pinatubo
(15 °N) lediglich um 2 ° Breitengrade differieren, wurde ihre Wolke nach einer
Umrundung des Globus sehr unterschiedlich verteilt. Die vom Pinatubo stammende
Wolke wurde lediglich entlang des Äquators verteilt (Stowe et al., 1992), während
sich die Wolke aus dem El Chichon Ausbruch vom Äquator bis 30 °N ausdehnte
(Stron, 1984). Dies zeigt, dass die Dispersion der Aerosolteilchen in der unteren
Stratosphäre stark von den jeweils vorherrschenden Windverhältnissen zur Zeit der
Eruption abhängt.
Die Ausfällung von Aerosolen in der Stratosphäre kann nur über Gravitationskräfte
stattfinden. Ausregnen bzw. Auswaschung sind in der Troposphäre die effizientesten
Beseitigungsmechanismen. Da dies in der Stratosphäre aufgrund des geringen
Feuchtigkeitsgehaltes nicht möglich ist, klingen vulkanische Störungen nur langsam
ab. Die Halbwertszeit der Aerosolmasse beträgt ungefähr ein Jahr (Barnes and
Hoffman, 1997), wobei man bei einem ausserordentlichen Vulkanausbruch, von zwei
Jahren deutlicher Klimabeeinflussung ausgehen kann. Die Beeinflussung des Klimas
ist bei Vulkanausbrüchen somit eher kurzfristiger Natur.
Spätestens seit dem Ausbruch von El Chichon weiss man, dass nicht feste
Ascheteilchen, sondern Schwefelaerosoltröpfchen mit Radien von 0.1 bis 0.5 µm,
das vulkanische Aerosol in der unteren Stratosphäre bestimmen. Die beiden
massemässig wichtigsten vulkanischen Gase, Wasserdampf (H 2 O) und Kohlendioxid
(CO 2 ), sind nur auf extrem langen Klimaskalen relevant, da die bei einem Ausbruch
emittierten Mengen im Vergleich zur aktuellen atmosphärischen Konzentration
vernachlässigbar klein ausfallen (Robock et al., 2000). Vulkanische Asche fällt sehr
schnell wieder aus der Atmosphäre und trägt nur ausgesprochen kurz zu einer
Beeinflussung des Klimas bei. Der Klimaeffekt von Vulkanen basiert daher vor allem
auf den schwefelhaltigen Gasen (SO 2 und H 2 S), wobei diese bei Erreichen der
Stratosphäre zu gasförmiger Schwefelsäure oxidiert werden (H 2 SO 4 ) (Robock et al.,
2000). Die sich in der Stratosphäre befindende Schwefelsäurekonzentration verstärkt
das stratosphärische Hintergrundaerosol auf zwei Arten. Einerseits durch die oben
erwähnte Gas-Teilchenumwandlung von Schwefelsäure und Wasser, wodurch die
28

Teilchenzahl erhöht wird und anderseits durch Kondensation von H 2 SO 4 und H 2 O auf
bereits vorhandenen Teilchen, was zu einem sekundären, zeitlich verzögerten
Anwachsen der Radien führt (Robock et al., 2000).
Das sichtbare Licht wird durch die vulkanischen Aerosole teilweise zurückgestreut.
Dies hat zur Folge, dass aufgrund der verminderten Sonneneinstrahlung auf die
Erdoberfläche, eine Abkühlung erfolgt. Da sich die effektiven Radiengrössen der
Aerosole im Bereich der Wellenlänge des sichtbaren Lichts befinden, sind sie
besonders wirksame Streuer des sichtbaren Sonnenlichtes. Grössere Eruptionen wie
El Chichon oder Pinatubo haben zu einer Verminderung der direkten
Sonneneinstrahlung in der Grössenordnung von 100 Watt/m 2 geführt. Die diffuse
Strahlung nimmt ihrerseits fast um denselben Betrag zu (milchigweisser Himmel)
(Robock et al., 2000). Die Differenz zwischen diesen beiden gegenläufigen Effekten
ist in der Grössenordnung von 1 bis 10 W/m 2 an der Erdoberfläche, was zu einer
Abkühlung führt (Werte entnommen aus Latif, M., 2004).
Der zweite bedeutende Klimaeffekt der Aerosole wird durch die Eigenschaft der
Aerosole verursacht, im nahen Infrarot sowie im langwelligen Bereich des Spektrums
Strahlung zu absorbieren. Dieser Effekt überwiegt die erhöhte langwellige
Ausstrahlung durch das Aerosol und führt zu einer erheblichen Erwärmung der
unteren Stratosphäre (wo diese Aerosole hauptsächlich lokalisiert sind) um 2-5 °C
(Robock and Mao, 1992; Robock et al., 2000). Zusätzlich trägt in ähnlichem Masse
die verstärkte Absorption von langwelliger terrestrischer Strahlung im unteren
Bereich der Aerosolwolke bei. In den Tropen ist die Erwärmung am stärksten, da
einerseits die höchste Sonneneinstrahlung vorherrscht und dadurch auch die
Bodentemperaturen am höchsten sind. Dies führt unweigerlich zu advektiven
Prozessen zwischen den Tropen und den höheren Breiten (Robock and Mao, 1992;
Graf et al., 1993; Mao and Robock, 1998). Diese stratosphärischen
Temperaturanomalien beeinflussen in beachtlichem Masse auch die troposphärische
Zirkulation. Im Winter der Nordhemisphäre können die primären, reinen
Strahlungseffekte grosser, tropischer Vulkaneruptionen, durch die sekundär
ausgelösten advektiven Prozesse völlig überdeckt werden. Temperatur, Druck und
Niederschlag können im Winter Anomalien aufweisen, die entgegen den Annahmen
aus den primären Strahlungseffekten, resultieren würden (Verstärkung des polaren
Vortex, mehr Westwind, wärmere Winter im europäischen Raum, mehr Niederschlag)
(Robock et al., 2000).
Allgemein können tropische Vulkanausbrüche das weltweite Klima bedeutend stärker
beeinflussen als aussertropische, deren Eruptionswolken lediglich in ihrer eigenen
Hemisphäre ausgebreitet wird. Je weiter weg sich ein Vulkan vom aufsteigenden Ast
der ‚Brewer-Dobson-Zirkulation’ (resp. von den Tropen) befindet, desto schwächer
wird eine Ausbreitung seiner Aerosolwolke in die meridionale Richtung stattfinden.
Vulkanische Aerosole, welche in höheren Breiten als 30 °N/S ausgestossen wurden,
werden kaum weiter als eben dieses 30 °N/S Breite zum Äquator hin propagieren
können. Sie bleiben demnach gewissermassen in höheren Breiten hängen. Ihr
Erwärmungspotential für die untere Stratosphäre ist somit äusserst gering, da
hauptsächlich die in den Tropen lokalisierten Aerosolwolken zur Erwärmung der
unteren Stratosphäre in den niederen Breiten führt, da im Winter die
Sonnenstrahlung in höheren Breiten stark abgeschwächt ist bzw. völlig ausbleibt
(Oman et al., 2005).Tropische Eruptionen sind in zweifacher Hinsicht zu beachtlicher
Klimabeeinflussung prädestiniert. Einerseits können sie ihre Aerosolwolken in beide
Hemisphären ausbreiten und anderseits aufgrund der Nähe zum Ursprung der
‚Brewer-Dobson-Zirkulation’, welche das Tor zur Stratosphäre darstellt, auch zu
erheblichen meridionalen Verteilungen der Aerosole beitragen (Oman et al., 2005).
29

3.6 Einfluss von Vulkanausbrüchen auf das stratosphärische Ozon
(Exkurs)
Durch die Abkühlung der polaren Regionen durch den verstärkten polaren Vortex 21 ,
sind neuerdings auch am Nordpol die Bedingungen gegeben, um PSC’s (Polar
Stratsopheric Clouds) auszubilden. Im Zusammenhang mit diesen PSC’s kommt es
im Frühling der jeweiligen Hemisphäre zu verstärktem Ozonabbau. Es findet
gleichzeitig besonders über den tieferen Breiten eine Anhebung der unteren
Stratosphäre durch den beschriebenen Aerosolerwärmungseffekt statt. Dies führt
aufgrund der verstärkten UV-Strahlung in grösseren Höhen ebenfalls zu einem
globalen Ozonabbau nach ausserordentlichen tropischen Vulkaneruptionen. Da bei
geringerem Ozongehalt in der oberen Stratosphäre auch weniger UV-Strahlung
absorbiert wird, führt dies längerfristig zu einem Kühlungseffekt der unteren
Stratosphäre, was wiederum die Ausbildung von PSC’s wahrscheinlicher werden
lässt. Die vulkanischen Aerosolteilchen können eine ähnliche Rolle wie die PSC’s
übernehmen und ihrerseits als Oberfläche für heterogene Ozonabbaureaktionen
fungieren. Diese Begleiterscheinung von grösseren Vulkanausbrüchen ist natürlich
erst seit den 50er Jahren im Zusammenhang mit den FCKW-Emissionen aktuell.
Zuvor war dieser Effekt aufgrund des fehlenden Chlors nicht vorhanden.
3.7 Sommer – Globale Auswirkungen von Vulkanausbrüchen
Durch die intensivierte Reflexion der Sonnenstrahlung an den Aerosolpartikeln ins
Weltall ist global im Sommer eine Abkühlung festzustellen. Im Gegensatz zum Winter
bildet sich in der unteren Stratosphäre kein verstärkter Temperaturgradient aus, da
im Sommer auch die höheren Breiten mit Sonnenstrahlung versorgt werden. Des
Weiteren ist die stratosphären-troposphärenkopplung in hohen Breiten im Winter weit
ausgeprägter als im Sommer. Die Anomalien sind dementsprechend besonders bei
den Bodentemperaturen ausgeprägt (Abkühlung aufgrund der verminderten
Sonnenstrahlung). Die Temperaturtagesgänge haben eine verminderte Amplitude.
Die Aerosolwolke in der unteren Stratosphäre sorgt bei Tag für verminderte
Einstrahlung (verminderte Temperatur) während sie während der Nacht die
Ausstrahlung der langwelligen Strahlung vom Boden in das Weltall reduziert. In den
Tropen nehmen aufgrund der geringeren Heizrate die konvektiven Niederschläge ab.
Die primären radiativen Effekte dominieren während den Sommermonaten sowohl in
den Tropen, wie auch in mittleren Breiten. Es kann jedoch vorkommen, dass sogar
eine grosse Eruption wie El Chichon von einem El Niño (1983) übertroffen wird.
21 Siehe Kapitel ‚Polarer Vortex’ für genauere Erläuterungen
30

II. Daten
1. Daten aus den SOCOL 22 -Läufen
Die Modelldaten aus den SOCOL-Läufen wurden auf einem Linux-Cluster an der
ETH generiert (Andreas Fischer, 2006). Pro prozessiertes Jahr wurden 4 Tage
Rechenzeit benötigt. Somit wurde bis anfangs Januar 2007 für die Zeitspanne von
1900 bis 1916 ein einzelner Lauf prozessiert und die einzelnen Jahre als Netcdf-
Dateien zur weiteren Verarbeitung in IDL bereitgestellt. Da in dieser Arbeit das
Schwergewicht auf äquatornahe Eruptionen gelegt wird, können aufgrund der
geringeren Variabilität bei derartigen Vulkanausbrüchen, bereits mit einem einzigen
Run (Prozessierungsdurchlauf) vertretbare Aussagen gemacht werden. Dies wäre
bei der Analyse von aussertropischen Vulkanausbrüchen nicht ausreichend. In
hohen Breiten wären mehrere Läufe nötig um die statistische Signifikanz zu
erreichen, da die Variabilität in diesen Breiten höher ist (Oman et al., 2005). Zur
Analyse werden monatliche Anomalien der SOCOL-Daten benötigt. Dazu wurde
anfangs Januar 2007 ein weiterer Lauf über die Jahre 1902 bis 1904 ausgeführt.
Dieser beinhaltete jedoch keine Vulkanischen Forcings – war also gewissermassen
‚ungeforct’ (Sensitivitätslauf). Diese ungeforcten Daten wurden zur Bildung von
Anomalien von den bereits generierten geforcten Daten subtrahiert.
2. Beobachtungsdaten
Die Beobachtungsdaten 23 stammen aus der Datenbank 24 der Gruppe Brönnimann
des Institutes für Atmosphäre und Klima der ETH Zürich. Zur Untersuchung der
Problematik und der Auswirkungen von Vulkanausbrüchen auf das Klima, sind drei
Klimavariablen von besonderem Interesse, deren Auswirkungen auf das Klima in der
folgenden Analyse untersucht werden und zur Analyse des SOCOL-Modells
beitragen.
Bodendruck (SLP’s = Surface Land Pressure)
Temperatur (SAT = Surface Air Temperature)
Niederschlag (Prec = Precipitation)
Datensätze für Beobachtungsdaten:
Oberflächentemperaturen Surface Air Temperature (SAT)
HadCRUT3v: Hadley Centre / Climatic Research Unit Temperature (HadCRUT3v.nc)
(Brohan, P. et al., 2006)
Bodendruckdaten Sea Level Pressure (SLP)
hadSLP2p: Hadley Centre Sea Level Pressure dataset (hadSLP2p.nc)
(Allan, R. J. et al., 2006)
22 Siehe auch Kapitel ‚SOCOL-Klimamodell’ für detailliertere Informationen
23 Siehe folgendes Unterkapitel Datensätze für detaillierte Informationen
24 Siehe Quellenverzeichnis: Daten
31

Niederschlagsdaten Precipitation
GHCN: Global Historical Climatology Network (pcpgrd.nc)
(Vose, R. S. et al., 1992)
Klimatologie 1961-1990 30-jährige Standardklimatologie (WHO)
Wurde verwendet, um die Anomalien der Beobachtungsdaten zu bilden.
32

III. Methodik
Da die Auswirkungen eines Vulkanausbruches im Winter besonders markant sind,
wird in den folgenden Kapiteln, wenn nicht explizit erwähnt immer von den
Wintermonaten die Rede sein. Am Schluss wird jeweils noch ein separates Kapitel
dem Sommer gewidmet, da die Auswirkungen in der Stratosphäre in den
Sommermonaten aufgrund der bis in hohe Breiten reichenden Sonnenstrahlung nicht
besonders ausgeprägt sind.
1. SOCOL-Klimamodell
(Die nachfolgenden Informationen und Ausführungen zum SOCOL-Modell
entstammen dem Paper Egorova et al. [2005])
Das SOCOL-Klimamodell besteht aus einem ‚Global Circulation Model’ (GCM)
welches mit einem ‚Chemical Transport Model’ (CTM) gekoppelt ist. Das bei SOCOL
verwendete GCM stellt eine modifizierte Version des MA-ECHAM4 GCM (Middle
Atmosphere version of the „European Center/Hamburg Model 4“ General Circulation
Model) dar. Das CTM ist eine modifizierte Version des UIUC (University of Illinois at
Urbana-Champaign) atmosphärischen ‚Chemical Transport Model’ MEZON (Model
for the Evaluation of oZONe Trends) , welches durch Rozanov et al. (1999, 2001)
und Egorova et al. (2001, 2003) ausführlich beschrieben wurde. SOCOL steht dabei
für ‚Solar Climate Ozone Links und ist ein ‚Chemistry-Climate Model’ (CCM)
(Egorova et al., 2005).
1.1 GCM-Komponenten
Die ECHAM GCM’s haben ihren Ursprung in den spektralen
Wettervorhersagemodellen des ECMWF (Simmons et al., 1998). Das MA-ECHAM4
ist ein GCM, das besonders für die mittlere Atmosphäre modifiziert wurde. Es wurde
am Max-Planck-Institut für Meteorologie in Hamburg entwickelt (Manzini et al.,
1997;Charron and Manzini, 2002), basierend auf dem Standard ECHAM4 GCM
(Roeckner et al., 1996). Es ist ein Spektralmodell mit T30 Horizontaltrunkation
(Vereinfachung des Griddings), was zu einem Gitterabstand von 3.75 ° führt. In der
Vertikalen hat das Modell eine Auflösung von 39 Schichten, in einem hybrid sigma-
Druck-Koordinatenmodell, welches von Grund bis 0.01 hPa hinaufreicht. Es wird des
Weiteren ein semi-implizites Zeitschrittschema mit einem weichen Filter verwendet,
wobei der Zeitschritt für dynamische Prozesse und physikalische
Prozessparametrisierung 15 Minuten beträgt. Vollständige Strahlungstransfer-
Berechnungen werden alle 2 Stunden durchgeführt. Die Heizungs- und
Kühlungsraten werden ebenfalls im 15 Minutentakt berechnet. Das
Strahlungsschema basiert auf dem ECMWF-Strahlungscode (Fouquart and Bonnel,
1980; Morcrette, 1991). Für eine detailliertere Abhandlung der MA-ECHAM4 sei auf
die Arbeit von Manzini and Mc Farlane [1998] verwiesen.
33

1.2 CTM-Komponenten
Das MEZON simuliert 41 chemische Spezies, darunter die Sauerstoff-, Wasserstoff-,
Stickstoff-, Kohlenstoff-, Chlor- und Bromgruppen. Diese sind jeweils in 118
Gasphasenreaktionen, 33 Photolysereaktionen und 16 heterogenen Reaktionen auf
und in Sulfataerosolen (vulkanischen Ursprungs) und Partikeln aus polaren
stratosphärischen Wolken (PSC’s), miteinander in Verbindung gebracht (Carslaw et
al., 1995). Das PSC-Schema benutzt vorgegebene Wolkenpartikelanzahldichten und
geht davon aus, dass die Wolkenpartikel in thermodynamischem Gleichgewicht mit
ihrer gasförmigen Umgebung sind. Es wurde des Weiteren eine spezielle
Beschleunigungstechnik für das Lösen eines spärlichen Systems von linearen
algebraischen Gleichungen entwickelt. Der Transport der betrachteten Spezies wird
mittels des hybriden numerischen Schemas von Zubov et al. [1999] errechnet. Das
Transport-Schema ist eine Kombination des Prather –Schemas (Prather, 1986),
welches in die vertikale Richtung gebraucht wird und eines Semi-Lagrangian-
Schema (SL), welches für die horizontale Advektion auf einer Sphäre eingesetzt wird
(Williamson and Rasch, 1989). Der Gebrauch des Prather-Schemas ermöglicht einen
beträchtlich grösseren Zeitschritt, sogar nah an den Polen, wo die Grösse der
Gitternetzzellen kleiner ist. Die Kombination des Prather-Schemas mit dem SL-
Schema ermöglicht beachtliche Einsparungen an Rechenzeit. Eine detaillierte
Ausführung des Aufbaus und der Leistung des Hybrid-Transport-Schemas ist in
Zubov et al. [1999] gegeben. Die Spezies werden in der Troposphäre durch
Modellwinde und vertikale Wirbeldiffusion transportiert (Rozanov et al., 1999). Die
Depositionsgeschwindigkeiten von CO, NO x , HNO 3 , O 3 und H 2 O 2 sind für
verschiedene Oberflächen vorgegeben (Müller and Brasseur, 1995). MEZON wurde
extensiv im off-line Modus gegen Beobachtungen validiert (Rozanov et al., 1999;
Egorova et al., 2001), wie auch im on-line Modus (Rozanov et al., 2001). Es wurde
des Weiteren auch mit verschiedenen anderen GCM’s kombiniert, um beispielsweise
die Aerosoleffekte des Pinatubos [1991] zu studieren (Rozanov et al., 2002a).
1.3 GCM-CTM Schnittstelle (Kopplung)
Mehrere Photolyse- und Gasphasenreaktionen wurden dem Modell beigefügt,
welche für die mesosphärische Chemie potentiell von Bedeutung sein können. Das
neue Schema für Photolyseratereaktionen reicht von 120-750 nm, und ist in 73
Spektrenintervalle aufgeteilt. Es wurden zusätzlich auch die Lyman-α Linie und das
Schumann-Runge Kontinuum beigefügt.
Die einzelnen GCM- und CTM-Komponenten des Klimamodells SOCOL (CCM),
wurden via 3-dimensionale Wind-, Temperatur-, Ozon-, und Wasserdampffelder
miteinander verknüpft. Das GCM erzeugt den horizontalen und den vertikalen Wind,
die Temperatur und die troposphärische Feuchte für das CTM. Es ist auch für die
Berechnung von Strahlungseinflüssen und Heizungsraten und den Wasserzyklus in
der Troposphäre und der unteren Stratosphäre verantwortlich.
Das CTM seinerseits erzeugt 3-dimensionale Felder der Ozon- und Wasserdampf-
Mischungsraten und schickt diese dem GCM zurück. Die Wasserdampfchemie und
der Transport in die Stratosphäre und Mesosphäre, werden ebenfalls im chemischen
Transportteil des Modells behandelt.
Das SOCOL-CCM bietet den entscheidenden Vorteil, dass es auf einem
herkömmlichen PC gerechnet werden kann. Mit einem Prozessor von 2.5 GHZ
34

eträgt die Simulationszeit für 10 Jahre gut 40 Tage. Dieser grosse Vorteil
gegenüber anderen Modellen, welche häufig nur auf teuren Supercomputern
prozessiert werden können, bietet Wissenschaftlern weltweit die Möglichkeit, auch
ohne Zugang zu Supercomputern ihre Projekte durchzuführen.
1.4 Inputdaten
Dem von der Gruppe Brönnimann [2006, 2007] benutzten SOCOL-Modell müssen
vor den eigentlichen Runs (Prozessierungläufe) die Randbedingungen vorgegeben
werden. Dabei werden verschiedene Forcings in Form von Inputdaten ins Modell
integriert:
Solare Einstrahlung
Hier wurde eine Rekonstruktion gemäss Lean et al., [2000] verwendet. Die Photolyse
Raten werden bei jedem Zeitschritt gemäss einer look-up Tabelle berechnet. Das
solare Forcing wird von den meisten heute gängigen Modellen durch Lean et al.,
[2000] vorgeschrieben.
Treibhausgase / Ozonzerstörende Substanzen / CO und NOx
Treibhausgase und Ozonzerstörende Substanzen (FCKW’s) werden in der
planetaren Grenzschicht vorgeschrieben (prescribed species). Als Datengrundlage
dienen jährliche Daten von GISS (www.giss.nasa.gov), welche linear interpoliert wurden,
um monatliche Datenpunkte zu erhalten. Zur Erfassung von CO- und NO x -
Emissionen wurden EDGAR-HYDE 1.4-Daten für den anthropogenen Anteil als auch
Daten vom Chemie Transport Modell MOZART-2 (natürlicher Anteil) verwendet.
Troposphärische Aerosole
Hier wurde eine Klimatologie von GADS (Koepke et al, 1997) verwendet.
Stratosphärische Aerosole
Für diese SOCOL-runs wurden die stratosphärischen Aerosole u.a. mittels der
Surface Area Density (SAD) und Extinktionskoeffizienten auf 8 spektralen Bändern
vorgeschrieben.
Die dabei verwendeten optischen Dichten bzw. Extinktionskoeffizienten (für 550nm)
stammen von GISS (Sato et al., 1993), welche auf 4 Höhenlevels (von 17.5km bis
32.5km) vorgegeben sind. Mittels des effektiven Radius (ebenfalls GISS) und
Annahme einer log-normalen Verteilung von modalem Radius vs. Number Density
wurde die Surface Area Density berechnet.
Quasi-Biennale Oszillation
Die Quasi-Biennale Oszillation wurde am Institut für das gesamte letzte Jahrhundert
rekonstruiert. Leider sind die Daten in diesem Bereich sehr unsicher, da die
Rekonstruktionsdaten (Luftdruck) v.a. in den Anfängen des 20. Jh. einen hohen
Messfehler aufweisen.
Meeroberflächen Temperaturen (SST) / Meereis
Für die Repräsentation des Ozeans werden Meeresoberflächentemperaturen und
Meereisbedeckungen des Hadley Centre vorgeschrieben (HadISST).
35

