Variabilitätsanalyse von ISCCP-Wolkendaten zum Vergleich mit HOAPSII

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1 Variabilitätsanalyse von ISCCP-Wolkendaten zum Vergleich mit HOAPSII Diplomarbeit im Fach Meteorologie an der Universität Hamburg vorgelegt von Axel Andersson August 2005

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3 Hiermit erkläre ich, Axel Andersson, dass ich diese Arbeit selbständig verfasst habe und ausschlieÿlich die angegebenen Hilfsmittel und Quellen benutzt habe. Hamburg, den 27. September 2005

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5 Inhaltsverzeichnis 1 Einleitung 1 2 Physikalische Grundlagen Das Plancksche Strahlungsgesetz Stefan-Boltzmann-Gesetz Wiensches Verschiebungsgesetz Emissivität und Helligkeitstemperatur Einuss der Atmosphäre Satellitengestützte passive Fernerkundungssysteme Geostationäre Satelliten Polar umlaufende Satelliten Hamburg Ocean-Atmosphere Parameters and Fluxes from Satellite Data (HOAPS) Datenabdeckung Kalibrierung der Radiometer Algorithmen Niederschlag Verdunstung Frischwasseruss HOAPSII Datensätze Datenverfügbarkeit Das International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP) Datenabdeckung i

6 INHALTSVERZEICHNIS 5.2 Kalibrierung der Radiometer NOAA-Satelliten Geostationäre Satelliten Algorithmus zur Wolkenerkennung Wolkeneigenschaften ISCCP Datensätze Parameter Datenumwandlung Datenverfügbarkeit Variabilität von Bewölkungsstrukturen und Niederschlag Globale Wolken und Niederschlagsmuster Jahresgänge Meridionale Verteilung von Niederschlag und Bewölkungsstrukturen El Niño 1997/ Fallstudie der Zyklone Caroline Trendanalysen globale Trends Trends in den mittleren Breiten Intensivierung der Hadleyzirkulation Probleme bei der Trendbestimmung Zusammenfassung und Ausblick 75 Abkürzungsverzeichnis 77 Literaturverzeichnis 79 Danksagung 83 ii

7 Kapitel 1 Einleitung Mit der Fernerkundung aus dem Weltraum bietet sich die Möglichkeit klimarelevante Parameter der Atmosphäre und Erdoberäche in globaler Dimension zu erhalten. Diese Datenfelder können einerseits als Antrieb oder zur Validierung von Modellrechnungen dienen, sind aber andererseits mit zunehmender Länge der verfügbaren Zeitreihen auch interessant zur Untersuchung von längerfristigen Variabilitäten des Klimasystems. Die globale Verfügbarkeit der Daten liefert zudem Beobachtungen aus Gebieten, die sonst nur schwer oder gar nicht zu erreichen sind. Eines dieser Gebiete ist der globale Ozean. Hier sind regelmäÿige Observationen nur entlang der Schifahrtsrouten und von Bojen zugänglich. Mit über 70% bedecken die Ozeane jedoch den Groÿteil der Erdoberäche und haben einen entscheidenden Einuss auf das Klima. Die entscheidende Quelle von Energie, die das Klimasystem antreibt, ist Strahlung von der Sonne, die auf die Atmosphäre und Erdoberäche trit.die Erwärmung der Atmospäre und Erdoberäche geschieht jedoch aufgrund der Kugelgestalt der Erde nicht gleichmäÿig. So weisen die Tropen über das Jahr gemittelt eine positive Energiebilanz auf. Die eingehende kurzwellige Solarstrahlung trit hier fast senkrecht auf die Erde und übertrit die ausgehende langwellige Strahlung. In den mittleren und hohen Breiten, wo die Strahlung der Sonne in einem achen Winkel auftrit, herrscht dagegen ein Dezit. Daraus resultiert ein Temperaturgradient vom Äquator zu den Polen. Das Bestreben dieses Gefälle durch einen meridionalen Wärmeuss auszugleichen, ist der Antrieb für die Zirkulation der Atmosphäre (Trenberth und Stepaniak, 2004). Da die Wärmeleitfähigkeit der festen Erde sehr gering ist, erfolgt fast der gesamte Wärmetransport durch Meeresströmungen und die Atmosphäre. Atmosphäre und Ozean sind dabei in etwa zu gleichen Teilen an diesen Prozessen beteiligt. Bei diesen Vorgängen spielt die die Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre eine groÿe Rolle. 1

8 KAPITEL 1. EINLEITUNG Aufgrund ihrer Fläche nehmen die Ozeane den Groÿteil der eingestrahlten Sonnenenergie auf. Die hohe Wärmekapazität von Wasser ermöglicht zudem das Speichern von groÿen Energiemengen. Gradienten in Temperatur und Salzgehalt treiben die globale thermohaline Zirkulation an, die im Mittel Energie aus den Tropen in höhere Breiten transportiert. Ein Beispiel hierfür ist der Golfstrom im Nordatlantik, der in manchen Gebieten die Luft um bis zu 10 C gegenüber der mittleren Temperatur in diesen Breiten erwärmt. Im Ozean hat die Wechselwirkung mit der Atmosphäre Einuss auf die thermohaline Zirkulation. So wird die Ozeanoberäche durch Verdunstung abgekühlt und die Salinität der Deckschicht steigt an. Andererseits nimmt in Folge von Niederschlägen durch die Zufuhr von Frischwasser die Salinität ab. In der Atmosphäre erfolgt der Transport von Energie durch die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre, insbesondere durch die Hadleyzirkulation in den Tropen und die Zyklonen und Antizyklonen der mittleren Breiten (Holton, 1992). An der Grenzäche zwischen Ozean und Atmosphäre geschieht ein ständiger Austausch von Energie in Form von latenter und sensibler Wärme, wobei der latente Wärmestrom den gröÿeren Teil am Energieaustausch hat. Der Atmosphäre wird durch Verdunstung von Wasser an der Ozeanoberäche latente Wärme zugeführt, die dort durch Kondensationsprozesse infolge von Abkühlung der Luft freigesetzt wird. Dabei kommt es zur Bildung von Wassertröpfchen oder Eisteilchen und es entstehen Wolken, die groÿen Einuss auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre haben. Fügen sich die in der Luft schwebenden Eisteilchen und Wolkentröpfchen zu gröÿeren Hydrometeoren zusammen, so fallen diese als Niederschlag zur Erde. Die Regionen, in denen das Wasser verdunstet und als Niederschlag wieder zur Erde zurückfällt können dabei tausende von Kilometern auseinander liegen, wodurch ein Teil des über dem Ozean verdunsteten Wassers als Niederschlag auf die Landmassen gelangt. Dieses komplexe System unterliegt einerseits verschiedenen natürlichen Schwankungen, wie z.b. der El Niño - Southern Oszillation (ENSO) im tropischen Pazik oder der nordatlantischen Oszillation (NAO). Andererseits gibt es nicht natürliche, vom Menschen verursachte Einüsse auf das Klima. So gibt es neben dem natürlichen einen athropogenen Anteil am Treibhauseekt, verursacht durch einen zusätzlichen Eintrag von Treibhausgasen wie Kohlendioxid, Distickstooxid und Methan in die Atmosphäre. Die erhöhte Absorption durch die Treibhausgase verändert die Strahlungsbilanz der Atmosphäre und bewirkt durch eine gröÿere Einstrahlung am Boden einen Anstieg der Temperatur in der unteren Atmosphäre und der Erdoberäche (IPCC, 2001). Eine Folge dieses Klimawandels ist ein Anstieg der Verdunstung und damit ein intensivierter globaler hydrologischer Kreislauf. Es wird erwartet, dass dies zu einer Erhöhung der Frequenz und zur Verstärkung der Intensität von Niederschlägen führt (Trenberth et al., 2003). 2

