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Das Klimasystem und seine Modellierung

Vorlesung 11 (19. Januar 2004)

André Paul

Studiengang Geowissenschaften3. Studienjahr

Vertiefungsmodule I und II

Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen

Literatur

• Hartmann (1994), Kapitel 9

• Stocker (2003), Abschnitte 2.2 und 2.4

Klimaempfindlichkeit

• Verhältnis von Klimaantwort zu Klimaantrieb:

KlimaantwortKlimaempfindlichkeit =

Klimaantrieb

s sR

T dT

Q dQ

Ts: Oberflächentemperatur (K oder °C)

Q: Störung der Oberflächenenergiebilanz (W m-2)

Rückkopplungen

Positive Rückkopplung:verstärkt anfängliche Klimaantwort, wirkt destabilisierend

Negative Rückkopplung:schwächt anfängliche Klimaantwort ab, wirkt stabilisierend

[Abbildung 1.11 aus Ruddiman (2001)]

Beispiele für Klimaantriebe

• Änderung in der Solarkonstante

• Änderung des atmosphärischen CO2-Gehalts

Beispiele für Rückkopplungen1. Stefan-Boltzmann-Rückkopplung für langwellige

Austrahlung (negativ)2. Wasserdampf-Rückkopplung (negativ)3. Eis-Albedo-Rückkopplung (positiv)4. Dynamische Rückkopplungen durch

Temperaturabhängigkeit des meridionalen Energietransports (negativ)

5. Rückkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in den Tropen (schwach positiv)

6. Wolkenrückkopplung (positiv oder negativ?)7. Biogeochemische Rückkopplungen (negative?)

Berechnung der Klimaempfindlichkeit

0s s sA T B T W T Q

Energiebilanz in allgemeiner Form:

A: kurzwellige EinstrahlungB: langwellige AusstrahlungW: zusätzlicher Term (Effekte von Wolken, Treibhausgasen, Aerosolen)Q: Störung der Energiebilanz, die zu Temperaturerhöhung führt


0s s s s s s s s sA T A T T B T B T T W T W T T Q

0

0

s s s s sA T B T W T T T A B W Q

Entwickeln um die Gleichgewichtstemperatur : sT


1 1 1 1

R A B W

10s s s RT T Q T Q

A B W

Neue Oberflächentemperatur:

Gesamt-Klimaempfindlichkeit berechnet sich aus der Summe der innversen Einzelsensitivitäten:

Energiebilanzmodell mit hohen Wolken

• Bei den hohen Wolken soll es sich nach Stocker (2003) um Cirren handeln, die keinen Einfluss auf die Albedo ausüben

• Ähnelt dem „Planeten X mit Treubhauseffekt“


4 40 1 04 s s c a

ST A T

4 42 0c a sA T T

Energiebilanz für die Erdoberfläche:

Energiebilanz für die Atmosphäre:

und Ac: Bedeckungsgrad für hohe Wolken

mit s: Oberflächenalbedo


0 1 1

4 1 / 2s

sc

ST

A

0 1 1

4 2s

ac

ST

A

Oberflächentemperatur:

Atmosphärentemperatur:


Gleichgewichtstemperatur. Die beobachtete globale Oberflächentemperatur von 14 °C ist fett markiert [Abbildung 2.9 aus Stocker (2003)].


0.3; 0.886; 0.6.s cA

Optimimale Wahl der Parameter:

0

4

4 4

14

1

2

s s

s s

s c a c s

SA T

B T T

W T A T A T

Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell

Anwendung der Formel für die Gesamt-Klimaempindlichkeit auf das Energiebilanzmodell mit hohen Wolken:

Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell

0

3

3 4

1,

4

14 ,

1 12

2

s

A s

sB

cc s s

W

S d

dT

T

dAA T T

dT

Ableiten der Strahlungsterme A, B und W liefert die inversen Einzelempfindlichkeiten:

Stefan-Boltzmann-Rückkopplung für langwellige Austrahlung

• Unter der Annahme, dass Albedo und Wolkenbedeckung nicht temperaturabhängig sind und kein zusätzlicher Antrieb durch Wolken vorhanden ist, liefert das Energiebilanzmodell:

1-23BB

10.3 K Wm

4R BsT

Wasserdampf-Rückkopplung

• Im Energiebilanzmodell mit hohen Wolken unter der Annahme Ac=0.6= const.:

1 1-2 -21 1K Wm 0.43 K Wm

1/ 1/ 3.33 1.0RB W


• Strahlungs-Konvektions-Modelle mit veränderlicher Wolkenbedeckung Ac liefern unter der (auf Beobachtungen beruhenden) Annahme einer konstanten relativen Luftfeuchtigkeit RH:

1-2

FRH0.5 K WmR


Globale Temperaturanomalie der mittleren Troposphäre 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)].

Eis-Albedo-Rückkopplung

-10.3 0.009 K 283K , 222K 283Ks s sT T

Parametrisierung der Abhängigkeit der Albedo on der Temperatur nach Sellers (1969):


-2 1013.08 Wm K

4s

A s

S d

dT

1 1-2 -21 1K Wm 4 K Wm

1/ 1/ 3.33 3.08RB A

Führt auf positive Rückkopplung:

Gesamt-Klimaempfindlichkeit:

Wichtig, aber unrealistisch hoch, weil nur die Polargebiete der Eis-Albedo-Rückkopplung unterliegen


Jahresgang der Oberflächenalbedo s. Zunahme im Nordwinter (JFM) hauptsächlich durch Anwachsen der Schnee-, aber auch der Meereisbedeckung, Zunahme im Südwinter (JAS) fast ausschließlich durch Anwachsen der Meereisbedeckung Abbildung 2.8 aus Ruddiman (2001

Wolkenrückkopplung

• Niedrige Wolken beeinflussen die kurzwellig Strahlung (durch ihre Albedo), hohe Wolken hingegen die langwellige Ausstrahlung (Stocker 2003).

Wolkenrückkopplung

Beobachtete Rolle der Wolken in der Energiebilanz der Erde [aus Hartmann (1994)]

Wolkenrückkopplung - Abschätzungen 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 Abkühlung (d. h. der Einfluss auf die Albedo dominiert)

• Eine Zunahme des Bedeckungsgrad Ac um 10% würde den Effekt einer Verdopplung des atmosphärischen CO2-Gehalts gerade kompensieren (Annahme: Ac heute = 60%):

-2 -2TOA TOA 17 Wm Wm

0.360% %c c

R R

A A

Wolkenrückkopplung

• Heutige Klimamodelle liefern bezüglich der Wolkenrückkopplung kein konsistentes Bild

Änderung in der Strahlungsbilanz an der Tropopause aufgrund von Änderungen der Wolkenbedeckung bei einer Verdopplung des CO2-Gehalts (Abbildung aus dem IPCC-Report (2001), Kapitel 7)

Rückkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in

den Tropen

• Bei konstanter relativer Luftfeuchtigkeit ist die Zunahme der Abkühlung durch Verdunstung groß gegen die Abnahme der Abkühlung durch langwellige Ausstrahlung

1

1net -2

TSS

0LE0.3 K WmR

s s

F z

T T