wiederholung 9. stunde
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Jahreswerte in mm P E P-E Henning [1988] 639 498 141 Omstedt & R [2000] 599 443 156 Jacob et al. [1997] 827 505 322 Lindau [2002] 603 537 66. Ist die Wasserbilanz der Ostsee positiv oder negativ? Welche Rolle spielen die Jahreszeiten? - PowerPoint PPT PresentationTRANSCRIPT
Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 1
Ist die Wasserbilanz der Ostsee positiv oder negativ?
Welche Rolle spielen dieJahreszeiten?
Wie unterscheiden sich Pazifik,Atlantik und Indik in ihrem Wärme-transport?
Welche Faktoren bestimmen die Ozeanzirkulation?
Mit welchem Set von Gleichungenlassen sich ozeanische Prozessebeschreiben?
Welche Rolle spielt dieReibung im Ozean?
Wiederholung 9. Stunde Jahreswerte in mm P E P-E
Henning [1988] 639 498 141
Omstedt & R [2000] 599 443 156
Jacob et al. [1997] 827 505 322
Lindau [2002] 603 537 66
Stationsdaten
Ozeanmodell
Reg. Klimamodell
Schiffsbeobachtungen
kf
M E
1
Ekman-Transport (stärker am Äquator)
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Ekman- Spirale
In den Suptropen der NH führen die antizyklonalen Winde zu Ekman-Konvergenz und somit Absinken (downwelling) → Saugen
In den Tropen führen Passatwinde entsprechend zu Ekman-Divergenz und somit Aufquellen (upwelling) → Pumpen
f
khw
1
h Tiefe der Ekman Schicht (Deka- bis 100 m)
Ekman-Strömung kann Isopyknen und somit Druckgradienten ändern→ Änderung des geostr. Flusses
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Skalenanalyse für ozeanische Bewegungen
steady-state (mehrere Jahre)
zR
pfv
dt
du zx
1
cos
1
L = 106 m horiz. LängenskalaH = 4·103 m Tiefenskalau = 10-1 ms-1 horiz.Geschw.w = 10-4 ms-1 vert. Geschw.Δp = 10 hPa horiz. DruckgradientL/u = 105 s Zeitskala
Ro=u/fL~10-3
Im Vergleich zur Atmos-phäre (Ro~10-1) ist der Ozean stärker geostrophischgezwungen
zR
pfu
dt
dv zy
11
gz
p
Westl. Randströme (z.B. Golfstrom, Kuroshio) in geschlossenen Basins
R
f
Ro
o
cos21
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Stabilität
Verstärkung der Stabilität durch Süßwasserzufuhr (P-E > 0) und/oder Erwärmung
Instabilitäten bei Abkühlung und/oder Salzzufuhr (P-E < 0); spezifisch schweres Wasser liegt über spezifisch leichterem → Absinkbewegnung (Archimedischer Auftrieb)
http://www.zdf.de/ZDFde/inhalt/14/0,1872,4079406,00.html
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Besonderheit der Tiefenkonvektion
0~,
zTS
Bei machen sich Dichteerhöhungen an der Oberfläche bis in große Tiefen bemerkbar (Abstrom bis 5000 m)
schwach-stabil:
Nordatlantik
SO (Antarktis)
oot pSTST ),,(),(
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Folgen der Tiefenkonvektion
Tiefenkonvektion: 0, TSw
d.h. mit Zustandsgleichung gilt:
Korrelation zwischen Vertikalgeschwindigkeit und Temperaturfluktuation ist positiv ( ) → Wärme wird nach oben transportiert
Korrelation zwischen Vertikalgeschwindigkeit und Salzfluktuation ist negativ ( ) → Salz wird nach unten transportiert
0Tw
0* sw
*0*000, ssTT OOTS
oder neu formuliert: *0, swTww OTS
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Prozesse verantwortlich für die Tiefenkonvektion
polare Kaltluftvorstoße der Sturmtiefs der mittleren Breiten über
den relativ warmen Ozeanoberflächen:
Q + H + LE < 0
hohe Wärmeverluste des Ozeans an die Atmosphäre
P < E
starke Verdunstung
- Vefrachtung von kaltem, salzreichem Wasser in große Tiefen