9 Eine Erfassung der Wechselwirkungen zwischen Ozean und Atmosphäre in einem sich verändernden Klima ist für das Verständnis dieser Prozesse unerlässlich. Nur so können die von Klimamodellen vorhergesagten Klimaänderungen veriziert werden. Die aus MikrowellenSatellitendaten abgeleitete Klimatologie Hamburg Ocean Atmosphere Parameters and Fluxes from Satellite Data (HOAPS) bietet einen Datensatz globaler Felder von Niederschlag und Verdunstung über dem Ozean, sowie damit verbundener Gröÿen, wie spezischer Feuchte und Windgeschwindigkeit. Im Frühjahr 2004 wurde die neue Version HOAPSII freigegeben. Sie enthält viele Verbesserungen gegenüber der Vorversion und die Datenverfügbarkeit wurde auf die Jahre von 1988 bis 2002 erweitert (HOAPS, 2004). Die Länge der Zeitreihe erlaubt es, neben kurzfristigen auch mehrjährige klimatologische Untersuchungen durchzuführen. Um dabei auftretende Variabilitäten bewerten zu können, ist ein Vergleich mit Datenreihen ähnlicher zeitlicher und räumlicher Auösung notwendig. So soll mit dieser Arbeit ein erster Beitrag zur Validierung von HOAPSII geleistet werden. Ein Datensatz, der sich hierfür anbietet, ist die Wolkenklimatologie des International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP). Er besitzt ebenfalls eine globale Abdeckung und der zurzeit veröentlichte Beobachtungszeitraum umfasst die Jahre 1983 bis 2001 (ISCCP, 2005). Somit ist sowohl zeitlich als auch räumlich eine genügende Überlappung der Datensätze gegeben. Das ISCCP bietet eine unabhängige Datenquelle, da hier andere Satelliten als für HOAPS genutzt werden. Somit liefern diese Daten eine gute Vorraussetzung für einen Vergleich mit HOAPSII. Dabei sollten sich insbesondere zwischen Wolkeneigenschaften und Niederschlag aussagekräftige Zusammenhänge ergeben. Zunächst werden in Kapitel 2 einige physikalische Grundlagen der satellitengestützten passiven Fernerkundung erläutert. Ein Überblick über die für ISCCP und HOAPSII genutzten Fernerkundungsysteme folgt in Kapitel 3. In Kapitel 4 und Kapitel 5 werden die beiden hier betrachteten Klimatologien, HOAPSII und ISCCP, vorgestellt. In Kapitel 6 werden zeitliche und räumliche Variabilitäten von globalen Bewölkungs und Niederschlagmustern aus HOAPSII und ISCCP untersucht. Ein Vergleich der Klimatologien auf verschiedenen Zeit und Raumskalen wird mit der Betrachtung des El Niño Ereignisses von 1997/98 und die Fallstudie einer Zyklone im Nordatlantik durchgeführt. Trendanalysen sollen in Kapitel 7 Aufschluss über etwaige langfristige Variabilitäten in HOAPSII geben. Abschlieÿend folgen eine Zusammenfassung der Ergebnisse mit einem Ausblick. 3

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11 Kapitel 2 Physikalische Grundlagen Alle satellitengestützten Fernerkundungssysteme basieren auf der Messung elektromagnetischer Strahlung. Diese kann als eine durch Frequenz oder Wellenlänge charakterisierte Wellenstrahlung aufgefasst werden. Das Spektrum der Wellenlängen ist in Abbildung 2.1 gezeigt. Es beginnt bei den kürzesten Wellenlängen mit Gamma und Röntgenstrahlung, denen sich der Bereich der ultravioletten Strahlung anschlieÿt. Dann folgt sichtbares Licht bei Wellenlängen von etwa 400 bis 700 nm. Der nächste Bereich bis 1 mm Wellenlänge ist das Infrarot, welches meist in nahes (0.7 µm 3 µm), mittleres (3 µm 15 µm) und fernes Infrarot (>15 µm) unterteilt wird. Als letztes folgen Mikrowellen (1mm 1m) und Radiowellen. Die in dieser Arbeit betrachteten satellitengetragenen Radiometer sind passive Fernerkundungssysteme. Sie messen die von der Erdoberäche und der Atmosphäre reektierte extraterrestrische Sonnenstrahlung sowie die Eigenstrahlung der beobachteten Körper, die diese abhängig von ihrer Temperatur emittieren. Zu beachten sind auch die Wechselwirkungen der gemessenen Strahlung auf ihrem Weg durch die Atmosphäre mit Gasmolekülen und Partikeln wie Aerosolen und Wassertröpfchen. 2.1 Das Plancksche Strahlungsgesetz Jeder Körper emittiert elektromagnetische Strahlung in Abhängigkeit von seiner Temperatur, Oberächenbeschaenheit und seinen Materialeigenschaften. Ein Körper, der auf ihn auftreende elektromagnetische Strahlung vollständig absorbiert, wird Schwarzkörper genannt. Nach dem Kirchhoschen Strahlungsgesetz ist seine Strahlungsleistung gleich der von ihm absorbierten Leistung. Das Weltall verhält sich beispielsweise nahezu wie ein Schwarzkörper. Es absorbiert ausgesandte Strahlung so gut wie vollständig und hat eine Strahlungsleistung wie ein Körper mit einer sehr niedrigen Temperatur von etwa 2.7 K. 5

12 KAPITEL 2. PHYSIKALISCHE GRUNDLAGEN Ein Schwarzkörper emittiert Energie bei verschiedenen Wellenlängen. Dieser Prozess wird durch das Plancksche Strahlungsgesetz beschrieben. Danach ist die spektrale Strahldichte, d. h. die Energie, die bei einer bestimmten Wellenlänge λ pro Zeit und Flächeneinheit in einen bestimmten Raumwinkel abgestrahlt wird, eine Funktion der Temperatur: dabei sind: ( ) B λ (T ) = 2hc2 1 λ 5 e hc/λkt 1 B λ (T ) spektrale Strahldichte [ W λ Wellenlänge T Temperatur des Schwarzkörpers h Plancksches Wirkungsquantum c Lichtgeschwindigkeit k Boltzmannkonstante m 2 m sr] (2.1) Die Planckfunktionen für Schwarzkörper mit verschiedenen Temperaturen sind in Abbildung 2.1 oben zu sehen. Für die passive Fernerkundung wichtig sind dabei z.b. die von der Erde reektierte Sonnenstrahlung im sichtbaren Spektrum und die von der Erde emittierte thermische Infrarotstrahlung. 2.2 Stefan-Boltzmann-Gesetz In Abbildung 2.1 oben wird deutlich, dass die von einem Schwarzkörper abgestrahlte Energie stark mit seiner Temperatur ansteigt. Dieser Zusammenhang wird durch das Stefan-Boltzmann-Gesetz beschrieben. Es entspricht der über alle Wellenlängen integrierten spektralen Strahldichte aus Gleichung 2.1: B (T ) = σ T 4 (2.2) Dabei ist σ die Stefan-Boltzmann-Konstante mit dem Wert Wiensches Verschiebungsgesetz W. m 2 K 4 Neben der Erhöhung der von einem Körper insgesamt abgestrahlten Energie mit steigenden Temperaturen verlagert sich auch die Wellenlänge des Maximums der Strahldichte zu kürzeren Wellenlängen, wie in Abbildung 2.1 oben zu erkennen ist. 6

