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Das Klimasystem und seine Modellierung Vorlesung 11 (19. Januar 2004) André Paul Studiengang Geowissenschaften 3. Studienjahr Vertiefungsmodule I und II

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  • Das Klimasystem und seine Modellierung Vorlesung 11 (19. Januar 2004) Andr Paul Studiengang Geowissenschaften 3. Studienjahr Vertiefungsmodule I und II
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  • Klimaempfindlichkeit und Rckkopplungsmechanismen
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  • Literatur Hartmann (1994), Kapitel 9 Stocker (2003), Abschnitte 2.2 und 2.4
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  • Klimaempfindlichkeit Verhltnis von Klimaantwort zu Klimaantrieb: T s : Oberflchentemperatur (K oder C) Q: Strung der Oberflchenenergiebilanz (W m -2 )
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  • Rckkopplungen Positive Rckkopplung: verstrkt anfngliche Klimaantwort, wirkt destabilisierend Negative Rckkopplung: schwcht anfngliche Klimaantwort ab, wirkt stabilisierend [Abbildung 1.11 aus Ruddiman (2001)]
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  • Beispiele fr Klimaantriebe nderung in der Solarkonstante nderung des atmosphrischen CO 2 - Gehalts
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  • Beispiele fr Rckkopplungen 1.Stefan-Boltzmann-Rckkopplung fr langwellige Austrahlung (negativ) 2.Wasserdampf-Rckkopplung (negativ) 3.Eis-Albedo-Rckkopplung (positiv) 4.Dynamische Rckkopplungen durch Temperaturabhngigkeit des meridionalen Energietransports (negativ) 5.Rckkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in den Tropen (schwach positiv) 6.Wolkenrckkopplung (positiv oder negativ?) 7.Biogeochemische Rckkopplungen (negative?)
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  • Berechnung der Klimaempfindlichkeit Energiebilanz in allgemeiner Form: A: kurzwellige Einstrahlung B: langwellige Ausstrahlung W: zustzlicher Term (Effekte von Wolken, Treibhausgasen, Aerosolen) Q: Strung der Energiebilanz, die zu Temperaturerhhung fhrt
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  • Berechnung der Klimaempfindlichkeit Entwickeln um die Gleichgewichtstemperatur :
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  • Berechnung der Klimaempfindlichkeit Neue Oberflchentemperatur: Gesamt-Klimaempfindlichkeit berechnet sich aus der Summe der innversen Einzelsensitivitten:
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  • Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Bei den hohen Wolken soll es sich nach Stocker (2003) um Cirren handeln, die keinen Einfluss auf die Albedo ausben hnelt dem Planeten X mit Treubhauseffekt
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  • Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Energiebilanz fr die Erdoberflche: Energiebilanz fr die Atmosphre: und A c : Bedeckungsgrad fr hohe Wolken mit s : Oberflchenalbedo
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  • Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Oberflchentemperatur: Atmosphrentemperatur:
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  • Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Gleichgewichtstemperatur. Die beobachtete globale Oberflchentemperatur von 14 C ist fett markiert [Abbildung 2.9 aus Stocker (2003)].
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  • Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Optimimale Wahl der Parameter:
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  • Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell Anwendung der Formel fr die Gesamt-Klimaempindlichkeit auf das Energiebilanzmodell mit hohen Wolken:
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  • Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell Ableiten der Strahlungsterme A, B und W liefert die inversen Einzelempfindlichkeiten:
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  • Stefan-Boltzmann-Rckkopplung fr langwellige Austrahlung Unter der Annahme, dass Albedo und Wolkenbedeckung nicht temperaturabhngig sind und kein zustzlicher Antrieb durch Wolken vorhanden ist, liefert das Energiebilanzmodell:
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  • Wasserdampf-Rckkopplung Im Energiebilanzmodell mit hohen Wolken unter der Annahme A c =0.6= const.:
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  • Wasserdampf-Rckkopplung Strahlungs-Konvektions-Modelle mit vernderlicher Wolkenbedeckung A c liefern unter der (auf Beobachtungen beruhenden) Annahme einer konstanten relativen Luftfeuchtigkeit RH:
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  • Wasserdampf-Rckkopplung Globale Temperaturanomalie der mittleren Troposphre nach dem Ausbruch des Mount Pinatubo im Jahr 1991. Vergleich der Satellitenbeobachtungen (microwave sounding unit, MSU) mit einem Klimamodell (GCM) [Abbildung 4 aus Soden et al. (2001)].
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  • Eis-Albedo-Rckkopplung Parametrisierung der Abhngigkeit der Albedo on der Temperatur nach Sellers (1969):
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  • Eis-Albedo-Rckkopplung Fhrt auf positive Rckkopplung: Gesamt-Klimaempfindlichkeit: Wichtig, aber unrealistisch hoch, weil nur die Polargebiete der Eis-Albedo-Rckkopplung unterliegen
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  • Eis-Albedo-Rckkopplung Jahresgang der Oberflchenalbedo s. Zunahme im Nordwinter (JFM) hauptschlich durch Anwachsen der Schnee-, aber auch der Meereisbedeckung, Zunahme im Sdwinter (JAS) fast ausschlielich durch Anwachsen der Meereisbedeckung Abbildung 2.8 aus Ruddiman (2001
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  • Wolkenrckkopplung Niedrige Wolken beeinflussen die kurzwellig Strahlung (durch ihre Albedo), hohe Wolken hingegen die langwellige Ausstrahlung (Stocker 2003).
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  • Wolkenrckkopplung Beobachtete Rolle der Wolken in der Energiebilanz der Erde [aus Hartmann (1994)]
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  • Wolkenrckkopplung - Abschtzungen nach Hartmann (1994) Wolken verdoppeln die Albedo der Erde von 15 auf 30% und verringern die langwellige Ausstrahlung um rund 30 W m -2. Der Nettoeffekt der globalen Wolkenbedeckung ist eine Abkhlung (d. h. der Einfluss auf die Albedo dominiert) Eine Zunahme des Bedeckungsgrad A c um 10% wrde den Effekt einer Verdopplung des atmosphrischen CO 2 -Gehalts gerade kompensieren (Annahme: A c heute = 60%):
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  • Wolkenrckkopplung Heutige Klimamodelle liefern bezglich der Wolkenrckkopplung kein konsistentes Bild nderung in der Strahlungsbilanz an der Tropopause aufgrund von nderungen der Wolkenbedeckung bei einer Verdopplung des CO 2 -Gehalts (Abbildung aus dem IPCC-Report (2001), Kapitel 7)
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  • Rckkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in den Tropen Bei konstanter relativer Luftfeuchtigkeit ist die Zunahme der Abkhlung durch Verdunstung gro gegen die Abnahme der Abkhlung durch langwellige Ausstrahlung