- Verbindung der Zeitskala der Atmosphäre (Tage) mit den extrem langen Zeitskalen der thermohalinen Zirkulation
Auch bei der Bildung von Meereis (Gefrieren) wird Tiefenwasser durch Ausfrieren des Meereises erzeugt
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Zusammenhang mit geostrophische Zirkulation
Voumina tendieren dazu sich auf Flächen konstanter Dichte zu bewegen
ist ein Winkel zwischen tatsächlicher Geschwindigkeit und Dichtekonturen vorhanden, so werden Volumina auf- oder abwärts gelenkt
Da Dichteschichtung des Ozeans immer stabil gibt es für die Nordhemisphäre (f > 0):
bei zyklonaler Drehung von vh mit zunehmender Tiefe eine aufsteigende Wassermassenbewegung
entsprechend bei antizyklonaler Drehung von vh mit zunehmender Tiefe eine absinkende Wassermassenbewegung
1
,0
zz
vve
g
fw TSh
hrO
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Eintrag von Wärme und Süßwasser führt zu
horizontal variierenden Dichteanteilen
Geostrophische Balance führt zur Ausbildung des
thermischen Windes (vertikale Windscherung)
Impulsübertrag aus der Atmosphäre
Zusammenspiel von Dichteverteilung und Absolutgeschwindigkeit führt zu Vertikalbewegungen
und damit zu einer 3D Ozeanzirkulation
Bestimmung des absoluten Strömungsvektors nach Richtung
und Stärke
Einfaches Bild der thermohalinen Zirkulation
Zeitskalen entsprechen dem atmosphärischen Antrieb (Wärme- und Süßwasserflüsse)
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Schema der stationären Zirkulation
Ro=u/fL~10-3
Im Vergleich zur Atmos-phäre Ro~10-3 ist der Ozean stärker geostrophischgezwungen
WGC Wind driven Gyre Circulation DWBC Deep Western Boundary CurrentDGF Deep geostrophic Flow
σ oberflächennahe IsopykneS Quelle von TiefenwasserQ vert. Massenfluss
- subpolar- subtropisch
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Gliederung
Einführung
Datengrundlage
Energiehaushalt der Erde- Strahlungs(konvektions)-gleichgewicht- Räumliche Verteilung, 3D-Energietransporte, „Wärmemaschine“ Klimasystem
Hydrologischer Zyklus- terrestrischer/ozeanischer Arm- Ozeanische Zirkulation
Natürliche Klimavariabilität - Änderungen der thermohaline Zirkulation - Interne Variabilität (ENSO)- Externe Variabilität (Sonne, Vulkane, Erdbahnparameter)
Klimamodellierung- GCM/Ensemble-Vorhersage/Parametrisierung- IPCC, Szenarien, anthropogene Effekte
Globaler Wandel- Detektion des anthropogenen Einflusse
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Natürliche Klimavariabilität
Abgesehen von Tages- und Jahresgang sind externe Klimaschwankungen auf Zeitskalen unterhalb 1000 Jahren marginal gegenüber Interne Klimavariabilität
Um „quasi-externe“ Variabilität durch den Menschen besser verstehen zu können, muss IKV unbedingt korrekt erfasst werden
Mitchell, 1976- interne stochastische Variabilität- externe Störungsmechanismen inkl. resonante Vertärkungen interner Moden
Stocker, 2000- extern gezwungene Änderungen- selbsterhaltende Oszillationen- nicht-deterministische Variabilität- abrupte Reorganisation → Wechsel zwischen verschiedenen Gleichgewichtszuständen
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Die gesamte Atmosphäre: nicht im thermodynamischen Gleichgewicht
Klassische Thermodynamik: mit Hilfe der Gleichgewichtsannahme sind Gleichgewichtszustände berechenbar (Maxwell‘sche Geschwindigkeitsverteilung)
