Die Nordatlantische Oszillation und ihr Einfluss auf die europäischen Lufttemperaturen. B. Tinz

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1 32 DWD Klimastatusbericht 2002 Einführung Die Nordatlantische Oszillation und ihr Einfluss auf die europäischen Lufttemperaturen B. Tinz Die Nordatlantische Oszillation (NAO) ist als einfaches Maß zur Abschätzung der Stärke der Zonalzirkulation im atlantisch-europäischen Sektor schon seit langem bekannt (Walker, 1924; Lamb und Peppler, 1987). Sie wird seit einigen Jahrzehnten wieder häufig wegen ihres Telekonnektions-Potenzials verwendet (Wallace und Gutzler, 1981). Im atlantisch-europäischen Raum ist die beträchtliche Klimavariabilität auf der jahreszeitlichen, zwischenjährlichen und dekadischen Skala eng mit der NAO verbunden (Hurrell, 1995). Die Existenz einer Luftdruckschaukel im Nordatlantischen Ozean, die mit den stehenden und fortschreitenden langen Wellen des Zirkumpolarwirbels zusammenhängt, ist gut bekannt. Im Fall der Vertiefung der Island-Zyklone und der Verstärkung des Azoren-Hochs werden in weiten Teilen Europas milde Winter als Folge der Verstärkung der Zonalzirkulation beobachtet ( high index -Situation, im Winter z.b sowie um 1990). Den umgekehrten Verhältnissen entsprechen die low index -Situationen, die in den 1960er Jahren im Winter gehäuft auftraten. Im Sommer ist die Kopplung zwischen der NAO und den mitteleuropäischen Temperaturverhältnissen nur schwach ausgeprägt. Die NAO ist die beherrschende Luftdruckstruktur im atlantisch-europäischen Sektor im Winter und im Jahresmittel. Das zeigt Abb. 1, in der die 1. EOF (= Empirische Orthogonalfunktion) der Monatswerte des Luftdrucks für das Gebiet 30 N - 85 N und 60 W - 60 E dargestellt ist, durch die 36 % der Varianz der Gesamtreihe erklärt werden. Empirische Orthogonalfunktion (EOF): Statistische Methode der zeitlichen und räumlichen Datenanalyse, die es ermöglicht, von einem Regressionsmodell mit korrelierten Einflussgrößen zu einem unkorrelierten Modell mit möglichst wenigen Einflussgrößen und möglichst hoher erklärter Varianz überzugehen. Bei der s-modalen EOF-Analyse (eine von sechs Arten) wird nur eine Variable betrachtet, die zeitlich und räumlich schwankt (nach Yarnal, 1993). Die beobachteten klimatischen Variationen in Europa (Schubert und Hupfer, 1992; Schönwiese und Rapp, 1997) lassen sich ohne Berücksichtigung der wechselnden Zirkulationsverhältnisse und damit der NAO nicht erklären. So ist die beobachtete rezente Erwärmung in Deutschland und anderen Teilen Europas in einem nicht unbeträchtlichem Ausmaß auf die verstärkte Advektion milder Luftmassen im Winter zurückzuführen. Es sei noch erwähnt, dass die NAO über die Beeinflussung der Energieflüsse zwischen Ozean und Atmosphäre auch auf die Variabilität der ozeanischen Felder, das Meereis und die Ausbildung der klimarelevanten thermohalinen Zirkulation wirkt.

