Vorbesprechung

Vorbesprechung
Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul
Lehrveranstaltungen
• Das Klimasystem und seine Modellierung
– B.Sc., 3. Studienjahr, Vertiefungsmodul I und
II, 05-3103, WiSe
• Projektübung Klimamodellierung
– B.Sc., 3. Studienjahr, Vertiefungsmodul III, 053034, SoSe
Lehrveranstaltungen
• Earth system modelling
– M.Sc., 1st year, core field “Climate Change”, module
“Climate Modelling”, 05-5121, Winter term
• Modelling past and future climate changes
– M.Sc., 1st year, core field “Climate Change”, module
“Climate Modelling”, 05-5122, Summer term
• Abrupt climate change
– M.Sc., 1st year, core field “Climate Change”, module
“Climate Dynamics”, 05-5112, Summer term
Empfohlene Literatur
• Dietrich, Günter, Kurt Kalle, Wolfgang Krauss, Gerold Siedler,
"Allgemeine Meereskunde", Gebrüder Borntraeger, Berlin, Stuttgart,
1975.
• Hartmann, Dennis L., "Global Physical Climatology", Academic
Press, San Diego, 1994.
• Kraus, Helmut, "Die Atmosphäre der Erde. Eine Einführung in die
Meteorologie", Springer, Berlin, Heidelberg, 2004.
• Stocker, T., 2004, Skript zur Vorlesung “Einführung in die
Klimamodellierung”, 141 Seiten. PDF (16 MB),
http://www.climate.unibe.ch/~stocker/papers/skript0405.pdf
• von Storch, Hans, Stefan Güss, Martin Heimann, "Das Klimasystem
und seine Modellierung. Eine Einführung", Springer, Berlin,
Heidelberg, 1999.
Vorlesungsplan
• Einführung in das Klimasystem
• Die globale Energiebilanz
• Konzeptionelle Klimamodelle: Das 0-dimensionale
Energiebilanzmodell
• Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima
• Konzeptionelle Klimamodelle: Das StrahlungsKonvektions-Modell
• Wärmehaushalt der Erde
• Wasserhaushalt der Erde (hydrologischer Kreislauf)
Vorlesungsplan
• Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen
• Allgemeine atmosphärische Zirkulation und Klima
• Allgemeine ozeanische Zirkulation und Klima
• Konzeptionelle Klimamodelle: Das 1-dimensionale
Energiebilanzmodell
• Realitätsnahe globale Klimamodelle
Computerübungen
• Das 0-dimensionale Energiebilanzmodell
(global gemittelt)
• Das Strahlungs-Konvektions-Modell
(vertikale Erstreckung)
• Das 1-dimensionale Energiebilanzmodell
(meridionale/Nord-Süd-Erstreckung)
Benotung
• Übungsaufgaben (~14-tägig)
• Kolloquium
– in letzten Vorlesungswoche (6.-10. Februar)
– in 2er-Gruppen
Website
• http://www.palmod.unibremen.de/~apau/klima/Material_zur_LV.html
Einführung in das
Klimasystem
Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul
Einführung in das Klimasystem
•
Klima
•
Lufttemperatur
•
Zusammensetzung der Luft
•
Hydrostatisches Gleichgewicht
•
Luftfeuchtigkeit
•
Der Weltozean
•
Meereis und Landeis
•
Die Landoberfläche
1. Klima
„Klimaelemente“:
Erwartungswerte der meteorologischen
Elemente an einem Ort während eines
bestimmten Zeitraums, z. B.,
• Jahresmittel, Verteilung im Jahresgang oder
zwischenjährliche Variabilität
Meteorologische Elemente
Physikalische Grundgrößen, die von
Raum (x,y,z) und Zeit (t) abhängen
(Feldgrößen).
• Druck p
• Dichte r
• Temperatur T
• Feuchte q (Niederschlag P)
• Windgeschwindigkeit u
Wetter Bremen (Mo, 17.10., 08:00)
• 5°C °C, fast wolkenlos, 92% Luftfeuchtigkeit
• Niederschlag : 0.0 l/m2 in 12 Std.
• Wolken: Untergrenze 1500 - 2000 m,
Bedeckung 1/8, Gattung “Sc”
• Windgeschwindigkeit: 14 km/h
• Luftdruck (hPa): 1031, Tendenz (hPa in 3 Std.):
+ 0,3
Das Klimasystem
bestimmt die
Verteilung von
Energie und
Wasser
nahe der
Erdoberfäche.
