Das Klimasystem und seine Modellierung Vorlesung 11 (19. Januar 2004)

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

2. Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen

3. Literatur • Hartmann (1994), Kapitel 9 • Stocker (2003), Abschnitte 2.2 und 2.4

4. Klimaempfindlichkeit • Verhältnis von Klimaantwort zu Klimaantrieb: DTs: Oberflächentemperatur (K oder °C) DQ: Störung der Oberflächenenergiebilanz (W m-2)

5. Rückkopplungen Negative Rückkopplung: schwächt anfängliche Klimaantwort ab, wirkt stabilisierend Positive Rückkopplung: verstärkt anfängliche Klimaantwort, wirkt destabilisierend [Abbildung 1.11 aus Ruddiman (2001)]

6. Beispiele für Klimaantriebe • Änderung in der Solarkonstante • Änderung des atmosphärischen CO2-Gehalts

7. Beispiele für Rückkopplungen • Stefan-Boltzmann-Rückkopplung für langwellige Austrahlung (negativ) • Wasserdampf-Rückkopplung (negativ) • Eis-Albedo-Rückkopplung (positiv) • Dynamische Rückkopplungen durch Temperaturabhängigkeit des meridionalen Energietransports (negativ) • Rückkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in den Tropen (schwach positiv) • Wolkenrückkopplung (positiv oder negativ?) • Biogeochemische Rückkopplungen (negative?)

8. Berechnung der Klimaempfindlichkeit Energiebilanz in allgemeiner Form: A: kurzwellige Einstrahlung B: langwellige Ausstrahlung W: zusätzlicher Term (Effekte von Wolken, Treibhausgasen, Aerosolen) DQ: Störung der Energiebilanz, die zu Temperaturerhöhung führt

9. Berechnung der Klimaempfindlichkeit Entwickeln um die Gleichgewichtstemperatur :

10. Berechnung der Klimaempfindlichkeit Neue Oberflächentemperatur: Gesamt-Klimaempfindlichkeit berechnet sich aus der Summe der innversen Einzelsensitivitäten:

11. 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“

12. Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Energiebilanz für die Erdoberfläche: mit as: Oberflächenalbedo und Ac: Bedeckungsgrad für hohe Wolken Energiebilanz für die Atmosphäre:

13. Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Oberflächentemperatur: Atmosphärentemperatur:

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

15. Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Optimimale Wahl der Parameter:

16. Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell Anwendung der Formel für die Gesamt-Klimaempindlichkeit auf das Energiebilanzmodell mit hohen Wolken:

17. Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell Ableiten der Strahlungsterme A, B und W liefert die inversen Einzelempfindlichkeiten:

18. 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:

19. Wasserdampf-Rückkopplung • Im Energiebilanzmodell mit hohen Wolken unter der Annahme Ac=0.6= const.:

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

21. 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)].

22. Eis-Albedo-Rückkopplung Parametrisierung der Abhängigkeit der Albedo on der Temperatur nach Sellers (1969):

23. Eis-Albedo-Rückkopplung Führt auf positive Rückkopplung: Gesamt-Klimaempfindlichkeit: Wichtig, aber unrealistisch hoch, weil nur die Polargebiete der Eis-Albedo-Rückkopplung unterliegen

24. Eis-Albedo-Rückkopplung Jahresgang der Oberflächenalbedo as. 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)].

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

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

27. 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%):

28. 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)

29. 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