2 Klimastatusbericht 2002 DWD 33 Abb. 1 Erste EOF einer EOF-Analyse (s-mode) des Luftdruckfeldes im atlantisch-europäischen Raum für den Zeitraum Datenquelle: National Center for Atmospheric Research (NCAR) Boulder. Definitionen und Daten Es gibt keine Standarddefinition der NAO. Im einfachsten Fall handelt es sich um die Luftdruckdifferenz (oder die Geopotenzialdifferenz) zwischen den Aktionszentren Azorenhoch und Islandtief. Die Differenzen spiegeln den mittleren geostrophischen Wind an der Meeresoberfläche (oder in einer gewählten Höhe) wider. Häufig wird der NAO-Index verwendet, der sich unter Bezug auf eine zu wählende Referenzperiode aus dem Quotienten (Wert - Mittelwert)/Standardabweichung berechnet. Vielfach werden auch erst die Luftdruckwerte der beiden Stationen auf die eben genannte Art und Weise normiert und dann die Differenz als NAO-Index definiert. Eng mit der NAO gekoppelte Zirkulationsindizes sind der klassische Zonalindex (Rossby 1939: Luftdruckdifferenz zwischen 40 N und 60 N und einer Längendifferenz Dl = 60 ), der Hemisphärische Zonalindex (hemisphärische Luftdruckdifferenz zwischen 35 N und 65 N) nach Emmrich (1991) oder der geostrophische Wind U120 im 500 hpa-niveau im Gebiet 60 W bis 60 E, 50 N bis 60 N (s. Steinrücke, 1998). Hier wird zum einen die längste, auf Beobachtungsdaten des Luftdrucks beruhende Zeitreihe des NAO-Index herangezogen, wobei die Größe aus Monatsmitteln von Südwest-Island, meist Reykjavik (64,1 N, 22,0 W) und Gibraltar (36,1 N, 5,4 W) berechnet wurde (Jones et al. 1997). Die Daten liegen für den Zeitraum 1821 bis 2000 vor, wobei in den ersten Jahren einige Monatswerte fehlen. Als Referenzperiode für die Normierung dient der Zeitraum Eine weitere lange Reihe des NAO-Index beruht auf den Daten der Station Ponta Delgada (37,7 N, 25,7 W) auf den Azoren und denen von Südwest-Island (Hurell, 1995). Die Werte sind für die Jahre verfügbar. Die Luftdruckdaten aller 3 Stationen können über die Homepage der Climatic Research Unit der University of East Anglia unter (Oktober 2002) abgerufen werden.

3 34 DWD Klimastatusbericht 2002 Zum anderen konnten für die Untersuchungen in dieser Studie die nordhemisphärischen Gitterpunktdaten des Luftdrucks vom National Center for Atmospheric Research (NCAR) Boulder herangezogen werden. Diese haben eine Auflösung von 5 x 5 in zonaler bzw. meridionaler Richtung und liegen für die Jahre vor (s. Trenberth und Paolino,1980). Für die Azoren wurden die Luftdruck-Werte von 40 N, 25 W, für Gibraltar die von 35 N, 5 W und für Island die von 65 N, 20 W verwendet. Die NAO-Daten ergeben sich dann aus der Differenz dieser Werte. Diese beiden Reihen wurden zusammengestellt, da die Werte mit entsprechenden Daten von Klimamodellexperimenten verglichen werden können, was in weiterführenden Untersuchungen vorgesehen ist. Tab. 1 Mittelwert, Standardabweichung, Minimum und Maximum des Luftdrucks in hpa für im Winter- und Sommerhalbjahr an ausgewählten Stationen bzw. Gitterpunkten. Süden Norden Azoren Grid Grid Südwest- Grid Ponta Delgada 40 N, 25 W Gibraltar 35 N, 5 W Island 65 N, 20 W Winterhalbjahr Mittelwert 1020,2 1019,7 1020,2 1019,6 1001,6 1002,3 Standardabweichung 2,2 2,5 1,3 1,4 3,4 3,4 Minimum 1012,8 1012,0 1016,4 1016,1 993,7 994,5 Maximum 1025,2 1025,7 1022,7 1023,1 1009,8 1011,2 Sommerhalbjahr Mittelwert 1023,0 1022,2 1016,5 1016,0 1009,7 1010,2 Standardabweichung 1,0 1,1 0,5 0,6 1,8 1,8 Minimum 1020,1 1018,5 1015,3 1014,3 1005,1 1005,7 Maximum 1025,7 1024,7 1017,8 1017,6 1014,6 1014,8 Tab. 2 Mittelwert, Standardabweichung, Minimum und Maximum der NAO in hpa für im Winter- und Sommerhalbjahr nach verschiedenen Luftdruckdaten. p p p p NAO Ponta Delgada Gibraltar Grid- Grid- bestimmt aus:. - SW-Island Differenz - SW-Island Differenz Winterhalbjahr Mittelwert 18,6 17,4 18,6 17,3 Standardabweichung 5,0 5,3 4,3 4,4 Minimum 3,0 0,9 7,2 5,2 Maximum 26,8 27,1 28,6 26,1 Sommerhalbjahr Mittelwert 13,3 12,0 6,8 5,8 Standardabweichung 2,3 2,4 1,9 1,9 Minimum 6,5 5,0 2,0 0,5 Maximum 18,0 17,2 11,5 10,1