Blick auf die
Erde aus dem All
(Apollo Saturn,
AS10, NASA,
18-26 Mai 1969)
[Abbildung 1.1
aus Hartmann
(1994)]
Literatur: Kapitel 1 aus Hartmann, D. L., Global Physical Climatology,
Academic Press, San Diego 1994.
2. Lufttemperatur
• Globales Mittel der Lufttemperatur an der
Erdoberfläche: 288 K oder 15°C oder 59°F
• Temperaturbereich (niedrigste bzw. höchste
Tagestemperaturen):
– von -89.2°C am 21. Juli 1983 in Vostok, Antarktis
(3420 m NN)
– bis 58°C am 13. September 1922 in El Asisija, Libyen
(112 m NN)
Zunahme aufgrund Absorption von
UV-Strahlung
Abnahme zwischen ungefähr 50 und
100 km Höhe
Zunahme aufgrund Absorption
kurzwelliger strahlung durch Ozon
Abnahme der Temperatur mit einer
Rate von
T 6.5 K km-1
z
Aufbau der Atmosphäre definiert an Hand eines mittleren
vertikalen Temperaturprofils für 15°N [Abbildung 1.2 aus
Hartmann (1994); Daten aus U.S. Standard Atmosphere
Supplements (1966)]
Abhängigkeit von der
geographischen
Breite
In mittleren und hohen
Breiten:
Temperatur der
unteren Stratosphäre
nahezu unabhängig
von der Höhe
Mittlere Temperaturprofile für die unteren 20 km der
Atmosphäre in drei Breitenzonen
[Abbildung 1.3 aus Hartmann (1994); Daten von Oort
(1983)]
Abhängigkeit von der
Jahreszeit
Im Winter und Frühling in
hohen Breiten:
Temperatur nimmt in der
unteren Troposphäre mit
der Höhe zu (TemperaturInversion)
•Oberfläche strahlt
langwellige Strahlung besser
ab als Luft
•Wärme wird aus niedrigen
Breiten importiert
Jahreszeitliche Schwankung der vertikalen
Temperaturprofile auf 75°N [Abbildung 1.4 aus Hartmann
(1994); Daten von Oort (1983)]
Bodennahe
Lufttemperatur
übersteigt 26°C
nahe dem Äquator
Große
jahreszeitliche
Schwankung auf
der Nordhalbkugel
(mehr als 25°C)
Bodennahe Lufttemperatur als Funktion der geograpischen
Breite für Januar, Juli und im Jahresmittel (°C)
[Abbildung 1.5 aus Hartmann (1994); Daten von Oort
(1983)]
Kontinente im Inneren
im Winter kälter
deutlich als
ozeanische Gebiete,
im Sommer deutlich
wärmer
Oberflächennahe Lufttemperatur (°C) im Januar (a) und im Juli (b)
[Abbildung 1.6 aus Hartmann, Daten von Shea (1986)]
Oberflächennahe
Lufttemperatur (Daten aus der
NCEP-Reanalyse)
Nordwinter
(Dezember-Januar-Februar)
Nordsommer
(Juni-Juli-August)
Große jahreszeitliche
Schwankung im Inneren
Nordamerikas und
Asiens
Geringe jahreszeitliche
Schwankung auf der
Südhalbkugel (größerer
Ozeananteil)
Amplitude des Jahresgangs der Oberflächentemperatur
[Abbildung 1.7 aus Hartmann (1994); Daten von Shea (1986)]
3. Zusammensetzung der Luft
• Luftzusammensetzung wichtig für
Wechselwirkung mit Strahlungsenergie
• Trockene Luft besteht hauptsächlich aus
Stickstoff (78%) und Sauerstoff (21%)
• Die wichtigsten klimawirksamen Gase sind
Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon
[Tabelle 1.1 aus
Hartmann
(1994); Daten
von Walker
(1977)]
4. Hydrostatisches
Gleichgewicht
Die vertikale Kräftebilanz (Schwerkraft gleich Druckgradientenkraft)
pro Masseneinheit lautet:
1 dp
g
. (1)
r dz
g=9.806 m s-2: Schwerebeschleunigung.
Die Zustandsgleichung eines idealen Gases verknüpft p: Druck, r:
Dichte, R=287.04 J kg-1 K-1: Gaskonstante für trockene Luft und T:
Temperatur. Es gilt
p  rRT
oder
p
r
.
RT
Einsetzen in die vertikale Kräftebilanz (1) liefert
RT d p
g
p dz
oder
dp
g

p.
dz
RT
Mit der Skalenhöhe
RT
H
g
ergibt sich die Differentialgleichung
dp
1
  p.
dz
H
Barometrische Höhenformel
Wenn die Atmosphäre isotherm ist, also die Temperatur und mit ihr
die Skalenhöhe konstant sind, dann ergibt sich für den
hydrostatischen Druck der Ausdruck:
p  ps exp(  z / H ),
wobei ps der Oberflächendruck ist.