Beispiel gesammte Atmosphäre: keine Gleichgewichtsannahme möglich aufgrund
• ständiger Zuführung von Strahlungsenergie,• Umwandlung in kinentische, potentielle und Wärmeenergie• Ausstrahlung als thermische Energie
Thermodynamische Systeme im Nicht-Gleichgewicht unterliegen räumlich-zeitlichen Fluktuationen der Zustandsvariablen
und zwar: je größer die Abweichungen vom Gleichgewicht desto größer die möglichen (stochastischen) Fluktuationen
Interne Variabilität
Zusätzlich: Asymetrien der unteren Randbedingung (Orographie)
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Frage nach den Prozessen in der Atmosphäre, die IKV auslösen
Skala: Raum > 200 km, Zeit > 1 Tag
barokline Instabilitäten, ausgelöst durch meridionalen Temperaturgradienten der mittleren Breiten
kleine Störungen des mittleren (instabilen) Grundstroms aufgrund der Asymetrien der unteren Berandung verstärken sich exponentiell
dämpfend wirken dann aber- Reibung (je größer desto größer die Amplitude der Störung- Verteilung der Energie auf weitere Wellenlängen (Nicht-Linearität der Advektion)
bei Beteilgung von mehr als 3 Wellen an der Störung: „Schmetterlingseffekt“ (Lorenz, 1963/1984)
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Natürliche Klimavariabilität
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1010 Periode in Jahren 10 -4
Relative Varianz
Har
mon
isch
e d
es T
ages
gan
gs
Qua
rtiä
re E
is-
Vol
um
en Z
ykle
n
Jahr
es-
gan
g
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Mehrfache Gleichgewichtszustände des Ozeans
Chamberlin, 1906:"..there might be a reversal of the direction of the deep-sea circulation"
Stommel, 1961: 2 Boxen Model mit 2 Gleichgewichtszuständen
Ruddiman and McIntyre, 1981:Untersuchung mariner Sedimentproben → Kaltzeit 11,000-10,000 BP war mit rapider südl. Bewegung der nordatlantischen Polarfront um 20° Breite verbunden
Oeschger et al., 1984:These: Rasche Änderungen der Ozeanzirkulation ist verantwortlich für die starken Änderungen in paläoklimatischen Datensätzen
Byran, 1986:Drei-dimensionales Ozeanmodel zeigt multiple Gleichgewichtszustände
→Abschalten im Zeitraum von Dekaden
positive Rückkopplung: temporäre Reduktion der Frischwasserzufuhr→ Reduktion der Tiefenwasserbildung → Reduktion der Advektion salzreichen Wassers aus niedr. Breiten
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2-Boxenmodell des Ozeans
1: subpolare Box P - E > 0(Salzgehalt S1, Temperatur T1 = konst. )
Hense 1994
Massenaustausch q zwischen beiden Boxen (kein netto Massenaustausch, q1=-q2, → |q1| = |q2| = |q|
Dichtefluss HGesamtdichte bleibt erhalten → H2 = -H1 = Hs
2: subtropische Box P - E < 0(Salzgehalt S2, T2 = konst. > T1)
Einfaches ozeanisches Klimamodell zur Beschreibung der N/S Komponente der thermohalinen Zirkulation (Prinzip
übertragbar auf räumlich-fein aufgelöste Szenarien, s. E/W Komponente)
012 TTT
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2 Boxen-Modell
1222
1211
||
||
SSqHSt
SSqHSt
21
21
SST
q
Stärke des meridionalen Transportes ergibt sich aus dem meridionalen Dichtegradienten (folgt aus LSG)
Annahme: stationäre Lösung
04
1
2
1
04
1
2
1
2
1
212
2
1
212
qT
HSS
T
qT
HSS
T
S
S
EPsQz
H OSS
*
Zustandsgleichung
indirekte Zirkulation
direkte Zirkulation(kaltes wasser sinkt)
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Diskussion der Lösungen
04
1
2
1
04
1
2
1
2
1
212
2
1
212
qT
HSS
T
qT
HSS
T
S
S
2
2 4
125.0
TH
T
HS
S
1.