Landoberflächenveränderungen
Die durch den Menschen verursachten Landoberflächenveränderungen werden
vorgegeben (prescribed). Für die Inputfelder wurden Änderungen im Hintergrund-
Albedo, der Boden-Rauhigkeits-Tiefe, der Vegetationsbedeckung, dem
Blattflächenindex (leaf area index), der Waldbedeckung und das Speichervermögen
von Wasser im Boden berücksichtigt. Die Daten entstammen einem Bericht des Max-
Planck-Instituts, welcher neueste Werte für die verschiedenen ECHAM-
Vegetationsklasse tabelliert (Hagemann et al., 2002).
Abbildung 12: Inputdaten für SOCOL-Modell (Andreas Fischer, 2006)
2. Klimatologie
Zur Erstellung einer Klimatologie werden Datensätze über einen gewissen Zeitraum
gemittelt. So werden über eine Periode von 30 Jahre alle beobachteten Variablen
(z.B. Druck, Temperatur, Niederschlag, usw.) über die Monate gemittelt. Das dabei
entstehende „Normjahr“ mit seinen 12 Monaten entspricht einer Klimatologie. Diese
entspricht dem Mittel aller beobachteten Variablen während der gewählten
Klimatologiezeitspanne. Eine Standardklimatologie erstreckt sich definitionsgemäss
über 30 Jahre (z.B.: 1961-1990) (WMO-Standardklimatologie).
Um ein Normjahr zu erhalten, das für die Zeitspanne repräsentativ ist, werden in
dieser Arbeit (nach der Methode von S. Brönnimann), die in dieser Zeitspanne
erfolgten überdurchschnittlichen Forcings (Vulkanausbrüche, El Niño / La Niña) aus
der Klimatologie eliminiert. Dazu gibt es unterschiedliche Vorgehensweisen. Es
können ganze Jahre entfernt werden, oder auch nur einzelne extreme Monate. In
dieser Arbeit wird letztere Vorgehensweise angewendet, da es das Ziel ist, eine
möglichst kleine Zeitspanne zu eliminieren, so dass eine möglichst grosse
Datenmenge für die eigentliche Klimatologie übrig bleibt. Anhand dieses
Durchschnittswertes über eine gewisse Zeitperiode können verschiedene Vergleiche
und Analysen unternommen werden. Der grosse Vorteil besteht darin, dass für jeden
Monat dieser Zeitpanne Anomalien gebildet werden können, die auf der Subtraktion
36

der Klimatologie von den monatlichen Beobachtungs- oder Modelldaten basieren.
Saisonale Anomalien werden jedoch bevorzugt, da die monatliche Variabilität
bedeutend zu Fehlinterpretationen verleiten kann. Wird jedoch das Mittel über drei
Monate betrachtet (saisonale Mittelung), ist der obgenannte unerwünschte Effekt
minimiert. Üblicherweise werden die Monate beginnend von Dezember bis Februar
zusammengefasst. Im Falle dieser Analyse sollen aber aufgrund der Stratosphären-
Troposphärenkopplung die Monate Januar bis März / April bis Juni / August bis
Oktober und September bis Dezember zusammengefasst werden (nach der Methode
von S. Brönnimann).
2.1 Qualitäts- und Genauigkeitsbetrachtungen
Plausibilitätsbetrachtungen von Klimamodellen können anhand von Klimatologien
unternommen werden. Die Qualität bzw. Genauigkeit der Anomalie – sowohl bei
Beobachtungsdaten wie auch bei Modelldaten – hängen einerseits von der Qualität
und Reichhaltigkeit der Datensätze, wie auch von der Güte der Klimatologie ab.
Denn auch Klimatologien können voneinander abweichen und so können
vermeintlich fehlerhafte Modellanomalien ihren Ursprung in der Klimatologie haben.
2.2 Klimatologien – Sensitivitätsläufe (Kontrollruns)
2.2.1 Anomalienbildung bei Beobachtungsdaten - Klimatologien
Die Anomalienbildung für die Beobachtungsdaten erfolgt in dieser Arbeit unter
Subtraktion der gebildeten Klimatologie von 1900 bis 1929 (unter Ausschluss der
stark beeinflussten vulkan- und El Niño- / La Niña-Monate) von den
Beobachtungsdaten.
2.2.2 Anomalienbildung bei Modelldaten - Sensitivitätsläufe
Es muss an dieser Stelle erwähnt werden, dass es diverse Möglichkeiten gibt,
Anomalien von Modelldaten zu bilden. Eine Möglichkeit ist das Subtrahieren einer
Modellklimatologie, bestehend aus mehreren Läufen des Modells (alle Läufe sind
geforct, was natürlich auch auf die daraus entstehende Klimatologie zutrifft). Diese
Vorgehensweise ist analog derjenigen, die bereits für die Bildung von Anomalien der
Beobachtungsdaten angewendet wurde. In dieser Arbeit wurde diese Methode
jedoch nicht zur Anomalienbildung bei den Modelldaten angewendet.
Vielmehr wurde folgende elegante Lösung verwendet: Die jeweiligen Normjahre
ohne Forcing - sogenannte Sensitiviätsruns (Kontrollruns) für einzelne Jahre -
werden von den geforcten Modelljahren (geforcte Runs) subtrahiert (forced minus
unforced). Dies ist bei der Anomalienbildung von beobachteten Daten jedoch nicht
möglich, da an der Realität nicht gerüttelt werden kann. Die in dieser Arbeit für die
Modelldatenanomalienbildung verwendete Vorgehensweise entspricht der
letztgenannten Methode.
37

2.2.3 Klimatologie bzw. Beseitigung der jahreszeitlichen Schwankungen
Sowohl bei der Betrachtung des globalen stratosphärischen Temperaturverlaufes zu
Beginn des 20. Jahrhunderts, wie auch bei der Bildung der Z100 Anomalien des
polaren Vortex für die Jahre 1900-1915, wurden Klimatologien aus den Daten von
1900 bis 1915 gebildet (S. Brönnimann). Durch Subtraktion ebendieser Klimatologien
von den jeweils erhaltenen Daten, konnte der jahreszeitliche Verlauf eliminiert
werden, womit nur noch die Anomalien übrig bleiben.
3. Analyse
3.1 Untersuchte Parameter in der unteren Stratosphäre
3.1.1 Temperaturgradient in der unteren Stratosphäre
Nach ausgesprochen starken tropischen Vulkanausbrüchen, können im
Europäischen Raum in den Wintermonaten leicht erhöhte Temperaturen festgestellt
werden. Dies ist im Zusammenhang mit dem verstärkten Temperaturgradienten in
der unteren Stratosphäre zu sehen 25 .
Zu Beginn des 20. Jahrhunderts waren noch keine systematischen
Höhenmessungen für Temperatur und Luftdruck vorhanden. Dies führt dazu, dass
zur Analyse von Höhendaten aus dieser Zeit lediglich auf Rekonstruktionen
zurückgegriffen werden kann. Zum Zeitpunkt des Verfassens dieser Arbeit sind für
diese Beobachtungsperiode [1900-1929] jedoch noch keine Rekonstruktionen der
Höhendaten für die Beobachtungsdaten vorhanden. Dies lässt eine Analyse der
Temperaturgradienten in der unteren Stratosphäre nicht zu. Es können lediglich
Mutmassungen über deren Zustand, anhand der Veränderung des Bodendruckes
und der Bodentemperatur gemacht werden. In der Analyse der SOCOL-Läufe kommt
jedoch die Betrachtung des Temperaturgradienten in der unteren Stratosphäre zum
Zuge.
3.1.2 Gradientenbetrachtung anhand von 50 hPa Temperaturfelder (SOCOL-Daten)
Bei der Betrachtung der Beobachtungsdaten ist es aufgrund fehlender Höhendaten
nicht möglich eine Analyse der unteren Stratosphäre durchzuführen.
Bei der Analyse der SOCOL-Läufe sieht die Datenlage glücklicher aus. Die
Modelläufe liefern simulierte Daten bis in grosse Höhen (Boden bis auf 0.01 hPa). Mit
Hilfe des Programms ‚Ferret’ sind Plots der Atmosphäre in einer Höhe von 50 hPa
gemacht worden.
Die Plots werden als Zeitreihe über mehrere Jahre in monatlicher Auflösung
dargestellt (1900-1916). Als Referenzhöhe, ist wie erwähnt 50 hPa geopotentielle
Höhe gewählt worden, wobei über einen meridionalen Ausschnitt von 30 °N bis 30 °S
gemittelt wird.
Es wurde für die Beobachtungsdaten ein Gradient verwendet, der mittels
Rekonstruktionen erstellt wurde (S. Brönnimann, 2007), um zumindest ansatzweise
ausfindig machen zu können, wie die Lage in der untersuchten Periode aussah.
25 Siehe Theorieteil für genauere Ausführungen
38

3.1.3 Polarer Vortex (Stratosphärischer Polarwirbel)
Ein Vulkanausbruch führt wie bei der Gradientenbetrachtung bereits erwähnt, zu
einem verstärkten polaren Vortex, welcher die stärkeren Westwinde (‚Westerlies’) mit
sich bringt.
Sollte dieser polare Vortex in den höheren atmosphärischen Schichten verstärkt sein,
so müsste das auf der 100 hPa Geopotentialfläche auszumachen sein. Der zu
erstellende Z100-Index ist folgendermassen zustande gekommen:
In 100 hPa geopotentieller Höhe wird meridional von 75 °N bis 90 °N gemittelt und
davon der Mittelwert von 40 °N bis 55 °N abgezogen. Bei einem schwachen Vortex,
führt das zu einem höheren Index und umgekehrt. Die Güte des Index sagt aus, für
welche Monate verlässliche Resultate vorhanden sind. Die Monate von Januar bis
April haben eine meist brauchbare Güte. Da wir lediglich an den Wintermonaten
interessiert sind, kommt uns dies sehr entgegen. Die Datenlage sieht wie bereits bei
der Betrachtung des Temperaturgradienten, im Falle der Beobachtungsdaten ähnlich
trist aus. Auch hier werden die Erkenntnisse jedoch aus einem anderen
rekonstruierten Datensatz gewonnen (S. Brönnimann, 2007). Für das SOCOL-Modell
werden die Daten natürlich anhand der (von SOCOL) generierten Daten analysiert.
3.1.4 Betrachtung der geopotentiellen Höhe (40 hPa)
Es sollen die Höheanomalien der 40 hPa Geopotentialfelder analysiert werden. Aus
den prozessierten SOCOL-Daten wurden Plots der geopotentiellen Höhe auf 40 hPa
hergestellt. Diese Anomalien helfen zu beurteilen, wie sich der polare Vortex über
das Jahr entwickelt.
3.1.5 Betrachtung der Temperaturfelder auf 40 hPa
Analog zur Betrachtung der geopotentiellen Höhe wurden Plots der Temperaturfelder
auf 40 hPa Höhe hergestellt. Diese Temperaturanomalien lassen Schlüsse über den
Temperaturgradienten in der unteren Stratosphäre wie auch über die Erwärmung der
äquatorialen, mittleren und polaren Breiten zu.
3.2 Untersuchte Parameter an der Erdoberfläche (‚Surface Imprint’) 26
3.2.1 Bodendruck - Temperatur - Niederschlag im Winter
Zugunsten der Verständlichkeit soll hier einleitend ein kurzer Theorieteil eingefügt
werden:
Der weiter oben beschriebene Temperaturgradient im nordhemisphärischen Winter,
sollte zu einem stärkeren polaren Vortex führen. Die Tendenz zu Westwinden über
Europa wird verstärkt. Die wärmeren und mit hoher Feuchtigkeit gesättigten
Luftmassen, die durch die ‚Westerlies’ vom Atlantik stammend in Richtung Osten
verfrachtet werden, bringen dem Europäischen Kontinent erhöhte Temperaturen
26 Siehe auch Kapitel zu AO/NAO-Funktionsprinzip
39

(SAT= Surface Air Temperature) und mehr Niederschläge (Prec= Precipitation). Ein
besonderes Augenmerk wird in der Analyse darum auf Europa gerichtet.
Folgende Gebiete sollen bei der nachfolgenden Analyse der Resultate auf Anomalien
der obgenannten Parameter untersucht werden:
Im europäischen Einflussraum sind wie bereits erläutert Mittel- und Nordeuropa direkt
von dem NAO betroffen. Der mediterrane Raum und äquatornahe Gebiete sind
ebenfalls Gegenstand der Analyse. Auch der asiatische Kontinent bleibt nicht von
den Auswirkungen verschont, obschon sich die markantesten Auswirkungen im
europäischen Einflussbereich abspielen. So kann es auch über Nord- und Ostsibirien
zu Temperaturanomalien kommen. Durch die veränderten Temperaturbedingungen
in Ostasien kommt es auch zu einer Veränderung der monsunalen Zirkulation,
welche starken Einfluss auf den indischen Subkontinenten hat.
Es ist jedoch sehr wichtig, dass zwischen globalen sommerlichen Anomalien infolge
radiativer Abkühlung und winterlichen Anomalien infolge indirekter advektiver
Einflüsse (siehe Temperaturgradient in unterer Stratosphäre) unterschieden wird 27 . In
einem ersten Teil werden somit zuerst die winterlichen Auswirkungen eines
Vulkanausbruchs vom Kaliber eines tropischen Vulkans wie Santa Maria betrachtet.
3.3 Analyse
3.3.1 Beobachtungsdaten vs. Modelldaten (1902-1904)
Abbildung 13: Übersicht, über die vier Hauptbestandteile zur Analyse der SOCOL-output-
Daten.
(Nico Zeltner, 2007)
Das Hauptaugenmerk bei der Analyse der Modelldaten wird auf die durch den
verstärkten Temperaturgradienten in der unteren Stratosphäre hervorgerufenen
Veränderungen im Bodendruckmuster gerichtet sein. Erst in einem nächsten Schritt
27 Der Sommer wird bei der Analyse in einem separaten Kapitel behandelt. Die restlichen Kapitel
beziehen sich jeweils, wenn nicht explizit anders erwähnt auf den Winter.
40

werden die Temperaturanomalien betrachtet und verglichen. Nur wenn die beiden
zuvor durchgeführten Validationsschritte die zu erwartenden Resultate aus den
Beobachtungen widerspiegeln, wird mit einem letzten Analyseschritt begonnen - der
Betrachtung der Niederschlagsanomalien. Diese eignen sich jedoch nicht als
Hauptanalysemerkmal, da sie starken monatlichen wie auch saisonalen
Schwankungen unterworfen sind, die zu einer Beeinträchtigung oder gar zu einer
Verfälschung der durchgeführten Modellevaluation führen würden.
3.3.1.1 Anomalienbildung – Direkter Vergleich der jeweiligen Absolutdaten
Zur Analyse des SOCOL-Modells, werden mit Hilfe der Programmierungssoftware
IDL aus den Datensätzen, welche die Beobachtungsdaten beinhalten verschiedene
Plots (Grafiken) hergestellt. Die Rohdaten für die Beobachtungsdaten sind sowohl
Anomalien zu einer Standardklimatologie von 1960-1990 für die Temperatur (SAT)
sowie Absolutdaten für den Bodendruck (SLP). Die Niederschläge liegen ebenfalls in
Form von Anomalien vor. Um die erstellte Beobachtungsdatenplots mit SOCOL-
Datenplots vergleichen zu können, müssen Absolutwerte gebildet werden. Diese
erhalten wir im Falle der Temperatur, indem die Klimatologie [1960-1990] wieder zu
den Anomalien addiert wird. Da lediglich die Temperaturdaten dieser Klimatologie zur
Verfügung stehen, werden für die Niederschläge keine Absolutwerte gebildet.
Auf der linken Seite der Grafik (Abbildung 13: links unten) sind die geforcten SOCOL-
Läufe dargestellt. Diese stehen von Beginn weg als Absolutwerte zur Verfügung.
Die eigentliche Analyse beginnt mit dem Vergleich dieser beiden aus Absolutdaten
bestehenden Datenplots. Dies geschieht durch Anomalienbildung, indem wir in IDL
ein weiteres Mal Anomalienplots zwischen den SOCOL-Daten und den
Beobachtungsdaten erstellen. Dieser Analyseschritt ist jedoch aufgrund seiner zum
Teil verfälschenden Eigenschaften nicht besonders gebräuchlich 28 . Im Verlaufe der
Arbeit wurde entsprechend festgestellt, dass dieser Schritt trotz des dafür geleisteten
Aufwandes nicht zu den gewünschten Resultaten führen wird. Darum ist er hier in der
Methodik zwar erwähnt, wird in den Resultaten und der darauf folgenden Diskussion
nicht berücksichtigt.
Diese Arbeit wird somit hauptsächlich auf der separaten Analyse der
Beobachtungsdaten und der SOCOL-Daten basieren. In einem letzten Teil – der
Schlussfolgerung – sollen die Resultate und die dabei hervorstechenden
Charakteristiken der beiden Datensätze, in Form einer Zusammenfassung kurz
erläutert werden. Dabei wird dieser letzte Analyseschritt wie erwähnt nicht in Form
einer Anomalienbildung vorgenommen, sondern mittels eines direkten Vergleichs der
jeweiligen Grafiken 29 .
3.3.1.2 Beobachtungsdatenanomalien vs. Modelldatenanomalien
Die Beobachtungsdatenanomalien wurden unter Verwendung einer selbst erstellten
Klimatologie erstellt. Diese wurde wiederum unter zu Hilfenahme von IDL unter
Ausschluss aller El Niño / El Niña-Jahre (jeweils Juli des vorangehenden Jahres bis
Juni des darauf folgenden Jahres) und aller vulkanisch stark beeinflussten Monate
für die Zeitspanne von 1900 bis 1929 erstellt (Abbildung 13: Siehe oberen rechten
28 Die Modellklimatologie kann grössere Abweichungen haben (mehrere °C)
29 Siehe nächstes Unterkapitel
41

Kasten). Mit Hilfe dieser Klimatologie werden durch Subtraktion ebendieser von den
Beobachtungsdaten (Abbildung 13: Unterer rechter Kasten), für diese Zeitepoche
repräsentative Anomalieplots erstellt.
Das Vorgehen unterscheidet sich bei der Bildung der Modelldatenanomalien
insofern, dass nicht eine Klimatologie subtrahiert wird, sondern separate Läufe
(Sensitivitätsläufe bzw. Kontrollläufe) ohne extreme vulkanische Aktivität (unforced)
prozessiert werden, welche jeweils von den ‚geforcten’ Daten von 1902 bis 1904
subtrahiert werden.
Sowohl für die Beobachtungsdaten, wie auch für die Modelldaten stehen nach diesen
Schritten monatliche Anomalien bereit, die miteinander verglichen werden können.
Monatliche Anomalien – Saisonale Anomalien:
Da monatliche Anomalien teilweise starken natürlichen Schwankungen unterworfen
sein können, werden diese in Dreierblöcke zusammengefasst (immer 3 Monate
zusammen, beginnend mit Januar, Februar, März) und zu Saisonanomalien gemittelt.
Plots von saisonalen Anomalien sind ebenfalls in ‚IDL’ erstellt worden. Aufgrund ihrer
höheren Güte werden mehrheitlich die saisonalen Anomalien, zur Analyse der
SOCOL-Läufe beigezogen.
Abbildung 14: Bildung der jeweiligen Differenzen bzw. Anomalien zwischen den eigentlichen
Daten („Realität“) und der Klimatologie 30 , jeweils für die Modelldaten wie auch für die
Beobachtungsdaten. Dies führt uns zu den Beobachtunsdatenanomalien und den SOCOL-
Datenanomalien.
(Nico Zeltner, 2007)
Analyse der beiden gebildeten Anomalien aus Beobachtungs- bzw. SOCOL-Daten:
Zur Verfügung stehen nun auf der einen Seite die Beobachtungsdatenanomalien
(Abbildung 15: rechte Seite) und auf der anderen die Modellanomalien (Abbildung
15: linke Seite). Hier gilt es umso mehr, ein Augenmerk auf die Unterschiede in der
Anomalienbildung zu richten. Einmal wurden Sensitivitätsläufe (Kontrollläufe)
subtrahiert (bei den Modelldaten) und ein andermal eine Klimatologie (1900-1929)
30 Zur Vereinfachung der Grafik wurden die Sensitivitätsläufe (Kontrollläufe) der Modelldaten ebenfalls
als eine Art Klimatologie bezeichnet, obwohl das nicht dem eigentlichen Sinn des Wortes
‚Klimatologie’ entspricht. Im übertragenen Sinne, erfüllen die einzelnen Sensitivitätsläufe für die
Modelldaten jedoch eine ähnliche Aufgabe, wie die Klimatologie bei den Beobachtungsdaten.
42

subtrahiert (bei den Beobachtungsdaten). Die dabei entstehenden Grafiken sollten
nebeneinander verglichen werden und nicht zusätzlich voneinander subtrahiert
werden 31 . Es würden bei weiterer Differenzbildung nur Unregelmässigkeiten
auftreten, welche das Resultat weiter ungewollt verfälschen würden. Es geht in
diesem Analyseschritt vielmehr darum, ähnliche Muster ausfindig zu machen. Da das
SOCOL ein Modell ist, das zwangsläufig ‚Fehler’ aufweist und somit die Realität nie
genau abzubilden vermag, wäre es falsch derartige Anomalien zwischen Modell- und
Beobachtungsdaten zu bilden. Denn Tiefdruckgebiete sind beispielsweise womöglich
von SOCOL nicht an genau denselben Orten, annäherungsweise jedoch korrekt
reproduziert worden. Ähnlich sieht die Situation für die eigentlichen reproduzierten
Werte aus: SOCOL reproduziert vielleicht an einem gewissen Ort eine leichte
Abschwächung des Luftdruckes, in den Beobachtungsdaten ist diese jedoch
ausgeprägter. Da es nicht darum geht, mit SOCOL genaue quantitative Analysen zu
machen, sondern qualitativ vertretbare Erkenntnisse zu erhalten, ist eine
Anomalienbildung nicht angebracht. Im folgenden, letzten Analyseschritt (Abbildung
15) wird lediglich auf ähnliche Muster wert gelegt, wobei nicht ausdrücklich auf
quantitative Analysen eingegangen werden soll (Es wurde in einer früheren Phase
bereits versucht die Anomalien der jeweiligen Modell- bzw.
Beobachtungsabsolutwerte zu bilden, was bereits verworfen werden musste) 32 .
Da der Hauptfokus dieser Arbeit darin besteht, die jeweiligen Muster für
Beobachtungs- und SOCOL-Daten separat zu analysieren, soll dieser letzte
Analyseschritt lediglich in Form einer Schlussfolgerung vorgenommen werden 33 .
Abbildung 15: Direkter Vergleich der Modelldatenanomalien mit den
Beobachtungsdatenanomalien (Letzter Analyseschritt Schlussfolgerung).
(Nico Zeltner, 2007)
31 Siehe Begründung in vorangehendem Kapitel ‚Anomalienbildung – direkter Vergleich der jeweiligen
Absolutdaten’
32 Siehe vorangehendes Kapitel
33 Siehe dazu Kapitel ‚Schlussfolgerungen’
43

4. IDL – Programmaufbau
Zur Erstellung der Klimatologie von 1900-1929 und der Analyse des SOCOL-Modells
werden unter Verwendung von Datensätzen 34 für Bodendruck,
Oberflächentemperaturen und Niederschlag in IDL verschiedene Routinen
programmiert, um Grafiken für die Variablen Druck (SLP= Sea Level Pressure),
Temperatur (SAT= Surface Air Temperature) und Niederschlag (Precipitation)
herzustellen.
4.1 Routinen und Programmstruktur
Overhead Routine zur Eliminierung der Vulkan und El Niño Jahre
Mittels dieser Routine wird das ganze Programm jeweils gestartet. Sie entfernt die
Vulkan und El Niña/Niño-Effekte 35 während der ausgewählten Zeitperiode [1900-
1929].
Klimaperiode=[1900-1929] in diesem Programmteil kann die Zeitperiode
ausgewählt und verändert werden. Somit ist das Programm auch tauglich für
‚moving-window’ Analysen (moving window: es wird um den zu betrachtenden
Zeitraum jeweils gleich viele Jahre in die Vergangenheit wie auch in die Zukunft
gerechnet).
Routinen zur Erstellung der monatlichen Klimatologie
Aus den eingelesenen Datensätzen 36 (Brohan et al., 2006) für Temperatur, Druck
und Niederschlag werden jeweils monatlich gemittelte Klimatologien gebildet. Diese
umfassen den in der Overhead Routine eingegebenen Zeitraum (1900-1929). Die
Klimatologievorlagen werden anschliessend ans „Plottingtool“ weitergesendet, wo sie
zu Grafiken verarbeitet werden.
Weiter werden die Klimatologie-arrays an weitere Routinen gesendet um damit
weiterrechnen zu können (Monatsanomalieroutine)
Monatliche / Saisonale Anomalie Routinen (Beobachtungsdaten und SOCOL)
Durch Subtraktion der Klimatologie von den Beobachtungsdaten für die einzelnen
Variablen erhält man die Anomalien für die einzelnen Monate. Da jedoch einzelne
Monate starken Störungen unterworfen sein können, welche die Analyse verfälschen
würden, sind zusätzlich noch die saisonalen Anomalien gebildet worden. Es wurden
jeweils die Monate Januar, Februar, März / April, Mai, Juni / Juli, August, September /
Oktober, November, Dezember in Dreierblöcken gemittelt. Das selbe Prozedere
wurde mit den SOCOL-Monaten vorgenommen (in Zusammenarbeit mit Stefan
Krähenmann).
Die entstandenen Anomalievorlagen werden dem „Plottingtool“ zugesandt.
34 Siehe früheres Kapitel ‚Beobachtungsdaten’, Unterkapitel ‚Datensätze’
35 Siehe folgendes Unterkapitel: Ausschlusskriterien für Vulkane und El Niño/La Niña
36 Siehe früheres Kapitel ‚Beobachtungsdaten’, Unterkapitel ‚Datensätze’
44

