1. Einleitung

Die Vorhersage tropischer Zyklonen, ihrer zukünftigen Zugbahnen und Intensitäten gehört zu den schwierigsten und drängendsten Problemen in der Meteorologie. Diese Wirbelstürme, die über allen tropischen Gewässern mit einer Oberflächentemperatur von mehr als 27° Celsius existieren können, haben von allen Naturereignissen die größte Zerstörungskraft. In den Jahren 1964 bis 1978 starben weltweit fast doppelt so viele Menschen durch tropische Zyklonen wie durch Erdbeben, Überflutungen, Tornados, Vulkanausbrüche, Erdrutsche, Stürme in mittleren Breiten sowie Hitze- und Kältewellen zusammen (Anthes, 1982). Ein einmal aufgespürter Sturm wird daher sorgsam mit allen nutzbaren Meßinstrumenten überwacht, hierzu werden Satelliten, Ozeanbojen, Radar- und Flugzeugmessungen eingesetzt. Die betroffenen Wetterämter nutzen eine Vielzahl von Modellen zur Vorhersage insbesondere der Zugbahnen, um in gefährdeten Küstenabschnitten rechtzeitig Maßnahmen zum Schutz der Bevölkerung veranlassen zu können. Die Evakuierung der meisten Küstengebiete benötigt etwa 24 Stunden, darum ist diese Zeitspanne die entscheidende Vorhersagefrist, für die es gilt, einen minimalen Vorhersagefehler zu machen. Jede unnötig ausgesprochene Warnung kostet pro evakuiertem Kilometer Küste eine Summe von rund 100.000 US-Dollar und mindert das Vertrauen der Bevölkerung in zukünftige Warnungen. Ein Wirbelsturm, der unvermutet auf bewohnte Gegenden trifft, hat dagegen unnötig große Schäden und möglicherweise Verlust von Menschenleben zur Folge.

Die Bewegung tropischer Zyklonen ist von einer Vielzahl von Wechselwirkungen zwischen der Rotation der Zyklone (Fiorino und Elsberry, 1989), dem umgebenden synoptischen Windfeld, dem Vorticity-Feld der Erde, dem Untergrund und der Feuchtekonvektion abhängig (Holland, 1983). Dies führt häufig zu unerwarteten Bewegungen der Stürme. Da die zugrunde liegende Physik bis heute nicht vollständig verstanden ist, sind selbst dynamische Modelle nicht in der Lage, die Zugbahnen in ungewöhnlichen Situationen vorherzusagen. Außerdem haben diese den Nachteil, zu langsam zu sein und insbesondere den Kurzfristbereich nicht vorhersagen zu können, da sie meistens eine gewisse Einschwingphase brauchen. In zunehmendem Maße werden zum Ausgleich der Initialisierungsfehler Ensemblevorhersagen gemacht (Zhang und Krishnamurti, 1997; Krishnamurti et al, 1997).

Die Idee dieser Arbeit beruht darauf, einerseits die Dynamik der Zyklonen durch ein statistisches und damit schnelles Programm selbst lernen zu lassen, ohne die physikalischen Hintergründe hinter der Dynamik zu betrachten, andererseits die Vorzüge einer Ensemblevorhersage zu nutzen. Das geschieht mittels eines von Fraedrich und Rückert (1998) vorgestellten selbst-adaptierenden Analogmodells. Bisher wurde untersucht, inwieweit dieses Programm in der Lage ist, die Dynamik von theoretischen Modellen aus "Meßwerten" heraus zu erkennen. Mit dieser Arbeit erfolgt die Erweiterung auf klimatologische Messungen.

Zunächst werden im zweiten Teil der Einleitung einige allgemeine Bemerkungen zur Struktur von tropischen Zyklonen gemacht. Das Kapitel 2 stellt dann die zur Modellbildung genutzten Datensätze für den Atlantik und den Ost-Pazifik vor. Hierbei wird auch auf historische Entwicklungen in der Beobachtung von tropischen Zyklonen eingegangen. Daran anschließend wird in Kapitel 3 ein Überblick über Modelle zur Vorhersage tropischer Zyklonenzugbahnen gegeben, die bei den Wetterämtern noch im Dienst oder historisch von Interesse sind. Besondere Aufmerksamkeit erfahren dabei das Analogmodell HURRAN sowie das Regressionsmodell CLIPER, wobei ersteres als Analogmodell gewisse Ähnlichkeiten mit dem in dieser Arbeit entwickelten Modell hat, letzteres dagegen als Referenzmodell für eine Qualitätsaussage aller neuen Vorhersagemodelle dient.

Die Grundzüge des selbst-adaptierenden Analogmodells sowie die Spezifikationen für die Zugbahnvorhersage der tropischen Zyklonen bilden den Hauptbestandteil von Kapitel 4. Anhand des Datensatzes für den Atlantik wird das Modell getestet und Ergebnisse für verschiedene Parametervariationen vorgestellt. Neben der Beschreibung der Adaption sowie dem Vergleich mit CLIPER wird bei den Ergebnissen eine Abschätzung des Fehlers gemacht.