d.h. viel Salzeintrag in Box2 und entsprechend viel Salzentfernung aus Box1 → schwache Strömung (äquatorwärts) bei bei starkem Salzgradienten
012
21
TTT
SSTq
2. d.h. eher schwacher Salzeintrag, Ausgleich durch zwei stat. Lösungen
25.02 TH S
2TH S
12 SST
q<0q=0
q>0
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Diskussion der Lösungen
a) starker Salzgradient, schwache Strömung (äquatorwärts), Lösung dominiert durch Salz- und Temperaturantrieb
b) schwacher Salzgradient, starke polw-gerichtete Dichteströmung (q>0), Temperaturgetriebene Lösung
c) relativ starker Salzgradient und ein polwärts-gerichteter schwacher Transport von Salz, jedoch instabil
2TH S
12 SST
q<0q=0
q>0
25.02
TH S
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Gleichgewichtszustände
Stocker, 2000
Atmosphäre muss verminderten ozeanischen Wärmefluss kompensieren
für die gleiche Richtung des Frisch-wasserflusses muss sich das Salz-profil ändern
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Ozeanmodelle
trotz identischen Antriebs durch die Atmosphäre gibt es Mehrfachlösungen
auch Erweiterung um mehr Boxen und 2-/3-D Modelle zeigen ähnliche Phänomene
2TH S
Stocker, 2000
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Ozeanmodelle der thermohalinen Zirkulation
In allen betrachteten Modellen bestehen Mehrfachlösungen, d.h. Gleichsgewichtslösungen bei identischem atmosphärischem Antrieb (Energiebilanz, P-E)
Diese bestehen allerdings immer aus einer interhemisphärischen Zirkulationszelle oder zweier hemisphärischer Zirkulationszellen oder die jeweils spiegelbildlichen Lösungen
Dabei gilt: Zur Balancierung der von der Atmosphäre aufgeprägten Salz- und Energieflüsse kann der advektive Transport
durch eine starke Strömung bei schwachem Salzgradienten
oder durch eine schwache Strömung bei starkem Gradienten erfolgen
T-Gradient als antreibende Kraft, S-Gradient als bremsende Kraft
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Umstellung der Zirkulation: Kälte-Ereignisse
Stocker, 2000
Atlantik
Pazifik
Temperaturänderung
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Beispiel: Jüngeres Dryas
Rasche Abkühlung innerhalb eines Jahrzehnts im Jüngeren Dryas (10850 bis 9620 v. Chr)Temperaturen ca. 15 K tiefer als heute
Stadial=Eisvorstoßphase innerhalb eines Glazials (ca. 100000 Jahre)
Mögliche Ursache: Störung oder Unterbrechung des thermohalinen Kreislaufs im Nordatlantik durch rasch abschmelzende Gletscher in der vorangegangenen Wärmeperiode
„Hudson Bay-Ereignis“: Ansammlung von Schmelzwasser hinter dem Eisriegel im Bereich der Hudson Bay (Land steigt nach Süden an)Brechen der Eisbarriere bringt ungeheure Süsswassermengen in Nordatlantik und stoppt den thermohalinen Zyklus Erst die neuerliche Abkühlung stoppte die Süßwasserzufuhr durch das schmelzende Eis und der Kreislauf kam wieder in Gang.
Holozän
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Zukünftige Entwicklung
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Rückkopplungen
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Vertikale Umlagerungen im Ozean
Bildung von Tiefenwasser in - Labrador, 2.5 - 5 °C, Upper North Atlantic Deep Water (UNADW)- GIN See (zwischen Grönland, Island und Norwegen) 0 - 2.5 °C → dichter → LNADW
Messungen der südwärts gerichteten NADW sollen Informationen über die Stärke der Thermohalinen Zirkulation liefern. Insbesondere LNADW für Änderungen der Wirkung des Golfstroms auf Nord-West Europa.
RAPID Messprogramm http://www.noc.soton.ac.uk/rapid/sis/moc_monitor.php
Potentielle Temperatur
dpp
TzTz
ad
zp
po
)(
)()(
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Golfstrom
http://www.noc.soton.ac.uk/rapid/sis/moc_monitor.php