13 2.4. EMISSIVITÄT UND HELLIGKEITSTEMPERATUR Abbildung 2.1: Das elektromagnetische Spektrum mit den Messbereichen einiger Sensoren (unten). Das mittlere Diagramm zeigt den Transmissionsgrad der Atmosphäre. Zur Fernerkundung werden die atmosphärischen Fenster genutzt, in denen die Transmission groÿ ist (weiÿe Bereiche). Oben ist zum Vergleich die Strahlungsenergie eines Schwarzkörpers bei verschiedenen Temperaturen dargestellt. Das Abstrahlungsmaximum der Sonne liegt bei 480 nm und das der Erdoberäche bei 9.7 µm. (Kronberg, 1985) So liegt das Maximum der solaren Einstrahlung im Bereich des sichtbaren Lichts. Die von der Erde emittierte Strahlung hat ihr Maximum hingegen im thermischen Infrarot bei 9.7 µm, was in etwa einem Schwarzkörper mit einer Temperatur von 300 K entspricht. Aus dem Planckschen Strahlungsgesetz (Gleichung 2.1) lässt sich das Wiensche Verschiebungsgesetz ableiten, welches die Abhängigkeit der maximalen Strahldichte eines Schwarzkörpers (λ max bei db λ (T )/dλ = 0) von seiner Temperatur beschreibt: λ max T = 2879µmK (2.3) 2.4 Emissivität und Helligkeitstemperatur Für Wellenlängen im Mikrowellenbereich gilt bei atmosphärischen Temperaturen hc/λ kt. In diesem Fall kann man die Planck-Funktion durch die Rayleigh- Jeans Approximation ersetzen. Im Mikrowellenbereich wird diese oft mit Frequen- 7

14 KAPITEL 2. PHYSIKALISCHE GRUNDLAGEN zen anstelle von Wellenlängen ausgedrückt: B ν (T ) 2kν2 T = 2k c 2 λ T (2.4) 2 Für einen Schwarzkörper hängt die Strahldichte hier linear von der Temperatur ab. Die an einem Radiometer bei einer festen Frequenz gemessene Strahldichte kann man somit einer äquivalenten Temperatur, der Helligkeitstemperatur T B, zuordnen: T B = c2 2ν 2 k B ν(t ) (2.5) Die Helligkeitstemperatur T B entspricht bei einem Schwarzkörper seiner physikalischen Temperatur. Ein realer Körper verhält sich aber nicht bei allen Wellenlängen wie ein Schwarzkörper. Seine tatsächliche Strahlungsleistung hängt von seiner Emissivität ɛ ab. Sie gibt das Verhältnis der tatsächlichen Emission eines Objekts zur maximal möglichen Emission eines Schwarzkörpers mit gleicher Temperatur an: T B = ɛt (2.6) Die Emissivität hängt von Emissionswinkel, Frequenz und Polaristation der Strahlung ab und kann Werte zwischen null und eins annehmen. Die Helligkeitstemperatur jedes realen Körpers ist immer kleiner als seine physikalische Temperatur. Im Mikrowellenbereich hängt die Emissivität stark von der Oberächenbeschaenheit ab. Des Weiteren sind Mikrowellen in der Lage eine Oberächenschicht bis zu einer gewissen Tiefe zu durchdringen. Diese Eindringtiefe hängt von Faktoren wie z.b. dem Wassergehalt eines Bodens ab, womit sich auch seine Emissivität verändert. So kann man hier aus Änderungen der Emissivität von Oberächen bei gleichbleibender Temperatur Parameter ableiten. Im Infrarotspektrum ist diese Abhängigkeit meist nicht so ausgeprägt. Hier wird die Änderung der Temperatur bei konstanter Emissivität gemessen. Die gemessene Strahlung entspricht hier der von der Oberäche emittierten Strahlung. 2.5 Einuss der Atmosphäre Die Strahlung wird auf ihrem Weg durch die Atmosphäre zum Sensor von verschiedenen Prozessen beeinusst. Das am Sensor gemessene Signal wird je nach Wellenlänge und Zustand der Atmosphäre verändert. Für die von einem Radiometer gemessene Strahldichte L ergibt sich näherungsweise folgender Zusammenhang: L = L S e τ + L A + (1 ɛ)l Ae τ (2.7) Die Terme auf der rechten Seite der Gleichung bedeuten dabei: 8

15 2.5. EINFLUSS DER ATMOSPHÄRE 1. von der Oberäche emittierte Strahlung, abgeschwächt durch atmosphärische Extinktion 2. aufwärts gerichtete atmosphärische Strahlung 3. reektierte abwärtsgerichtete atmosphärische Strahlung, abgeschwächt durch atmosphärische Extinktion Die atmosphärische Extinktion wird durch zwei unterschiedliche Prozesse, Absorption und Streuung, bestimmt: Absorption durch atmosphärische Gase Die molekulare Absorption beeinusst bei bestimmten Wellenlängen wesentlich die Transmissionseigenschaften der Atmosphäre. Vor allem Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon weisen hohe Absorptionsgrade auf. Wie in Abbildung 2.1 mitte ersichtlich ist, variiert die Durchlässigkeit der Atmosphäre in verschiedenen Wellenlängenbereichen sehr stark. In einigen Bereichen ist die Transmission der Atmosphäre sehr hoch. Diese atmosphärischen Fenster, in denen die Atmosphäre für Strahlung durchlässig ist, nutzen Fernerkundungssysteme zur Erdbeobachtung. Streuung Eine weitere Abschwächung der Strahlung ndet durch Streuung an Molkülen, Aerosolen und an Hydrometeoren, wie Wolkentröpfchen, Wolkeneis, Regen und Schnee statt. Dabei wirken, je nach Wellenlänge und Gröÿe des Streukörpers verschiedene Streumechanismen: r λ, Rayleigh-Streuung: Der Teilchenradius liegt weit unterhalb der Wellenlänge. Die Streuung ndet vor allem an Gasmolekülen der Atmosphäre statt, und ist stark wellenlängenabhägig. r λ/2π, Mie-Streuung: Der Teilchenradius entspricht in etwa der Wellenlänge. In der Atmosphäre bedeutet dies hauptsächlich die Streuung an Aerosolpartikeln. Sie ist nur schwach wellenlängenabhängig. r λ, Nichtselektive Streuung: Der Teilchenradius ist groÿ gegenüber der Wellenlänge. Sie tritt wellenlängenunabhängig an z.b. Dunst, Wolken und Nebel auf. 9