Leslie und Fraedrich (1990) haben gezeigt, daß die Kombination von unabhängigen Vorhersagen die Qualität der Zugbahnprognose von australischen Zyklonen um bis zu 15% im Mittel steigern kann. Analog hierzu werden im Kapitel 5 verschiedene Möglichkeiten aufgezeigt, die Prognosen von Analogmodell und CLIPER zu einer neuen Vorhersage zu kombinieren. Wiederum werden Ergebnisse für den Atlantik vorgestellt. Den Abschluß bildet das Kapitel 6 mit einer zusammenfassenden Diskussion der Ergebnisse sowie einem Ausblick. Im Anhang A finden sich als Ergänzung die Modellspezifikationen und Ergebnisse für den Ost-Pazifik.

1.2. Tropische Zyklonen

Tropische Zyklonen treten über fast allen tropischen Gewässern auf. Je nach Entstehungsort ordnet man sie einem von üblicherweise 6 Bassins zu. Im Nord-West Pazifik findet man dabei ca. 30% aller Zyklonen eines Jahres, im Südpazifik rund um Australien 18%, im Nord-Indischen Ozean 15% und im Süd-Indischen Ozean 14%. Im West-Atlantik nördlich des Äquators entstehen etwa 12% der jährlichen Wirbelstürme, weitere 11% im Ost-Pazifik zwischen Nord-Amerika, Äquator und Datumsgrenze (Asnani, 1993) ^[1]. Keine tropischen Stürme findet man dagegen im Südatlantik sowie im Südpazifik östlich der Datumsgrenze.

Sowohl Lebenslauf als auch Struktur der Zyklonen sind in allen Bassins ähnlich. Ausführliche Darstellungen von Entwicklungsstadien, Dynamik und Thermodynamik finden sich zum Beispiel in Riehl (1979), Elsberry et al. (1987) und Gray (WMO-Report). Auch die Arbeiten von Dunn und Miller (1960), Anthes (1982) oder Asnani (1993) stellen die Physik der Wirbelstürme umfassend dar, wobei ein Vergleich dieser Arbeiten einen zusätzlichen Einblick in die historische Entwicklung des Wissens um tropische Zyklonen gewährt. Hier wird im folgenden ein kurzer Überblick über den Aufbau von tropischen Wirbelstürmen gegeben.

Ein schwaches Tiefdruckgebiet, das in der Nähe der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) als Initialstörung existiert, wird aufgrund der dort vorherrschenden Vorticity zyklonal umströmt. In der Reibungsschicht kommt es zum Einströmen und damit zu einer Massenkonvergenz, die in eine Vertikalbewegung umgesetzt wird. Die Luft aus der Reibungschicht steigt zunächst trockenadiabatisch, nach Erreichen des Kondensationsniveaus dann feuchtadiabatisch auf. Bei bedingt instabil (conditional unstable) geschichteter Atmosphäre und hinreichend hohem Wassergehalt in der aufsteigenden Luft wird diese irgendwann wärmer als die Umgebungsluft (level of free convection, LFC) und erfährt so einen Auftrieb. Die beschleunigte Vertikalbewegung sorgt für eine radiale Bewegung von Luftringen, die weiterhin zyklonal um das Zentrum rotieren, in Richtung auf das Zentrum. Aufgrund der Drehimpulserhaltung wird die Rotationsgeschwindigkeit dieser Ringe beim Einströmen laufend erhöht. Die Übergangshöhe zwischen System mit kaltem Kern in Bodennähe und warmem Kern oberhalb des LFC sinkt ab und erreicht sogar die Meeresoberfläche. Das System bildet nun einen "warmen Wirbel" im Gegensatz zu den Tiefdruckgebieten mittlerer Breiten, die einen kalten Kern haben. In diesem Stadium, das jedoch nur von den wenigsten Tiefdruckstörungen in den Tropen erreicht wird, muß die Zyklone in den meisten Fällen bereits als schwerer Sturm eingestuft werden.