Die Skalenhöhe beträgt für eine mittlere Temperatur der
Erdatmosphäre von 255 K rund 7500 m.
Beziehung zwischen Masse
und Druckunterschied
Die vertikale Kräftebilanz (1) lässt sich auch wie folgt schreiben:
dp
dm  r dz   ,
g
d.h. die Masse dm zwischen zwei um dz verschiedenen
Höhenflächen ist proportional zum Druckunterschied dp.
Statische Grundgleichung:
Vertikale Komponente der
Druckgradientenkrtaft
= Schwerkraft
Exponentielle Abnahme mit der
Höhe
Untere Atmosphäre am
Wichtigsten für Klima
Druck (~Masse) nahe der
Oberfläche am größten
Vertikalprofile des Luftdrucks und des Partialdrucks von
Wasserdampf (jeweils normiert auf 1013.25 hPa und 17.5
hPa)
[Abbildung 1.8 aus Hartmann (1994)]
5. Luftfeuchtigkeit
• Die Atmosphäre muss das von der
Oberfläche verdunstete Wasser (Quelle)
zu den Regengebieten (Senke)
transportieren
• Wasserdampf ist das wichtigste
Treibhausgas und bildet Wolken
Rasche Abnahme mit der
Höhe und der
geographischen Breite
Wasserdampf an der
Oberfläche konzentriert
Warme Luft kann mehr
Wasserdampf aufnehmen
Spezifische Luftfeuchtigkeit (g/kg)
[Abbildung 1.9 aus Hartmann (1994); Daten from Oort (1983)]
6. Der Weltozean
• bedeckt rund 71% der Erdoberfläche
(mittlere Tiefe: 3700 m)
• enthält 97% allen Wassers auf der Erde
• kann große Wärmemengen aufnehmen
und abgeben
• trägt zur Hälfte zum Wärmetransport vom
Äquator zu den Polen bei
• ist die Quelle (fast) allen Wasserdampfs
[Tabelle 1.2 aus Hartmann (1994)]
Deckschicht
(„mixed layer“,
~oberflächennahe
Lufttemperatur)
Thermokline
(~1 km)
Zwischen- und
Tiefenwasser
Vertikalprofile der mittleren Temperaturen (°C)
[Abbildung 1.10 aus Hartmann (1994); Daten von Levitus
(1982)]
Deckschicht
Beispiel für ein CTDProfil (einmalige
Punktmessung)
Thermokline
23°S, 11°30‘ E (GeoB 84121)
13.3.2003
METEOR-Reise M57-2
Daten von Volker Mohrholz und Toralf
Heene (IOW)
Stationen und Fahrtroute M57/2
Kranzwasserschöpfer mit
CTD des IOW
Zusammensetzung
des Meerewassers
[Tabelle 1.3 aus
Hartmann (1994]
Subtropen: P < E,
hoher Salzgehalt.
Mittlere und hohe
Breiten: P > E,
geringer hoher
Salzgehalt.
Salzgehaltsbereich:
32-38
Salzgehalt beeinflusst
Dichte des
Meerwassers
Vertikalprofile des mittleren Salzgehalts [Abbildung 1.11
aus Hartmann (1994); Daten von Levitus (1982)]
7. Meereis und Landeis
• Etwa 2% des Wassers der Erde ist
gefroren
• Für das Klima ist nicht die Dicke, sondern
die Ausdehnung des Eises wichtig (EisAlbedo-Effekt)
[Tabelle 1.4
aus
Hartmann
(1994]
8. Die Landoberfläche
• Klima (Temperatur und Bodenfeuchte)
bestimmt natürliche Vegetation und
landwirtschaftliches Potential
• Vegetation, Schneebedeckung und
Bodenbeschaffenheit beeinflussen das
lokale und globale Klima
70% der Landfläche liegen
auf der Nordhalbkugel
Klimate der Nord- und
Südhalbkugeln sind deutlich
verschieden
Bruchteil der landbedeckten Oberfläche einer Breitenzone
(durchgezogene Linie) und Beitrag jeder Breitenzone zur
globalen Landoberfläche (durchgezogene Linie).
[Abbildung 1.12 aus Hartmann (1994)]
Gebirgszüge beeinflussen Klima
Himalaya
Rocky
Mountains
Anden
Topographie der Erde (m)
[Abbildung 1.13 aus Hartmann (1994)]
Klima bestimmt Landnutzung
[Tabelle 1.5 aus Hartmann (1994)]