CLIMCYC: Simulation des bergangs zwischen Glazial und

CLIMCYC: Simulation des Übergangs zwischen Glazial und Interglazial
mit einem komplexen Erdsystemmodell
1
1
1
1
1
1
2
U. Mikolajewicz , L. Bengtsson , M. Gröger , E. Maier-Reimer , G. Schurgers , M. Vizcaíno , & A. Winguth
1
2
Max Planck Institute for Meteorology, Bundesstrasse 55, D-20146 Hamburg
Center for Climatic Research, Department of Atmospheric and Oceanic Sciences, University of Wisconsin, 1225 W. Dayton St,Madison, WI 53706, USA
[email protected]; http://www.mpimet.mpg.de/de/depts/oam/odyn/deklim.html
Überblick
Änderungen in der Insolation von 132 - 112 ka v.H.
Klimaprognosen mittels numerischer Modelle sind gerade auf längeren Zeitskalen mit erheblichen Unsicherheiten
behaftet. Die Erforschung langwierigerer Klimaprozesse ist für ein umfassendes Verständnis des Klimasystems jedoch
unumgänglich. So zeigen Klimarekonstruktionen aus der geologischen Vergangenheit auf ein breites Spektrum möglicher
Klimazustände. Die abrupten Umschwünge zwischen den klimatischen Extremsituationen während der letzten Eiszeit,
wie sie in Eisbohrkernen oder marinen und limnischen Sedimenten dokumentiert sind, lassen zudem ein stark nichtlineares Verhalten einzelner Klimasubsysteme (z.B. Ozeanzirkulation) vermuten. Ziel dieses Teilprojektes ist es, mittels
transienter und Gleichgewichtssimulationen sowie unter Berücksichtigung aller relevanten Klima-Einflussfaktoren, in
denen ausschließlich die solare Einstrahlung, wie sie sich aus den Erdbahnparametern ergibt, vorgegeben wird,
vergangene Umschwünge und Klimazustände zu simulieren. Dadurch können die verantwortlichen Mechanismen und
steuernden Faktoren identfiziert werden.
[mm/month]
MIS
30 6
25
20
15
10
5 control run
0
8
[DEG.C]
Ziel ist die Erstellung eines Erdsystemmodells, welches alle wesentlichen Komponenten des Klimasystems (s. u.)
umfasst. Da gerade während der kritischen Klimaübergangsphasen interne Rückkopplungsmechanismen zwischen
einzelnen Klimasubsytemen eine Schlüsselrolle einnehmen, werden in diesem Projekt ausschließlich dynamische,
interaktive und komplexe 3-D Modelle verwendet. Der hieraus resultierende hohe Rechenaufwand wird durch
Verwendung eines periodisch synchronen Kopplungschemas in erträglichen Grenzen gehalten.
Dieser Zeitraum umfasst das letzte Interglazial (EEM-Warmzeit) und den Wechsel zum anschließenden Glazial. Der Übergang ist daher besonders
geeignet, um zu testen, inwieweit das Modell klimarelevante Rückkopplungsmechanismen simulieren kann. Das Modell besteht gegenwärtig aus den
gekoppelten Atmosphäre-Ozean-Vegetations-Modellen. Um das Ausmaß eventueller Vegetations-Feedbacks abzuschätzen, werden die Experimente
einmal mit zugeschalteter Vegetation durchgeführt (ECHAM/LSG/LPJ) und einmal ohne (ECHAM/LSG). Die Zeitserien unten zeigen klimatische
Änderungen in ausgewählten Regionen der Erde.
MIS 5e
EEM Warmzeit
Precipitation Sahara
Der mittlere Graph zeigt die bodennahe
Lufttemperatur in Nordamerika (48°-65°N,
65°-126°W) während der Sommermonate.
Beide Modelle zeigen nur geringe
Unterschiede während der ersten 10.000
Simulationsjahre. Deutliche Unterschiede
stellen sich jedoch im weiteren Verlauf der
Abkühlungsphase ab etwa 122 ka ein.
N-America
control run
2
0
[fract.]
0.35
0.3
Vegetationbedeckung simuliert mit dem Vegetationsmodell
LPJ (2000 Jahresmittel von 126-124 ka (oben); 116-114 ka
(unten). Die stärksten Unterschiede werden in Nordamerika,
Nordwestafrika und im nördlichen Asien registriert.