Weiter können in diesem Tool die einzelnen Jahre und Monate, welche geplottet
werden sollen, separat bestimmt werden
Absolute Modelldaten vs. absolute Beobachtungsdaten (Anomalienbildung)
Diese Routine wurde im Verlaufe der Arbeit zwar erstellt, es hat sich jedoch
herausgestellt, dass sie sich nicht zur Analyse von SOCOL eignet. Stattdessen
werden in der Diskussion, die beiden Anomalien (Modellanomalien bzw.
Beobachtungsanomalien) separat nebeneinander verglichen.
Die Beobachtungsdaten werden von den SOCOL-output-Daten subtrahiert. Dabei
erhält man die Anomalien, anhand welcher, die Abweichungen des simulierten
SOCOL-Klimas über die vorgegebene Zeitperiode dargestellt werden können. Diese
Anomalien sind jedoch mit Vorsicht zu geniessen, da derartige direkte
Vergleichsanomalien Verfälschungen beinhalten können (Pixelverschiebungen u.a.)
Plot der verschiedenen Grafiken: Plottingtool
Dieses Tool ist in drei verschiedene Kompartimente für die jeweiligen Variablen
(Temperatur, Druck, Niederschlag) aufgeteilt. Diese Routine bildet den Abschluss
des Prozesses und stellt mir die zu interpretierenden Grafiken zur Verfügung.
Abbildung 16: Programmstruktur zur Bildung einer Klimatologie und zur Analyse der SOCOLoutput-Daten
(Nico Zeltner, 2007)
4.2 Ausschlusskriterien für Vulkane und El Niño / La Niña
Die jeweiligen Ausschlüsse erfolgten in dieser Arbeit monatlich, nach einem
gewissen festgelegten Ausschlusskriterium. Ausschlüsse wurden für die Klimatologie
der Jahre 1900 bis 1929 vorgenommen.
45

4.2.1 Vulkanausschlüsse
Gewisse Modelle bestimmen die Diffusstrahlung über die Lufttrübung
(Transmissionsmass nach Linke: T L = Gesamttrübungsfaktor(optische Dicke) /
theoretische optische Dicke (Luft ohne Aerosole und Wasserdampf)). Dabei ist die
optische Dicke einer Atmosphäre als Extinktion pro Weglänge definiert.
Zur Erstellung unserer Klimatologie wurden die Vulkanmonate anhand des effektiven
Aerosolradius aus dem Datensatz von Sato et al. [1993]
(http://data.giss.nasa.gov/modelforce/strataer/) entnommen 37 . Dabei wurde die Grenze bei
0.3 µm 38 angesetzt. War der Aerosolradius gleich diesem Wert, oder überstieg er ihn
für einen gewissen Monat, wurde dieser aus der Klimatologie ausgeschlossen. Es
stellte sich heraus, dass der effektive Aerosolradius einem gewissen Hystereseeffekt
unterliegt. Im Gegensatz zur oben beschriebenen optischen Dicke, erreicht der
effektive Aerosolradius erst mit einer gut dreimonatigen Verspätung seinen
maximalen Wert. Dies hat seine Ursache in einem sekundären Effekt: Durch
Kondensation von H 2 SO 4 und H 2 O an bereits vorhandenen Sulfataerosolen
(Schwefelsäureaerosole), nehmen die Radien der dabei entstehenden Aerosole über
mehrere Monate weiter zu.
0.45
0.4
0.35
effektiver Aerosolradius
optische Dicke
0.09
0.08
0.07
effektiver Radius [ym]
0.3
0.25
0.2
0.15
0.1
0.05
0
1912 1913 1914 1915
0.06
0.05
0.04
0.03
0.02
0.01
0
optische Dicke
Abbildung 17: Zeitliche Entwicklung von effektiven Aerosolradien und deren optischer Dicke.
Hier wurden die Jahre 1912 bis 1915 als Beispiel gewählt. Es ist klar zu sehen, dass der
effektive Aerosolradius gegenüber der optischen Dicke einen ‚Timelag’ aufweist. Als
Ausschlusskriterium wurde in dieser Arbeit dennoch der effektive Aerosolradius gewählt. Ab
0.3 Mikrometer wird der Monat ausgeschlossen. (Nico Zeltner, 2007)
Wir haben von Beginn weg mit den effektiven Aerosolradien als Ausschlusskriterium
gearbeitet. Im Laufe der Arbeit sind wir jedoch zum Schluss gekommen, dass bei
einer erneuten Untersuchung wohl eher die optische Dicke als Ausschlusskriterium
dienen würde. Da in unserer Klimatologie die effektiven Aerosolradien als
Ausschlusskriterium herbeigezogen wurden, ist es möglich, dass die globale
Abkühlung der ersten drei Monate nach einem Vulkanausbruch nicht optimal
37 Siehe Begründung am Ende dieses Abschnitts
38 In den Abbildungen von Sato et al. [1993] ist zu sehen, dass 0.3 Mikrometer dem normal
vorhandenen Hintergrundrauschen in der Stratosphäre nahe kommen
46

epräsentiert wird. Es ist wichtig, bei der folgenden Analyse der verschiedenen Plots,
diese Eigenschaften zu berücksichtigen und allfällige Schlüsse daraus zu ziehen.
4.2.2 El Niño / La Niña
Das Ausschlusskriterium für diese beiden Phänomene wurde mit Hilfe der
Temperaturabweichungen im Gebiet NINO 3.4 (zentraler tropischer Pazifik) bestimmt
(Brönnimann et al., 2006) und aufgrund der Abweichungen ausgeschlossen.
Betragen diese mehr als 0.6 Grad handelt es sich um einen mittleren El Niño, werden
jedoch grössere Abweichungen als 1 Grad festgestellt, entspricht das einem starken
El Niño. Beide, sowohl mittlere wie auch starke El Niños wurden jeweils vom Monat
Juli des Vorjahres bis Juni des Folgejahres ausgeschlossen.
47

IV. Resultate
Im Folgenden soll jeweils jedes Hauptkapitel in zwei Teile aufgeteilt werden. Als
erstes wird dabei immer auf die Beobachtungsdaten eingegangen. In einem zweiten
Schritt werden auf dieselbe Art und Weise die Resultate der SOCOL-Daten
beschrieben und erläutert. Jeder Teil wird zusammenfassend am Ende jedes
Unterkapitels nochmals allgemein diskutiert.
Es ist wichtig an dieser Stelle zu erwähnen, dass bei der Beschreibung der Resultate
absichtlich nicht auf El Niño oder La Niña Ereignisse, die während der betrachteten
Zeitspanne stattfanden, eingegangen wird. Um die Modelldatenanomalien zu bilden
werden immer die ungeforcten Läufe von den geforcten Läufen subtrahiert. Dabei
sind die El Niño / La Niña – Effekte sowohl bei den ungeforcten wie auch bei den
ungeforcten Läufen in derselben Intensität vertreten. Dies führt bei einer Subtraktion
dazu, dass lediglich vulkanisch motivierte Anomalien auftauchen. Bei den
Beobachtungsdatenanomalien kann ein kleiner Einfluss vorhanden sein, da lediglich
bei der Klimatologie die El Niño / La Niña – Effekte ausgeschlossen wurden und
somit bei der Anomalienbildung vorhanden bleiben. Dieser Einfluss ist jedoch nicht
Bestandteil dieser Analyse. Diese Analyse befasst sich lediglich mit den vulkanisch
motivierten Anomalien.
1. Temperaturgradient, Z100-Index und Temperaturfelder in der unteren
Stratosphäre
1.1 Beobachtungsdaten
Zu Beginn des 20. Jahrhunderts steckte die wissenschaftliche Sammlung von Daten
noch in den Kinderschuhen. Besonders Daten über abgelegenen kontinentalen
Gebieten und erst recht über den Ozeanen waren um 1900 noch keine vorhanden.
Daten aus höheren atmosphärischen Schichten wurden erst im späteren Verlaufe
des 20. Jahrhunderts gesammelt. Somit sind für die höheren Bereiche der
Atmosphäre noch kaum Daten vorhanden, was es verunmöglicht, in dieser Arbeit
den Temperaturgradienten der unteren Stratosphäre für die Beobachtungsdaten
festzustellen.
1.2 SOCOL-Daten
1.2.1 Betrachtung des globalen stratosphärischen Temperaturverlaufes zu Beginn
des 20. Jahrhunderts
Es wurde auf 40 hPa (geplant waren 50 hPa, die vertikale Auflösung lässt dies
jedoch nicht zu) geopotentieller Höhe und unter Mittelung von 30 °N bis 30 °S ein
Temperaturanomalieprofil über die Zeit erstellt (Abbildung 18). Bei der Betrachtung
der Zeitreihe im blauen Abschnitt fällt sofort auf, dass bereits ab Ende des Jahres
1902 eine klare Temperaturzunahme festzustellen ist (Santa Maria Ausbruch:
Oktober 1902). In anderen, nicht direkt von Vulkanausbrüchen beeinflussten Jahren,
ist zur selben Zeit in den Wintermonaten der Nordhemisphäre jedoch eine
fortschreitende Abkühlung festzustellen. Die Erwärmung findet dann jeweils erst zu
Beginn des darauf folgenden Jahres statt. Zu diesem ungewöhnlich früh eintretenden
48

Erwärmungstrend kommt eine ausserordentlich hohe Erwärmung in den ersten
Monaten des Jahres 1903 hinzu. Diese beträgt mehr als 2 °C, was einen doch sehr
ungewöhnlich hohen Temperaturanstieg darstellt. Bereits in der zweiten Hälfte des
Jahres 1903 kippt dieser Trend jedoch wieder in eine leichte Temperaturabnahme
über. Diese erreicht jedoch eine viel weniger ausgeprägte Abkühlung als in
vorangehenden und späteren Jahren (ca. 1 °C wärmer als Durchschnitt). Somit
startet die Erwärmung zu Beginn des Jahres 1904 auf einer höheren Stufe, was die
Temperatur der unteren Stratosphäre noch einmal anomal hohe Werte annehmen
lässt – jedoch geringere, als in den nordhemisphärischen Sommermonaten des
Jahres 1902. Am Ende des Jahres 1904 ist ein starker Temperatursturz festzustellen,
der sich in den ersten Monaten des Jahres 1905 fortsetzt um hier wieder ähnlich tiefe
Temperaturen aufzuweisen, wie zu Beginn des Jahres 1902. In den folgenden
Jahren liegen dann die Temperaturen zu Jahresbeginn leicht höher als zu Beginn
des Jahres 1904. Der nächste derartige Ausreisser nach unten zu Beginn eines
Jahres, manifestiert sich erst wieder im Jahre 1914.
2.5
2
1.5
1
Warming (°C)
0.5
0
-0.5
1900
1901
1902
1903
1904
1905
1906
1907
1908
1909
1910
1911
1912
1913
1914
1915
Temperaturverlauf 40 hPa
-1
-1.5
-2
-2.5
Jahre
Abbildung 18: ‚Warmingverlauf’ auf 40 hPa wobei von 30 °N bis 30 °S gemittelt wurde. Die
Temperaturdaten wurden aus SOCOL-Läufen entnommen und davon eine Klimatologie von
1900 bis 1915 (Brönnimann 2007) subtrahiert, um den Jahresverlauf zu eliminieren und
dadurch zu Anomalien zu gelangen. Es fällt auf, dass Ende des Jahres 1902 bis Ende des
Jahres 1904 eine anomal starke Erwärmung stattfindet, die vermutlich auf den Vulkanausbruch
von Santa Maria im Oktober 1902 zurückzuführen ist.
(Nico Zeltner, 2007)
Allgemeine Diskussion:
Es ist augenfällig, dass sich die eben beschriebenen Temperaturereignisse in der
unteren Stratosphäre zeitlich ziemlich gut mit dem Ausbruch des Vulkanes Santa
Maria im Oktober 1902 decken. Die dabei ausgestossenen Aerosolmengen könnten
durch die verstärkte Absorption in der unteren Stratosphäre zum beobachteten
Aufwärtstrend beigetragen haben, der bereits am Ende des Jahres 1902
festzustellen war und zu Beginn des Jahres 1903 anomal hohe Werte annahm. Dass
der Trend auch im Jahre 1903 und leicht abgeschwächt auch im Jahre 1904 anhält,
könnte ebenfalls mit der Verweildauer von Aerosoldauer in der unteren Stratosphäre
zu tun haben. Die Halbwertszeit beträgt gut ein Jahr, wobei während zweier Jahre
markante Auswirkungen auf das Klima erwartet werden (Robock et al., 2000).
49

1.2.2 Globale Entwicklung der vulkanischen Aerosole – Optische Dicke vs. Effektiver
Radius
0.5
0.45
0.4
0.35
0.3
0.25
0.2
Optische Dicke
Effektiver Radius (µm)
0.15
0.1
0.05
0
1900
1901
1902
1903
1904
1905
1906
1907
1908
Jahr
1909
1910
Abbildung 19: Vulkanische Aerosole (global) dargestellt anhand ihrer optischen Dicke und
ihres effektiven Radius (in Mikrometer). Die Abbildung ist ähnlich zur Abbildung 17, diesmal
wurde jedoch die aktuelle Zeitspanne von 1900 bis 1915 gewählt. Uns interessieren in dieser
Arbeit besonders die Geschehnisse von 1901 bis 1905. Die Buckel in der Grafik passen gut
zum Zeitpunkt des Vulkanausbruchs im Oktober 1902. Auch hier ist wieder zu sehen, wie die
optische Dicke einige Monate vor dem effektiven Radius auf den Ausbruch reagiert.
(Nico Zeltner, 2007)
1911
1912
1913
1914
1915
Nachdem zuvor in der Erklärung des Temperaturverlaufes auf einen Zusammenhang
zwischen den anomalen Erwärmungen in der unteren Stratosphäre und dem
vulkanischen Aerosol hingewiesen wurde, soll hier versucht werden, die zeitliche
Entwicklung eben dieses Aerosols vulkanischen Ursprungs, kurz zu erläutern um
dabei die zuvor geäusserte Vermutung zu stützen.
Es wurde in einem früheren Kapitel 39 bereits auf den Unterschied zwischen
effektivem Radius (µm) und optischer Dichte eingegangen und dabei der in
Abbildung 19 ebenfalls gut zu erkennende zeitliche Hystereseeffekt erläutert, welcher
durch das verzögerte Aerosolwachstum zustande kommt.
In der zweiten Hälfte des Jahres 1902 beginnt die optische Dicke zunächst
gemächlich zuzunehmen. Im letzten Viertel desselben Jahres steigt die optische
Dicke plötzlich markant an, wobei nun auch der effektive Radius der Aerosole im
zunehmen begriffen ist. Die optische Dicke erreicht ihren Maximalwert in den letzten
zwei Monaten des Jahres 1902 und behält diesen Wert ungefähr bis März des darauf
folgenden Jahres bei, um danach bis in die ersten Monate des Jahres 1905
annähernd linear abzunehmen.
Der effektive Radius beginnt seinen Maximalwert erst mit einer zeitlichen
Verzögerung von ungefähr 4 Monaten auf die optische Dicke zu erreichen. Er
beginnt erst nach dem ersten Drittel des Jahres 1904 abzunehmen. Die Abnahme
gestaltet sich steiler als bei der zuvor beschriebenen Abnahme der optischen Dicke
39 Ausschlusskriterien für Vulkane und El Niño / La Niña dabei wurde erwähnt, dass in dieser Arbeit
der effektive Radius als Ausschlusskriterium verwendet wurde
50

und erreicht ihren Tiefpunkt erst wieder zu Beginn des Jahres 1907. Der ‚Timelag’ ist
somit auch bei diesem Vulkanausbruch klar auszumachen.
Wenn man nun den Temperaturverlauf in der unteren Stratosphäre mit dem
zeitlichen Verlauf der vulkanischen Aerosole vergleicht fällt auf, dass der
Temperaturverlauf in der unteren Stratosphäre besonders mit der optischen Dicke
grosse parallelen aufweist. So beginnen beide gegen Ende des Jahres 1902 ihre für
Vulkanausbrüche charakteristischen Werte anzunehmen (Robock et al., 2000), was
den zuvor geäusserten Verdacht erhärtet, dass ein Zusammenhang zwischen den
Aerosolen in der unteren Stratosphäre und deren Temperaturverlauf in der
betrachteten Zeit besteht. Es ist ebenfalls erklärbar, warum die Temperaturen in den
Jahren 1903 und 1904 nach wie vor anomal erhöhte Werte aufweisen, da die
optische Dicke, wie auch der effektive Radius der Aerosole, zu dieser Zeit ebenfalls
noch relativ hohe Werte aufweisen. Erst gegen Mitte des Jahres 1904 beginnen
diese tiefere Werte anzunehmen, was gut mit dem Temperaturverlauf übereinstimmt.
1.2.3 Z100 Anomalien des polaren Vortex für die Jahre 1900-1915
Um den polaren Vortex zu erforschen und einen späteren Vergleich mit den
Temperaturfeldern und den in den Abbildung 22 und 11 vorhandenen Hinweisen auf
die Eigenschaften des Vortex zu ermöglichen, sollen anhand der Anomalien auf 100
hPa Höhe, seine Ausprägung und Stärke eruiert werden. Das Ziel ist herauszufinden,
wie stark der polare Vortex als Folge der Charakteristik des Temperaturgradienten
zwischen äquatorialen und hohen Breiten ist. Bei schwachem Z-100 Index, wird von
einem starken und stabilen Vortex ausgegangen. Ein starker Index weist umgekehrt
auf einen schwachen Vortex hin. Dabei werden nur die Wintermonate betrachtet. Der
polare Vortex ist besonders in den Wintermonaten aktiv und kann in den
Sommermonaten sogar ganz verschwinden. Es kommt hinzu, dass die Güte des
Indexes lediglich für die Wintermonate vertretbar ist, in den Sommermonaten jedoch
auf schlechte Datenlage hinweist. Dies kommt uns in diesem Fall sehr entgegen, da
wir uns bei der Betrachtung der Vortexstärke ohnehin auf den Winter beschränken
werden.
Obwohl sich dieses Kapitel hauptsächlich um SOCOL-Daten handelt, werden auch
die Z100-Anomalien der rekonstruierten Beobachtungsdaten hier abgehandelt:
1.2.3.1 Beobachtungsdaten
Der Index ist grundsätzlich bis ins Jahr 1915 gleichmässigen Schwankungen
unterworfen, bis auf einen Ausreisser im Jahre 1915, auf den hier nicht näher
eingegangen wird. Von Interesse, ist besonders die Entwicklung im letzten Viertel
des Jahres 1902 und diejenige der Wintermonate 1903 und 1904. Auffallend ist der
mehrheitlich positive Index gegen Ende des Jahres 1902. Von Januar bis März des
nächsten Jahres ist er jedoch negativ, was wiederum gut mit der beginnenden
Erwärmung der oberen Stratosphäre übereinstimmt und gleichzeitig auch den Beginn
der starken Zunahme der optischen Dicke, der Vulkanaerosole markiert. Wie bereits
einleitend erwähnt, wird aufgrund der Güte nicht auf die sommerlichen Kapriolen des
Indexes eingegangen. Es soll dazu einzig am Rande erwähnt werden, dass während
des Sommers die Ausschläge geringer ausfallen als um die Jahreswechsel.
51

300
250
Z100-INDEX
200
150
100
50
0
Z100-Anomalien
-50
1900
1901
1902
1903
1904
1905
1906
1907
1908
1909
1910
1911
1912
1913
1914
1915
-100
JAHRE
Abbildung 20: Der Index ist definiert als 100 hPa geopotentielle Höhe gemittelt von 75 °-90 °N
minus 40 °-55 °N. Ist dieser Index tief, so ist der polare Vortex stark ausgeprägt. Die Güte ist
jeweils von November bis April akzeptabel. Die Abbildung stellt dabei Anomalien dar, die
anhand einer Klimatologie von 1900 bis 1915 gebildet wurden. (Aus Rekonstruktionsdaten
ermittelt (Brönnimann et al., 2007))
(Nico Zeltner, 2007)
Im November 1903 weist der Index einen leicht negativen Wert auf, um im Dezember
jedoch gleich wieder sehr stark auf die positive Seite zu kippen. Einen Monat später,
im Januar 1904 ist der Wert jedoch wieder sehr negativ, was auf einen verstärkten
Vortex hinweisen könnte. Im Februar bis März tauchen jedoch wieder positive Werte
auf. Zu Beginn des Jahres 1905 tauchen noch einmal negative Werte auf, für die
Monate Januar und Februar, wobei bereits der März wieder positive Werte aufweist.
Im Jahre 1907 nimmt der Z100-Index noch einmal für den ersten Viertel des Jahres
negative Werte an.
Allgemeine Diskussion:
Der Index zeigt also in den Beobachtungsdaten um die Jahreswenden 1903 und 1904
tatsächlich einen gewissen Trend an, der auf einen verstärkten Vortex zu dieser Zeit hinweist.
Besonders in den ersten drei Monaten des Jahres 1903 ist ein längerer negativer Trend
auszumachen, der im April unterbrochen wird, jedoch im Mai nochmals mit einem negativen
Indexwert auf einen starken Vortex hinweist. Wenn man davon ausgeht, dass die höheren
Temperaturen in der unteren Stratosphäre der äquatorialen Breiten (
Abbildung 20) zu einem verstärkten Temperaturgradienten in der tropischen
Stratosphäre und den hohen Breiten führt (Robock et al., 2000), so deckt sich der
negative Index zu Beginn des Jahres 1903 mit den Auswirkungen des
Vulkanausbruches Santa Maria. Dessen optische Aerosoldicke erreicht genau zu
dieser Zeit seinen maximalen Wert. Weiter decken sich die negativen Indexwerte
ebenfalls mit den Aerosolwerten um die Jahreswende 1903/1904, welche ebenfalls
auf einen verstärkten polaren Vortex hinweisen.
52

1.2.3.2 SOCOL-Daten
350
250
Z100-INDEX
150
50
Z100-Anomalien
-50
1901
1902
1903
1904
1905
1906
1907
1908
1909
1910
1911
1912
1913
1914
1915
-150
-250
Jahre
Abbildung 21: : Der Index ist definiert als 100 hPa geopotentielle Höhe gemittelt von 75 °-90 °N
minus 40 °-55 °N. Ist dieser Index tief, so ist der polare Vortex stark ausgeprägt. Die Güte ist
jeweils von November bis April akzeptabel. Die Abbildung stellt dabei Anomalien dar, die
anhand einer Klimatologie von 1900 bis 1915 gebildet wurden. (Indexbildung aus SOCOL-
Läufen und mittels Klimatologie ‚desaisonalisiert’)
(Nico Zeltner, 2007)
Im SOCOL-Modell sind nur die Indexwerte der Monate Oktober bis März zur
Herstellung der Grafik benutzt worden daher kommt der bei der Betrachtung der
Grafik erweckte Eindruck, dass das Modell weniger kleinere Schwankungen aufweist,
als noch bei den Beobachtungsdaten zu sehen waren. Das Diagramm beginnt erst
mit dem Jahr 1901. Der Index taucht gleich im ersten Jahr weit ab und nimmt von
Ende 1901 bis Mitte 1902 einen sehr negativen Wert an. Danach entwickelt sich der
Index jedoch entgegen den Erwartungen gegen Ende 1902 bis weit ins Jahr 1903 in
einen stark positiven Bereich, was sich nicht mit dem Indexverlauf in den
Beobachtungen deckt und schon gar nicht mit einer Verstärkung des Vortex
übereinstimmt. Lediglich zum Jahreswechsel 1903 / 1904 erreicht der Index wieder
einen kurzen negativen Ausflug im Januar 1904, um jedoch erneut wieder positiv zu
werden. Am Ende des Jahres 1904 ist der Index noch einmal negativ. Auffällig ist ein
im März 1905 sehr positiv ausfallender Indexwert, der aus der ansonsten von 1901
bis 1915 ziemlich regelmässigen Zeitreihe heraus sticht.
Allgemeine Diskussion:
Die hier gemachten Beobachtungen stehen im Widerspruch zu den Aerosolverläufen,
ganz speziell auch zum Verlauf der optischen Dicke. Dem Indexverlauf nach ist der
polare Vortex genau um die Jahreswende 1902 / 1903 sehr schwach (stark positiver
Index). Dies stimmt nicht mit der von Robock et al. [2000] vertretenen
Temperaturgradiententheorie überein. Daher muss in einem weiteren Schritt
untersucht werden, wie sich die Temperaturfelder in der unteren Stratosphäre
verhalten, um eine präzisere Vorstellung der Vorgänge zu erhalten.
53

1.2.4 Betrachtung der Temperaturfelder auf 40 hPa von 1901-1903
Abbildung 22: Aus den prozessierten SOCOL-Daten generierte Anomalie-Plots von saisonalen
Temperaturanomalien in der unteren Stratosphäre auf 40 hPa geopotentieller Höhe für die
Jahre 1901-1902. Um die Anomalien zu erhalten wurden ‚ungeforcte’ Sensitivitätsläufe von
‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert. (Nico Zeltner, 2007)
54

Abbildung 23: Aus den prozessierten SOCOL-Daten generierte Anomalie-Plots von saisonalen
Temperaturanomalien in der unteren Stratosphäre auf 40 hPa geopotentieller Höhe für die
Jahre 1903-1904. Um die Anomalien zu erhalten wurden ‚ungeforcte’ Sensitivitätsläufe von
‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert. (Nico Zeltner, 2007)
55