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17 Kapitel 3 Satellitengestützte passive Fernerkundungssysteme Die für die HOAPS-Klimatologie und den ISCCP-Datensatz relevanten Daten werden von Radiometern gewonnen, die sich auf Satelliten in einer Erdumlaufbahn benden. Die Radiometer sind ausschlieÿlich passiv arbeitende Geräte. Sie messen die in der Atmosphäre oder an der Erdoberäche gestreute und reektierte Sonnenstrahlung, sowie die vom Boden oder der Atmosphäre emittierte thermische Strahlung. Die Satelliten benden sich dabei auf geostationären und polar umlaufenden Bahnen. ISCCP nutzt sowohl Daten von polar umlaufenden, als auch von geostationären Satelliten. In HOAPSII gehen nur Daten ein, die von Radiometern auf polar umlaufenden Satelliten gewonnen werden. Die wichtigsten Satelliten, die zur zivilen Wetterbeobachtung eingesetzt werden, sind in Abbildung 3.1 dargestellt. Im Folgenden sollen die Satelliten und die für HOAPSII und ISCCP relevanten Satelliten und Sensoren kurz vorgestellt werden. 3.1 Geostationäre Satelliten Der Orbit von geostationären Satelliten hat eine Höhe von etwa km über dem Äquator, wodurch sie die gleiche Winkelgeschwindigkeit wie die Erde besitzten und sich somit scheinbar stets über dem gleichen Punkt der Erdoberäche benden. Die theoretisch von einem geostationären Satelliten beobachtbare Erdoberäche erstreckt sich aufgrund der Erdkrümmung nur bis zu einem Winkel von 81 vom Subsatellitenpunkt aus in Nord und Südrichtung, sowie nach Westen und Osten, was etwa 40% der gesamten Erdobeäche entspricht. Die praktisch nuztbare Fläche bei einem vom Satelliten aus aufgenommenen Bild ist jedoch kleiner, da die Verzerrung in den Randbereichen sehr groÿ ist. Die Aufnahme eines Bildes geschieht dabei linienweise, wie Abbildung 3.2 verdeutlicht. Für ISCCP werden 11

18 KAPITEL 3. SATELLITENGESTÜTZTE PASSIVE FERNERKUNDUNGSSYSTEME Abbildung 3.1: Das globale Wettersatellitennetz mit geostationären und polar umlaufenden Satelliten. Für ISCCP werden die geostationären GOES, Meteosat, GMS und die polar umlaufenden TIROS genutzt. Der geostationäre INSAT und die für HOAPSII genutzten polar umlaufenden Satelliten des DMSP sind nicht abgebildet. (WMO) die Daten von vier verschiedenen geostationären Satellitensystemen genutzt. In Abbildung 3.1 sind einige der Satelliten in ihrer jeweiligen Position zu erkennen. Meteosat Das europäische Meteosat-System ist seit 1977 im Orbit. Die Satelliten sind spin-stabilisiert, d.h. sie drehen sich parallel zur Nord-Südachse der Erde um ihre eigene Achse. Die Position der Meteosat-Satelliten ist über dem Nullmeridian. Seit Mitte 1998 bendet sich auÿerdem Meteosat5 bei 63 O. An Bord von Meteosat bendet sich ein multispektral abbildendes Radiometer, das in drei Spektralbereichen misst. Es besitzt einen Kanal im Sichtbaren bei 0.75 µm und zwei Kanäle im Infraroten bei 6.7 µm und 11.3 µm. Die Abtastung der Erdoberäche erfolgt in Linien von Ost nach West durch die Eigendrehung des Satelliten und indem nach jeder Umdrehung die Sensoroptik schrittweise von Süd nach Nord geführt wird. Ein Bild der Erde setzt sich aus 2500 abgetasteten Linien zusammen (s. Abbildung 3.2). Ein kompletter Scan benötigt 25 Minuten bei einer Rotationsgeschwindigkeit des Satelliten von 100 Umdrehungen pro Minute. Es folgt eine fünfminütige Phase zum Zurückfahren und Stabilisieren des 12

19 3.1. GEOSTATIONÄRE SATELLITEN Abbildung 3.2: Linienweise Abtastung einer Hemisphäre von einem geostationären MeteosatSatelliten aus. ( Instrumentes. Ein vollständiges Bild ist somit jede halbe Stunde verfügbar. Die maximale Auösung des Bildes beträgt direkt unter dem Satelliten, im Nadir, 2.5 km für den sichtbaren und 5 km für die infraroten Kanäle. Im Jahr 2002 wurde der erste Satelliten des neuen MeteosatSystems, Meteosat Second Generation (MSG), gestartet. Seit 2004 ist dieser Satellit als Meteosat8 im operationellen Einsatz. Das Radiometer an Bord von MSG stellt eine wesentliche Leistungsverbesserung gegenüber der vorherigen Version dar. Es nimmt in 12 verschiedenen Spektralkanälen zwischen 0.5 µm und 12 µm mit einer Auösung von 1 km bis 3 km auf. Ein komplettes Bild steht alle 15 Minuten zur Verfügung. Daten von MSG gehen zum aktuellen Zeitpunkt jedoch nicht in ISCCP ein. GOES Das Geostationary Operational Environmental Satellite (GOES)System der USamerikanischen National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) besteht aus jeweils zwei Satelliten, GOES-EAST und GOES-WEST, die bei 75 W und 135 W stehen. Die GOESSatelliten bis Nr. 7 waren wie Meteosat spin stabilisiert. Ihr Radiometer nahm im Infraroten bei 11.6 µm und Sichtbaren bei 0.68 µm auf. Die Auösungen im Nadir betrugen dabei 6.9 km und 0.9 km. Ein vollständiges Bild wurde alle halbe Stunde aufgenommen, wobei die Abtastung von Nord nach Süd und West nach Ost erfolgte. Die neueren Satelliten des GOESProgramms (ab GOES 8 und 9) sind seit 1995 im Einsatz und verfügen über eine Dreiachsenstabilisierung. Sie rotieren also nicht um sich selbst, sondern halten ihre Lage mittels Kreiseln. Ihr Radiometer nimmt Bilder in fünf Spektralbereichen auf: sichtbares Band bei 0.65 µm, nahes Infrarot bei 3.9 µm und drei Bereiche im thermischen Infrarot (6.75 µm, 10.7 µm und 12.0 µm). Die Linienabtastung erfolgt dabei durch das schrittweise kippen von Spiegeln in der Sensoroptik. Komplettbilder werden innerhalb von 27 Minuten aufgenommen. Sie werden routinemäÿig aber nur zu den acht synoptischen Terminen abgerufen. 13

20 KAPITEL 3. SATELLITENGESTÜTZTE PASSIVE FERNERKUNDUNGSSYSTEME GMS Das Geostationary Meteorological Satellite (GMS) Programm der Japan Meteorological Agency (JMA) basiert wie das MeteosatSystem auf spinstabilisierten Satelliten. Sie stehen bei 140 O über dem Äquator. An Bord bendet sich ein Visible Infrared Spin-Scan Radiometer (VISSR), wie es in ähnlicher Bauart auch auf GOESSatelliten der ersten Generation und MeteosatSatelliten vorhanden ist. Es nimmt Bilder der Wellenlängen bei 0.65 µm (VIS) und 11.5 µm (IR) auf. Die Abtastung erfolgt von West nach Ost und Nord nach Süd und erreicht im Nadir eine Auösung von 1.25 km im sichtbaren und 5 km im infraroten Kanal. Zusätzlich zu seinen Vorgängern verfügt das Radiometer auf dem aktuellen GMS-5 über zwei zusätzliche Infrarotkanäle bei 6.9 µm und 10.8 µm. INSAT Das Indian National Satellite System (INSAT) der Indian Space Research Organization ist ein dreiachsenstabilisierter Mehrzwecksatellit. Seine Position ist bei 74.5 O. Für ISCCP genutzt werden aber nur Daten des INSAT1C, der jedoch nur von Juli 1988 bis November 1989 operativ im Einsatz war. Sein Radiometer detektiert im sichtbaren Band bei µm und im infraroten Band bei µm. Die Auösungen im Nadir betragen 2.75 km und 11 km. 3.2 Polar umlaufende Satelliten Polar umlaufende Satelliten stehen im Gegensatz zu geostationären nicht fest über einem Punkt auf der Erdoberäche, sondern bewegen sich auf einer sehr stark gegenüber der Äquatorebene geneigten Umlaufbahn, welche über die Polarregionen der Erde verläuft. Die typische Höhe für eine polar umlaufende Bahn meteorologischer Satelliten liegt bei ca. 850 km, woraus sich eine Umlaufdauer von ungefähr 100 Minuten ergibt (Kidwell, 1998). Während eines Orbits dreht sich die Erde unter dem Satelliten weiter. Die Abtastung der Erdoberäche erfolgt, je nach Radiometer, beispielsweise konisch oder in Linien quer zur Flugrichtung des Satelliten. Die dabei von einem Radiometer abgetasteten Flächen ergeben zusammengesetzt die Form eines Streifens entlang der Flugbahn des Satelliten. Ein lückenloses Bild der Erdoberäche ergibt sich somit erst nach und nach. Die hierfür benötigte Zeit hängt von der Schwadbreite (swath width) des Radiometers ab. Diese gibt die Breite der quer zur Flugrichtung des Satelliten abgetasteten Fläche an, welche je nach Gerät wenige bis zu einigen tausend Kilometern betragen kann. Der Orbit der in dieser Arbeit betrachteten polar umlaufenden Satelliten ist sonnensynchron. Die Umlaufbahn ist so angelegt, dass die Erde sich während eines Umlaufs genau so weit unter dem Satelliten weiterdreht, dass der Satellit den 14