4 Klimastatusbericht 2002 DWD 35 Um die aus Grid-Luftdruckdaten entstandene Reihen beurteilen zu können, wurden die Luftdruck-Mittelwerte für das Winterhalbjahr (Oktober bis März) und das Sommerhalbjahr (April bis September) in der Tab. 1 den auf Stationswerten beruhenden Werten gegenübergestellt. Es kann festgestellt werden, dass sich die Mittelwerte und die Standardabweichungen nicht signifikant voneinander unterscheiden. Das gilt ebenfalls für die anderen Parameter der Häufigkeitsverteilung. Diesen Luftdruckdaten entsprechen die in Tab. 2 zusammengestellten NAO-Mittelwerte (hier reine Luftdruckdifferenzen). Während im Winterhalbjahr die mittlere Luftdruckdifferenz zwischen den beiden südlichen und der nördlichen Station jeweils etwa 18 hpa beträgt, ist der Gradient im Sommerhalbjahr abgeschwächt. Sichtbar ist ebenfalls die im Sommerhalbjahr gegenüber dem Winterhalbjahr deutlich verringerte Variabilität, die Ausdruck des im Sommer ruhigeren Wetterverlaufes ist. Die Grid-NAO-Reihen entsprechen in ihren statistischen Grundparameteren den beobachteten Werten. Zwischen den beobachteten und den Grid-Reihen besteht ein enger, hochsignifikanter Zusammenhang (Irrtumswahrscheinlichkeiten < 0,1 %), die Pearsonschen Korrelationskoeffizienten liegen für beide Stationspaare bei r P = 0,94 im Sommerhalbjahr und r P = 0,98 im Winterhalbjahr. Damit kann festgestellt werden, dass die NAO-Reihen, die auf dem Gitterpunktdatensatz beruhen, eine zuverlässige Abschätzung der beobachteten Werte darstellen. Der NAO-Index wurde für beide Stationspaare in Anlehnung an Hurrell (1995) aus der Differenz der normierten Luftdruckwerte der jeweils südlichen und der nördlichen Stationen berechnet. Auch hier kann ein ähnlich enger Zusammenhang zwischen den Reihen der auf den Beobachtungswerten und der auf den Grid-Werten des Luftdrucks beruhenden Werte festgestellt werden. Zeitreihen In den Abb. 2 und 4 sind die Zeitreihen des NAO-Index für das Winter- und Sommerhalbjahr enthalten, die aus den Luftdruckdaten für Gibraltar und Südwest-Island für bestimmt wurden. Auf Grund der Übersichtlichkeit sind die NAO-Indexwerte des Gitterpunkt-Luftdruckdatensatzes nicht dargestellt. Man erkennt, dass im Winterhalbjahr der NAO-Index von Jahr zu Jahr stark schwankt und zeitweise trendartige Verläufe beobachtet werden können (vgl. Hurrell 1995). Die auffälligste Trenderscheinung ist zwischen Mitte der 1960er Jahre bis in die 1990er Jahre zu erkennen, die sich in einem deutlichen Anstieg der normierten Luftdruckdifferenz ausdrückt. Jedoch auch in diesem Zeitraum treten starke Schwankungen des Index auf. Besonders deutlich wird dies am Winterhalbjahr 1995/1996, das mit dem tiefsten Wert des NAO-Index der gesamten Zeitreihe verbunden ist und sich durch einen nur mäßig kalten, aber sehr langen Winter in Mitteleuropa auszeichnete. Die Spektralanalyse zeigt eine hohe Energiedichte im Bereich der quasi-zweijährigen Schwingung und gleichfalls hohe Werte im Periodenbereich bei 6 und 8 Jahren (Abb. 3). Diese Perioden treten auch bei anderen klimatologischen Zeitreihen auf. Als Beispiel seien die Wintertemperaturen in Mitteleuropa oder die damit zusammenhängenden Meereisverhältnisse der Ostsee genannt (Koslowki und Loewe, 1994).