Im Folgenden sollen die Temperaturfelder in der unteren Stratosphäre auf 40 hPa
untersucht werden. In diesem Bereich befindet sich ein Grossteil des vulkanischen
Aerosols. Dabei sollen die Temperaturanomalien über tropischen Gebieten, über den
mittleren Breiten und über den höheren bis polaren Breiten betrachtet werden. Dies
bildet eine gute Ergänzung und verhilft zu präziseren Interpretationen zu den bis
anhin betrachteten Parametern, wie dem von 30 °N bis 30 °S gemittelten
Temperaturverlauf der Stratosphäre, der Entwicklung der Aerosolmenge in der
unteren Stratosphäre und der Stärke und Ausprägung des polaren Vortex.
Beim Vergleich der ersten Saison, welche die Monate Januar, Februar und März
beinhaltet, fällt im Jahre 1901 in der unteren Stratosphäre über den äquatorialen
Breiten eine ausgesprochene Kälteanomalie von annähernd 3 °C auf. Im Gegensatz
dazu weisen die Temperaturen besonders über dem nördlichen atlantischen Ozean,
Europa, dem Nahen Osten, über den südchinesischen Küstenregionen (in allen vier
genannten Regionen gut +3 °C) und weiten Teilen Asiens, sowie am nördlichen Pol,
eine Wärmeanomalie auf. Auch über Mittelamerika und der Ostküste der Vereinigten
Staaten sind leichte Wärmeanomalien auszumachen. Der polare Vortex scheint weit
ausgedehnt und zugleich schwach zu sein. Dieses Anomaliemuster schwächt sich
dann zu Beginn des nordhemisphärischen Sommers ab, weist dann jedoch noch
immer sehr ähnliche Charakteristiken auf. Während den Monaten Juli bis September
ist besonders über dem Pazifik und am südlichen Pol eine sich entwickelnde
markante Wärmeanomalie zu erkennen.
Im letzten Jahresviertel, von Oktober bis Dezember, ist einerseits über dem
südlichen Pazifik eine sehr positive Wärmeanomalie festzustellen, anderseits fällt
jedoch vor allem die stark positive Wärmeanomalie über den äquatorialen Breiten
auf. Südlich von Afrika, über dem indischen Ozean ist eine starke Kälteanomalie
vorhanden, die wohl vom südpolaren Vortex verursacht wird, der sich in den
Wintermonaten der südlichen Hemisphäre intensiviert hat. Über Nordeuropa ist die
Temperaturverteilung ebenfalls eher anomal kalt.
In der ersten Hälfte des Jahres 1902 ist im Gegensatz zu 1901, über den
äquatorialen Breiten eine markante mehr oder weniger symmetrische
Wärmeanomalie zu verzeichnen, die besonders über Südamerika, dem pazifischen
Ozean und Südostasien, mit gut 3 °C höheren Temperaturen, stark ausgeprägt ist.
Eine anfängliche Wärmeanomalie über den nördlichen Polargebieten, Europa und
nördlichen Teilen Asiens in den ersten drei Monaten des Jahres 1902 wandelt sich in
den folgenden drei Monaten in eine Kälteanomalie um, wobei Mittel- und Südeuropa
von Ausläufern der äquatorialen positiven Anomalie erfasst werden. Auch im
Nordosten Asiens und Alaskas (Beringsee) ist die sonst in höheren nördlichen
Gebieten vorherrschende Kälteanomalie, durch einen grossen Ausläufer der
äquatorialen Wärmeanomalie über dem pazifischen Ozean verdrängt. Im letzten
Quartal ist interessanterweise eine bedeutend schwächere Erwärmung im Bereich
des Äquators zu verzeichnen als in denselben Monaten des Vorjahres, obwohl zu
Beginn dieser Zeitperiode – im Oktober 1902 – der Vulkan Santa Maria seine
gewaltigen Mengen an Asche in die untere Stratosphäre injiziert hat. Der eher
schwache Erwärmungseffekt trotzt Vulkanausbruch in dieser Zeit könnte daher
rühren, dass sich die optische Dicke erst zur Jahreswende hin in Richtung seines
Maximalwertes steigert und somit die ersten beiden in dieser Mittelung
berücksichtigten Monate Oktober und November noch kaum eine Erwärmung
aufweisen. Im Einflussbereich des Südpols ist im Gegensatz zu 1901 eine weit
markantere Erwärmung festzustellen, die sich ja zuvor lediglich auf die südlichen
Teile des Pazifiks beschränkt hatte. Im Norden, wo in den Monaten von Oktober bis
56

Dezember des Jahres 1902 während des Nordwinters kaum Sonne vordringt, hat
sich diesmal eine Kälteanomalie über Europa bis Ostsibirien breitgemacht, wobei
über Ostsibirien klar die stärkste Anomalie vorzufinden ist. Dies könnte einen Hinweis
auf einen starken Vortex sein. Über dem hohen Norden Alaskas und Kanadas ist
jedoch eine sehr ausgeprägte Wärmeanomalie vorhanden. Die Situation ist hier
entsprechend nicht ganz schlüssig zu beurteilen.
Diese Feststellungen sind umso interessanter, wenn man die durchschnittliche
Situation während den ersten drei Monaten des darauf folgenden Jahres 1903
betrachtet. Die Situation an den Polen hat sich im Vergleich zu den vergangenen 3
ersten Wintermonaten gerade umgekehrt. Im Bereich des südlichen Pols haben die
Temperaturen nun anomal tiefere Temperaturen angenommen, währenddem im
Einflussbereich des Nordpols eine ausgesprochen markante anomale Erwärmung
von gut 3 °C stattgefunden hat und dort auf einen eher schwachen, grossen Vortex
schliessen lässt.
Diese Feststellungen an den Polen stehen jedoch im Einklang mit dem Z100-Index-
Verlauf in diesem Zeitraum. Es wurde früher bereits festgehalten, dass der Index zu
dieser Zeit einen stark positiven Ausschlag macht, was auf einen schwachen polaren
Vortex hinweist. Genau diese Situation ist in den Monaten von Januar bis März über
dem Nordpol anzutreffen. So steht die Temperaturfeldverteilung (besonders am
Nordpol) ebenso im Widerspruch zur Entwicklung der optischen Aerosoldicke, wie
schon der Indexverlauf der SOCOL-Daten.
Besonders bemerkenswert ist jedoch das Temperaturmuster im Bereich des
Äquators und den mittleren Breiten. Die Wärmeanomalie, ist zwar am Äquator selber
ein wenig schwächer als zur gleichen Zeit des letzten Jahres (1902), erstreckt sich
dennoch mehr oder weniger gleichmässig (symmetrisch) bis in höhere Breiten (bis
gut 70 ° S / N), mit Ausnahme einer auffälligen Kreisrunden Wärmeanomalie über
der Baffinbay. Die Verteilung der Kontinente hat dabei auf das gleichmässige Muster
kaum einen Einfluss.
Es fällt weiter auf, dass über Australien, dem angrenzenden südlichen Pazifik und
über dem südlichen Afrika lokal höhere Anomaliewerte (positiv) zu verzeichnen sind.
Auch über Mitteleuropa und über dem mittleren Westen der Vereinigten Staaten sind
kleine Wärmeanomalie-Patches auszumachen, die jedoch weit weniger markant sind
als die drei erwähnten Anomaliegebiete in der südlichen Hemisphäre. Das Muster
zeigt entsprechend erhöhte Wärmeanomalien vor allem in mittleren Breiten, sowohl
in der Nord- wie auch in der Südhemisphäre. Die Anomalien in der Südhemisphäre
sind jedoch weit ausgeprägter als diejenigen der Nordhemisphäre, was gut mit der
aktuellen Jahreszeit, dem Sommer der Südhemisphäre und entsprechend höherer
Sonneneinstrahlung in diesem Bereich der Erde übereinstimmt.
Über den Tropen selbst, ist die Anomalie jedoch nicht so stark ausgeprägt wie über
den mittleren Breiten, ganz zu schweigen von der starken positiven Anomalie über
dem Nordpol.
Im weiteren Verlauf, in den Monaten von April bis Juni, ändert das
Wärmeanomaliemuster insofern, als dass die zuvor erwähnten schwächeren
Anomaliepatches aufgrund des jetzt einsetzenden nordhemisphärischen Sommers in
die Südhemisphäre wandern und entsprechend in der Nordhemisphäre nun die
markanteren Patches über Nordamerika und dem nahen Osten und Südasien zu
liegen kommen. Eine Ausnahme bildet zu Beginn des Sommers des Jahres 1903
jedoch trotzt der allgemein stark ausgeprägten Wärmeanomalie, eine lokale
Kälteanomalie westlich von Grönland (Baffin Bay) und weiten Teilen Ostkanadas.
In der zweiten Nordhemisphärensommerhälfte, von Juli bis September herrscht über
den Äquatorgebieten und weiten Teilen Südasiens eine starke positive
57

Wärmeanomalie. In hohen nördlichen Breiten ist die Wärmeanomalie ein wenig
schwächer ausgeprägt als im Einflussbereich des Äquators. Auffällig ist hier, dass
sich eine Kälteanomalie unterhalb von Südamerika und dem südlichen Afrika bis weit
nach Süden ausbildet, die wohl den Beginn eines stark ausgeprägten antarktischen
polaren Vortex darstellt.
In den ersten drei Wintermonaten (Nordhemisphäre) des Jahres 1903 – gemeint sind
hier Oktober bis Dezember - erstreckt sich eine sehr stark ausgeprägte
Wärmeanomalie äusserst symmetrisch um den Äquator von gut 30 °N bis 40 °S und
umfasst ganz Afrika, Südasien und Mittel- und Teile Südamerikas. Im Norden hat
sich eine ovale Kälteanomalie ausgebildet, die sich von der Baffinbay, über Europa
bis weit nach Nordasien hinein ausdehnt. Um den Südpol hat sich eine starke
Kälteanomalie ausgebildet. Es könnte sich beim ovalen Kälteanomaliegebilde um
einen starken Vortex in höheren Breiten, mit eingeschränkter räumlicher Ausdehnung
handeln, der nun ein Jahr nach dem Vulkanausbruch zum Vorschein kommt. Dies
würde sich gut mit der nach wie vor hohen Aerosolkonzentration bzw. der hohen
optischen Dicke in der oberen Stratosphäre decken.
Das zuvor für die letzten drei Monate des Jahres 1903 beschriebene Muster zeigt
sich in einer ähnlichen Charakteristik auch für die folgenden drei Monate des Jahres
1904, jedoch abgeschwächt und einer von Europa weg, verschobenen
Kälteanomalie über Nordostsibirien. Dies könnte eine Verschiebung des zuvor
beschriebenen kleinen Vortex hin nach Ostsibirien darstellen. Über dem Nordpol
herrschen jedoch erneut anomal hohe Temperaturen, was die Frage aufwirft, ob das
über Sibirien festgestellte Gebilde nicht eher ein Relikt des in den vorangehenden
drei Monaten vorhandenen Vortex in höheren Breiten darstellt. Der eigentliche polare
Vortex wäre dann wieder sehr warm und ausgesprochen weitläufig. Ein warmer
grossräumiger Vortex stellt dabei einen schwachen Vortex dar.
Das Muster verstärkt sich nochmals von April bis Juni, mit Ausnahme einer
zusätzlichen Wärmeanomalie über dem südlichen Atlantik. Das Muster schwächt sich
von Juli bis September unter Ausbildung einer Kälteanomalie über dem südlichen
atlantischen Ozean ab, was wieder auf die Ausbildung des antarktischen polaren
Vortex hinweist.
Ende 1904 ist die Temperaturanomalie über den Tropen am positivsten. Über den
mittleren Breiten ist nach wie vor eine positive Wärmeanomalie zu verzeichnen,
welche im weiteren nördlichen Verlauf besonders zwischen Nordamerika und Europa
in eine markante Kälteanomalie übergeht. Der Gradient zwischen dem Äquator und
den nördlich von Europa gelegenen Gebieten ist somit anomal stärker. Dies wäre
absolut im Einklang mit dem Verlauf des Z100-Index der SOCOL-Daten, die Ende
1904 zu einem negativen Index führen. Ein starker Index zu dieser Zeit würde
ebenfalls mit der optischen Dicke übereinstimmen, die zwei Jahre nach dem
Ausbruch noch immer auf klimawirksame Aerosolkonzentrationen hinweist.
Allgemeine Diskussion:
Die Temperaturen in den äquatorialen Bereichen sind über die Zeitspanne von 1901
bis 1902 in den Wintermonaten anomal tief. Besonders im Schlüsseljahr 1902, ist die
erwartete anomale Erwärmung der Tropen um die Jahreswende, im Vergleich zu den
Polen, eher schwach. Der von Robock et al. [2000] bei derartigen Vulkanausbrüchen
erwartete Temperaturgradient zwischen dem Äquator und den Polen kann in diesem
Fall nicht festgestellt werden. Es kommt hinzu, dass sich besonders die nördlichen
Mittelbreiten eher kühl gestalten, was eine Gradientenausbildung zwischen den
beiden eher wärmeren Regionen nahe am Äquator und derjenigen in Polnähe
verunmöglicht.
58

Auch um die Jahreswende 1903 / 1904 kann dieser Temperaturgradient wie ihn
Robock et al. [2000] erwarten nicht zur Geltung kommen, da das
Temperaturanomaliemuster wie auch schon im Jahr zuvor, einen solchen
verunmöglicht. Zu sehen sind in den Tropen jedoch die erwarteten hohen positiven
Anomalien, welche zonal ausgesprochen symmetrisch ausgeprägt sind. Es kann
zwar wie erwähnt nicht von einem Temperaturgradienten zwischen Äquator und
Nordpol die Rede sein, jedoch besteht sicherlich ein angemessener
Temperaturgradient zwischen Äquator und mittleren bis hohen Breiten. Dies ist in
den letzten drei Monaten des Jahres 1903 gut zu sehen. Es deckt sich jedoch nicht
besonders gut mit dem Z100-Index der SOCOL-Daten während diesen Monaten,
was jedoch nicht weiter verwunderlich ist, da sich dieser Index nicht auf
Druckunterschiede zwischen mittleren bis hohen Breiten und dem Äquator bezieht40.
Es muss somit angenommen werden, dass der rote Bereich (starke positive
Anomalie) über den Polen einen grossen, schwachen Vortex darstellt und eben nicht
wie zuvor erwähnt der blaue ovale Bereich. Dieser könnte jedoch einen in sich
geschlossenen kleineren Vortex darstellen, der sich über den mittleren bis hohen
Breiten ausgebildet hat.
Aus den oben gemachten Beobachtungen kann gefolgert werden, dass zwar meist
ein Temperaturgradient vorhanden ist, dieser jedoch nicht zwangsläufig zwischen Pol
und Äquator zustande kommt, sondern zwischen dem Äquator und den mittleren
Breiten. Der von Robock et al. [2000] erwartete Temperaturgradient und dadurch die
Verstärkung des polaren Vortex, können hier erst am Ende des Jahres 1904
festgestellt werden. In der Zeitspanne von Oktober bis Dezember 1904 zeigt sich ein
klarer, klassicher ‚Robockscher’ Gradient mit kaltem, starkem Vortex und anomal
warmer tropischer Stratosphäre. Besonders markant ist diese Situation im Bereich
des atlantischen Ozeans.
Um sich den zu warmen Vortex der Jahreswechsel 1902 / 1903 zu erklären, könnte
man argumentieren, dass sich die Erwärmung der Tropen in diesem Fall nicht
besonders auf den Vortex augewirkt hat. Dieser könnte auch gut abgekoppelt vom
ganzen Geschehen funktionieren. Die anomal kalten Mittelbreiten bilden dabei eine
Art Barriere zwischen dem grossen, warmen und zugleich schwachen Vortex und
den äquatorialen Bereichen. Dabei besteht sowohl ein Gradient von der äquatorialen
unteren Stratosphäre in Richtung Mittelbreiten und vom Pol in Richtung Mittelbreiten.
Dies könnte der Grund für die Ausbildung des erwähnten ovalen anomal kalten
Gebildes um die Jahreswende 1902 / 1903 darstellen und ebenfalls zu einer
verstärkten Wettertätigkeit führen.
Zwei Jahre nach dem Ausbruch entspricht das Muster der Temperaturfelder somit
am ehesten der Theorie von Robock et al. [2000], was durchaus noch mit der
optischen Aerosoldicke und dem effektiven Aerosolradiusverlauf übereinstimmt. Am
Ende des Jahres 1904 war der Z100-Index der SOCOL-Daten ausnahmsweise
ebenfalls stark negativ was die zuvor gemachte Feststellung zusätzlich bekräftigt.
All diese im Raum stehenden offenen Fragen können jedoch mit den zur Verfügung
stehenden Daten nicht abschliessend beurteilt werden.
Abgekoppelter polarer Vortex:
Ein wichtiger Punkt ist dessen ungeachtet, dass der polare Vortex trotzt Erwärmung
der Tropen ebenfalls anomal warm sein kann und dadurch auch abgekoppelt
funktionieren kann. Dies lässt ihn jedoch gross und schwach werden. Es ist gut
möglich, dass sich ein Vulkanausbruch nicht zwangsläufig auf die Stärke des Vortex
40 Siehe Definition dieses Index in den Methoden
59

auswirkt, ihn jedoch anomal positiv (und schwach) oder anomal negativ (und stark)
werden lässt. Schlussendlich liegt die Schwierigkeit womöglich bereits in der eher
schlechten Reproduktion der tropischen und polaren Temperaturen und damit des
von Robock et al. [2000] festgestellten Temperaturgradienten zwischen äquatorialen
und hohen Breiten. Damit ist natürlich auch der polare Vortex nach wie vor ‚sich
selbst überlassen’ oder womöglich sogar dazu veranlasst sich abzuschwächen und
wärmer zu werden. Eine Interpretation des ‚surface imprint’ (Bodendruckmusters)
und die Suche nach Zusammenhängen zwischen dem ‚surface imprint’ eines
vulkanischen Ausbruchs und einer AO+/NAO+-Situation scheinen somit erschwert zu
sein.
60

1.2.5 Betrachtung der geopotentiellen Höhe (40 hPa)
Abbildung 24: Höhe der 40 hPa Geopotentialfelder. Aus den prozessierten SOCOL-Daten
generierte Anomalie-Plots der saisonalen Höhe der 40 hPa Geopotentialfelder in der unteren
Stratosphäre für die Jahre 1901-1902. Die Anomalien entstanden durch Subtraktion von
‚ungeforcten’ Sensitivitätsläufen von ‚geforcten’ regulären SOCOL-Läufen. (Nico Zeltner, 2007)
61

Abbildung 25: Höhe der 40 hPa Geopotentialfelder. Aus den prozessierten SOCOL-Daten
generierte Anomalie-Plots der saisonalen Höhe der 40 hPa Geopotentialfelder in der unteren
Stratosphäre für die Jahre 1903-1904. Die Anomalien entstanden durch Subtraktion von
‚ungeforcten’ Sensitivitätsläufen von ‚geforcten’ regulären SOCOL-Läufen. (Nico Zeltner, 2007)
62

Die 40 hPa Geopotentialfelder sollen hier im Zusammenhang mit den
Temperaturfeldanomalien in 40 hPa Höhe betrachtet werden. Es sollen kurz die
Parallelen zwischen diesen beiden Feldanomaliegrafiken erläutert werden um die
zuvor gemachten Interpretationen – besonders bezüglich des polaren Vortex -
besser zu stützen.
In den Jahren 1901 bis 1902 sind keine besonders auffällig starken Muster zu
verzeichnen. Die Jahre sind eher durchschnittlich mit leichten Abweichungen in den
negativen Anomaliebereich, was auf leicht verminderten Druck hinweist. Im Jahre
1901 ist im Winter der Südhemisphäre ist südlich von Australien ein leicht stärker
ausgeprägter höherer Druck zu erkennen. Dies deckt sich mit den Ergebnissen aus
den Temperaturfeldern auf 40 hPa Höhe, wo in diesem Bereich eine anomal höhere
Temperatur vorherrscht, was von der beobachteten Struktur her gut mit einem leicht
anomal tieferen Druck übereinstimmt.
Interessant ist die Situation ebenfalls von Oktober bis Dezember des Jahres 1902.
Am Südpol ist der Druck anomal tief. Dies stimmt gut mit der gemachten
Interpretation in der Betrachtung der Temperaturfelder überein, dass der antarktische
polare Vortex kühl und damit stark ist.
Ende des Jahres 1902 fällt auf, dass am Nordpol – und dabei besonders über
Sibirien – eine negative Anomalie auftritt, was auf einen markant tieferen Druck in
diesem Gebiet hinweist. Diese Feststellung trifft sich erneut sehr gut mit dem bereits
in den Temperaturfeldern beschriebenen Anomaliemuster. Es scheint, als würde sich
ein leicht stärkerer Vortex über dem ganzen Nordpol auszubilden versuchen.
Überraschenderweise ist in den darauf folgenden Monaten nach der Jahreswende
jedoch keine Weiterführung dieses Musters zu erkennen. Vielmehr fällt eine für diese
vier Betrachteten Jahre ausgesprochen starke positive Höhenanomalie auf, was auf
einen anomal erhöhten Druck über nordpolaren Gebieten hinweist. Das steht
ebenfalls im Einklang mit der, in den Temperaturdaten festgestellten starken
Erwärmung über dem Nordpol und stärkt die dort gemachte Interpretation, dass der
(nord)polare Vortex stark geschwächt und weit ausgebreitet ist.
Der südpolare Vortex ist in den Monaten von Oktober bis Dezember noch einmal gut
ausgeprägt und stark (anomal tiefer Druck), was sich gut mit den ebenfalls anomal
kalten Temperaturdaten deckt.
Zu Beginn des Jahres 1904 ist über dem Nordpol einmal mehr eine zwar nicht mehr
ganz so ausgeprägte, jedoch noch immer bedeutende positive Anomalie zu
erkennen (höherer Druck), was erneut sehr schön mit dem
Temperaturanomaliemuster übereinstimmt.
Auch die - gestützt auf die Temperaturanomalie - gemachte Interpretation, dass der
(nord)polare Vortex gegen Ende des Jahres 1904 stark ist, wird von den
Geopotentialfeldanomalien bestätigt.
Allgemeine Diskussion:
Die bereits anhand der Temperaturfelder gemachten Interpretationen – besonders im
Zusammenhang mit der Stärke und Ausprägung des arktischen polaren Vortex –
konnten durch die Betrachtung der Geopotentialfeldanomalien zusätzlich bestätigt
werden. Es war in diesem Zusammenhang wichtig zu sehen, dass die Erwärmung
am Nordpol nach dem Vulkanausbruch, mit einem anomal erhöhten Luftdruckmuster
über den polaren Regionen übereinstimmt.
In der vorangehenden ‚Allgemeinen Diskussion’ der Temperaturfeldanomalien
wurden bereits einige Punkte bezüglich der Güte der SOCOL-Daten gemacht. Da die
Resultate bereits in der unteren Stratosphäre stark von den Erwartungen abweichen,
sind in den Folgenden Interpretationen der Bodenmuster (Druck, Temperatur,
63

Niederschlag) wohl kaum typischen AO + /NAO + -Muster vorzufinden. Es soll trotzdem
ein Versuch unternommen werden, auch diese Daten zu beschreiben und die
Zusammenhänge zu den erhaltenen stratosphärischen Mustern herzustellen.
64

2. Bodendruckdaten – Surface Land Pressure (SLP’s)
2.1 Beobachtungsdaten
Abbildung 26: Saisonal (jeweils 3 Monate zusammengefasst) gemittelte Bodendruckanomalien
aus Beobachtungsdaten von 1901 bis 1902. Die Anomalien entstanden aus der Subtraktion der
Klimatologie (1900-1929) von den eigentlichen Beobachtungsdaten. (Nico Zeltner, 2007)
65

Abbildung 27: Saisonal (jeweils 3 Monate zusammengefasst) gemittelte Bodendruckanomalien
aus Beobachtungsdaten von 1903 bis 1904. Die Anomalien entstanden aus der Subtraktion der
Klimatologie (1900-1929) von den eigentlichen Beobachtungsdaten. (Nico Zeltner, 2007)
66

