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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. Ist die Wasserbilanz der Ostsee positiv oder negativ? Welche Rolle spielen die Jahreszeiten?

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Wiederholung 9. Stunde

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Presentation Transcript

  1. Jahreswerte in mm PE 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 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? Stationsdaten Ozeanmodell Reg. Klimamodell Schiffsbeobachtungen Wiederholung 9. Stunde Ekman-Transport (stärker am Äquator) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  2. 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 h Tiefe der Ekman Schicht (Deka- bis 100 m) Ekman-Strömung kann Isopyknen und somit Druckgradienten ändern→ Änderung des geostr. Flusses Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  3. Skalenanalyse für ozeanische Bewegungen L = 106 m horiz. Längenskala H = 4·103 m Tiefenskala u = 10-1 ms-1 horiz.Geschw. w = 10-4 ms-1 vert. Geschw. Δp = 10 hPa horiz. Druckgradient L/u = 105 s Zeitskala Ro=u/fL~10-3 Im Vergleich zur Atmos-phäre (Ro~10-1) ist der Ozean stärker geostrophischgezwungen Westl. Randströme (z.B. Golfstrom, Kuroshio) in geschlossenen Basins steady-state (mehrere Jahre) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  4. Stabilität http://www.zdf.de/ZDFde/inhalt/14/0,1872,4079406,00.html • 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) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  5. Besonderheit der Tiefenkonvektion machen sich Dichteerhöhungen an der Oberfläche bis in große Tiefen bemerkbar (Abstrom bis 5000 m) Bei schwach-stabil: • Nordatlantik • SO (Antarktis) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  6. Folgen der Tiefenkonvektion Tiefenkonvektion: 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 oder neu formuliert: Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  7. 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  8. 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 vonvhmit zunehmender Tiefe eine aufsteigende Wassermassenbewegung • entsprechend bei antizyklonaler Drehung vonvhmit zunehmender Tiefe eine absinkende Wassermassenbewegung Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  9. Einfaches Bild der thermohalinen Zirkulation Eintrag von Wärme und Süßwasser führt zu horizontal variierenden Dichteanteilen Impulsübertrag aus der Atmosphäre Geostrophische Balance führt zur Ausbildung des thermischen Windes (vertikale Windscherung) Bestimmung des absoluten Strömungsvektors nach Richtung und Stärke Zusammenspiel von Dichteverteilung und Absolutgeschwindigkeit führt zu Vertikalbewegungen und damit zu einer 3D Ozeanzirkulation Zeitskalen entsprechen dem atmosphärischen Antrieb (Wärme- und Süßwasserflüsse) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  10. Schema der stationären Zirkulation - subpolar- subtropisch 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 Current DGF Deep geostrophic Flow σoberflächennahe Isopykne SQuelle von Tiefenwasser Q vert. Massenfluss Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  11. 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  12. Natürliche Klimavariabilität 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 • 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  13. 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) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  14. 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) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  15. Natürliche Klimavariabilität Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  16. Jahres-gang Quartiäre Eis- Volumen Zyklen Harmonische des Tagesgangs Relative Varianz 1010 Periode in Jahren 10-4 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  17. Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  18. 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  19. 2-Boxenmodell des Ozeans Einfaches ozeanisches Klimamodell zur Beschreibung der N/S Komponente der thermohalinen Zirkulation (Prinzip übertragbar auf räumlich-fein aufgelöste Szenarien, s. E/W Komponente) 1: subpolare Box P - E > 0 (Salzgehalt S1, Temperatur T1 = konst.) 2: subtropische Box P - E < 0 (Salzgehalt S2, T2 = konst. > T1) Massenaustauschqzwischen beiden Boxen (kein netto Massenaustausch,q1=-q2, → |q1| = |q2| = |q| Dichtefluss H Gesamtdichte bleibt erhalten → H2 = -H1 = Hs Hense 1994 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  20. 2 Boxen-Modell Stärke des meridionalen Transportes ergibt sich aus dem meridionalen Dichtegradienten (folgt aus LSG) Zustandsgleichung Annahme: stationäre Lösung indirekte Zirkulation direkte Zirkulation(kaltes wasser sinkt) Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  21. Diskussion der Lösungen q<0 q=0 • d.h. viel Salzeintrag in Box2 und entsprechend viel Salzentfernung aus Box1 → schwache Strömung (äquatorwärts) bei bei starkem Salzgradienten q>0 2. d.h. eher schwacher Salzeintrag, Ausgleich durch zwei stat. Lösungen Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  22. Diskussion der Lösungen • starker Salzgradient, schwache Strömung (äquatorwärts), Lösung dominiert durch Salz- und Temperaturantrieb • schwacher Salzgradient, starke polw-gerichtete Dichteströmung (q>0), Temperaturgetriebene Lösung • relativ starker Salzgradient und ein polwärts-gerichteter schwacher Transport von Salz, jedoch instabil q=0 q<0 q>0 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  23. Gleichgewichtszustände • Atmosphäre muss verminderten ozeanischen Wärmefluss kompensieren • für die gleiche Richtung des Frisch-wasserflusses muss sich das Salz-profil ändern Stocker, 2000 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  24. Ozeanmodelle • trotz identischen Antriebs durch die Atmosphäre gibt esMehrfachlösungen • auch Erweiterung um mehr Boxen und 2-/3-D Modelle zeigen ähnliche Phänomene Stocker, 2000 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  25. 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  26. Umstellung der Zirkulation: Kälte-Ereignisse Temperaturänderung Atlantik Pazifik Stocker, 2000 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  27. 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  28. Zukünftige Entwicklung Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  29. Rückkopplungen Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  30. Vertikale Umlagerungen im Ozean Potentielle Temperatur 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 Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

  31. Golfstrom http://www.noc.soton.ac.uk/rapid/sis/moc_monitor.php Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007

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