Summer-temperature
6
4
Regional führen die Änderungen in der
Insolation zu einer deutlichen Zunahme der
Jahresmittel-Niederschläge (oberer Graph)
gegenüber den beiden (sehr nahe bei
einander liegenden) GleichgewichtsKontrollexperimenten unter heutigen
Randbedingungen. Dieser Effekt ist im
Vegetations-Experiment deutlich stärker
ausgeprägt, da hier die simulierte Vegetation
die Albedo gegenüber dem ungekoppelten
ECHAM/LSG Modell deutlich reduziert und so
den Monsunregen verstärkt.
MIS 5d
control run
0.25
Summer-Albedo
N-America
0.2
0.15
-132
-128
-124
-120
ka B.P.
ECHAM/LSG/LPJ
-116
-112
ECHAM/LSG
Die stärkere Abkühlung im ECHAM/LSG/LPJ
Modell ist in erster Linie auf eine
unterschiedliche Albedo zurückzuführen
(unterer Graph). Diese steigt im
Vegetationsmodell stärker, wenn mit
zunehmender Abkühlung die dunkleren
Waldflächen reduziert und durch hellere
Grass- bzw. Schneeflächen ersetzt werden
(s.a. rechts).
125k
115k
[fract.]
Das letzte Interglazial - 125k
Der Übergang ins Glazial - 115k
Die folgenden Abbildungen beziehen sich auf den mittleren Klimazustand zwischen 126 - 124k
Die folgenden Abbildungen beziehen sich auf den mittleren Klimazustand zwischen 116 - 114k
Nordsommer
Nordwinter
In dieser Periode ist ein wärmeres Klima auf der Nordhalbkugel
in vielen geologischen Klimaarchiven belegt. Die Exzentrizität
und die Erdschiefe waren leicht erhöht und das Perihelion fand
im Nordsommer statt. Insgesamt resultiert hieraus eine stärkere
Sonneneinstrahlung während des Nordsommers, sowie eine
Verstärkung (Schwächung) des saisonalen Zyklusses auf der
Nordhalbkugel (Südhalbkugel). Abgesehen von Zentralafrika
und Südasien, wo Änderungen im Niederschlag und in der
Wolkenbildung eine Abkühlung von 2 bis 3°C verursachen, ist
es auf der gesamten Nordhemisphäre, sowie auf den
Kontinenten der Südhemisphäre wärmer geworden
(Nordsommer; Abbildung 1). Die stärksten Erwärmungen treten
jeweils über den Kontinenten auf. Im Nordwinter (unten) zeigt
sich südlich von 30°N eine leichte Abkühlung. Die relativ starke
Erwärmung in den hohen nördlichen Breiten ist hauptsächlich
auf eine Reduzierung der Meereis-Mächtigkeit zurückzuführen.
Im Jahresmittel heben sich die saisonalen bzw. monatlichen
Anomalien nahezu auf (siehe Abbildung 2b).
Die Änderungen in den Erdbahnparametern
bewirken hier eine Schwächung der
Jahreszeiten-Kontraste im Vergleich zum 125k
Experiment. Grob gesehen werden dieselben
klimatischen Änderungsmuster registriert;
allerdings mit umgekehrtem Vorzeichen. In erster
Linie kommt es zu einer deutlichen Abkühlung
während des Nordsommers auf der
Nordhalbkugel sowie auf allen Kontinenten
(Abbildung 1). Lediglich über dem mittleren Afrika
sind positive Temperaturanomalien zu
beobachten. Der Sommer-Monsun über Asien
und Nordafrika ist deutlich schwächer. In den
borealen Region Nordamerikas und Asiens sowie
in den Tropen Afrikas wird ein starker Rückgang
der Vegetation registriert. Über fast allen
Kontinenten werden geringere Niederschläge
beobachtet.