5 36 DWD Klimastatusbericht 2002 Abb. 2 NAO-Index, berechnet aus der Luftdruckdifferenz Gibraltar-SW-Island (Balken) sowie 11jährig übergreifend gemittelte Werte (rote Linie) für das Winterhalbjahr (Oktober - März) Die Analyse mit einer numerischen Filterung bzw. die Durchführung einer gleitenden Spektralanalyse zeigen aber, dass die meisten dieser Perioden nicht stabil über den ganzen Zeitabschnitt signifikant und damit für Prognosen kaum nutzbar sind (Tinz, 1995). Abb. 3 Spektrum des NAO-Index (Maximum-Entropie-Spektralanalyse, Ordnung der Autoregression = 20), berechnet aus den Luftdruckdaten von Gibraltar und SW-Island für das Winterhalbjahr Mit angegeben ist das 95 %-Signifikanzniveau (Modell weißes Rauschen). Im Sommerhalbjahr sind Variabilität und Schwankungsbreite des NAO-Index etwas herabgesetzt, die Jahr-zu- Jahr-Schwankungen bleiben jedoch beträchtlich (Abb. 4). Auch hier zeigt sich ab etwa 1960 ein auffälliger, im Gegensatz zum Winterhalbjahr allerdings gegenläufiger negativer Trend. Dieses Verhalten korrespondiert mit der Abnahme der Häufigkeit der Westwetterlagen in Mitteleuropa. So hat nach Bissolli (2002) die Häufigkeit der Großwetterlage WZ (West zyklonal) etwas abgenommen, während die Großwetterlage BM (Hochdruckbrücke Mitteleuropa) deutlich zugenommen hat.

6 Klimastatusbericht 2002 DWD 37 Abb. 4 Wie Abb. 2, aber für das Sommerhalbjahr (April - September). Das spektrale Verhalten ist gekennzeichnet durch Energiedichtepeaks bei ca. 3, 5 sowie zwischen 10 und 20 Jahren (Abb. 5). NAO und Lufttemperaturen Abb. 5 Wie Abb. 3, aber für das Sommerhalbjahr (April-September). Das NAO-Fernwirkungspotenzial zeigt sich in den Korrelationen zwischen dieser Größe und regionalen Variationen der Lufttemperatur und des Niederschlages. Während der 1980er und der ersten Hälfte der 1990er Jahre waren die langanhaltenden winterlichen Trockenperioden in Südeuropa und im Mittelmeergebiet mit den vorherrschenden positiven NAO-Anomalien verbunden (s. Übersicht in Hougthon et al., 1996). Um den jahreszeitlichen Zusammenhang zwischen der NAO (Gibraltar/Island) und dem großräumigen Lufttemperaturfeld zu zeigen, wurden geeignete Korrelationsfelder berechnet. Die Lufttemperaturdaten entstammen

7 38 DWD Klimastatusbericht 2002 dem nordhemisphärischen Datensatz der bodennahen (2 m-temperatur) von Chadwyck-Haeley Ltd. (1992), die für vorliegen. Die Gitterpunktwerte haben wie beim Luftdruckdatensatz einen Abstand von je 5 in zonaler und meridionaler Richtung. Die Situation im Januar (als Beispiel in Abb. 6 dargestellt) ist durch ein ausgedehntes Gebiet mit positiven Korrelationskoeffizienten in Mittel- und Nordeuropa sowie durch Gebiete mit negativen Koeffizienten im Bereich des Nordwest-Atlantik und von Nordafrika gekennzeichnet. D.h., ein positiver NAO-Winterindex ist mit erhöhten Temperaturen in den größten Teilen Europas verbunden, wobei die maximale Korrelation mit r P = 0,62 über der Nordsee auftritt. Gleichzeitig wird polare Kaltluft aus Nordostkanada nach Südosten geführt, so dass über der Labradorsee Korrelationskoeffizienten bis zu r P = -0,64 berechnet werden. Für die Lufttemperaturen der beiden Stationen auf Island und Gibraltar ergibt sich jeweils keine signifikante Korrelation mit der NAO. Diese Struktur erreicht ihre maximale Ausprägung im Februar und ist auch noch im März gut entwickelt. Ab April wird die statistische Kopplung schwächer, wobei jedoch die wesentlichen Züge der Verteilung der Korrelationskoeffizienten erhalten bleiben. Das Gebiet der signifikanten positiven Korrelation verschiebt sich in Richtung Skandinavien und Osteuropa, während es in Mitteleuropa annähernd verschwindet (als Beispiel Juli in Abb. 7). Das zeigt, dass die NAO im Sommerhalbjahr einen nur schwachen Einfluss auf die Temperaturverhältnisse in Mitteleuropa hat. Im September beginnt die Wiederherstellung der winterlichen Verhältnisse. Dieser Monat spiegelt zusammen mit Oktober den Übergang vom Sommer zum Winter wider. Abb. 6 Korrelationsfeld der NAO und des bodennahen Lufttemperaturfeldes für im Januar. Gelb: Signifikanzniveau > 95 %. Bei weniger als 30 Werten sind keine Isokorrelaten dargestellt.

