Die Küste, 72 (2007), 65-103 
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meinen Dispersion das führende Signal weiter schwächen. Zur Berücksichtigung dieser Pro 
zesse fordert Rubino et al. (1998) nicht-hydrostatische Simulationen. 
Im langwelligen dispersionsfreien Teil werden führende Wellen von nachfolgenden ein 
geholt, und durch die Überlagerung entsteht ein höheres Signal. Zusätzlich werden die ein 
zelnen Wellen an der Schelfkante verkürzt und ihre Energie auf kleinerem Raum konzentriert 
(„shoaling“). Ein Teil der prinzipiell verfügbaren Energie wird jedoch am Kontinentalhang 
zurück in den tiefen Ozean reflektiert. 
Eine Abschätzung für einzelne lange Wellen erlaubt die lineare hydrostatische Theorie 
(Masselink, 2005). Die Wellenhöhe ändert sich danach entsprechend H/H ti f = {h tie ^/h) 0 ’ 25 ; 
also würde sie beim Übergang von 4000 m auf 1000 m um einen Faktor 1,41 zunehmen. Die 
Vernachlässigung jeglicher Energiedissipation führt weiter dazu, dass auch die Periode der 
Welle beim Übergang zu flacherem Wasser erhalten bleibt. Dann verkürzt sich die Wellen 
länge entsprechend L/L tie ^= (h/h tie j) 0,5 und die Steilheit nimmt mit S/S tie ^= (h^h) 0 ’ 75 zu. Für 
die Tiefen 4000 m und 1000 m würde die Wellenlänge halbiert und die Steilheit verdreifacht. 
Dies gilt jedoch nur bei sehr sanften Bodenänderungen. Der Kontinentalhang ist eher eine 
abrupte Tiefenänderung. Bei senkrechtem Auftreffen gilt H/H tie ^= 2Ä 0 t ’?y/(Ä° f ’?y+ h°’ 5 ) (Cam- 
FIELD, 1990). Für die obigen Werte nähme die Wellenhöhe also um einen Faktor 1,33 statt 
1,41 zu. Bei Camfield (1990) finden sich entsprechende Gleichungen auch für andere Bo 
denprofile und Einfallswinkel. 
Hydrostatische Modelle wie NEA (Kerridge, 2005) und das Nordostatlantikmodell 
des BSH reproduzieren die topographische Modifikation der Ausbreitungsgeschwindigkeit 
und das Verkürzen der Wellenlänge mit abnehmender Tiefe. Da die Gleichungen des Modells 
Reibungsterme enthalten, bleibt jedoch T nicht mehr konstant, und die einfache lineare Ab 
schätzung L = T tie j-\fgh für eine einzelne Welle gilt wie in der Natur nur näherungsweise. 
Die Wellenhöhe der einzelnen Wellen nimmt in den Modellsimulationen am Kontinental 
hang zwar zu, jedoch sind lokale Erhöhungen bis auf Ausnahmen (Abb. 7) eine Folge der 
Überlagerung der Einzelwellen. 
Eine explizite Betrachtung der Energiebilanz im Modell hinsichtlich Reflexion, Nicht 
linearität und Dissipation wurde nicht vorgenommen. Aber es ist bekannt, dass die nume 
rische Approximation analytischer Gleichungen, besonders der Nichtlinearitäten, Einfluss 
auf die Größe der Dissipation hat. 
Bisher wurden nur barotrope Modellsimulationen erwähnt. In geschichteten Medien 
können durch Tsunami auch interne Wellen entstehen, die am Kontinentalhang ebenfalls 
modifiziert werden. Ihre Anregung durch Tsunami wurde z. B. von Hammack (1974) unter 
sucht. 
4. Modellsimulationen mit dem Nordostatlantikmodell 
des BSH 
Das Nordostatlantikmodell des BSH wurde entwickelt, um langen meteorologisch er 
zeugten Wellen, die aus dem Nordostatlantik in die Nordsee eindringen, bei der Ermittlung 
des Windstaus in der Deutschen Bucht Rechnung zu tragen. Die Sturmflutforschung hat für 
solche Wellen den Begriff Fernwellen geprägt. Das Nordostatlantikmodell ist ein barotropes, 
nichtlineares hydrostatisches Modell. Eine signifikante Anpassung erfolgte gegenüber dem 
operationeilen Modell hinsichtlich der horizontalen Auflösung. Die folgenden Untersu 
chungen wurden für das Nordostatlantikmodell mit einer neuen feineren Auflösung von 
etwa 10 km durchgeführt (zukünftige Version des BSH mit Topographie der entsprechenden