21 3.2. POLAR UMLAUFENDE SATELLITEN Abbildung 3.3: Polar umlaufender Satellit NOAA-M(17). In ISCCP gehen Beobachtungen des AVHRR, HIRS und AMSU ein. Für HOAPSII werden Daten des AVHRR genutzt. ( Äquator jeweils zur selben Ortszeit überquert, was eine stets gleichmäÿige Ausleuchtung durch die Sonne bedeutet. Erreicht wird dies durch eine leichte Neigung der Umlaufbahn gegen die Erdachse mit einer Inklination von etwa 99. Der Umlauf wird in einen aufsteigenden (nordwärtig, ascending pass) und einen absteigenden (südwärtig, descending pass) Abschnitt unterteilt, wovon jeweils einer auf der sonnenabgewandten Seite, also im Schatten, und einer auf der sonnenbeschienen Seite der Erde verläuft. NOAA-Satelliten Das Polar Operational Environmental Satellite (POES) - Programm ist eine Kooperation zwischen den US-amerikanischen National Aeronautics and Space Administration (NASA)und NOAA, sowie Groÿbritannien und Frankreich. Die Verantwortlichkeit für den Betrieb der amerikanischen Satelliten der POES-Reihe, die sog. Advanced TIROS (Television Infrared Observation Satellite)-N (ATN), liegt bei der NOAA. Konstruktion und Start werden von der NASA durchgeführt. Eine POES-Mission besteht immer aus mindestens zwei gleichzeitig im Orbit bendlichen Satelliten. So ist es möglich von jedem Ort auf der Erde Beobachtungen aus dem nichtsichtbaren Bereich zu erhalten, die nicht älter als sechs Stunden sind. 15

22 KAPITEL 3. SATELLITENGESTÜTZTE PASSIVE FERNERKUNDUNGSSYSTEME Auf den Satelliten benden sich verschiedenste wissenschaftliche Instrumente und ein System für Notfallmeldungen von Schien und Flugzeugen (SAR- SAT). Abbildung 3.3 zeigt den am gestarteten Satelliten NOAA-M(17). HOAPS-II und ISCCP nutzen Daten des Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR), ISCCP zusätzlich noch das Sensorpaket TIROS Operational Vertical Sounder (TOVS). Das erste AVHRR wurde 1978 an Bord des TIROS-N Satelliten in den Weltraum gebracht. Seither bendet es sich in verschieden Versionen auf den polar umlaufenden Satelliten der NOAA. Das AVHRR hat im Subsatellitenpunkt eine räumliche Auösung von etwa 1.1 km bei einem Abtastwinkel von Die Breite des quer zur Flugrichtung verlaufenden Aufnahmestreifens beträgt ca km. Zu dessen Rand hin wird die Auösung aufgrund der Erdkrümmung geringer und beträgt noch etwa 6 km. Die dritte Generation des AVHRR ist ein abbildender multispektraler Sensor mit 6 Kanälen. Aus Kompatibilitätsgründen werden aber nur Daten von 5 Kanälen gleichzeitig übermittelt. Details zu den einzelnen Kanälen nden sich in Tabelle 3.1. Die vorherigen Generationen des AVHRR besaÿen den Kanal 3a nicht. In der ersten Version fehlte zusätzlich der fünfte Kanal (Kidwell, 1998). Sämtliche Kanäle liegen in atmosphärischen Fensterbereichen, so dass mit dem AVHRR bei unbewölktem Himmel die Fernerkundung der Erdoberäche, ansonsten die von Wolkeneigenschaften, möglich ist. Die typischerweise aus den jeweiligen Kanälen abgeleiteten Parameter sind in Tabelle 3.1 aufgeführt. Weitere Anwendungen liegen zum Beispiel in der Klassizierung von Vegetation, wozu die ersten beiden Bänder genutzt werden (Schlüssel, 1995). Eine erste Kalibrierung des Radiometers erfolgt bereits vor dem Start. Jedoch herrschen im Orbit ständig wechselnde thermische Bedingungen, die auf der Erde nicht nachgebildet werden können. Des Weiteren altern die Instrumente während ihres Einsatzes, zeigen also keine konstante Charakteristik. Aus diesen Gründen erfolgt eine ständige Eichung der Infrarotkanäle 35 während des Betriebes, indem es während einer Scansequenz in den kalten Weltraum und in einen internen Schwarzkörper blickt. Für die Kanäle 1 und 2 ist keine Kalibration an Bord des Satelliten möglich. Sie werden z.b. an Referenzpunkten auf der Erdoberäche und an ugzeuggetragenen Radiometern geeicht (s. Kapitel 5.2). Das TOVS ist kein einzelner Sensor an Bord der polar umlaufenden Satelliten der NOAA, sondern ein Messsystem, welches aus drei sich gegenseitig ergänzenden Sensoren zusammengesetzt ist. Es dient zur Fernerkundung verschiedener atmosphärischer Parameter, wie Temperaturprol, vertikal integrierter Wasserdampfgehalt, Druck und Temperatur der Oberäche und Tropopause, sowie Ozon. Das System besteht aus dem High Resolution IR Sounder (HIRS), der Stratospheric Sounding Unit (SSU) und der Advanced Microwave Sounding Unit (AMSU). Seit 16