Das Bodendruckmuster liefert uns den ‚surfaceimprint’ all jener zuvor betrachteten
Indizien, welche sich in den Anomalien der höheren atmosphärischen Gefilde
niederschlagen. Stark simplifiziert kann man sich dies in drei Schritten vorstellen: Die
untere Stratosphäre wird durch die absorbierenden Aerosole erwärmt, was zu einer
Temperaturgradientenbildung führen kann. Diese wiederum sollte nach Robock et al.
[2000] zu einer Verstärkung des polaren Vortex führen. Dieser befindet sich
einerseits in der unteren Stratosphäre, welche besonders in den Wintermonaten mit
der Troposphäre wechselwirkt. Damit ist weniger der chemische Austausch gemeint,
sondern vielmehr ein eigentlicher Impulsaustausch. Dieses Weiterleiten des Impulses
in die Troposphäre und die Übertragung auf das Bodendruckmuster wird häufig als
‚Downwardpropagation’ bezeichnet. Das Bodendruckmuster gibt somit aufgrund der
Impulsübertragung das Geschehen in der unteren Stratosphäre wieder. Das
bekannteste, immer wieder auftretende Bodendruckmuster ist der AO bzw. NAO.
Vulkanausbrüche können via stratosphärische Beeinflussung und der erläuterten
Impulsübertragung zu einem dem NAO + -Muster verwandten Mode führen (Robock et
al., 2000). Dies soll nun bei der Analyse der folgenden Bodendruckverteilungen für
die Jahre von 1901 bis 1904 untersucht werden. Der Fokus ist dabei auf winterliche
Druckverteilungen in Europa in den Jahren 1902 bis 1904 gerichtet. Damit soll
versucht werden, AO/NAO-ähnliche Strukturen zu identifizieren.
Im Jahre 1901 hat sich über dem Nordpol und über weiten Teilen Alaskas, Grönlands
und Islands eine stark positive Druckanomalie ausgebildet. In den mittleren Breiten
erstreckt sich ein Tiefdruckanomalieband vom Pazifik über die Vereinigten Saaten bis
nach Mitteleuropa mit zwei Kernen jeweils an der amerikanischen Ostküste und
westlich von Europa. Über Ostasien herrscht eine leichte Hockdruckanomalie vor.
Von Interesse ist die Analyse vor allem in den Jahren Oktober bis Dezember des
Jahres 1901 und in den Wintermonaten zu Beginn des Jahres 1902. Dieser Winter ist
nämlich als einziger der hier beschriebenen, noch nicht von dem gut ein Jahr später
folgenden Vulkanausbruch Santa Maria betroffen. Da unser Augenmerk auch im
Folgenden auch vor allem auf den Grossraum um Europa gerichtet sein wird, soll
auch hier dieser Raum in die Beobachtung einfliessen.
Es ist in der Abbildung der Monate Oktober bis Dezember 1901 schön zu sehen, wie
um Mitteleuropa eine weit ausgedehnte, fast kreisrunde Tiefdruckanomalie
ausgebildet wurde. Diese ist ab den Britischen Inseln, weiter rauf nach Island und in
einem grossen Bogen bis Spitsbergen von einer polaren Hockdruckanomalie, ähnlich
derjenigen zu Beginn desselben Jahres, abgegrenzt. Nach dem Jahresübergang, in
der ersten Saison (Mittelung der ersten drei Monate des Jahres) des Jahres 1902 ist
eine Intensivierung der Hochdruckanomalie über dem Nordpol und weiten Teilen
Alaskas zu verzeichnen, wobei sich diese besonders zugunsten einer
Tiefdruckanomalie im Bereich Nordamerikas, nach Norden zurückgezogen hat. Das
Bild ähnelt diesbezüglich wieder sehr stark derselben Periode ein Jahr zuvor im
1901. Das Muster scheint sich also mehr oder weniger zu wiederholen. Einzig über
Asien hat sich die Lage ein wenig verändert, wobei die Anomalien schon zuvor
weniger stark ausfielen als im Bereich des Nordpols, Nordamerikas und Europas.
Mit der Betrachtung der Monate Oktober bis Dezember 1902 gelangen wir zu einem
eigentlichen Schlüsselzeitpunkt der Analyse. Während des Monates Oktober spuckte
der Vulkan Santa Maria unaufhörlich Asche in die Stratosphäre. Diese verteilte sich
in gut zwei Wochen zonal um den Globus und wurde dank der Nähe zum Äquator
auch relativ weit in die nördliche und südliche Hemisphäre hinein transportiert, wobei
für die folgende Betrachtung mehrheitlich auf die Vorgänge in der nördlichen
Hemisphäre beschränkt sein wird. Einerseits, weil sich dort der grösste Teil der
67

Landmassen befindet und anderseits, wegen den arktischen und nordatlantischen
Oszillationsmuster, welche sich auf die nördlicheren Breiten beschränken. Anhand
der optischen Dicke und des effektiven Radius der Aerosole (Abbildung 19) können
Rückschlüsse auf den Beginn der sekundären Auswirkungen des Vulkanausbruches
gezogen werden.
Betrachtet man die Lage in Europa so ist in der letzten Saison des Jahres 1902
bereits eine auffällig, von den beiden vorangehenden Wintern differierende Situation
anzutreffen. Anstatt wie bis anhin üblich einer Tiefdruckanomalie zu begegnen, ist in
der Abbildung eine kreisrunde Hockdruckanomalie zu sehen. Dies hat ihr Zentrum
über Südskandinavien und umringt ganz Europa (inklusive Nordosteuropa). Bereits
über Südwesteuropa ist jedoch kaum mehr eine Anomalie zu erkennen. Über dem
Nordatlantik und über dem nördlichen Grönland und weiten Teilen Neufundlands
herrscht eine Tiefdruckanomalie vor. Auch die für die Definition des NAO-Index so
wichtige Position von Island ist von einer gerade noch von einer Tiefdruckanomalie
erfasst. Über Alaska und Teilen des Pazifiks ist eine äusserst stark ausgeprägte
Hochdruckanomalie zu verzeichnen. Ein klares Muster, wie es bei einem AO/NAO-
Event vorherrschen würde, kann noch nicht verzeichnet werden.
Die Lage hat sich zu Beginn des Jahres 1903 bereits stark verändert und bildet einen
drastischen Kontrast zu den vorangehenden Jahren. Die Hockdruckanomalie über
Europa hat sich weiter ausgedehnt, wobei sich ebenfalls die Position ihres Kerns von
Ostskandinavien nach Mitteleuropa verschoben hat. Sie reicht im Süden bis in die
Mitte des afrikanischen Kontinents und dehnt sich nach Westen, bis annähernd zu
den Azoren in den östlichen Nordatlantik aus. In den nördlicheren Breiten herrscht
eine sehr ausgeprägte Tiefdruckanomalie vor, die besonders über Grönland sehr
stark zum Vorschein kommt. Diese Situation ist sehr erfreulich, weil sie sich
einerseits mit der ebenfalls starken Zunahme und der Erreichung des Maximalwertes
für die optische Dicke des vulkanischen Aerosols deckt und einem NAO-, sogar AO-
Muster erstaunlich nahe kommt, da sich über dem Pazifik ebenfalls eine
kontrastierende Hockdruckanomalie aufgebaut hat. Eine gewisse Evidenz für einen
Zusammenhang zwischen dem vier bis fünf Monate zuvor ausgebrochenen Santa
Maria-Vulkan und den hier betrachteten Resultaten ist entsprechend bereits so kurz
nach dem Ausbruch kaum von der Hand zu weisen.
Die Lage sieht im Oktober insofern anders aus, dass sich über Russland eine
grössere Hockdruckanomalie gebildet hat, während ganz Europa und die
nördlicheren Gebiete bis knapp nach Grönland von einer Tiefdruckanomalie erfasst
werden. Auch Island ist gerade noch von einer schwächeren Tiefdruckanomalie
betroffen. Interessant ist, dass sich nun eine kleine Hockdruckanomalie über dem
Nordatlantik situiert hat. Diese reicht annähernd an die Azoren heran. Somit ist zwar
nicht dasselbe Muster wie zu Beginn des Jahres zu sehen, trotzdem sind rein nach
Indexdefinition des NAO gewisse Parallelen zu sehen. Diese intensivieren sich in der
ersten Saison 1904 wie bereits ein Jahr zuvor. Über den Azoren und südlich davon
hat sich die Hochdruckanomalie gehalten, welche wohl als ein Ausläufer der
neufundländischen Anomalie zu interpretieren ist. Über Nordrussland, Skandinavien
und Spitsbergen hat sich eine markante Hockdruckanomalie ausgebildet. Über dem
nördlichen Atlantik hat sich mit einem Kern knapp südlich von Island eine starke
Tiefdruckanomalie breit gemacht, die auch den westlichen europäischen Raum
erfasst. Das Druckverteilungsmuster sieht definitionsgemäss einem NAO erneut sehr
ähnlich.
Am Ende des Jahres 1904 hat sich diesmal eine Hockdruckanomalie über den
britischen Inseln bis nach Island breitgemacht. Nordöstlich davon ist bis an den
Nordpol eine Tiefdruckanomalie vorhanden. Südwestlich davon ebenfalls, bis an den
68

Golf von Mexico. Ausser einer starken Hockdruckanomalie am Südpol sind keine
weiteren markanten Anomaliemuster festzustellen, ausser, dass der gesamte
Nordpol im Gegensatz zum Vorjahr von einer Kälteanomalie erfasst wird.
Es soll der Vollständigkeit halber auch die erste Saison des Jahres 1905 betrachtet
werden 41 . Über den gesamten mittleren Breiten des Nordatlantiks befindet sich ein
schön ausgebildetes Hockdruckanomaliegebilde, welches ebenfalls die Azoren
umfasst und bis nach Westeuropa vordringt. Der Kern liegt nördlich der Azoren. Von
Alaska über Nordamerika erstreckt sich ebenfalls eine Hockdruckanomalie, die mit
der zuvor erwähnten über eine Hockdruckbrücke verbunden ist. Nördlich dieser
positiven Anomalien hat sich über dem Nordatlantik von Island über Spitsbergen und
über dem nördlichen Sibirien bis zum Nordpol hin eine negative Anomalie
ausgebreitet. Der östliche Pazifik unterhalb von Alaska ist jetzt im Vergleich zu den
vorangehenden Jahren von einer Tiefdruckanomalie erfasst worden. Im Grossen und
Ganzen weist das hier soeben betrachtete Muster auch zwei Jahre nach dem
Vulkanausbruch noch Parallelen zu einer NAO-Druckverteilung auf. Dies ist ebenfalls
in Übereinstimmung mit dem Verlauf der optischen Dicke, die sich zu dieser Zeit
nach wie vor auf einem beträchtlich hohen Wert befindet (Abbildung 19).
Begeben wir uns noch einmal zum Jahresübergang 1902 / 1903, dem ja in der
Betrachtung aufgrund des erst gerade ausgebrochenen Vulkans Santa Maria, eine
gewisse Schlüsselstellung eingeräumt werden muss. In Abbildung 28, sind die
Druckanomalien für die Wintermonate um den Jahreswechsel 1902 / 1903 monatlich
gemittelt, statt wie bis anhin über drei Monate bzw. saisonal. Dies bildet gerade in
dieser Zeitspanne eine willkommene, detailliertere Sicht der Dinge: Es fällt auf, dass
erst im Dezember des Jahres 1902 über Europa eine gewisse positive Anomalie
herrscht. Über Island und den höheren Breiten herrscht eine leicht negativere
Anomalie vor. Im Januar des folgenden Jahres hat sich die negative Druckanomalie
verstärkt und beherrscht mit einem Kern südlich von Grönland einen weiträumigen
Bereich des Nordatlantiks bis in den Golf von Mexico. Die positive Anomalie hat sich
von Mitteleuropa nach Südosteuropa verschoben. Diesem Muster kann jedoch immer
noch eine gewisse Ähnlichkeit mit einem AO + /NAO + -Muster abgerungen werden,
wenn man berücksichtigt, dass Vulkanausbrüche lediglich näherungsweise zu
Mustern wie der AO + / NAO + führen können, jedoch nicht zwingend ein genaues
Abbild davon sein müssen.
Im Monat Februar des Jahres 1903 – vier bis fünf Monate nach dem Ausbruch des
Vulkanes Santa Maria – besteht über Mitteleuropa eine satte Hockdruckanomalie, mit
Ausläufern nach Afrika und in den atlantischen Ozean hinein. Über den mittleren
Breiten des Nordatlantiks – eher auf dessen westlichen Seite – bildet sich eine weit
ausgeprägte Tiefdruckanomalie, die weit südlich von Grönland beginnt, über
Grönland selbst und weiter über Island bis weit nach Nordostskandinavien
propagiert. Über dem Pazifik hat sich ebenfalls eine satte Hochdruckanomalie
entwickelt. Es fällt allgemein auf, dass sich in den mittleren Breiten eher
Hochdruckanomalien anbahnen, während in den höheren Breiten gegen den Nordpol
hin eher Kälteanomalien vorherrschen. Dieses Muster ist entsprechend relativ
symmetrisch. Besonders über dem Nordatlantik und Europa kann somit ein NAO + -
ähnliches Muster ausgemacht werden. Da dies zeitlich sehr gut mit dem
Vulkanausbruch von Santa Maria und der Auswirkungen und Entwicklung seiner
Aerosolaushauchungen übereinstimmt, ist die Evidenz für ein vulkanisch
41 Der Plot dazu befindet sich jedoch aus Layout und Platzgründen im Anhang
69

eeinflusstes Druckverteilungsmuster gegeben, umso mehr, wenn man den darauf
folgenden Monat März betrachtet.
Im März hat sich das im Februar auf Mitteleuropa beschränkte
Hockdruckanomaliemuster bis weit ins russische Inland ausgedehnt. Ein dünnes
Hockdruckanomalieband über dem atlantischen Ozean verbindet die kräftige positive
Anomalie über Russland und Mitteleuropa mit einer weiteren stark ausgeprägten
positiven Druckanomalie über der Ostküste Nordamerikas. Diese starke Anomalie ist
wiederum über ein breites Anomalieband (positiv), welches sich über ganz
Nordamerika erstreckt, mit einer starken Hochdruckanomalie über Alaska verbunden.
Diese reicht bis and die Ostküste des asiatischen Kontinents heran. Den Kontrast zu
dieser, den ganzen Globus umgebenden Hochdruckanomalie, bildet eine mehr oder
weniger stark ausgebildete, ebenfalls den gesamten Globus umspannende,
Tiefdruckanomalie in nördlicheren Breiten. Diese verzeichnet jedoch über dem
nördlichen Atlantik insbesondere über Island ihren tiefsten Wert. Dort dringt sie auch
weiter in die mittleren Breiten vor, als an anderen Orten. Dieses Muster erinnert
einerseits sehr stark ans Bild des positiven Modus der arktischen Oszillation.
Anderseits ist die Metapher der arktischen Oszillation und ihrem rebellischsten Kind,
der nordatlantischen Oszillation, welche im Theorieteil zum NAO-Index erwähnt
wurde, wieder hochbrisant. Sogar im Monat April ist noch ein leicht erhöhter Druck
westlich von Mitteleuropa (Azorengegend) und ein leicht tieferer Druck über Island zu
verzeichnen.
Allgemeine Diskussion:
Bei der nachfolgenden genaueren Erörterung der Gründe für die oben
beschriebenen Muster muss vorausgeschickt werden, dass Vulkanausbrüche, ein
dem positiven Modus der AO/NAO ähnliches Muster hervorbringen können. Dabei ist
dem Wort ‚ähnlich’ grosse Wichtigkeit beizumessen, da die Auswirkungen eines
Vulkanausbruches nicht mit der eigentlichen AO/NAO und ihren Folgen für die
Temperatur- und Niederschlagsverteilung, gleichzusetzen sind. Es soll vielmehr der
Versuch unternommen werden, die Parallelen hervorzuheben.
Wie bereits festgehalten wurde, konnte im Monat Dezember bereits eine gute
Übereinstimmung mit der Definition eines positiven NAO + -Indexes festgestellt
werden. Es stellt sich jedoch die Frage, ob bereits gut zwei Monate nach dem
Ausbruch von Santa Maria wirklich bereits der gesamte ‚surfaceimprint’ des polaren
stratosphärischen Wirbels (polar Vortex) vorhanden ist. Dafür sprechen würde die
optische Dicke der stratosphärischen Aerosolwolke, die gerade zu Beginn des in
Frage stehenden Monates stark anzusteigen beginnt (Abbildung 19). Sowohl bei der
Betrachtung der folgenden drei Monate (1902) im Einzelnen, wie auch bei der
Betrachtung der saisonalen Mittelung ebendieser, ist ebenfalls eine relativ gute
Übereinstimmung mit dem erwarteten Muster zu verzeichnen. Besonders die Monate
Februar und März zeigen eine erstaunlich gute Übereinstimmung mit der erwarteten
Theorie der arktischen Oszillation / nordatlantischen Oszillation (Thompson and
Wallace, 1998, 1999, 2000a, b) / (Hurrell, 1995 und in dieser Publikation genannte
Referenzen).
Bei der Betrachtung der saisonal gemittelten Abbildung fällt auf, dass jeweils zu
Beginn des Winters die Abbildung meist noch kein stabiles Muster wiedergibt. Im
ersten Jahr (1902) ist das natürlich auf den rezenten Vulkanausbruch
zurückzuführen, dessen Aerosole und insbesondere deren optische Dicke, zunächst
einen gewissen Wert erreichen müssen (Abbildung 19). Es ist klar zu erkennen, dass
der Graph erst ab Dezember klar im Zunehmen begriffen ist. Dass jedoch über alle
drei Jahre (1902 bis 1905) der erste Winterteil bzw. die Saison mit den Monaten
70

Oktober bis Dezember in den gemittelten Plots jeweils noch kaum Parallelen zu
einem NAO-Muster aufweisen, hat mit der Druckverteilung in den Monaten Oktober
bis November zu tun. In der monatlichen Mittelung der Monate Oktober und
Dezember 1903 ist beispielsweise noch kaum ein Anzeichen des typischen zu
erwartenden Musters vorhanden 42 . Es scheint als wäre das Druckmuster zu Beginn
des Winters noch nicht besonders stabil. Dies könnte damit zusammenhängen, dass
die atmosphärische Kopplung zur Impulsübertragung zwischen der Stratosphäre und
der Troposphäre noch nicht besonders stark ausgeprägt ist und erst gegen Ende des
Jahres (Dezember) richtig zur Geltung kommt, womit der ‚surfaceimprint’ natürlich
auch erst später sichtbar wird. Betrachtet man jedoch die Mittelung der folgenden
zwei Monate (Januar bis März 1904) ist ein sehr schönes AO/NAO-ähnliches Muster
zu erkennen. Die Evidenz, für ein vulkanisch erzeugtes Muster und für den von
Robock et al., [2000] aufgestellten Zusammenhang bzw. der Ähnlichkeit der Folgen
eines Vulkanausbruchs mit dem positiven AO/NAO-Muster ist somit gegeben.
Auch die optische Dicke der Aerosole in der unteren Stratosphäre ist gut ein Jahr
nach dem Ausbruch stark erhöht, was die Resultate weiter untermauert (Abbildung
19).
Obwohl auch diesem Muster (Saisonale Mittelung von Oktober bis Dezember 1903)
noch eine gewisse Ähnlichkeit zur AO/NAO-Theorie abgewonnen werden kann,
muss an dieser Stelle die Frage aufgeworfen werden, ob es wirklich sinnvoll ist, die
Bodendruckmuster (besonders in dieser Zeitspanne) saisonal zu mitteln, wie das in
dieser Arbeit mehrheitlich gemacht wurde. Es ist augenfällig, dass die erwarteten
Werte sowohl für Dezember 1902 und Februar und März 1903, sehr zufrieden
stellend wiedergegeben werden und die Mittelung demnach auch gut ausfällt. Einzig
der Januar war nicht wirklich optimal, aber vom groben Druckverteilungsmuster her,
immer noch im akzeptablen Bereich. Im Oktober bis zum Monat Dezember ist die
Mittelung jedoch irreführend, da sie zwei Kontraste repräsentiert. Es wäre wichtig, die
ersten Wintermonate einzeln zu betrachten, ganz besonders diejenigen direkt nach
einem Vulkanausbruch.
Dass sich eine saisonale Mittelung für Niederschlag und Temperaturverteilung –
Parameter die in einem späteren Teil dieser Arbeit noch eingehend erläutert werden -
eher eignet, ist aufgrund der starken Schwankungen dieser Parameter verständlich.
Ob jedoch dasselbe Vorgehen auch für den Bodendruck zur Anwendung kommen
soll, muss für künftige Arbeiten in diesem Rahmen von Fall zu Fall entschieden
werden.
Es kann zum Druckmuster abschliessend gesagt, werden, dass aufgrund der
beschriebenen Muster in den Wintermonaten die Evidenz für einen Zusammenhang
mit dem Ausbruch des Vulkanes Santa Maria sehr hoch ist und die Theorie von
Robock et al. [2000] bezüglich des Druckmusters sehr gut wiedergegeben wird.
Umso erfreulicher ist, dass auch 2 Jahre nach dem Ausbruch noch immer ein NAO-
Muster vorhanden ist, was auch mit der Halbwertszeit der Aerosole von einem Jahr
übereinstimmt und ebenfalls mit der bereits bei Pinatubo festgestellten Eigenschaft
von grossen Vulkanausbrüchen übereinkommt, das Klima für gut zwei Jahre markant
zu beeinflussen (Barnes and Hoffman, 1997).
42 Aus Platzgründen ist die Abbildung im Anhang aufgeführt
71

Abbildung 28: Monatliche Bodendruckdatenanomalien (SLP’s ) aus den Beobachtungsdaten
während den Wintermonaten 1902 bis 1903. Diese Anomalien wurden bilden die Grundlage für
die zuvor betrachteten saisonalen Anomalien und sind entsprechend ebenfalls aus der
Subtraktion der Klimatologie (1900-1929) entstanden.
(Nico Zeltner, 2007)
72

2.2 SOCOL-Daten
Abbildung 29: Saisonal gemittelte (jeweils 3 Monate zusammengefasst) Bodendruckanomalien
aus SOCOL-Daten von 1901 bis 1902. Um die Anomalien zu erhalten wurden ‚ungeforcte’
Sensitivitätsläufe von ‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert.
(Nico Zeltner, 2007)
73

Abbildung 30: Saisonal gemittelte (jeweils 3 Monate zusammengefasst) Bodendruckanomalien
aus SOCOL-Daten von 1903 bis 1904. Um die Anomalien zu erhalten wurden ‚ungeforcte’
Sensitivitätsläufe von ‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert.
(Nico Zeltner, 2007)
74

Die Bodenmuster (Druck, Temperatur, Niederschlag) der Modelldaten werden auf
dieselbe Weise analysiert wie die Beobachtungsdaten. Die Analyse der Modelldaten
hat den Vorteil, dass auch Höhendaten vorhanden sind, die eine detailliertere
Analyse zulassen. Diese zusätzlichen Informationen sind von grossem Wert, da
bereits bei einer groben Betrachtung des Modells, grobe Diskrepanzen zu der
‚Parallelentheorie’ 43 zwischen AO + /NAO + und tropischen Vulkanausbrüchen zum
Vorschein kommen. Es muss demnach auf verschiedenen Ebenen der Grund dafür
gesucht werden. So geben die beobachteten Temperaturfelder auf 40 hPa und die
betrachtete Höhe der 40 hPa Geopotentialfelder Anlass zu verschiedenen
Interpretationen.
Bei der Diskussion der Modelldaten steht im Gegensatz zu den Beobachtungsdaten
nicht die Suche nach Parallelen zwischen der Theorie von Robock et al. [2000] und
den Auswirkungen von Santa Maria im Vordergrund, sondern vielmehr die Erklärung
der Bodenstrukturen, die unter Einfluss der Muster in der oberen Stratosphäre
entstanden sind.
Bei der Beschreibung der SOCOL-Daten liegt der Schwerpunkt ganz im Gegensatz
zu den Beobachtungsdaten, in der Beschreibung der Muster und Vorgänge in der
oberen Stratosphäre 44 . Da jedoch bereits in der unteren Stratosphäre kein klarer
Temperaturgradient zwischen dem Äquator und dem Pol ersichtlich wurde, und somit
auch kein klarer, kühler und starker polarer Vortex sichtbar wird, muss davon
ausgegangen werden, dass die Bodendaten keinem bekannten Muster folgen
werden. Aus diesem Grund sollen diese zwar beschrieben werden, jedoch nicht mit
demselben Detaillierungsgrad wie bei den Beobachtungsdaten.
Zu Beginn des Jahres 1901 ist eine starke positive Anomalie über dem gesamten
Nordpol festzustellen. Diese Hockdruckanomalie deckt sich gut mit der in den
Temperaturfeldern (40 hPa) beobachteten Wärmeanomalie. Wie der Z100-Index
anzeigt, war zu dieser Zeit noch kein starker Vortex vorhanden, was die zuvor
beschriebenen Anomalien stützt. Im anschliessenden Sommer löst sich die starke
positive Druckanomalie über dem Nordpol mehr oder weniger auf. Nur kleine
Überreste bleiben über Grönland bestehen.
Der antarktische polare Vortex beginnt sich jedoch auszubilden. Er erreicht in den
Monaten Oktober bis Dezember des Jahres 1901 ein anomal negatives
Bodendruckmuster, welches ebenfalls sehr gut mit den Temperaturfeldern auf 40
hPa übereinstimmt.
Das Jahr 1902 beginnt nach Z100-Index mit einem schwachen Vortex, was in den
Temperaturfeldern auf 40 hPa gut erkennbar ist. Auch hier stimmt das
Bodendruckmuster ebenfalls wieder gut überein.
Spannend wird die Lage während des Jahreswechsels 1902 / 1903. Von Oktober bis
Dezember 1902 hat sich über dem Nordpol und den hohen nördlichen breiten ein
starker, ausgeprägt tiefer Bodendruck breitgemacht. Das Muster hat starke
Ähnlichkeit mit einem typisch zu erwartenden positiven AO/NAO-Muster. Denn über
dem östlichen atlantischen Ozean der mittleren Breiten hat sich ein ausgedehntes,
bis nach Mitteleuropa reichendes, stark ausgeprägtes Hochdruckgebilde aufgebaut.
Der Tiefe Druck erreicht über Island ebenfalls einen maximalen Wert. Diese
Feststellungen stimmen gut mit dem Verlauf des Z100-Index überein. Dieser nimmt
43 Gemeint ist damit, dass gewisse Parallelen zwischen den Auswirkungen eines positiven AO/NAO-
Events und dem durch einen tropischen Vulkanausbruch bewirkten Folgen bestehen sollen (Robock
et al., 2000)
44 Siehe Kapitel zu den ‚Temperaturfeldern auf 40 hPa’ und ‚Betrachtung der geopotentiellen Höhe’
75