Abb.1: Temperatur Anomalie (125k - ctrl)
Nordwinter
Abb.1 Temperatur Anomalie (115k - ctrl)
Abb.2: Meereis-Mächtigkeit (115k - ctrl)
0
Land-Albedo60-90
60 -90 degr.N
Abb.3: Land-Albedo
N
Abb. 2b: zonal gemittelte Insolations Anomalien
(125k - ctrl)
Insgesamt gesehen, sind aufgrund der unterschiedlichen Wärmekapazitäten die beobachteten
Änderungen auf den Kontinenten (mit Maximalwerten über 6°C) weitaus größer als die
Oberflächentemperaturen in den Ozeanen (Abbildung 2a): Im Jahresmittel zeigt sich eine Erwärmung für
die meisten Gebiete nördlich von 30° Süd. Im nördlichen atlantischen Ozean ist die Erwärmung etwas
moderater als im Pazifik, da hier ein Teil der warmen Oberflächenwässer konvektiv in die tieferen Schichten
des Atlantiks abgleitet werden. Unterhalb 2500 m ist der Atlantik rund 0.25 - 0.5°C wärmer geworden.
ECHAM/LSG/LPJ
ECHAM/LSG
0.6
0.6
0.5
0.5
0.4
0.4
[fract.]
Abb. 2a: Jahresmittel SST Anomalie (125k - ctrl)
0.3
100
[mm/month]
Die Temperaturanomalien haben auch weiträumige
Änderungen in den globalen Niederschlagsmustern
zur Folge. Die stärksten Anomalien treten über
Nordafrika und Indien auf, was auf einen sehr stark
ausgeprägten nördlichen Sommer-Monsun
zurückzuführen ist. Im Gebiet der heutigen Sahara
übersteigen die Niederschläge des gekoppelten
ECHAM/LSG/LPJ Modells, jene des ECHAM/LSG
Modells, während der Monate August und
September um mehr als das 2-fache (Abbildung 3).
Nordsommer
0.2
ECHAM/LSG/LPJ
80
ECHAM/LSG/
60
control run
ECHAM/LSG/LPJ
40
ECHAM/LSG/
20
0
0.3
115k
control run
125k
125k
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Month
Abb. 3: Niederschlag über der Sahara
(20-26° N, 8°E-8° W)
2
4
6
8
month
10
12
0.2
2
4
6
8
month
10
12
Der Übergang zu einem kälteren Klima
des nachfolgenden Glazialzyklusses zeigt
sich auch in einer deutlichen Zunahme der
Meereis -Mächtigkeit (Abbildung 2). Der
Eiszuwachs ist am stärksten in den
arktischen Meeren im Bereich des
angrenzenden Nordpazifiks, wo regional
ein Zuwachs von mehr als 10 m erreicht
wird. Auch im Nordpazifik akkumuliert
mehr Eis - die Eisgrenze verschiebt sich
nach Süden. In den hohen Breiten des
Atlantiks fallen die Änderungen dagegen
weitaus moderater aus. Ein nach wie vor
starkes atlantisches Overturning und
stabile Tiefenkonvektion im Nordatlantik
halten eine starken Wämetransport
aufrecht, welcher der Eisbildung
entgegenwirkt. Lediglich im Bereich der
Ross - See und stellenweise rund um die
Antarktis ist eine deutliche Abnahme der
Meereis-Mächtigkeit zu beobachten. Dies
steht im Zusammenhang mit einer
verstärkten Tiefenkonvektion in diesen
Gebieten.
Ein anderer sehr wichtiger Faktor, neben den Variationen der Sonneneinstrahlung beim Übergang zu
einem kälteren Klima, sind interne Rückkopplungseffekte, welche den Strahlungshaushalt der Erde
beeinflussen können. Abbildung 3 zeigt die gemittelte Land-Albedo auf der Nordhemisphäre
zwischen 60° und 90°N. Kritisch für die jährliche Eisbilanz sind die Schmelzphasen während der
Sommermonate. Hier zeigen beide Modelle eine höhere Albedo im Vergleich zum Kontrollauf (blaue
Linie), was einerseits auf ausgedehntere hellere Schneeflächen hindeutet und andererseits das
astronomische Klimasignal verstärkt, d.h ein kälteres Klima begünstigt. Der umgekehrte Effekt ist im
125k Experiment zu beobachten (rote Linie). Obwohl beide Kontrolläufe nur geringfügige
Unterschiede aufweisen (schwarze Linie) ist der Klima-Rückkopplungseffekt, sowohl im 115k als
auch im 125k Experiment beim gekoppelten ECHAML/LSG/LPJ Modell deutlich stärker.