8 Klimastatusbericht 2002 DWD 39 Abb. 7 Wie Abb. 6, aber für den Monat Juli. Ebenfalls wurden monatliche Korrelationsfelder zwischen der Lufttemperatur von Potsdam (Säkularstation: N, E, zur Klimareihe s. Lehmann, 2002) und dem Luftdruckfeld für den Zeitraum ermittelt. Im Korrelationsfeld wird in den Wintermonaten zwischen Oktober und März die räumliche Struktur der NAO (vgl. Abb. 1) mit negativen Korrelationskoeffizienten im Norden und positiven im Sommer abgebildet. In der Abb. 6 ist als Beispiel der Verlauf der Linien gleicher Korrelationskoeffizienten für den Monat Januar wiedergegeben. Der statistische Zusammenhang ist sehr hoch, die maximalen Korrelationskoeffizienten liegen mit r P = 0,65 um die Straße von Gibraltar und r P = -0,82 vor der Westküste Norwegens. Das bedeutet auch, dass ein für die Station Potsdam optimaler Zonalindex den Luftdruck in den beiden genannten Gebieten enthalten müsste. Abb. 8 Korrelationsfeld der 2 m-lufttemperatur von Potsdam und des Luftdruckfeldes im Januar für Gelb: Signifikanzniveau > 95 %.

9 40 DWD Klimastatusbericht 2002 Im Sommer dagegen zeigt die räumliche Verteilung der Korrelationskoeffizienten eine mehr zellulare Anordnung, die mit der NAO keine Ähnlichkeit besitzt (Beispiel Juli in Abb. 7). Hier tritt ein Gebiet mit positiver Korrelation mit Zentrum über der Ostsee hervor. Synoptisch kann man argumentieren, dass im Falle hoher Julitemperaturen durch hohen Luftdruck über Südskandinavien der allgemeinen Westwinddrift eine östliche Strömungskomponente überlagert ist, während im umgekehrten Fall eine nordwestliche Komponente für niedrige Temperaturen sorgt. Abb. 9 Wie Abb. 8, aber für den Monat Juli. Schlussfolgerungen Die Ergebnisse der Korrelationsstudien zwischen der bodennahen Lufttemperatur in Potsdam mit dem Luftdruckfeld einerseits und zwischen der NAO und dem bodennahen Lufttemperaturfeld andererseits bestätigen eindrucksvoll den Einfluss der NAO auf das Lufttemperaturfeld im Winter. Im Sommer ist die Kopplung erheblich schwächer ausgeprägt und mehr regional entwickelt. Somit kann auch aus den Ergebnissen dieser Studie heraus festgestellt werden, dass die NAO ein einfaches, aber effektives Maß der Zonalzirkulation im atlantisch-europäischen Raum ist. Mit ihrer Hilfe kann der Einfluss der Advektion auf die klimatischen Bedingungen in Europa abgeschätzt werden. Der Einfluss der NAO ist die wesentliche Ursache für die starke Variabilität des mittel- und nordeuropäischen Klimas, speziell im Winter. Diese Aussage gilt gleichfalls für die Bewertung der Klimaschwankungen in diesem Gebiet. Diese können zum Teil als Folge lokal veränderter Wärmehaushaltsverhältnisse, aber zum größeren Teil als Wirkung der gleichfalls schwankenden Advektion interpretiert werden. Neben der zeitlichen Veränderung der Stärke und Richtung der Advektion fremdbürtiger Luftmassen, die durch die korrespondierenden Schwankungen der NAO näherungsweise erfasst werden können, spielen auch Variationen der thermischen und anderen Eigenschaften der Luftmassen eine Rolle.