im Verlaufe des Jahres 1902 immer negativere Werte an. Am Ende des Jahres
beginnt er jedoch zuzunehmen, macht jedoch gegen November noch einmal einen
kleinen Ausreisser nach unten (was eine Auswirkung des Vulkanausbruchs, bzw. des
stratosphärischen Warmings sein könnte). Bereits Ende Dezember erreicht der Index
jedoch einen positiven Wert, welcher im Verlaufe des folgenden Jahres noch weiter
zunimmt.
In den Monaten Januar bis März des Folgejahres (1903) – drei bis fünf Monate nach
dem Vulkanausbruch – hat sich die Situation jedoch direkt umgekehrt. Über dem
Nordpol und den höheren nördlichen Breiten ist ein klares Hockdruckmuster zu
erkennen. Während nun über Island ein anomal hoher Druck herrscht, ist der Druck
über Europa und den Azoren von einer negativen Anomalie erfasst. Das vermeintlich
‚vulkanisch’ ausgelöste Muster am Ende es letzten Jahres, das einem positiven
AO/NAO-Muster ähnlich zu sehen schien, hat sich im wahrsten Sinne des Wortes in
Luft aufgelöst. Obwohl das Muster keine direkte Evidenz mehr für eine
Vulkanausbruch nach der ‚Robockschen’ Theorie zulässt, war es nach der Analyse
der SOCOL-Temperaturfelder auf 40 hPa und dem stark zunehmenden positiven
Wert der Z100-Anomalie zu Beginn des Jahres 1903 zu erwarten. Somit ist
zumindest eine Übereinstimmung zwischen den einzelnen verglichenen Parameter
zu verzeichnen. Dies weist darauf hin, dass das SOCOL-Modell zwar den
Temperaturgradienten nicht sauber reproduziert – und somit auch kein typisches
(‚Robocksches’Robock et al. [2000]) vulkanisches Muster zeigt – jedoch die
Zusammenhänge zwischen starkem und schwachem Vortex, und dem
Bodendruckmuster gut wiedergegeben werden.
Während des Sommers bildet sich erneut wieder eine starke Tiefdruckanomalie über
der Antarktis aus, die sich bis Ende Dezember zu halten vermag, was in den zuvor
behandelten Temperaturanomalieplots auf 40 hPa ebenfalls gut zur Geltung kommt.
Ende 1903 scheint sich erneut ein Anzeichen für einen verstärkten Vortex über dem
Nordpol breitzumachen. Über Island und Europa ist der Bodendruck jedoch
gleichsam anomal tief, was nicht auf ein typisches zu erwartendes Muster hinweist.
Über Nordeuropa und Russland, wie auch über Grönland und den nördlichen Teilen
von Nordkanada sind bereits schon Anzeichen für eine sich anbahnende positive
Anomalie zu Beginn des folgenden Jahres (1904) zu erkennen. Dieser Ablauf ähnelt
sehr demjenigen zur Jahreswende des letzten Jahres. Erneut stimmt das
beobachtete Muster der Bodendruckdaten einerseits mit dem
Temperaturanomaliefeld auf 40 hPa überein (wo u.a. von Oktober bis Dezember
auch eine vortexartige Struktur über Sibirien sichtbar ist) und anderseits korreliert es
erneut sehr gut mit dem Verlauf des Z100-Index, der Ende des Jahres 1903 kurz
negativ ist (starker Vortex) und danach jedoch gleich positive Werte annimmt
(Abschwächung des Vortex).
Die zu Beginn des Jahres 1904 wiedergegebene Struktur im Druckmuster ähnelt
stark derjenigen des Jahres 1903, diesmal einfach leicht abgeschwächt.
Interessanterweise ist die Erwärmung in den Tropen auf 40 hPa im Jahre 1904
stärker als 1904. Die stärkeren Anomalien im Jahre 1903 wurden also durch
schwächere Anomalien in der unteren Stratosphäre ausgelöst, die kaum ein
Gradientenmuster zwischen nördlicheren Breiten und den äquatorialen Breiten
erkennen lässt.
Wie bereits bei der Betrachtung der Temperaturfeldanomalien auf 40 hPa bemerkt
wurde, sehen die Strukturen am Ende des Jahres 1904 am ehesten so aus, wie sie
eigentlich auch zu Beginn der Jahre 1903 und 1904 hätten aussehen sollen, wenn
die Theorie von Robock et al. [2000] bei diesem SOCOL-Modelllauf zugetroffen
hätte. Über weiten Teilen Nordamerikas (Alaska, Nordkanada, Grönland) und dem
76

nördlichen Sibirien hat der Luftdruck anomal tiefe Werte angenommen. Island
befindet sich schön im Einflussgebiet einer Tiefdruckanomalie, während sich eine
stark ausgeprägte Hockdruckanomalie mit Zentrum über den Azoren bis nach
Westeuropa ausdehnt. Definitionsgemäss kommt dieses Muster einem positiven
NAO-Index nahe. Dies trifft sich sehr gut mit dem Verlauf des Z100-Index in diesem
Jahr. Dieser ist gegen Ende des Jahres 1904 im Vergleich mit den beiden
vorangehenden Jahren ziemlich negativ. Auch die Temperaturfeldanomalien lassen
das erste Mal klar einen Gradienten zwischen dem Äquator und dem Pol erkennen,
wobei über dem Äquator die untere Stratosphäre anomal stark erwärmt wird, über
den Polen jedoch eine negative Temperaturanomalie entsteht.
Allgemeine Diskussion:
Es wären noch weitere Läufe nötig um herauszufinden, ob das SOCOL-Modell einen
Vulkanausbruch tatsächlich mit einem ‚Timelag’ von zwei Jahren wiedergibt (was
aufgrund eines Ozeaneffekts durchaus der Fall sein könnte, da dieser träger als die
Atmosphäre auf Veränderungen reagiert, und dadurch auch längerfristig die
atmosphärische Konstellation zu beeinflussen vermag. Womöglich könnte das
Muster am Ende des Jahres 1904 durch den in dieser Zeit vorkommenden La Niña-
Effekt ausgelöst werden. Dadurch wären Folgen von tropischen Vulkanausbrüchen
vom Modell tatsächlich sehr schlecht reproduziert, bzw. das Modell reagiert lediglich
auf El Niño / La Niña Effekte (wie im Winter der Jahre 1903 /1904 zu sehen ist). Da
jedoch die Übereinstimmung zwischen dem Muster in der unteren Stratosphäre und
den aufgezeichneten Z100-Indexdaten mit den Bodendruckdaten meist sehr gut ist,
kann davon ausgegangen werden, dass das Problem nicht unbedingt in der
Impulsübertragung bzw. in der Reproduktion des ‚surfaceimprint’ zu suchen ist,
sondern vielmehr in nicht adäquaten Erwärmung der unteren Stratosphäre. Eine
Wärmeanomalie in tropischen Gebieten findet zwar wie erwartet statt, was auch in
den gemittelten Temperaturdaten in Abbildung 18 gut zum Vorschein kommt. Zu
Beginn des Jahres 1903 ist dort nämlich ein ‚Warming’ von gut 1.5 °C zu
verzeichnen, was eigentlich erwartet wurde. Doch bereits die nächste Voraussetzung
zur Verstärkung des polaren Vortex und Ausbildung eines ‚surfaceimprint’ in den
Wintermonaten - die Temperaturgradientenausbildung - ist nicht erfüllt. Dies ist sehr
schön in den Temperaturfeldern zu sehen. Das Problem liegt hier in der anomal
starken Erwärmung der polaren Gebiete bzw. des anomal warmen arktischen
polaren Vortex. Es kommt hinzu, dass der Luftdruck in diesen Gebieten sowohl auf
40 hPa (Abbildung 25) wie auch am Boden (Abbildung 30) anomal erhöht ist. Dies
lässt darauf schliessen, dass dieser somit schwach und weit ausgedehnt ist. Der
dadurch verursachte ‚surfaceimprint’ wird vom Modell relativ gut realisiert. Dieser hat
jedoch keine Ähnlichkeiten mit dem, bei einem starken Vortex erwarteten NAO + -
ähnlichen ‚surfaceimprint’.
Der Problembereich des Modells kann in der Gradientenausbildung und der damit
zusammenhängenden Ausbildung eines starken Vortex gesucht werden. Die
Ereignisse am Ende des Jahres 1904 zeigen schön, dass bei vorhandenem
Temperaturgradienten (Robock et al., 2000) auch ein starker Vortex ausgebildet wird,
und somit, die bei der Diskussion der Temperaturfeldanomalien geäusserte
Vermutung einer gewissen unabhängigen Entwicklung des Vortex womöglich nur
bedingt zutrifft. Der Vortex mag sich bei nicht vorhandenem Temperaturgradienten
zwischen Nordpol und Äquator zwar unabhängig entwickeln (im Modell SOCOL). Es
muss jedoch auch gesagt sein, dass SOCOL bei vorhandenem Gradienten (Ende
Jahr 1904), den Vortex auch entsprechend stark wiedergibt und somit natürlich auch
77

einen entsprechend gut passenden ‚surfaceimprint’, ähnlich einem NAO + -Muster
reproduziert.
78

3. Oberflächentemperaturen – Surface Air Temperatures (SAT)
3.1 Beobachtungsdaten
Abbildung 31: Saisonal (jeweils 3 Monate zusammengefasst) gemittelte
Oberflächentemperaturanomalien aus Beobachtungsdaten von 1901 bis 1902. Die Anomalien
entstanden aus der Subtraktion der Klimatologie (1900-1929) von den eigentlichen
Beobachtungsdaten. (Nico Zeltner, 2007)
79

Abbildung 32: Saisonal (jeweils 3 Monate zusammengefasst) gemittelte
Oberflächentemperaturanomalien aus Beobachtungsdaten von 1903 bis 1904. Die Anomalien
entstanden aus der Subtraktion der Klimatologie (1900-1929) von den eigentlichen
Beobachtungsdaten. (Nico Zeltner, 2007)
80

Nach der eingehenden Besprechung der Druckverteilungsmuster sollen in diesem
Kapitel die Folgen, der durch den Vulkanausbruch Santa Maria beeinflussten
Druckverteilung, erörtert werden. Diese wirkte sich einerseits auf die in diesem
Kapitel näher betrachteten globalen Temperaturverteilungen wie auch auf die im
letzten Teil dieser Arbeit besprochene Niederschlagsverteilung aus.
Es darf dabei nicht vergessen werden, dass die Temperaturschwankungen - stärker
als Druckverteilungen – gewissen Schwankungen unterworfen sind. Diese Aussage
gilt für die später betrachteten Niederschläge noch mehr. Aus diesem Grund werden
die Temperaturverteilungen nicht zusätzlich, wie bei den Bodendruckanomalien
monatlich betrachtet. Wir werden bei der Besprechung bei der saisonalen Mittelung
der Daten bleiben. Die Datenlage für die Temperaturanomalien ist zu Beginn des
letzten Jahrhunderts allgemein relativ schlecht. Die vorhandenen Daten
konzentrieren sich hauptsächlich auf Europa und den westlichsten Teil Russlands,
die vereinigten Staaten von Amerika, Teile des Atlantiks in den mittleren Breiten der
Nordhemisphäre. Afrika und Südamerika sind datenmässig sehr spärlich
repräsentiert, was ebenfalls für den asiatischen Kontinent zutrifft (wo jedoch
vereinzelt in Sibirien ein paar Datenpunkte anzutreffen sind). Indien, wie auch die
Ostküste Asiens haben Daten aufzuweisen, wie auch die Küsten um Südamerika.
Des Weiteren soll auch aufgrund der grundsätzlich stärkeren Varianz der
Bodentemperaturdaten, nicht gleich detailliert auf jede Anomalie eingegangen
werden. Ebenfalls soll weniger detailliert auf die Saisons vor dem Ausbruch
eingegangen werden. Wie schon bei den Druckdaten liegt der Fokus auf dem
Grossraum Europa und dem Nordatlantischen Ozean.
In der folgenden Betrachtung kommt jedoch gegenüber der Beschreibung der
Bodendruckanomalien eine eingehendere Untersuchung der Sommermonate hinzu.
Diese werden bekanntlich durch den primären, direkten Einfluss der an den
Aerosolen reflektierten kurzwelligen Sonnenstrahlung stark anomal beeinflusst.
Zu Beginn des Jahres 1901 herrscht über Mitteleuropa und weiten Teilen der
Vereinigten Staaten ein kalter Winter vor. Lediglich die Westküste der Vereinigten
Staaten und westliche Teile Russlands sind von einer Wärmeanomalie erfasst. Indien
ist eher kalt. Westlich von Südamerika sind die Temperaturen eher warm. Im
Verlaufe des Sommers herrscht über Europa eine Warmanomalie vor, wobei sich
diese im zweiten Teil (von Juli bis September) des Sommers eher auf Skandinavien
beschränkt. Der Mediterrane Raum ist in der zweiten Sommerhälfte eher anomal
kühl. Die Vereinigten Staaten profitieren ebenfalls von warmen Temperaturen –
besonders im zweiten Sommerteil. Nach den spärlichen Datenpunkten zu urteilen,
waren über Russland im ersten Teil wärmere Temperaturen vorherrschend als im
zweiten. Von Oktober bis Dezember 1901 herrscht über Osteuropa eine anomal
hohe Temperatur, während Westeuropa, der mediterrane Raum und der
angrenzende Atlantik eher kühl sind. Die Vereinigten Staaten sind im Osten kühl im
Westen warm (wenn ‚kühl’ oder ‚warm’ erwähnt wird, so sind damit anomal tiefe bzw.
anomal erhöhte Temperaturen gemeint). Indien hat keine anomalen Temperaturen
zu verzeichnen. Der östliche Teil Australiens hat in beiden Wintersaisons des
soeben beschriebenen Jahres. Vor der Ostküste Südamerikas herrschen das ganze
Jahr hindurch anomal kalte Temperaturen. Der Nordatlantik ist in den Wintern eher
kühl.
Von Januar bis März des Jahres 1902 hat sich das leichte ‚Warming’ über Russland
intensiviert und ist weiter westlich, in Richtung Europa vorgedrungen. Über den USA
hat sich die Lage insofern verändert, als dass nun der ganze Süden von einer
Kälteanomalie erfasst wird und der Norden zu warm ist. Indien und Teile Asiens sind
81

ebenfalls zu warm für die Jahreszeit. Westlich von Südamerika und zum ersten Mal
auch östlich davon, sind Wärmeanomalien auszumachen.
In den folgenden zwei ‚Saisons’ (April bis Juni und Juli bis September) ist der
europäische Raum anomal kalt, was ebenfalls für den Nordatlantik in den mittleren
Breiten gilt. Der mediterrane Raum ist wie bereits Europa zu kalt für die Saison. Der
Südwesten der USA ist zunächst noch von einer Wärmeanomalie erfasst, um jedoch
bald schon von einer Kälteanomalie betroffen zu sein. Über Indien ist das Muster
beständig und ‚normalwarm’. Im ersten Teil ist die Küste Südamerikas noch von einer
Wärmeanomalie erfasst (sowohl westlich wie östlich). Das Muster über Asien ist
unbeständig.
In der Mittelung der Monate Oktober bis Dezember des Jahres 1902 ist über Europa
eine verstärkte Abkühlung anzutreffen. Einzig über den Vereinigten Staaten ist im
Osten eine leichte Erwärmung festzustellen, in deren Nordwesten sind jedoch
anomal kalte Temperaturen vorherrschend. Die Küste Südamerikas ist grundsätzlich
von kalten Anomalien geprägt, was ebenfalls für Asien und den Norden von Indien
zutrifft. Im Osten Asiens ist an der chinesischen Küste eine Wärmeanomalie
auszumachen, wie auch im Südosten Australiens.
Da nun die post-Ausbruch-Phase des Vulkanausbruches Santa Maria beginnt, soll
an dieser Stelle zur allgemeinen Übersicht noch einmal repetiert werden, welche
Temperaturanomaliemuster typischerweise bei einem positiven AO/NAO-Muster
erwartet würden. Da das Bodendruckmuster, jeweils besonders zu Beginn der Jahre
1903 und 1904, (1905) erfreulich gute Übereinstimmung mit einem AO + /NAO + -Muster
zeigen, können auch bei den Temperaturen gute Werte erwartet werden. Da das
vulkanische Bodendruckmuster jedoch nicht genau demjenigen eines NAO + -Musters
entspricht können auch nicht exakt dieselben Folgen erwartet werden.
Näherungsweise können diese jedoch miteinander verglichen werden.
Bevor wir mit der Analyse weiterfahren sollen jetzt die Effekte auf die globale
Temperaturverteilung (eines NAO + -Musters) noch einmal kurz aufgezählt werden
(Die im Folgenden beschriebenen Auswirkungen sind grösstenteils im Paper von
Robock et al., [2000] erwähnt.):
Europa:
Verstärkte Polarfrontjets Westwinde über dem Atlantik intensiviert und zusätzlich
stärker nach Norden abgelenkt
Zonal gerichtete Winde in westliche Richtung verfrachten warme Luftmassen vom
Pazifik in Richtung Mittel- und Nordeuropa. Dies beschert uns anomal milde
Temperaturen.
Mediterrane Regionen:
Aufgrund der nach Norden verlagerten Westwinde ist diese Region tendenziell kühler
als normal.
Afrika:
Intensivierung der Nordostpassate nördliches Afrika vermehrt mit kühlerer Luft aus
dem innerasiatischen Kontinent versorgt
ebenfalls kühleres Klima in diesem Bereich der Erde
Nordamerika / Kanada:
In diesem Bereich ist auch der Einfluss der AO nicht zu unterschätzen. Durch den
verstärkten zirkumpolaren Tiefdruckwirbel, gelangt kalte Luft direkter in den hohen
82

Nordosten des amerikanischen Kontinents, was zu einer Abkühlung Luftmassen über
Gebieten im hohen Norden Kanadas, Alaskas und Grönlands führt
Der mittlere Westen, zentrale Teile (AO) und die Ostküste (NAO/AO) der USA
erfahren jedoch mildere Winter (+1 °C nach Robock and Mao, 1992)
Asien:
Asien liegt nach wie vor im Einflussbereich der intensivierten westwärts
propagierenden zonalen Winde
Über Zentralsibirien ist eine anomale Erwärmung festzustellen, welche mit einer
schwachen Abkühlung des mittleren Ostens einhergeht (Robock and Mao, 1992)
Im Osten Sibiriens ist jedoch nach Kelley et al. [1996] eine Abkühlung festzustellen
Über China ist ebenfalls eine Abkühlung festzustellen
Ozean:
Allgemeine Abkühlung über den Ozeanen (gegenüber einer generellen Erwärmung
über den Kontinenten)
Besonders über nordwestlichem Atlantik ist eine Abkühlung festzustellen
Allgemein:
Die kontinentalen Westküsten profitieren allgemein von milderen Temperaturen
Der Einfluss der verstärkten Westwinde reicht bis weit in die Kontinente hinein und
beschert den kontinentalen Ostküsten tendenziell kältere Temperaturen
Allgemein kann über den Ozeanen eine Abkühlung festgestellt werden (Robock and
Mao, 1992)
Die Tages- und Nachtmaxima rücken in äquatornahen Regionen näher zusammen,
da während des Tages einerseits kühlere Temperaturen vorherrschen und während
der Nacht die Ausstrahlung ins Weltall reduziert ist
In tropischen Regionen sind aufgrund der Reflektion des kurzwelligen Lichtes durch
die Aerosole geringere Heizraten während des Tages zu erwarten
Tropische Regionen sind das ganze Jahr durch kühler als normal (Robock and Mao,
1995). Das Kühlungsmaximum kann ungefähr ein Jahr nach der Eruption registriert
werden (Robock and Mao, 1995)
Die saisonalen Schwankungen sind in den mittleren Breiten aufgrund der
beschriebenen Effekte weit grösser, als in den Tropen, wo das ganze Jahr durch
zwar Sonnenstrahlung vorhanden ist, aber durch die teilweise Rückstreuung der
Sonnenstrahlung ins Weltall das ganze Jahr hindurch mehr oder weniger kühlere
Temperaturen vorherrschen (Robock et al., 2000).
mittlere Breiten erfahren im Sommer zwar eher eine Kühlung, im Winter jedoch
eine Wärmeanomalie
Der Vulkan Santa Maria, dessen Ausbruch im Oktober stattfand beeinflusste das Bild
gegen Ende des Jahres 1902 also noch kaum, was auch mehr oder weniger mit dem
Druckmuster übereinstimmt. Erst nach der Jahreswende in der Saison von Januar
bis März wird ein klares Muster sichtbar. Über ganz Europa ist eine starke anomale
Erwärmung festzustellen, was mit dem vorausgesagten Winterwarming über Europa
übereinstimmt. Besonders Nordeuropa und das westlichste Russland sind von einer
sehr starken Wärmeanomalie betroffen (bis 3 °C). Der Osten der USA ist ebenfalls
anomal warm, während es im westlichen Teil eher anomal kühl ist (bis -3 °C). Auch
dieses in den Vereinigten Staaten vorgefundene Muster könnte eine Folge des
Vulkanausbruches sein, da bisher noch keine anomale östliche Erwärmung
aufgetaucht ist. Wie bereits erläutert wurde, ist es bei den Temperaturanomalien (und
83

ganz besonders später bei der Beschreibung der Niederschlagsanomalien) nicht das
Ziel, exakt reproduzierte, zu den beschriebenen Folgen (eines NAO + ) passende
Muster, zu identifizieren. Vielmehr soll nach ähnlichen(!) Mustern Ausschau gehalten
werden. Der Nordatlantik ist wie erwartet kühl, wie auch der Nahe Osten. Die
wenigen in Nordafrika registrierten Punkte lassen ebenfalls auf eine mit der NAO + -
Druckverteilung übereinstimmende Abkühlung in diesem Gebiet schliessen. Über
dem nördlichen Sibirien vermögen die wenigen erfassten Datenpunkte ebenfalls auf
eine stärkere Erwärmung hinzuweisen. Nördlich von Indien sind die Temperaturen
anomal kalt, was ebenfalls mit den NAO + -Beschreibungen übereinstimmen würde.
Östlich von Asien – an der chinesischen Küste – sind die Temperaturen eher anomal
hoch.
Im darauf folgenden Sommer (1903) lassen sich über den Kontinenten eher kältere
Temperaturen feststellen. Sowohl über ganz Nordamerika, über dem atlantischen
Ozean bis nach Osteuropa sind die Temperaturen anomal kalt. Einzig über dem
westlichen Russland sind tendenziell wärmere Temperaturen festzustellen. Über dem
nördlichen Indien sind die Temperaturen in der zweiten Sommerhälfte (1903)
ebenfalls anomal kalt. Es ist augenfällig, dass die Grafik weit stärker blau eingefärbt
erscheint, als in den vorangehenden Jahren (blau steht für Kälteanomalie). Diese
sommerlichen Abkühlungseffekte sind klar übereinstimmend mit der optischen
Aerosoldicke (Abbildung 19), die zu dieser Zeit auf ihrem Maximalwert kursiert. Die
Aerosole reflektieren vermehrt die kurzwellige Sonnenstrahlung, was zu dieser
generellen Abkühlung im Sommer führt. Besonders spürbar ist dieser Effekt ein Jahr
nach dem Ausbruch, was in diesem Fall ziemlich gut auf die eben beschriebene
zweite Sommerhälfte zutrifft (der Vulkanausbruch fand ja bekanntlich im Oktober
1902 statt).
Von Oktober bis Dezember 1903 beginnt sich sowohl in Osteuropa wie auch im
Westen der Vereinigten Staaten wieder eine tendenzielle anomale Erwärmung
einzustellen. Das Muster ist aber noch nicht typisch und allgemein herrscht nach wie
vor eine globale anomale Abkühlung vor. Dies ist ebenfalls schön in
Übereinstimmung mit der bereits in der Bodendruckverteilung gemachten
Feststellung, dass im Oktober bis Dezember jeweils noch nicht besonders
ausgeprägte vulkanische Druckmuster vorhanden sind, bzw. der ‚surfaceimprint’ des
polaren Vortex noch nicht vorhanden ist.
In den ersten drei Monaten des Jahres 1904 ist das Muster zwar noch immer etwas
ähnlich, jedoch sind die Anomalien leicht verstärkt. Besonders über Europa haben
die Warmanomalien zugenommen. Das Muster ist zwar nicht optimal, es können ihm
jedoch trotzdem noch immer Parallelen zu NAO + -Mustern abgewonnen werden.
Nördlich der Vereinigten Staaten ist die negative Temperaturanomalie sehr stark.
Leider sind kaum identifizierbare Datenpunkte für das nördliche Kanada sowie
Alaska und Grönland vorhanden. Mit den vorhandenen Indizien (kalt über Island und
ebenfalls Kältepunkt über Grönland) kann angenommen werden, dass über dem
nördlichen Kanada wohl auch eher kältere Temperaturen vorherrschen. Dies ist
umso interessanter, als dass ein derartiges Muster bei einem positiven AO/NAO-
Muster ebenfalls erwartet würde. Die Wärmeanomalie im westlichen Teil der
Vereinigten Staaten stimmt auch mit den Erwartungen überein, obwohl sich wider
Erwarten eine Kälteanomalie über dem ganzen Resten und besonders auch der
Westküste der USA breitgemacht hat. Das nördliche Russland bzw. Sibirien ist von
einer Warmanomalie erfasst (was lediglich aufgrund des roten Teilgebietes über
dieser Region interpretiert werden kann). Der asiatische Kontinent scheint eher kühl
zu sein, was ebenfalls eine Parallele zu den NAO + -Beschreibungen darstellt.
84

