Die Küste, 59 (1997), 1-26 
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im Gezeitenrhythmus. Ein typisches Volumelement im numerischen Modell hat also 
eine Mächtigkeit von 8 m und eine horizontale Ausdehnung von einer Quadratseemeile 
(1852 m • 1852 m). Die horizontale Modcllrasterung ist in Alih. 1 Ib erkennbar, ln Flachwas- 
serbereichen dämpfen Wärmeflüsse zwischen Wasser und Sedimentschichten kurzfristige 
Schwankungen, z. B. den Tagesgang der Wassertemperatur bei wolkenfreiem Himmel 
(Andrews, 1976 und 1980). Deshalb sind im Modell 3 Sedimentschichten von 0,1 m, 0,5 m 
und 2,5 m Mächtigkeit unterlegt. Durch Trockenfallen und Überfluten der Wattflächen wird 
der Tagesgang der Wasser- und Sedimenttemperaturen mit einer Störung von 12,42 h Peri 
ode überlagert (Harrison, 1985; Vugts u. ZlMMERMAN, 1985). 
ln den Gleichungen (1) bis (10) ist der Übergang von infinitesimal kleinen Volum 
elementen zu finiten Differenzen, wie für ein numerisches Modell erforderlich, nicht voll 
zogen. Auf die numerischen Verfahren wird hier nicht eingegangen. 
Die zeitliche Änderung der Temperatur im Volumelement hängt ab von örtlichen Strö 
mungen (u, v, w) und turbulenten Austauschvorgängen (1) sowie von Anfangswerten. Glei 
chung (1) ist für ein sphärisches Koordinatensystem formuliert. Hat das Volumelement Kon 
takt mit der Atmosphäre, kommen Randbedingungen für den Wärmefluß im Wasser (2) 
hinzu. Die im Modell berücksichtigten Beiträge zum Wärmefluß an der Meeresoberfläche (3) 
sind solare Einstrahlung (4) (SHINE, 1984), infrarote Rückstrahlung (5) (IDSO u. JACKSON, 
1969), sensibler Wärmefluß (6) (LiU et al., 1979} und latenter Wärmefluß (7) (LlU et ah, 1979). 
Gleichung (8) stellt einen Zusammenhang zwischen spezifischer Feuchtigkeit und Was 
serdampfpartialdruck e 4 her (Warn'KCKE, 1991). Bei Eisbedeckung müssen die Wärmefluß 
beiträge modifiziert werden, die deutsche Küste war jedoch im hier fraglichen Zeitraum weit 
gehend eisfrei. Die Sedimentschichten sind über die Wärmeleitungsgleichung (9) an die bo 
dennächste Wasserschicht gekoppelt. Unter der Annahme, daß die durch den Boden geleitete 
Wärmemenge proportional dem vertikalen Temperaturgradienten ist, ergibt sich eine zu (2) 
analoge Formel. 
Eine durch die Wärmeflüsse veränderte Wassertemperatur kann im Wasserkörper zu 
Veränderungen der Dichte (10) und Dichtegradienten führen, was — und damit schließt sich 
der Kreis-Rückwirkungen auf die Strömungen (1) hat. Das Formelwerk für die Berechnung 
der Strömungen findet sich an anderem Ort (Kleine et al., 1997). 
Das Operationelle Modell benötigt zur Berechnung der Wärmeflüsse Eingangsdaten aus 
einem Atmosphärcnmodell. Auch dabei handelt es sich um ein Vorhersagemodell. Es ist eine 
Koppelung mit dem Europa-Modell (Majewski, 1991) des Deutschen Wetterdienstes einge 
richtet. Über eine Datenleitung werden täglich 2mal Prognosen des Oberflächenluftdrucks 
Pj, der Windgeschwindigkeit W 12 , der Lufttemperatur T a , der spezifischen Feuchtigkeit q, 
und des Bewölkungsgrades c bis 78 h voraus in Zeitschriften von 2 Stunden übermittelt. Die 
thermodynamische Wechselwirkung zwischen Atmosphärenmodell und Meeresmodell ist 
derart stark, daß das Meeresmodell keiner Datenassimilation bedarf. Gemessene Daten ge 
hen lediglich im Atmosphärenmodell ein, und zwar dadurch, daß meteorologische Daten aus 
dem Meßnetz mit einem Analysemodell zu Anfangsverteilungen der Prognoseläufe aufbe 
reitet werden. Mit dem Verzicht auf Datenassimilation ist sichergestellt, daß alle Ergebnisse 
des Operationellen Modells des BSH im thermo- und hydrodynamischen Sinne in sich kon 
sistent sind. 
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