23 3.2. POLAR UMLAUFENDE SATELLITEN Kanal Wellenlänge [µ m] Spektrum Anwendung VIS Wolken und Oberächenabbildung tagsüber NIR LandSee Grenzen 3a NIR Schnee- und Eiserkennung 3b NIR Wolkenerkennung nachts, SST IR Wolkenerkennung nachts, SST IR SST Tabelle 3.1: Kanäle des AVHRR/3 mit Wellenlänge, dazugehörigem Spektralbereich und typischem Verwendungszweck. Kanal 5 ist erst auf Geräten der 2. Generation vorhanden, Kanal 3a seit der 3. Generation ist eine weiterentwickelte Version, das Advanced-TOVS (ATOVS) im Einsatz. Es besteht aus HIRS, Advanced Microwave Sounding Unit-A (AMSU-A) und Advanced Microwave Sounding Unit-B (AMSU-B). Das HIRS in der aktuellen Version ist ein Infrarot-Radiometer mit 20 spektralen Kanälen zur Messung von atmosphärischem Wasserdampf, Temperatur, Bewölkung und Gesamtozon. Die Messungen werden in einem sichtbaren Kanal (0.69 µm), sieben kurzwelligen (3.7 bis 4.6 µm) und zwölf langwelligen (6.5 bis 15 µm) Infrarotkanälen vorgenommen. Das AMSU ist ein passives Mikrowellenradiometer. Es misst in vier Bereichen des 50 GHz Sauerstobandes die thermische Mikrowellen-Emission der Troposphäre. Mit AMSU-A und AMSU-B stehen insgesamt 20 Kanäle zwischen 23.8 und 183 GHz zur Messung von atmosphärischen Temperatur und Feuchteprolen zur Verfügung. Das SSU ist ein Spektrometer, welches zur Erstellung von Temperaturprolen der oberen Atmosphäre dient. Durch Druckmodulation in einer Zelle mit CO 2 Referenzgas wird mit drei Messungen bei einer Wellenlänge von 15 µm die Temperatur der Stratosphäre bei etwa 1, 5 und 15 mb bestimmt (Kidwell, 1998). DMSP-Satelliten Die militärisch genutzten Satelliten des Defense Meteorological Satellite Program (DMSP) iegen wie die der NOAA auf sonnensynchronen polar umlaufenden Bahnen. Eine Mission besteht aus zwei paarweise operierenden Satelliten, um zweimal täglich global Daten liefern zu können. Zurzeit sind vier Satelliten F13, F14, F15 und F16 im Orbit, was eine hohe Datendichte ermöglicht. An Bord 17

24 KAPITEL 3. SATELLITENGESTÜTZTE PASSIVE FERNERKUNDUNGSSYSTEME Abbildung 3.4: Schematische Darstellung eines DMSP-Satelliten. Die Flugrichtung des Satelliten ist entlang des Y-Vektors. benden sich verschiedene Sensoren zur Erfassung meterologischer, ozeanographischer, und terrestrisch-physikalischer Parameter. Trotz der militärischen Nutzung der Satelliten sind Daten verschiedener Messsysteme auch für zivile wissenschaftliche Anwendungen verfügbar gemacht worden. Für diese Arbeit relevant ist das abbildende Mikrowellenradiometer Special Sensor Microwave / Imager (SSM/I), dessen Daten für HOAPS-II genutzt werden. Das SSM/I ist ein passives Mikrowellenradiometer, welches zur Erkundung von geophysikalischen Parametern wie Windgeschwindigkeiten, Eigenschaften von Meereis, Niederschlag, Oberächentemperaturen, Wolkenwasser, Wasserdampf und Bodenfeuchte entwickelt wurde (Hollinger, 1989). Es iegt seit 1987 auf den polar umlaufenden Satelliten des DMSP. Bedingt durch die Bahnneigung des Satelliten und die Breite des Abtaststreifens von 1394 km wird an den Polen ein 2.4 groÿes, kreisrundes Gebiet nicht erfasst. Ein einzelnes SSM/I bildet pro Tag etwa 82% der Erdoberäche ab. Die dabei abgedeckte Fläche ist in Abbildung 3.5 dargestellt (Schlüssel, 1995). Anders als bei den oben beschriebenen Radiometern ist die Abtastrichtung des SSM/I nicht quer zur Flugrichtung, sondern erfolgt konisch unter einem konstanten Nadirwinkel von 45. Die Auösung beträgt dabei zwischen 13 x 15 km bei 85.5 GHz und 43 x 69 km bei GHz. Genaueres ist Tabelle 3.2 zu entnehmen. Die sieben Kanäle des SSM/I messen die von Landmassen, Ozeanen und der Atmosphäre emittierte thermische Strahlung im Mikrowellenbereich. Es stehen vier Frequenzen zur Verfügung. Bis auf den Kanal bei GHz wird jeweils in horizontaler und vertikaler Polarisation gemessen. Während der Messung ndet eine ständige Eichung an internen Schwarzkörpern und durch Blick in den Weltraum statt, wodurch stabile Absolutmessungen möglich sind (Schlüssel, 1995). 18

25 3.2. POLAR UMLAUFENDE SATELLITEN Abbildung 3.5: Täglich von einem SSM/I in Streifen erfasste Fläche. Kanal Frequenz [GHz] Polarisation y [km] x [km] vertikal horizontal vertikal vertikal horizontal vertikal horizontal Tabelle 3.2: Kanäle des SSM/I. y ist die räumliche Auösung in Flugrichtung, x quer dazu. (Hollinger et al., 1987) 19

26 20

27 Kapitel 4 Hamburg Ocean-Atmosphere Parameters and Fluxes from Satellite Data (HOAPS) Die HOAPSKlimatologie ist ein globaler Datensatz des Niederschlags (P), der Verdunstung (E) und des Frischwasserusses (EP) sowie damit verbundener Gröÿen der Meeresoberäche und der Atmosphäre. Alle Daten sind ausschlieÿlich aus Messungen der satellitengetragenen Radiometer SSM/I und AVHRR (s. Kap. 3) abgeleitet. Vom AVHRR stammt die Meeresoberächentemperatur (sea surface temperature, SST), die zur Ableitung der Verdunstung benötigt wird. Die Fernerkundung der SST ist mit dem AVHRR bei unbewölktem Himmel sehr genau möglich, da die Emissivität der Meeresoberäche im thermischen Infrarot sehr hoch ist. Dieser Umstand macht aber eine genaue Bestimmung anderer atmosphärischer Parameter mit Messungen im selben Spektralbereich unmöglich. Der Niederschlag und die übrigen zur Ableitung der Verdunstung benötigten Variablen, wie spezische Feuchte der bodennahen Luft und Windgeschwindigkeit, sind daher aus Messungen des SSM/I im Mikrowellenbereich abgeleitet. Hier ist die Emissivität der Meeresoberäche gering und stört somit das am Radiometer gemessene Signal nur wenig. Des Weiteren können auch im bewölkten Fall Parameter abgeleitet werden (Jost et al., 2002; Graÿl et al., 2000). Im Jahr 2004 wurde die in dieser Arbeit betrachtete, überarbeitete Version des Datensatzes, HOAPSII veröentlicht. Sie beinhaltet u.a. eine verbesserte Eiserkennung und einen neuen Algorithmus zur Bestimmung der Windgeschwindigkeit (HOAPS, 2004). 4.1 Datenabdeckung Mit HOAPSII stehen gegenwärtig Datensätze für den Zeitraum von Juli 1987 bis Ende Dezember 2002 zur Verfügung. Die räumliche Abdeckung umfasst die 21