Im Sommer ist die Abkühlung im zweiten Jahr nach dem Vulkanausbruch (1904)
weniger ausgeprägt, obwohl über den Kontinenten nach wie vor ein grosser
Blauanteil die Grafik dominiert. Westeuropa ist jedoch tendenziell eher wieder von
einer Wärmeanomalie erfasst und die Ost- und Westküste der Vereinigten Staaten
ebenfalls. Asien ist hingegen eher anomal abgekühlt. Die Temperaturen über dem
Nordatlantik sind ebenfalls anomal kalt.
Zu Beginn des Winters 1904 / 1905 (Oktober bis Dezember) sind die Temperaturen
über Europa erneut wieder anomal warm, was ebenfalls für den ganzen Nordwesten
der Vereinigten Staaten zutrifft. Die spärlichen, jedoch anomal warmen Datenpunkte
über dem gesamten nördlichen asiatischen Kontinent lassen die Interpretation zu,
dass die Bedingungen noch immer mit denen eines positiven AO/NAO-Musters
übereinstimmen könnten, und der Vulkanausbruch nach wie vor spürbar ist, was
auch mit der Erwärmung über Europa übereinstimmt.
Diskussion:
Das Sommercooling nach dem Vulkanausbruch, welches durch den primären Effekt
– der Reflektion von kurzwelligem Sonnenlicht durch die Aerosole – ausgelöst wird
(Robock et al., 2000) ist in den Grafiken für die Beobachtungsdaten gut zu sehen.
Es wurde bereits in der Betrachtung der Abläufe und beteiligten Parameter der
unteren Stratosphäre gezeigt, dass die durch Robock et al. [2000] postulierten
Effekte von äquatornahen Vulkanausbrüchen tatsächlich auch beim Ausbruch des
Vulkanes Santa Maria auftreten. Somit ist es nicht verwunderlich, dass der damit
verbundene korrekte ‚surfaceimprint’ nicht auf sich warten lässt. Die von Robock et
al. [2000] gemachten Feststellungen, bezüglich der Parallelen zwischen
vulkanischen Auswirkungen auf das Klima und dem durch einen AO + /NAO +
verursachten ‚surfaceimprint’, werden auch durch Santa Maria ausgelöst. Die
beobachteten Auswirkungen auf die Temperaturanomalien stimmen sehr gut mit den
zuvor aufgelisteten Einflüssen eines AO + /NAO + -Modes auf das Klima überein.
85

3.2 SOCOL-Daten
Abbildung 33: Saisonal gemittelte (jeweils 3 Monate zusammengefasst)
Oberflächentemperaturanomalien aus SOCOL-Daten von 1901 bis 1902. Um die Anomalien zu
erhalten wurden ‚ungeforcte’ Sensitivitätsläufe von ‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert.
(Nico Zeltner, 2007)
86

Abbildung 34: Saisonal gemittelte (jeweils 3 Monate zusammengefasst)
Oberflächentemperaturanomalien aus SOCOL-Daten von 1903 bis 1904. Um die Anomalien zu
erhalten wurden ‚ungeforcte’ Sensitivitätsläufe von ‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert.
(Nico Zeltner, 2007)
87

Einerseits bietet das SOCOL-Modell im Gegensatz zu den Beobachtungsdaten den
Vorteil, dass viel mehr Datenpunkte zur Interpretation vorhanden sind. Anderseits
sind die ‚vorangehenden’ Muster in der unteren Stratosphäre und die darauf
folgenden Bodendruckmuster bereits in vorangehenden Diskussionen als eher
‚unzuverlässig’ eingestuft worden, da der polare Vortex in den Schlüsseljahren nicht
reproduziert wird. Daher muss davon ausgegangen werden, dass auch die
Bodentemperaturmuster nicht dieselben sein werden, wie bei NAO + -ähnlichen
Konstellationen. Das Ziel dieser Arbeit ist jedoch Parallelen zu suchen zwischen dem
positiven AO/NAO-Muster und dem ‚surfaceimprint’ eines Vulkanausbruches. Ausser
in den Monaten Oktober bis Dezember des Jahres 1904 sind jedoch weder in der
unteren Stratosphäre noch im Bodendruckmuster typische, nach einem tropischen
Vulkanausbruch zu erwartende Muster erkennbar. Eine Ausnahme bildete die
Erwärmung über den Tropen auf 40 hPa, die von SOCOL relativ gut wiedergegeben
wird.
Aufgrund der obgenannten Gründen soll trotzt üppig vorhandenen Daten zur
Beurteilung der Bodentemperaturanomalien nicht allzu detailliert auf die einzelnen
Muster eingegangen werden. Es ist ja bekannt, dass die Jahre 1902 / 1903 nicht
‚wunschgemäss’ reproduziert wurden. Herauszufinden aus welchem Anlass dies
geschieht, ist eine andere Angelegenheit, die im letzten Teil dieser Arbeit noch kurz
erläutert werden soll. In den noch folgenden Analysen soll der Fokus – sowohl für die
Bodentemperaturanomalien, wie auch für die Niederschlagsanomalien – auf den
Ereignissen im Jahre 1904 gerichtet werden. Dies ist das einzige Jahr, das
aufzuzeigen vermag, ob SOCOL in der Lage ist, den für einen tropischen
Vulkanausbruch typischen ‚surfaceimprint’ zu reproduzieren. Es muss
vorausgeschickt werden, dass die Lage, wie sie sich Ende des Jahres 1904
präsentiert, nicht zwangsläufig durch Santa Maria und einen dabei durch das Modell
produzierten ‚Timelag’ entstanden ist, sondern wie bereits mehrfach angedeutet
womöglich im Zusammenhang mit einem El Niña-Event zu sehen ist. In diesem Fall
müsste davon ausgegangen werden, dass das SOCOL-Modell tropische
Vulkanausbrüche wie Santa Maria, aufgrund von Unzulänglichkeiten in der
Reproduktion des indirekten Einflusses der Aerosole auf den polaren Vortex nicht zu
reproduzieren vermag. Wie bereits erwähnt, sind die Impulse von der unteren
Stratosphäre bzw. der dadurch verursachte ‚surfaceimprint’ relativ gut von SOCOL
wiedergegeben.
Anhand des Jahres 1904 bzw. dessen letzten drei Monaten soll unabhängig von der
Ursache für dieses ‚gute’ Muster in der unteren Stratosphäre, untersucht werden, ob
dabei auch der ‚surfaceimprint’ gut wiedergegeben wird. Sollte dies der Fall sein, wird
klar, dass das Problem definitiv im Bereich der Reproduktion des arktischen polar
Vortex und dessen ungewöhnlichem ‚Warming’ zu lokalisieren ist.
Beginnen wir ausnahmsweise mit dem allgemeinen Sommerbild über die vier Jahre
von 1901 bis 1904. Im Gegensatz zu den Wintermustern, die durch den indirekten
Effekt der Gradientenbildung durch die Aerosole verursacht werden, wird der primäre
Effekt der Aerosolwolke - nämlich die allgemeine Abkühlung der Erdoberfläche durch
Reflektion von kurzwelligem Sonnenlicht – von SOCOL einigermassen gut
reproduziert.
Es fällt auf, dass die Jahre vor dem Ausbruch anomal wärmere Sommer aufweisen,
als die Jahre nach dem Ausbruch. Dies kommt besonders gut zum Vorschein, wenn
man die jeweiligen Jahre farblich vergleicht. Es fällt auf, dass vor dem
Vulkanausbruch noch bedeutend mehr ‚Rotfärbung’ vorhanden war, wohingegen
nach dem Ausbruch die ‚Blaufärbung’ der Grafiken stark überwiegt. Dies ist nicht
88

unbedingt der wissenschaftlichste Ansatz, jedoch zeigt dieser Vergleich klar, dass
eine anomale Abkühlung in den Sommern stattgefunden hat. Ab 1903 ist besonders
in den Tropen und über den Ozeanen eine klare Abkühlung zu erkennen. Ähnliches
lässt sich ebenfalls für Gebiete im höheren Norden sagen. Auffällig ist, dass Alaska
in den Sommern vor dem Vulkanausbruch jeweils anomal stark erwärmt war, was
nach dem Ausbruch nicht mehr der Fall zu sein scheint. Es fallen ansonsten keine
Muster auf, die sich offensichtlich regelmässig wiederholen würden und vor bzw.
nach dem Vulkanausbruch grundverschieden aussehen würden.
Im Wintermuster der Jahre 1901 und 1902 ist kein klarer ‚roter Faden’ zu erkennen.
Die Temperaturanomaliemuster sind sehr unterschiedlich verteilt und können wie
zum Beispiel über Nordamerika und Alaska im Jahre 1901 eine Kälteanomalie bzw.
starke Wärmeanomalie aufweisen, während sich im darauf folgenden Jahr 1902 über
Nordamerika bereits eine leichte Verschiebung des Musters zugunsten einer
Warmanomalie im Osten erkennen lässt bzw. über Alaska eine totale Trendumkehr.
Auch Europa und der Norden Russlands (inkl. Sibirien) sind sehr unterschiedlichen
Anomalieeinflüssen ausgeliefert.
In den Monaten Januar bis März 1903 sucht man vergeblich nach einem, von einem
tropischen Vulkanausbruch verursachten, winterlichen Bodentemperaturmuster.
Europa ist kalt, wohingegen der Mittelmeerraum warm ist. Die Vereinigten Staaten
sind im Norden von einem dünnen Band einer Warmanomalie erfasst, welche sich
bis nach Alaska erstreckt. Die südlichen Teile der USA sind jedoch eher von einer
negativen Anomalie erfasst. Der Norden von Kanada und Grönland sind von einer
Kaltanomalie umgeben. Dies wäre die einzige sichtbare Parallele für ein NAO + -
ähnliches Druckmuster. Wie jedoch bei der Besprechung des Druckmusters klar
wurde ist, gleicht dieses ganz und gar nicht einem positiven NAO-Muster. Es darf
also in diesem Sinne nicht davon ausgegangen werden, dass auftretende scheinbare
Parallelen in Temperatur- bzw. Niederschlagsmuster 45 direkt in Verbindung mit dem
indirekten Einfluss der Vulkanaerosole (Temperaturgradient und damit Verstärkung
des polaren Vortex) stehen.
Noch zu Beginn des Jahres 1904 (Ende des Winters 1903 / 1904) ist wie aus den
vorangehend analysierten Parametern kein markantes Temperaturanomaliemuster
zu erkennen. Über ganz Nordamerika herrscht von Mexico bis Alaska und bis nach
Grönland eine stark ausgeprägte und grosse negative Anomalie. Über Europa sind
die Temperaturen ebenfalls kühler als üblich.
Die Lage wird in den letzten drei Monaten des Jahres 1904 interessant. Über Europa
ist eine Warmanomalie zu erkennen. Der Mittelmeerraum, der Norden Afrikas, wie
auch der Nahe Osten sind von einer relativ ausgeprägten Kälteanomalie erfasst.
Über den gesamten Vereinigten Staaten hat sich von der Westküste zur Ostküste
eine positive Wärmeanomalie breit gemacht. Sowohl Alaska wie auch der nordosten
Kanadas und Grönland sind von negativen Anomaliewerten umgeben. Der asiatische
Kontinent scheint in mittleren Breiten wie schon Europa von einer Wärmeanomalie zu
profitieren, die sich bis in den Norden Sibiriens ausdehnt.
Das soeben beschriebene Muster entspricht ziemlich genau demjenigen eines NAO + -
Events. Die Auswirkungen in den Temperaturfeldanomalien sind unter folgenden
gegebenen Voraussetzungen ähnlich denen, die während einer AO + /NAO + -Phase
vorherrschen, und werden dann von SOCOL auch entsprechend gut reproduziert:
• bei vorhandener Erwärmung der unteren Stratosphäre in den Tropen
45 Siehe folgende Besprechung der Niederschlagsmuster
89

• entsprechender Ausbildung eines Temperaturgradienten vom Äquator zum
Nordpol
• negativem Z100-Index (starker Vortex)
• Bodendruckfeld ähnlich dem ‚surface imprint’ des NAO + -Modus
• Geopotentialfelder auf 40 hPa weisen typische NAO + -Muster auf
Allgemeine Diskussion:
Das Sommercooling ist in den Grafiken ab dem Jahre 1903 klar zu sehen. Dieses ist
bekanntlich auf den direkten Effekt, der Reflektion des Sonnenlichtes an den
vulkanischen Aerosolen zurückzuführen.
Es ist jedoch bereits genügend klar in der Analyse der vorangehenden Parameter
(untere Stratosphäre, Bodendruckmuster) zur Geltung gekommen, dass der indirekte
Effekt, welcher über eine Gradientenausbildung (nach Robock et al., 2000) den
polaren Vortex verstärkt im SOCOL-Modell nicht reproduziert wird. Lediglich im Jahre
1904 kommt von Oktober bis Dezember ein derartiges Muster zum Vorschein. Es ist
jedoch wie in vorangehenden Besprechungen bereits erläutert wurde, kaum durch
den Ausbruch von Santa Maria verursacht worden, sondern womöglich ein Abbild der
Auswirkungen eines La Niña Events. Diese haben jedoch sehr ähnliche
Auswirkungen wie der indirekte Effekt bei tropischen Vulkanausbrüchen. Somit
eignet sich die Beobachtung der einzelnen Realisierungen der Parameter am Ende
des Jahres 1904 (Bodendruckmuster, Bodentemperaturmuster,
Niederschlagsmuster) zur Analyse der Güte des SOCOL-Modells bei der
Übertragung des Impulses aus der unteren Stratosphäre auf die untere Bereiche der
Atmosphäre (Realisierung des ‚surfaceimprint’).
90

4. Niederschlagverteilung
4.1 Beobachtungsdaten
Abbildung 35: Saisonal (jeweils 3 Monate zusammengefasst) gemittelte
Niederschlagsverteilungsanomalien aus Beobachtungsdaten von 1901 bis 1902. Die Anomalien
entstanden aus der Subtraktion der Klimatologie (1900-1929) von den eigentlichen
Beobachtungsdaten. (Nico Zeltner, 2007)
91

Abbildung 36: Saisonal (jeweils 3 Monate zusammengefasst) gemittelte
Niederschlagsverteilungsanomalien aus Beobachtungsdaten von 1903 bis 1904. Die Anomalien
entstanden aus der Subtraktion der Klimatologie (1900-1929) von den eigentlichen
Beobachtungsdaten. (Nico Zeltner, 2007)
92

Wie bereits in der Einführung zu den Beobachtungsdaten der Temperaturverteilung
gesagt wurde sind die Niederschlagsdaten weit weniger repräsentativ und über die
Monate grösserer Varianz unterworfen als die Druckverteilung. Es kommt hinzu, dass
die Datenlage für die beobachteten Niederschlagsdaten sehr dürftig ist (gerade in
den Tropen gibt es so gut wie keine Daten). Somit sollen in diesem Bereich lediglich
grobe Muster analysiert werden. Des Weiteren wird nur kurz auf die Jahre vor dem
Ausbruch von Santa Maria eingegangen.
Grundsätzlich fällt bei der Betrachtung der Jahre 1901 bis 1902 auf, dass die
Niederschläge mit einem Hang zu leichter Trockenheit mehrheitlich ‚normal’
ausfielen. Es fallen kaum grössere, bedeutende anomal mit Feuchtigkeit gesegnete
Gebiete auf. Europa wie auch die USA scheinen in beiden Wintern eher
durchschnittlich beregnet zu werden.
Bevor wir nun zu den post-Ausbruchsjahren kommen, sollen wie bereits im
Zusammenhang mit den Temperaturanomalien noch einmal die wichtigsten Folgen
eines NAO + -Musters erläutert werden, um anschliessend vergleichen zu können, wie
ähnlich sich ein Vulkanausbruch in seiner Auswirkung äussert (Die im Folgenden
beschriebenen Auswirkungen sind grösstenteils im Paper von Robock et al., [2000]
erwähnt.):
Europa:
Westwinde über dem Atlantik sind intensiviert zusätzlich stärker nach Norden
abgelenkt
Verfrachten feuchte Luftmassen vom Pazifik in Richtung Mittel- und Nordeuropa
Anomal erhöhte Niederschlagsmenge
Intensivierung der Niederschläge führt zu erhöhter Sturmaktivität
Mediterrane Regionen:
Aufgrund der nach Norden verlagerten Westwinde erhalten diese Regionen nur
wenig Niederschlag
Trockenheit und damit verbundene Wasserknappheit sind die Folge
Afrika:
Durch die Intensivierung der Nordostpassate, wird das nördliche Afrika vermehrt mit
trockenerer Luft aus dem Inneren Asiens versorgt
Diese Konstellation führt wie bereits im mediterranen Raum zu trockenerem Klima
Nordamerika / Kanada:
Trockene Luft aus dem Norden gelangt direkter in den hohen Nordosten des
amerikanischen Kontinents, was zu einer Austrocknung der Luftmassen über
Gebieten im hohen Norden Kanadas, Alaskas und Grönlands führt
Der mittlere Westen zentrale Teile (AO) und die Ostküste (NAO/AO) der USA
erfahren jedoch feuchtere Winter (Robock and Mao, 1992)
Asien:
Auch Asien liegt nach wie vor im Einflussbereich der intensivierten westwärts
propagierenden zonalen Winde und Luftmassen
Dies führt im gesamten Ostasiatischen Raum zu Veränderungen, unter anderem
auch im Zusammenhang mit den monsunalen Zirkulationen und dem dadurch
beeinflussten Klima über Indien. Es muss jedoch präzisiert werden, dass die
93

Veränderungen im monsunalen Strömungsmuster besonders bei Vulkanausbrüchen
aus höheren Breiten festgestellt wurden (Oman et al, 2005). Dabei wird der Monsun
durch das abgekühlte Ostasien abgeschwächt, was in Indien zu weniger Bewölkung
und Niederschlag führt (und dort im Endeffekt zu einer Erwärmung führt)
Allgemein:
Die kontinentalen Westküsten profitieren allgemein von vermehrtem Niederschlag
Der Einfluss der verstärkten Westwinde reicht bis weit in die Kontinente hinein und
beschert den kontinentalen Ostküsten tendenziell mehr Trockenheit.
In tropischen Regionen sind aufgrund der geringeren Heizraten während des Tages,
auch weniger Niederschläge zu erwarten
In den Monaten Oktober bis Dezember des Jahres 1902 ist noch kaum ein
bekanntes 46 Muster zu erkennen. Ausser einer kleinen Niederschlagszunahme in
Spanien, kann ist noch keine Evidenz für einen Vulkanausbruch vorhanden. Über
Europa herrscht nach wie vor eine Trockenanomalie, wohingegen im Mittelmeerraum
sogar noch eher zu feuchte Bedingungen vorkommen.
In den folgenden drei Monaten sieht die Lage ganz anders aus. Zum ersten Mal in
dieser Betrachtung sind stärkere positive (Feuchtanomalie) Ausschläge festzustellen,
so im Osten der Vereinigten Staaten und in ihrem mittleren Westen wie auch im
Bereich von Grossbritannien. Europa selbst ist jedoch noch immer tendenziell zu
trocken für die Jahreszeit, obwohl nach einem Vulkanausbruch wie Santa Maria
eigentlich höhere Niederschlagsmengen erwartet würden, was ebenfalls mit der
optischen Dicke und der NAO + -ähnlichen Druckverteilung übereinstimmen würde. Es
kann jedoch wie gesagt, nicht erwartet werden, dass jedes Muster auch realisiert
wird. Der mediterrane Bereich ist, wie bei einem NAO + -Muster auch erwartet würde,
eher von einer Trockenanomalie betroffen. Die Situation über Asien ist aufgrund der
schlechten Datenlage nur sehr schwer abzuschätzen. Es kann nur gemutmasst
werden, dass aufgrund der vorhandenen Datenpunkte vermutlich eher trockene
Verhältnisse im nördlichen Asien (Russland, Sibirien) vorherrschen. Nordeuropa
scheint von keiner markanten Anomalie betroffen zu sein.
In den Sommermonaten ist ja bekanntlich nur der direkte Effekt der Reflexion der
kurzwelligen Strahlung an den Aerosolen vorhanden. Die einzig wirklich markante
Auswirkung wäre eine Abnahme der konvektiven Niederschläge in den Tropen, was
dort zu einer „Trockenanomalie’ führen würde. Es gibt leider über den Tropen
lediglich einen einzigen Datenpunkt östlich von Afrika. Dieser zeigt tatsächlich auch
eine unterdurchschnittliche Niederschlagsmenge an. Es bedarf jedoch mehr Daten,
um in diesem Fall auch eine einigermassen zuverlässige Aussage machen zu
können. Aufgrund der schlechten Datenlage wird eine weitere Interpretation der
sommerlichen Tropen fallengelassen.
In den letzten drei Monaten des Jahres 1903 sind keine auffälligen Strukturen in den
Schlüsselgebieten zu beobachten. In der mediterranen Region ist sogar ein kleiner
Niederschlagsüberschuss vorhanden. Ansonsten sind sowohl Europa wie auch die
Vereinigten Staaten tendenziell zu ‚trocken’. Es sind jedoch keine Extremwerte
auszumachen.
Im Verlaufe der nächsten drei Monate hat sich die Lage ein wenig verändert. In
Westeuropa ist mehr Niederschlag als üblich gefallen, während in den südlichen
mediterranen Gebieten ansatzweise erkennbar ist, dass der Niederschlag
unterdurchschnittlich fiel. Im Nordwesten der Vereinigten Staaten ist ebenfalls
46 Gemeint ist ein Muster, das demjenigen eines AO + /NAO + gleichen würde.
94

überdurchschnittlich viel Niederschlag gefallen. Dieses Muster weist ebenfalls viel
Parallelen mit einem AO + /NAO + -bedingten Muster auf, was mit den bereits
gemachten positiven 47 Resultaten der Bodendruck- und
Temperaturverteilungsmuster.
Der nächste Sommer (1904) fällt einmal mehr sowohl in Europa wie auch in den
Vereinigten Staaten eher ‚trocken’ aus. Im Gegensatz zu 1903, wo der Sommer über
Asien überdurchschnittlich ‚feucht’ war, ist dieser jedoch ebenfalls mit weniger
Niederschlag gesegnet. Am Ende des Jahres 1904 – also zu Beginn des nächsten
Winters, zwei Jahre nach dem Vulkanausbruch – ist ein ähnlich „langweiliges“ Muster
zu erkennen, wie bereits ein Jahr zuvor. Meist ist eine sehr schwache negative
Anomalie zu erkennen, wobei beispielsweise über weiten Gebieten Europas sogar
absolut ‚durchschnittlicher’ Niederschlag gefallen ist.
Allgemeine Diskussion:
Es ist klar ersichtlich, dass die Niederschlagswerte am wenigsten gesichert sind. Es
kommt dazu, dass es sehr schwierig ist, bei dieser dürftigen Datenbasis klare
Aussagen zu machen. Die Muster waren immer sehr gemässigt, was ebenfalls
Zweifel an den jeweiligen Interpretationen aufkommen lässt, da die Abweichungen ja
zum Teil derart gross sein können, dass eine ‚sehr leicht’ negative Anomalie über
drei Monate gesehen, auch zu einem ‚sehr leicht’ positiven Anomaliewert führen
könnte, wenn die Situation nur minim anders gewesen wäre (z.B. Mittelung von
Dezember bis Februar, oder nur über zwei Monate).
So wie sich die Werte hier jedoch präsentieren, kann wenigstens relativ klar
festgestellt werden, dass um die Jahreswende respektive in den drei folgenden
Monaten Januar bis März des Jahres 1903, die Anomalien einerseits stärker wurden
und anderseits gut mit den in den vorangehenden Mustern der Bodendruck- und
Temperaturanomalien übereinstimmen, wenn man die Beschreibungen der
AO + /NAO + berücksichtigt. Die Evidenz für einen Vulkanausbruch ist demnach bis zu
den eher unzuverlässigen Niederschlagsdaten durchgedrungen.
47 ‚positiv’ im Sinne von guten Übereinstimmung mit den erwarteten Daten
95

4.2 SOCOL-Daten
Abbildung 37: Saisonal gemittelte (jeweils 3 Monate zusammengefasst)
Niederschlagsverteilungsanomalien aus SOCOL-Daten von 1901 bis 1902. Um die Anomalien
zu erhalten wurden ‚ungeforcte’ Sensitivitätsläufe von ‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert.
(Nico Zeltner, 2007)
96

Abbildung 38: Saisonal gemittelte (jeweils 3 Monate zusammengefasst)
Niederschlagsverteilungsanomalien aus SOCOL-Daten von 1903 bis 1904. Um die Anomalien
zu erhalten wurden ‚ungeforcte’ Sensitivitätsläufe von ‚geforcten’ SOCOL-Läufen subtrahiert.
(Nico Zeltner, 2007)
97

