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Das Klimasystem und seine Modellierung
Vorlesung 11 (19. Januar 2004)
André Paul
Studiengang Geowissenschaften3. Studienjahr
Vertiefungsmodule I und II
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Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen
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Literatur
• Hartmann (1994), Kapitel 9
• Stocker (2003), Abschnitte 2.2 und 2.4
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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)
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Rückkopplungen
Positive Rückkopplung:verstärkt anfängliche Klimaantwort, wirkt destabilisierend
Negative Rückkopplung:schwächt anfängliche Klimaantwort ab, wirkt stabilisierend
[Abbildung 1.11 aus Ruddiman (2001)]
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Beispiele für Klimaantriebe
• Änderung in der Solarkonstante
• Änderung des atmosphärischen CO2-Gehalts
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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?)
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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
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Berechnung der Klimaempfindlichkeit
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
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Berechnung der Klimaempfindlichkeit
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:
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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 ausüben
• Ähnelt dem „Planeten X mit Treubhauseffekt“
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Energiebilanzmodell mit hohen Wolken
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
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Energiebilanzmodell mit hohen Wolken
0 1 1
4 1 / 2s
sc
ST
A
0 1 1
4 2s
ac
ST
A
Oberflächentemperatur:
Atmosphärentemperatur:
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Energiebilanzmodell mit hohen Wolken
Gleichgewichtstemperatur. Die beobachtete globale Oberflächentemperatur von 14 °C ist fett markiert [Abbildung 2.9 aus Stocker (2003)].
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Energiebilanzmodell mit hohen Wolken
0.3; 0.886; 0.6.s cA
Optimimale Wahl der Parameter:
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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:
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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:
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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
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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
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Wasserdampf-Rückkopplung
• 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
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Wasserdampf-Rückkopplung
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)].
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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):
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Eis-Albedo-Rückkopplung
-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
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Eis-Albedo-Rückkopplung
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
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Wolkenrückkopplung
• Niedrige Wolken beeinflussen die kurzwellig Strahlung (durch ihre Albedo), hohe Wolken hingegen die langwellige Ausstrahlung (Stocker 2003).
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Wolkenrückkopplung
Beobachtete Rolle der Wolken in der Energiebilanz der Erde [aus Hartmann (1994)]
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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
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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)
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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