28 KAPITEL 4. HAMBURG OCEAN-ATMOSPHERE PARAMETERS AND FLUXES FROM SATELLITE DATA (HOAPS) eisfreien Ozeane. Landmassen und Meereis sind ausgenommen, da die Verfahren zur Ableitung der einzelnen Parameter ausschlieÿlich zur Anwendung über oenem Wasser entwickelt wurden (Jost, 2000). Die meist eis und schneebedeckten Gebiete nördlich von 80 N und südlich von 80 S sind ebenfalls in den Datensätzen ausmaskiert. Eine fast vollständige tägliche globale Abdeckung wird durch die Nutzung von Daten aller jeweils verfügbaren SSM/I erreicht. 4.2 Kalibrierung der Radiometer Das SSM/I führt während der Messung eine selbstständige Kalibrierung durch (s. Kap. 3.2). Dadurch hat sich das SSM/I über seine Lebensdauer als sehr stabil messendes Instrument herausgestellt (Jost, 2000). Bei gleichzeitiger Verwendung von Daten mehrerer Radiometer ist jedoch eine Interkalibration nötig. Da es sich bei allen SSM/I um baugleiche Geräte handelt und die zeitliche Überlappung untereinander meist sehr groÿ ist, muss jedoch ein geringerer Aufwand betrieben werden als bei ISCCP (Kap. 5.2). Zur Kalibrierung der SSM/I werden jeweils 10 Tagesmittel der Helligkeitstemperaturen der einzelnen Kanäle für niederschlagsfreie Situationen auf einem globalen Gitter mit 1 Auösung gebildet. Diese Werte werden dann für räumlich und zeitlich überlagernde Gebiete mit denen von Referenzradiometern verglichen. Als Referenz dient das SSM/I auf dem Satelliten F11. Neuere SSM/I, die keine zeitliche Überlappung mit dem F11 haben, werden am F13 geeicht. Für die Daten wird mit einer zeitlichen Überschneidung von maximal einem Jahr eine Regression durchgeführt und so die Korrekturkoezienten für die Helligkeitstemperaturen der Radiometer bestimmt. Der Satellit F08, der keine zeitliche Überschneidung mit dem F11 oder F13 hat, wird am F10 geeicht, nachdem dieser am F11 kalibriert wurde (Fennig, 2001). 4.3 Algorithmen Die in HOAPSII verwendeten Algorithmen zur Ableitung von Niederschlag, Verdunstung und Frischwasseruss sollen hier kurz vorgestellt werden. Genaueres zu den Algorithmen ndet sich bei Jost (2000) und bei HOAPS (2004) Niederschlag Die Ableitung der Niederschlagsrate geschieht nach einem Verfahren von Bauer und Schlüssel (1993). Dieser Algorithmus ist eine Kombination aus einem Emissions und einem Streuverfahren. Das Emissionsverfahren macht sich den starken Anstieg der Helligkeitstemperaturen bei 19 und 22 GHz durch Emission 22

29 4.3. ALGORITHMEN von Wolken und Regentröpfchen über einem radiometrisch kalten Hintergrund wie dem Ozean zu Nutze. Dies ermöglicht die Erkennung von leichtem Regen und optisch dünnen Wolken. Streuverfahren werden zur Fernerkundung von gröÿeren Regentropfen oder Eisteilchen eingesetzt. Sie sorgen durch Streuung für ein Absinken der Helligkeitstemperaturen im 85 GHz Kanal. Mit nichtlinearen Regressionsverfahren wird ein Zusammenhang zwischen Regenrate und Helligkeitstemperatur des SSM/I abgeleitet. Die Sensitivität des Verfahrens liegt bei einer Regenrate von 0.3 mm/h. Niederschlagsereignisse, die eine geringere Regenrate aufweisen, werden als regenfrei klassiziert, da sie sich nicht mehr zweifelsfrei vom Hintergrundrauschen unterscheiden lassen (Jost, 2000). Im Zeitraum von April 1988 bis Dezember 1991 waren die 85 GHz Kanäle des F08 nicht verfügbar. Hier wurde unter Verwendung der 37 GHz Kanäle ein Ersatzalgorithmus entwickelt, welcher jedoch im globalen Mittel der Regenrate einen Fehler von etwa 1 mm/d erzeugte. Für HOAPSII wurde ein neuer Ersatzalgorithmus entwickelt und erfolgreich angewandt (HOAPS, 2004) Verdunstung Die Bestimmung der Verdunstung an der Ozeanoberäche erfolgt über die Bulk- Methode (Fairall et al., 1996). Mit einer Bulk-Formel wird der turbulente Feuchteuss Q l an der Meeresoberäche parametrisiert: Q l = ρ L e C e u (q l q s ) (4.1) dabei sind: ρ Dichte der Luft [kg/m 3 ] L e temperaturabhängige Verdunstungswärme von Wasser [J/kg] C e dimensionsloser Transferkoezient (Dalton-Zahl) u bodennahe Windgeschwindigkeit [m/s] q l spezische Feuchte der bodennahen Luft [kg/kg] q s spezische Sättigungsfeuchte der Meeresoberäche [kg/kg] Ein von der Meeresoberäche in die Atmosphäre gerichteter Fluss ist in Gleichung 4.1 positiv deniert. Die Verdunstungsrate in mm/h ist deniert als: E = Q l /L e ρ 0 (4.2) ρ 0 ist dabei die temperaturabhänge Dichte von Wasser. Einige Parameter der Bulk-Formel lassen sich mit dem SSM/I fernerkunden, andere können durch weitere Annahmen hergeleitet werden. Zu den fernerkundbaren Gröÿen gehören die bodennahe Windgeschwindigkeit, die spezische Feuchte 23

30 KAPITEL 4. HAMBURG OCEAN-ATMOSPHERE PARAMETERS AND FLUXES FROM SATELLITE DATA (HOAPS) der bodennahen Luft und die spezische Sättigungsfeuchte der Meeresoberäche. Der Algorithmus zur Bestimmung des Windparameters wurde mit Hilfe eines neuronalen Netzwerkes entwickelt (HOAPS, 2004). Die spezische Feuchte der bodennahen Luft wird nach einem Algorithmus von Bentamy et al. (2003) abgeleitet. Die spezische Sättigungsfeuchte an der Meeresoberäche wird über die Magnusformel aus dem Sättigungsdampfdruck bei Meeresoberächentemperatur abgeschätzt. Dazu wird die SST benötigt, welche aus AVHRR Daten abgeleitet wird. Die SST liegt als frei verfügbares Datenprodukt vor, dem NOAA/NASA Oceans Pathnder best SST product ( Zur Ableitung der restlichen Parameter wird der Luftdruck auf hpa festgelegt. Des Weiteren wird die Lufttemperatur aus der spezischen Feuchte der bodennahen Luft bei einer relativen Feuchte von 80% und einer Temperaturdierenz zur SST von 1 K abgeschätzt. Hiermit ist dann die Bestimmung der nicht direkt fernerkundbaren Gröÿen temperaturabhängige Verdunstungswärme und Luftdichte möglich (Jost, 2000; HOAPS, 2004) Frischwasseruss Der Frischwasseruss ergibt sich aus der Dierenz von Verdunstungrate und Niederschlagsrate EP. Ein positiver Wert steht dabei für einen in die Atmosphäre gerichteten Fluss. 4.4 HOAPSII Datensätze HOAPSII stellt alle abgeleiteten Parameter sowohl in einer scan-basierten Version, HOAPSS, als auch in einem Gitterdatensatz, HOAPSG, zur Verfügung. Alle Datensätze liegen im netcdfformat vor, was eine problemlose Weiterverarbeitung ermöglicht. Der schematische Ablauf, wie aus den SSM/IDaten die beiden HOAPS Datenprodukte entstehen, ist in Abbildung 4.1 zu sehen und soll im Folgenden kurz erläutert werden. Als Eingangsdaten dienen Antennentemperaturen des SSM/I. Die Datenätze dafür stammen von der Firma Remote Sensing Systems in Kalifornien und seit 1997 vom NOAA/NESDIS (National Environmental Satellite Data and Information Service). Dort wurden sie jeweils geeicht und navigiert. Vor der Anwendung in HOAPS durchlaufen die Daten eine automatische Fehlerkontrolle bevor sie in Helligkeitstemperaturen umgerechnet werden. Des Weiteren wird noch eine Zenitwinkelkorrektur durchgeführt (Jost, 2000). Zur Weiterverarbeitung werden nur Daten zwischen 80 N und 80 S genutzt, da die Polargebiete meist von Eis und 24