Für die SOCOL-Niederschlagsverteilung gelten ähnliche Aussagen, wie sie bereits
bei der Temperaturverteilung gemacht wurden. Es soll erneut auf allfällige Muster in
der Verteilung der Sommerniederschläge durch die verstärkte Abkühlung über den
Tropen, geachtet werden. Um die Wiedergabe des indirekten Effekts des
Vulkanausbruches Santa Maria in Zusammenhang mit dem Temperaturgradienten
und dem damit verstärkten polaren Vortex zu untersuchen soll hauptsächlich das
Jahr 1904 betrachtet werden. Die Muster von Oktober bis Dezember dieses Jahres
stimmen ausnahmsweise mit der ursprünglich vorausgesagten Wirkung eines
tropischen Vulkanausbruches wie Santa Maria überein. Wie bereits deutlich gemacht
wurde, sind die Ereignisse am Ende des Jahres 1904 lediglich als ‚Fallbeispiel’ für
einen potentiellen tropischen Ausbruch zu betrachten, falls diese Muster in der
oberen Troposphäre reproduziert würden. In diesem Fall wurden diese vermutlich
eher von eine La Niña Event ausgelöst, eignen sich jedoch trotzdem gut, um zu
schauen wie das Muster von der unteren Stratosphäre nach unten propagiert und
dort zu Veränderungen von Bodendruckverteilung, Temperaturanomalien und
Niederschlag führt.
Es ist ausserordentlich schwierig ein spezifisches Muster in der
Niederschlagsverteilung der Sommermonate zu erkennen. Die Sommermonate bzw.
Jahre vor dem Vulkanausbruch scheinen sich nicht nach einem gewissen Prinzip von
den Sommermonaten nach dem Vulkanausbruch zu unterscheiden. Es sind zwar
unterschiede erkennbar, so zum Beispiel, dass über Afrika in den Jahren 1903 / 1904
eher weniger Regen fällt. Dies stimmt jedoch noch im Vergleich mit dem Jahre 1901.
Im Jahre 1902 war Afrika nämlich auch tendenziell zu trocken. Auch die Situation in
Südostasien ist nicht ganz klar definierbar. Einerseits sind die Anomalien in diesem
Gebiet zwar sehr ausgeprägt und ändern von Jahr zu Jahr (sowohl positiv wie auch
negativ), lassen jedoch keine augenfällige, logische Folgerung zu. Grundsätzlich
würde man aufgrund des zuvor in den Temperaturdaten festgestellten leichten
Sommercoolings vermuten, dass zumindest über den Tropen der Niederschlag
abnehmen sollte. Dies ist jedoch nicht an einem auffälligen Veränderungsmuster
erkennbar. Auch bei Betrachtung der Gewichtung der verschiedenen Farben (rot für
positive Anomalie / blau für negative Anomalie) in den Grafiken sind keine wirklich
markante einseitige Farbmuster zu erkennen. Es muss somit angenommen werden,
dass das Modell SOCOL die Niederschlagsverteilung nicht optimal wiedergibt.
Umso mehr Vorsicht ist somit bei der Analyse der Niederschlagsmuster Ende des
Jahres 1904 geboten: Über dem nördlichen Europa ist eine positive Anomalie zu
sehen, die sich unterhalb von Island bis an den südlichen Teil Grönlands ausdehnt.
Das südliche Europa und der Mittelmeerraum, wie auch ein Grossteil des Atlantiks
sind von einer eher schwachen negativen Anomalie erfasst. Die ganzen USA sind
ebenfalls von einer negativen Anomalie erfasst, die jedoch sehr schwach ausfällt.
Diese schwache Trockenheitstendenz zieht sich bis nach Alaska. Südlich von Alaska
ist jedoch eine leicht erhöhte Niederschlagsmenge zu verzeichnen. Indien scheint
von anomal starken Niederschlägen betroffen zu sein. Ganz ähnlich sieht die Lage
über dem mittleren Pazifik aus.
Die Ähnlichkeiten, mit einem durch einen NAO + -Modus ausgelösten
Niederschlagsmuster, halten sich in Grenzen wie durch die oben beschriebenen
Anomalien gut zu erkennen ist. Die leichte Zunahme der Niederschlagsmenge über
Nordeuropa und der trockene Mittelmeerraum sind jedoch vorhandene Parallelen, die
gut in Zusammenhang mit dem ansonsten von anderen Parametern (untere
Stratosphäre, Bodendruck, Temperaturverteilung) gut wiedergegebenen klaren
Verteilungsmuster übereinstimmen
98

Allgemeine Diskussion:
In der Verteilung der Temperaturanomalien war noch ein relativ klares sommerliches
‚cooling’ festzustellen. Durch diese Abkühlung fällt besonders am Äquator weniger
konvektiver Niederschlag. Dies konnte in den Beobachtungsdaten gut beobachtet
werden. Die Wiedergabe der Niederschlagsverteilung von SOCOL scheint jedoch
diesen Effekt nicht gut genug zu berücksichtigen. Es ist sehr schwierig ein
Sommermuster zu erkennen, das vor dem Vulkanausbruch von Santa Maria
überwiegen würde um danach in einen anderen ‚Verteilungsanomaliemode’ nach
dem Ausbruch zu wechseln. Die Änderungen scheinen keinen wirklich auffälligen
Gesetzmässigkeiten zu folgen, was eine Interpretation sehr stark erschwert. Es muss
davon ausgegangen werden, dass SOCOL die Abnahme des konvektiven
Niederschlags über den Tropen nicht besonders gut wiedergibt (sei es nun Sommer
oder Winter – in den Tropen herrscht ja immer „Sommer“).
Die Niederschlagsverteilung des SOCOL-Modells leidet in den Wintermonaten
natürlich unter denselben Unzulänglichkeiten, wie dies bereits bei der
Bodendruckverteilung, oder der Verteilung der Temperaturanomalien zum Ausdruck
kam. Niederschlagsmuster die vor den Monaten Oktober bis Dezember des Jahres
1904 einer Verteilung ähnlich sehen würden, wie sie bei NAO + -Mode-Phasen
auftreten würden, müssen als rein zufällig eingestuft werden. Denn die
Voraussetzungen dafür sind bereits im Bodendruckmuster nicht gegeben. Somit ist
das relativ ‚klare’ Muster dieser Jahre, welches kaum Gesetzmässigkeiten erkennen
lässt, geschweige denn typische Muster zum Vorschein bringt, ein Ausdruck und die
klare Fortsetzung dieser schlechten Wiedergabe der Erwärmungseffekte in den
polaren Gebieten der unteren Stratosphäre und damit verbundenen Auswirkungen
auf den polaren Vortex, durch das SOCOL-Modell.
99

V. Schlussfolgerungen
Nachdem die Bodendruckdaten und die SOCOL-Outputdaten separat betrachtet und
analysiert wurden, sollen in einem letzten, zusammenfassenden Schritt, die
Parallelen zwischen der Realität (Beobachtungsdaten) und dem Modell (SOCOL-
Daten) eruiert werden.
Die separate Analyse der Beobachtungsdaten hat die erhofften Anomaliemuster und
deren geografische Verteilung mehrheitlich gut wiedergegeben. Die Theorie von
Robock et al. [2000] stimmte relativ gut mit den Ergebnissen für die Anomaliemuster
überein, was diese weiter zu bekräftigen vermag.
Beim zweiten Schritt der separaten Analyse, der suche nach ähnlichen
Vulkananomaliemustern, wurde analog zu den Beobachtungsdaten vorgegangen.
Die dabei erhaltenen Resultate waren jedoch häufig zweideutig und entsprachen
zum Teil in keiner Weise den, aus der Theorie von Robock et al. [2000] erwarteten
Resultaten. Es konnte festgestellt werden, dass der Problembereich des Modells
wohl hauptsächlich in der Wiedergabe des Temperaturgradienten in der unteren
Stratosphäre zu suchen ist, die eigentliche Impulsübertragung von der Stratosphäre
zur Troposphäre und der in der Folge resultierende ‚Surfaceimprint’ jedoch relativ gut
zu funktionieren scheinen.
Daraus wurde gefolgert, dass nicht wie von Robock et al. [2000] postuliert, jedes Mal
ein starker Temperaturgradient zwischen Äquator und Pol ausgebildet wird. Vielmehr
kann es vorkommen, dass sich in den Mittelbreiten eine zonale Kälteanomalierinne
ausbildet, die den Gradienten zu unterbinden vermag. Der Gradient besteht somit
lediglich vom Äquator bis in mittlere Breiten, jedoch auch zwischen den mittleren
Breiten und den polaren Gebieten (jedoch mit umgekehrtem Temperaturverlauf). Es
muss also davon ausgegangen werden, dass der Gradient geografisch auch varieren
kann und nicht immer vom Äquator zum Pol reicht. Dadurch funktioniert der polare
Vortex, aufgrund des fehlenden Temperaturgradienten abgekoppelt, und ist eher
anomal warm und schwach. Er dehnt sich dabei, wie in den jeweiligen
nordhemisphärischen Wintermonaten klar zu sehen ist (Januar, Februar, März)
aufgrund seiner eher schwachen Ausprägung meist über grössere Gebiete aus. Dies
ist die wichtigste Feststellung, die im Zusammenhang mit dem SOCOL-Modell und
dessen Vergleich mit den realisierten Mustern der Beobachtungsdaten gemacht
werden kann.
Die gemachten Feststellungen bezüglich des polaren Vortex verdeutlichen, dass
auch dieser von einer starken Variabilität betroffen sein kann. In zukünftigen SOCOL-
Modellanalysen muss der Position und der Ausprägung des Temperaturgradienten
entsprechend besonderes Gewicht beigemessen werden.
100

Internet:
VI. Quellen
http://data.giss.nasa.gov/modelforce/strataer/
http://www.ldeo.columbia.edu/NAO
http://www.volcano.si.edu
Informationen zu Santa Maria:
http://www.volcano.si.edu/world/volcano.cfm?vnum=1402-03=
Wikipedia:
http://de.wikipedia.org/wiki/Erdatmosph%C3%A4re
http://de.wikipedia.org/wiki/Entwicklung_der_Erdatmosph%C3%A4re
http://de.wikipedia.org/wiki/Klimamodell
Bücher:
Latif, Mojib (2004): Klima, Fischer Taschenbuch Verlag, Frankfurt am Main
Seinfeld, J.H., Pandis, S.N. (1998): Atmospheric chemistry and physics: From air pollution to
climate change, A Wiley-Inerscience publication, USA.
Press, F., Siever, R. 3. Auflage 2003: Allgemeine Geologie – Einführung in das System Erde,
Spektrum Akademischer Verlag Heidelberg - Berlin
Hack, K.H. 1. Auflage 2003: Flugwetter
Paper:
Baldwin, M.P. and T.J. Dunkerton, 1999: Propagation of the Arctic Oscillation from the
stratosphere to the troposphere. J. Geophys. Res. Atmos., 104, 30937-30946.
Barnes, J.E. and D.J.Hofmann, Lidar measurements of stratospheric aerosol over Mauna
Loa Observatory, Geophys.Res.Lett., 24, 1923-1926, 1997
Brönnimann, S., Xoplaki, E., Casty, C., Pauling, A., Luterbacher, J., 2006:
ENSO influence on Europe during the last centuries. Springer Verlag 2006
Brönnimann, s., Ewen, T., Griesser, T., Jenne, R., 2007: Multidecadal Signal Of Solar
Variability In The Upper Troposphere During The 20th Century. Space Science Reviews
Carslaw, K. S., Luo, B. P., and Peter, Th.: An analytic expression for the composition of
aqueous HNO3-H2SO4 stratospheric aerosols including gas phase removal of HNO3,
Geophys. Res. Lett., 22, 1877–1880, 1995.
101

Corti, S., F. Molteni, and T. N. Palmer, 1999: Signature of recent climate change in
frequencies of natural atmospheric circulation regimes. Nature, 398, 799-802.
Charron, M. and Manzini, E.: Gravity waves from fronts: Parameterization and middle
atmosphere response in a general circulation model, J. Atmos. Sci., 59, 923–941, 2002.
Dameris, M., Grewe, V., Ponater, M., Deckert, R., Eyring, V., Mager, F., Matthes, S., Schnadt,
C., Stenke, A., Steil, B., Brühl, and M. A. Giorgetta, 2005: Long-term Changes and Variability
in a Transient Simulation with a Chemistry-Climate Model employing realistic Forcin. Atmos.
Chem. Phys. Discuss., 5, 2297-2353.
Dickson, R. R., J. Lazier, J. Meincke, P. Rhines, and J. Swift, 1996: Long-term co-ordinated
changes in the convective activity of the North Atlantic. Prog. Oceanogr., 38, 241-295
Egorova, T. A., Rozanov, E. V., Schlesinger, M. E., Andronova, N. G., Malyshev, S. L., Zubov,
V. A., and Karol, I. L.: Assessment of the effect of the Montreal Protocol on atmospheric
ozone, Geoph. Res. Lett., 28, 2389–2392, 2001.
Egorova, T. A., Rozanov, E. V., Zubov, V. A., and Karol, I. L.: Model for Investigating Ozone
Trends (MEZON), Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics, 39, 277–292, 2003.
Egorova, T., Rozanov, E., Zubov, V., Manzini, E., Schmutz, W., and T. Peter, 2005:
Chemistry-Climate Model SOCOL: a Validation of the Present-Day Climatology. Atmos. Chem.
Phys., 5, 1557-1576.
Fouquart, Y. and Bonnel, B.: Computations of solar heating of the Earth’s atmosphere: A new
parameterization, Beitr. Phys. Atmos., 53, 35–62, 1980
Glueck, M.F. and C.W. Stockton, Reconstruction of the North Atlantic Oscillation, 1429-1983,
International J. of Climatology, submitted July 2000.
Graf, H.-F., J. Perlwitz, I. Kirchner, and I. Schult, 1995: Recent northern winter climate trends,
ozone changes and increased greenhouse gas forcing. Contrib. Phys. Atmos., 68, 233-248
Hagemann, S., 2002: An improved land surface parameter dataset for global and regional
climate models. Max-Planck-Institute for Meteorology, Report 336, Hamburg
Hamill, P., E. J. Jensen, P. B. Russell, and J. J. Bauman (1997), The life cycle of stratospheric
aerosol particles, Bull. Am. Meteorol. Soc., 78, 1395–1410.
Hodges, Glenn, 2000. The new cold war. Stalking arctic climate change by submarine.
National Geographic, March, 30-41
Hurrell, J.W., 1995: Decadal Trends in the North Atlantic Oscillation: Regional Temperatures
and Precipitation. Science: Vol. 269, pp.676-679.
Intergovernmental Panel of Climate Change (2001): Climate Change 2001: The Scientific
Basis, Cambridge Univ. Press, New York
Hurrell, J.W. und H. van Loon. Decadel variation in climate associated. Climatic Change 1997,
S.301-326 , 1997.
Kelly, P. M., P. D. Jones, and J. Pengqun, 1996: The spatial response of the climate system to
explosive volcanic eruptions. International Journal of Climatology, 16, 537-550
Kodera, K., M. Chiba, H. Koide, A. Kitoh, an dY. Nikaidou, 1996: Interannual variability of the
winter stratosphere and troposphere in the Northern Hemisphere. Journal of the
Meteorological Society of Japan, 74, 365-382
Koepke, P., M. Hess, I. Schult, and E.P. Shettle (1997): Global Aerosol Data Set, Report No.
243, Max-Planck-Institut für Meteorologie, Hamburg, ISSN 0937-1060.
102

Lamb, H. H., 1970: 'Volcanic Dust in the Atmosphere; With a Chronology and
Assessment of its Meteorological Significance.' Philosophical Transactions
of the Royal Society of London, Series A, 266:425-533.
Lamb, H. H., 1977: 'Supplementary Volcanic Dust Veil Assessments.' Climate
Monitor, 6:57-67.
Lamb, H. H., 1983: 'Update of the Chronology of Assessment of the Volcanic
Dust Veil Index.' Climate Monitor, 12:79-90.
Latif, M.., and T. Barnett, 1996: Decadal climate variability over the North Pacific and North
America-dynamics and predictability. Journal of Climate, 9, 2407-2423
Manzini, E., McFarlane, N. A., and McLandress, C.: Impact of the Doppler Spread
Parameterization on the simulation of the middle atmosphere circulation using the
MA/ECHAM4 general circulation model, J. Geophys. Res., 102, 25 751–25 762, 1997.
Manzini, E. and McFarlane, N. A.: The effect of varying the source spectrum of a gravity wave
parameterization in the middle atmosphere general circulation model, J. Geophys. Res., 103,
31 523– 31 539, 1998.
McPhee, M. G., T. P. Stanton, J. H. Morison, and D. G. Martinson, 1998: Geophysical
Research Letters, 25, 1729-1732
Morcrette, J. J.: Radiation and cloud radiative properties in the European Center for Medium-
Range Weather Forecasts forecasting system, J.Geophys.Res., 96, 9121–9132, 1991.
Morison, J., K. Aagaard, M. Steele, 1998. Rep. Study Arctic Change Workshop, Rep. No. 8,
Arctic System Science, Seattle, WA.
Müller, J.-F. and Brasseur, G.: IMAGES: A three-dimensional chemical trasport model of the
global troposphere, J.Geophys.Res., 100, 16 445–16 490, 1995
Oman, L., Robock, A., and G. Stenchikov, 2005: Climate Response to high-latitude Volcanic
Eruptions. J. Geophys. Res., 110, 1-13.
Newhall, C. G. and Self, S.: 1982, The Volcanic Explosivity Index (VEI): An Estimate of
Explosive Magnitude for Historical Volcanism , J. Geophys. Res. 87, C2, 1231–1238
Prather, M. J.: Numerical Advection by Conservation of Second-Order Moments, J. Geophys.
Res., 91, 6671–6681, 1986.
Robock, A., Matson, M., 1983. Circumglobal transport of the El ChichoH n volcanic dust cloud.
Science 221, 195}197.
Robock, Alan and Jianping Mao, 1992: Winter warming from large volcanic eruptions.
Geophys. Res. Lett., 19, 2405-2408
Robock, 2000: Volcanic Eruptions and Climate. Rev. Geophys., 38, 2, 191-219.
Rozanov, E. V., Schlesinger, M. E., and Zubov, V. A.: The University of Illinois, Urbana-
Champaign three-dimensional stratosphere-troposphere general circulation model with
interactive ozone photochemistry: Fifteen-year control run climatology, J. Geophys. Res., 106,
27 233–27 254, 2001.
Rozanov, E. V., Schlesinger, M. E., Zubov, V. A., Yang, F., and Andronova, N. G.: The UIUC
three-dimensional stratospheric chemical transport model: Description and evaluation of the
simulated source gases and ozone, J. Geophys. Res., 104, 11 755–11 781, 1999.
Sato, M., J.E. Hansen, M.P. McCormick, and J.B. Pollack 1993. Stratospheric aerosol optical
depth, 1850-1990. J. Geophys. Res. 98, 22987-22994 .
103

Shindell, D. T., R. L. Miller, G. Schmidt, and L. Pandolfo, 1999: Simulation of recent northern
winter climate trends by greenhouse-gas forcing. Nature, 399, 452-455
Shindell, D. T., Schmidt, G. A., Miller, R. L., and M. E. Mann, 2003: Volcanic and Solar Forcing
of Climate Change during the Preindustrial Era. J. Climate, 16, 4094-4107.
Simkin, T., Siebert, L., McClelland, L., Bridge, D., Newhall, C., and Latter, J. H.: 1981,
Volcanoes of the World, Hutchinson Ross, Stroudsberg, Penn., 233 pp.
Simmons, A., Burridge, D., Jarraud, M., Girard, C., and Wergen, W.: The ECMWF mediumrange
prediction models: Development of the numerical formulations and the impact of
increased resolution, Meteor. Atmos. Phys., 40, 28–60, 1989.
Stevenson, D.S., F.J. Dentener, M.G. Schultz, K. Ellingsen, T.P.C. van Noije, O. Wild, G.
Zeng, M. Amann, C.S. Atherton, N. Bell, D.J. Bergmann, I. Bey, T. Butler, J. Cofala, W.J.
Collins, R.G. Derwent, R.M. Doherty, J. Drevet, H.J. Eskes, A.M. Fiore, M. Gauss, D.A.
Hauglustaine, L.W. Horowitz, I.S.A. Isaksen, M.C. Krol, J.-F. Lamarque, M.G. Lawrence, V.
Montanaro, J.-F. Müller, G. Pitari, M.J. Prather, J.A. Pyle, S. Rast, J.M. Rodriguez, M.G.
Sanderson, N.H. Savage, D.T. Shindell, S.E. Strahan, K. Sudo, and S. Szopa 2006.
Multimodel ensemble simulations of present-day and near-future tropospheric ozone. J.
Geophys. Res. 111, D08301, doi:10.1029/2005JD006338.
Sy, A,. M. Rhein, J. R. N. Lazier, K. P. Koltermann, J. Meincke, A. Putzka, and M. Bersch,
1997: Surprisingly rapid spreading of newly formed intermediate waters across the North
Atlantic Ocean. Nature, 386, 675-679.
Thompson, D.W.J., and J.M. Wallace, 1998: The Arctic Oscillation signature in the wintertime
geopotential height and temperature fields. Geophys. Res. Lett., 25, 1297-1300
Visbeck, M. et al.: Atlantic Climate Variability Experiment (ACVE), Prospectus 1998
Volodin, E. M., and V. Ya. Galin, 1999: Numerical simulation of ozone depletion influence on
winter atmosphere circulation in Northern Hemisphere last decade. Quarterly Journal of the
Royal Meteorological Society
Wallace, J.M., and D.S. Gutzler, 1981: Teleconnections in the geopotential height field during
the Northern Hemisphere. Mon. Wea. Rev., 109, 784-812.
Daten:
Klimatologie 1961-1990 (WHO)
Oberflächentemperaturen Surface Air Temperature (SAT)
HadCRUT3v: Hadley Centre / Climatic Research Unit Temperature (HadCRUT3v.nc)
Brohan, P., J.J. Kennedy, I. Haris, S.F.B. Tett and P.D. Jones, 2006: Uncertainty estimates in
regional and global observed temperature changes: a new dataset from 1850. J. Geophysical
Research 111, D12106
Bodendruckdaten Sea Level Pressure (SLP)
hadSLP2p: Hadley Centre Sea Level Pressure dataset (hadSLP2p.nc)
Allan, R. J. and Ansell, T. J. (2006) 'A new globally complete monthly historical mean sea level
pressure data set (HadSLP2): 1850-2004', Journal of Climate, (accepted)
104

Niederschlagsdaten Precipitation
GHCN: Global Historical Climatology Network (pcpgrd.nc)
Vose, R. S., Richard L. Schmoyer, Peter M. Steurer, Thomas C. Peterson, Richard Heim,
Thomas R. Karl, and J. Eischeid, 1992: The Global Historical Climatology Network: long-term
monthly temperature, precipitation, sea level pressure, and station pressure data.
ORNL/CDIAC-53, NDP-041. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National
Laboratory, Oak Ridge, Tennessee.
GISS-Datensatz (http://data.giss.nasa.gov/modelforce/strataer/ Sato)
Sato, M., J.E. Hansen, M.P. McCormick, and J.B. Pollack 1993. Stratospheric aerosol optical
depth, 1850-1990. J. Geophys. Res. 98, 22987-22994
Datenbank der Gruppe Brönnimann des Institutes für Klima und Atmosphäre:
http://www.iac.ethz.ch/en/climatology/data_inventory.php
Programme:
IDL: Application development software for interactive data analysis and
visualization: http://www.creaso.com/
Ferret: http://ferret.wrc.noaa.gov/Ferret/
105

VII. Danksagungen
Es ist mir ein grosses Anliegen denjenigen Personen zu danken, die zum
erfolgreichen Verlauf meiner Bachelorarbeit beigetragen haben.
Prof. Stefan Brönnimann möchte ich für seine grosse Geduld und die ausgesprochen
hilfreiche und unkomplizierte Art danken, mit der er mich durch meine erste
akademische Arbeit führte. Er hat mir in vielen Bereichen den Weg immer wieder klar
vorgegeben und konnte aufgrund seiner reichen Erfahrung immer wieder sehr gute
Gedanken in die Analysearbeit einbringen, was sehr hilfreich war und zum Gelingen
dieser Arbeit einen substantiellen Beitrag lieferte.
Andreas Fischer hat für seine überdurchschnittliche Geduld beim Lösen von
Programmierschwierigkeiten einen grossen Dank verdient. Er war immer zur Stelle
falls es bei meinem Arbeitskollegen Stefan Krähenmann und mir, bei der IDL-
Programmierung wieder harzte. Seine ausgesprochen angenehme Art, Menschen zu
Unterrichten, hat Ihm bei meinen Mitdiplomanden und bei mir einen grossen Respekt
eingebracht.
Stefan Krähenmann hat im Rahmen seiner eigenen Diplomarbeit eng mit mir
zusammengearbeitet. Ich durfte reichlich von seiner Erfahrung im Verfassen von
akademischen Arbeiten profitieren. Der gegenseitige Austausch bei der aufwändigen
Programmierarbeit war sehr wertvoll. Da er seine Diplomarbeit erst später beenden
wird, hat er mir in der Schlussphase meiner Arbeit sehr geholfen, alle Grafiken
fristgerecht fertig zu stellen. Dafür gebührt ihm ein grosses Dankeschön meinerseits.
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