10 Klimastatusbericht 2002 DWD 41 Die NAO kann mit hoher Zuverlässigkeit aus Gitterpunktdaten des Luftdrucks in Meeresniveau (bspw. NCAR-Datensatz) abgeleitet werden. Damit ergibt sich die Anwendung auf die Ergebnisse von Klimamodellen (s. Beitrag von Cubasch in diesem Heft), die u.a. die Frage nach dem Anteil der Zirkulation an Temperaturänderungen in Mitteleuropa abschätzen zu können. Literatur Bissolli, P., 2002: Wetterlagen und Großwetterlagen im 20. Jahrhundert. Klimastatusbericht 2001, DWD, Offenbach a.m, Chadwyck-Haeley Ltd.,1992: World Climate Disc - Global Climatic Change Data on CD-ROM. Climatic Research Unit, Cambridge Emmrich, P., 1991: 92 Jahre nordhemisphärischer Zonalindex. Eine Trendbetrachtung. Meteor. Rdsch. 43, Houghton, J.T., 2001, Ding, Y., Griggs, D. J., Noguer, M., van der Linden, P. J., Xiaosu, D.(eds.): Climate Change The Scientific Basis. Cambridge University Press, Cambridge, 944 pp. Hurrell, J.W., 1995: Decadal Trends in the North Atlantic Oscillation and relationships to regional temperature and precipitation. Scien- ce 269, Jones, P.D., 1997, Jónsson, T. and Wheeler, D.: Extension to the North Atlantic Oscillation using early instrumental pressure observations from Gibraltar and South-West Iceland. Int. J. Climatol. 17, Koslowski, G., 1994, Loewe, P.: The Western Baltic sea ice season in terms of a mass-related severity index: Part I: Temporal variability and association with the north Atlantic Oscillation. Tellus 46A, Lamb, P. J. and Peppler, 1987, R. A.: North Atlantic Oscillation: Concept and an Application. BAMS 68, Lehmann, A.,2001: Die Säkulare Klimareihe von Potsdam. Klimastatusbericht, DWD, Offenbach a.m (2002), Rossby, C. G., 1939,: Relation between variation in the intensity of the zonal circulation of the atmosphere and the displacement of the semi-permanent centers of action. J. Marine Res. 2, Schönwiese, Chr.-D., 1997, und Rapp, J.: Climate Trend Atlas of Europe Based on Observations. Kluwer Academic Publ., Dordrecht, 228 pp. Schubert, S. und Hupfer, P.,1992: Allgemeine Zirkulation und Klimaschwankungen im mitteleuropäischen Raum. Wiss. Z. Humboldt- Univ. Berlin, R. Mathem.-Naturwiss. 41 2, 5-16 Steinrücke, J.,1998: Changes in the Northern-Hemispheric Zonal Circulation in the Atlantic-European Sector since 1881 and their Relationship to Precipitation Frequencies in the Mediterraneum and Central Europe. Bochumer Geographische Arbeiten Nr. 63, Ruhr-Universität Bochum Tinz, B.,1995: Untersuchung der Eisverhältnisse der Ostsee und deren Zusammenhang mit Klimaschwankungen. Spezialarb. Arbeitsgruppe Klimaforsch. Humboldt-Univ. zu Berlin Nr. 10, 65 S. Trenberth, K.E. und Paolino Jr., D.E.,1980: The Northern Hemisphere sea-level pressure data set: trends, errors and discontinuities. Mon. Weather Rev. 108, Walker, G.T.,1924: Correlations in seasonal variations of weather. Mem. Indian Meteor. Dept. 24, Wallace, J.M. und Gutzler, D.S.,1981: Teleconnections in the Geopotential Height Field during the Northern Hemispheric Winter. Mon. Weather Rev Yarnal, B.,1993: Synoptic Climatology in Environmental Analysis. A Primer. London, 195pp.