Die aufsteigende Luft fließt in der Höhe radial ab und sinkt großräumig wieder ab. Diese Sekundärzirkulation erreicht ihr Maximum in einem gewissen Abstand vom Rotationszentrum. Daher findet man die maximalen Aufwinde und damit verbunden die höchsten Rotationsgeschwindigkeiten nicht im Zentrum selbst, sondern in einem Abstand von 10 bis 40 Kilometern (Anthes, 1982), zumal direkt im Zentrum die Druckgradientkraft verschwindet. In dem Bereich maximaler Intensität, der durch eine mehr als 50 Kilometer breite Wolkenmauer gekennzeichnet ist, treten Windgeschwindigkeiten von bis zu 300 km h^-1 im Mittel auf. Für den Hurrikan INEZ 1966 sind für dieses Gebiet Regenraten von 4.8 cm h^-1 geschätzt worden, im Mittel fallen bis zu 200 km Entfernung vom Zentrum etwa 10 Zentimeter Regen pro Tag. Im Inneren dieses Gürtels kommt es aufgrund verschiedener, bis heute nicht vollständig verstandener Kräfte zu einer leichten Absinkbewegung der Luft. Diese führt zu einer weiteren Erwärmung des Zentrums und dadurch zur Auflösung der Wolken. Sofern bei starken Zyklonen diese Abwärtsbewegung bis auf die Meeresoberfläche fortgesetzt wird, erscheint das wolkenfreie Auge des Sturms. Meist ist es jedoch von Cirrus-Fetzen verschleiert. Hier werden Bodendrücke von zum Teil unter 900 Hektopascal gemessen.

Die Energie des Wirbelsturms wird in erster Linie aus latenter Energie geschöpft, die bei der Kondensation frei wird. Käme es nicht zu Abkühlungsprozessen verschiedener Art, so würde eine Erwärmungsrate von 1500° C pro Tag (Anthes, 1982) erreicht. Beobachtet werden Temperaturdifferenzen von etwa 15° C zwischen dem Auge und der Umgebung der Zyklone in einer Entfernung von etwa 1550 Kilometern. Allerdings wird nur der Bereich bis zu einer Zentrumsentfernung von etwa 400 Kilometern als äußerer Bereich bezeichnet, wobei alle diese Angaben für mittlere Zyklonen stehen. Die größten Temperaturanomalien findet man in Druckhöhen von etwa 200 bis 300 Hektopascal.

Der Wirbel, der zwar nicht völlig symmetrisch ist, durch achsensymmetrische Modelle aber sehr gut angenähert werden kann, zieht mit der großräumigen Strömung in Richtung Westen. Hierbei sind starke Korrelationen zwischen dem umgebenden Feld und der Zugbahn gefunden worden (Chan und Gray, 1982). Höhentröge lenken den Sturm früher oder später polwärts und nach Osten um. Sobald der Wirbel keinen Nachschub an latenter Wärme mehr erhält, weil er über Landmassen oder kühlere Gewässer gezogen ist, verliert er sehr schnell an Intensität und löst sich auf.

Die enorme Zerstörungskraft von tropischen Zyklonen wird durch mehrere Faktoren erreicht. Die hohen Windgeschwindigkeiten führen an sich schon zu großen Schäden. Hinzu kommen die Regenmengen, die vor allem im Hinterland der Küsten für Überschwemmungen sorgen. Im vorderen rechten Quadranten ^[2] des Wirbels wird durch die Kombination aus niedrigem Druck, Bewegung des Wirbels und Wind mit den damit einhergehenden Reibungskräften ein "Wasserberg" aufgetürmt, der in Verbindung mit dem "normalen" Hochwasser für Flutwellen von 10 Metern Höhe sorgen und so weite Küstenabschnitte überfluten kann.

Intensitäten von tropischen Zyklonen werden international in Stufen von 1 bis 5 bestimmt. Diese sind in der sogenannten Saffir-Simpson-Skala (Tabelle 3) definiert, die für die einzelnen Bassins nur leichte Abweichungen aufweist (WMO, 1993). Es gehen die maximale Windstärke, der Kerndruck sowie die Flutwelle in diese Bestimmung ein, wobei jeweils der größte Wert entscheidend ist. Die zu erwartende Zerstörung, wie sie in der Skala angegeben ist, muß jedoch nicht zwangläufig mit den tatsächlichen Schäden übereinstimmen. So ist der Hurrikan ANDREW, der im August 1992 in den USA einen Schaden von schätzungsweise 30 Milliarden US-Dollar verursachte und damit der bisher teuerste Wirbelsturm aller Zeiten war, zum Zeitpunkt seines Landfalls in Florida "nur" mit einer Stärke von 4, in Louisiana von 3 eingestuft worden. Daß die Schäden, die tropische Zyklonen heute verursachen, zunehmend größer werden, liegt vor allem an der schnell wachsenden Bevölkerungsdichte an allen tropischen Küsten und der oft unzureichenden Bausubstanz.

[1] Diese Aufteilung ist die am häufigsten gebrauchte und findet sich zum Beispiel in Pike und Neumann (1987), WMO (1979) oder auch deutschen Lehrbüchern wie beispielsweise vom Seewetteramt (1989). Andere Autoren (WMO 1993, Asnani 1993) teilen das australische Bassin in einen östlich und einen westlich/nördlich vom Kontinent gelegenen Teil.
( zurück)

[2] Der Bereich, der in Zugrichtung rechts von der Trajektorie und vor dem Zentrum liegt.
( zurück)