31 4.4. HOAPSII DATENSÄTZE GLOBE SSM/I TB Pathfinder SST Landmaske Eiserkennung Eismaske spez. Sättigungsfeuchte Ableiten der Parameter HOAPS-S Mittelung auf Gitter HOAPS-G Abbildung 4.1: Schematischer Ablauf der Datenverarbeitung der SSM/I Daten zu HOAPSS und HOAPSG. 25

32 KAPITEL 4. HAMBURG OCEAN-ATMOSPHERE PARAMETERS AND FLUXES FROM SATELLITE DATA (HOAPS) Schnee bedeckt sind. Weitere Eingangsdaten sind der Global Land One-kilometer Base Elevation (GLOBE) Datensatz der NOAA, aus dem eine Landmaske mit einer Gitterauflösung von 50 km erstellt wird und die aus AVHRRDaten abgeleitete NOAA PathnderSST. Bei Anwendung der Landmaske werden alle Pixel über Landmassen und solche mit einem geringeren Abstand als 50 km von der Küstenlinie ausmaskiert. Die restlichen Pixel werden mit einer Eismaske geltert, die täglich aus den SSM/IDaten erstellt wird. Aus den PathnderSSTDaten werden ebenfalls tägliche Felder erstellt und daraus die spezische Sättigungsfeuchte an der Meeresoberäche berechnet (s. Kapitel 4.3). Sollten Fehlwerte auftreten, so werden diese durch eine zeitliche und räumliche lineare Interpolation der vorhandenen Daten ersetzt. Nun werden aus den ausmaskierten Helligkeitstemperaturen und den Parametern aus den PathnderDaten alle übrigen Parameter abgeleitet. Daraus resultieren die HOAPSS Datensätze. Sie enthalten für jeweils einen Satelliten die Instantanwerte aller Parameter in seiner Scanauösung, also entlang der Abtaststreifen jedes einzelnen SSM/I. Dieses ist z.b. für Fallstudien nützlich. Er dient des Weiteren als Ausgangsdatensatz zur Erstellung von HOAPSG. HOAPSS Daten sind aufgrund der groÿen Datenmenge nicht ständig online erhältlich, sondern werden auf Anfrage bereitgestellt (HOAPS, 2004). Im letzten Schritt werden Daten aus HOAPSS auf ein 0.5 Gitter gemittelt. Diese liegen standardmäÿig mit einer Gitterauösung von 0.5 vor. Es sind Pentadenmittel und Monatsmittelwerte, sowie klimatologische Monatsmittel erhältlich. Diese Daten können somit gut für klimatologische Studien und Vergleiche mit anderen Datensätzen genutzt werden. HOAPSG ist über die CERA Datenbank (Climate and Environmental Data Retrieval and Archive; frei verfügbar. Für diese Arbeit wurden Gitterdatensätze mit Tages und Monatsmitteln genutzt. Die Gitterauösung wurde dabei auf 2.5 verringert, da dies die maximale Auösung der zum Vergleich genutzten ISCCPDatensätze ist. 4.5 Datenverfügbarkeit Abbildung 4.2 zeigt den Verlauf der Datendichte über den in dieser Arbeit betrachteten Zeitraum von In dieser Zeitspanne überschneiden sich HOAPS-II und ISCCP in ganzen Jahren. Im Verlauf der Datendichte über den Zeitraum (Abbildung 4.2) ist das Hinzukommen oder Wegfallen von Satelliten durch Sprünge in der Zeitreihe zu erkennen. Anfänglich gingen nur die Daten eines einzelnen SSM/I ein, welches sich auf dem 26

33 4.5. DATENVERFÜGBARKEIT Abbildung 4.2: Global gemittelte Anzahl der Observationen in einer Gitterzelle pro Monat des Niederschlags für HOAPSG mit einer Gitterauösung von 2.5. Abbildung 4.3: Global gemittelte Anzahl der Tage mit Observationen in einer Gitterzelle pro Monat des Niederschlags für HOAPSG mit einer Gitterauösung von

34 KAPITEL 4. HAMBURG OCEAN-ATMOSPHERE PARAMETERS AND FLUXES FROM SATELLITE DATA (HOAPS) Satellit DMSP Satelliten Startdatum Enddatum F F F F F F Tabelle 4.1: Datenverfügbarkeit der für HOAPSII genutzten SSM/I auf DMSPSatelliten (HOAPS, 2004) DMSP-F08 befand. Ab Anfang 1991 kommt ein zweiter Satellit, der F10 hinzu. Ab September 1995 sind es dann, mit kurzen Unterbrechungen, drei Satelliten von denen SSM/IDaten für HOAPSII genutzt werden. Tabelle 4.1 zeigt die Datenverfügbarkeit der Radiometer auf den jeweiligen Satelliten. Die mittlere Anzahl der Tage mit Observationen pro Gitterzelle (Abbildung 4.3) bei einer Gitterauösung von 2.5 beträgt im gesamten Zeitraum von fast ständig über 20. Es sind also im Mittel an mindestens 2/3 der Tage pro Monat Beobachtungen vorhanden. Nur zu Beginn der Zeitreihe und zum Ende der Lebenszeit des F08 in der zweiten Hälfte des Jahres 1990 liegt dieser Wert bei unter 20 Tagen. Mit steigender Anzahl der verfügbaren SSM/I steigt der Wert auf fast 30 Tage an. Es sind also nur noch wenige Datenlücken in den Monatsmitteln enthalten. 28

35 Kapitel 5 Das International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP) Das ISCCP wurde 1982 als erstes Projekt im Rahmen des World Climate Research Programme initiiert. Die operationelle Phase des Projektes begann im Juli Zielsetzung des Projektes ist es Strahlungsdaten aus Satellitenmessungen zu sammeln und zu analysieren, um daraus eine globale Übersicht von Wolkenparametern zu erstellen (Schier und Rossow, 1983). Die Informationen über Bewölkung werden mit Radiometern gewonnen, deren Spektralkanäle im sichtbaren und infraroten Bereich angeordnet sind. Die primär zur Wolkenerkennung benutzten Kanäle sind: sichbarer Bereich (VIS): 0.6 µm infraroter Bereich (IR): 11 µm Diese Wellenlängenbereiche werden von allen eingesetzten Satelliten beobachtet. Im sichtbaren Bereich bei 0.6 µm bendet sich das Maximum der solaren Einstrahlung. Auÿerdem sind in diesem Band die atmosphärischen Gase weitgehend transparent gegenüber solarer Strahlung und reektierter Ausstrahlung. Das Infrarotband bei 11 µm wurde gewählt, da sich in diesem Bereich das Maximum der Reemission von Thermalstrahlung der Erdoberäche und Atmosphäre bendet. Wie im sichtbaren Band sind auch hier die atmosphärischen Gase weitgehend durchlässig. Eine Störung des Signals erfolgt hier nur durch den Wasserdampf in der Atmosphäre. Der Einuss des Wasserdampfes auf die Strahlungsübertragung kann jedoch, mit Hilfe eines weiteren Kanals bei 12 µm korrigiert werden, der bei einigen Radiometern vorhanden ist. Weitere physikalische Eigenschaften der Bewölkung werden unter Verwendung von Atmosphärenprolen aus Daten des TOVS-Produktes (s. Kap. 3.2) des NO- AA/NESDIS gewonnen. 29