Die Küste, 75 MUSTOK (2009), 71-130
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Ostsee nur eine Überlagerung von Ab Strahlungen der Einzelsysteme. Insbesondere werden
mit diesen Ergebnissen aus Pegelaufzeichnungen abgeleitete Schwingungen der gesamten
Ostsee in Frage gestellt.
Die Arbeit von Jönssen et al. (2008) ist auch die einzige zu Eigenschwingungen der
Ostsee, die den Einfluss des Zugangs der Ostsee zur Nordsee berücksichtigt und Abstrah
lung der Schwingungsenergie in der Beltsee nachweist. Auch die Schwingungsmuster beson
ders in der Kieler Bucht ändern sich dadurch und werden unklar.
Der Einfluss der ablenkenden Kraft der Erdrotation (Coriolis-Effekt) auf die Eigen
schwingungen einer geschlossenen Ostsee mit realistischer Bodentopographie wurde eben
falls zuerst mit einem numerischen Modell beschrieben (Wübber, 1979; Wübber u. Krauss,
1979); entsprechend der relativ groben Auflösung werden dabei Eigenschwingungen der ge
samten Ostsee gefunden. Ein- und mehrknotige Seiches treten in den Ergebnissen jedoch
nicht so klar hervor wie von kleineren trogförmigen Seen her bekannt (Halbfass, 1907).
Lange Oberflächenwellen - auch unter dem Einfluss der Erdrotation - werden von
numerischen Modellen in der Regel gut wiedergegeben. Die Modelle berücksichtigen alle
genannten Kräfte und auch der Reibungseinfluss führt zu keiner unrealistischen Dämpfung.
Im Modellsystem des BSH sind gegenüber Wübber (1979) u. JÖNSSON et al. (2008) auch
direkte Gezeiten und Mitschwingungsgezeiten verwirklicht. Es löst die Bodentopographie
in der Deutschen Bucht und in der westlichen Ostsee besser auf als bei JÖNSSON et al. (2008,
900 m statt 1800 m), in der restlichen Ostsee schlechter (5000 m), obwohl etwas besser als bei
Wübber (1979, 7070 m). Es ist also zu erwarten, dass angeregte Eigenschwingungen für die
Buchten nicht völlig entkoppelt sein werden. Dagegen ist das Schwingungsverhalten in der
Kieler Bucht durch die gemeinsame Simulation von Nord- und Ostsee besser berücksichtigt
als bei JÖNSSON et al. (2008).
Neben solchen Ausgleichsprozessen nach einer Oberflächenauslenkung wurden in der
Literatur auch Schwingungen untersucht, die von durchziehenden Tiefdruckgebieten ange
regt werden (Gill, 1982). Bei hoher Windgeschwindigkeit oder Zuggeschwindigkeiten in der
Nähe der Ausbreitungsgeschwindigkeiten langer Wellen ist die Störung im Wasser räumlich
beschränkt auf das Gebiet des Tiefs. Bei höheren Zuggeschwindigkeiten treten im Wasser
Leewellen auf, deren Amplitude bei geeigneter Zuggeschwindigkeit beträchtlich ist. Im Wel
lenzahlbereich freier Wellen kann sie durch Resonanz noch erhöht werden. In diesen theo
retischen Betrachtungen sind jedoch nur die Winde quer zur Ausbreitungsrichtung berück
sichtigt. Die parallelen Windkomponenten modifizieren die angegebenen Lösungen, da sie
in den oberen Wasserschichten einen signifikanten Wassertransport (Ekman-Transport) vom
Weg des Tiefdruckgebiets weg verursachen. Die Lösungen gelten auch nicht für stationäre
Winde. Ein ähnliches Problem betrachtet Rao (1967) unter Vernachlässigung der Erdrota
tion. Er untersucht die Wirkung eines Starkwindbandes endlicher Breite, das über einen
langen Kanal zieht. Für Zuggeschwindigkeiten in der Nähe der Ausbreitungsgeschwindig
keit langer Wellen findet er Resonanz zu freien Schwingungen, solange die Breite kleiner als
die Länge des Kanals ist. Er zeigt aber auch, dass die einknotige Schwingung nach Durchzug
des Starkwindbandes in Abhängigkeit von Bandbreite und Zuggeschwindigkeit unterdrückt
werden kann und dann wenig zum Wasserstand an den Enden eines Sees beiträgt. Dies ist
häufig beobachtet worden (Irish u. Platzmann, 1962). Krauss (1973) untersucht die Wir
kung mehrerer kurz nacheinander durchziehender Tiefdruckgebiete gefolgt von einer Phase
mit konstantem Wind und findet Schwingungen mit einer Periode von 100 Stunden, die auch
in Pegelaufzeichnungen der Ostsee gefunden werden. Der konstante Wind nach dem perio
dischen Antrieb bewirkt, dass die Dämpfung kompensiert wird und die angeregten freien
Wellen weiter bestehenbleiben.
