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Wiederholung 9. Stunde

Ist die Wasserbilanz der Ostsee
positiv oder negativ?

Welche Rolle spielen die
Jahreszeiten?
Jahreswerte in mm
P
E
P-E
639
498
141
Ozeanmodell
Omstedt & R [2000] 599
443
156
Reg.
Jacob
Klimamodell
et al. [1997]
827
505
322
603
537
66
Stationsdaten
Henning [1988]

Wie unterscheiden sich Pazifik,
Schiffsbeobachtungen
Lindau [2002]
Atlantik und Indik in ihrem Wärmetransport?

Welche Faktoren bestimmen
die Ozeanzirkulation?

Mit welchem Set von Gleichungen
lassen sich ozeanische Prozesse
beschreiben?

Welche Rolle spielt die
Reibung im Ozean?
1
M E   k  
f
Ekman-Transport (stärker am Äquator)
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19. Dezember 2006
1
Ekman- Spirale
 In den Suptropen der NH führen die
antizyklonalen Winde zu EkmanKonvergenz und somit Absinken
(downwelling) → Saugen
 In den Tropen führen Passatwinde
entsprechend zu Ekman-Divergenz und
somit Aufquellen (upwelling) → Pumpen
w h  


k    
 
f
1



h Tiefe der Ekman
Schicht (Deka- bis 100 m)
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Ekman-Strömung kann Isopyknen
und somit Druckgradienten ändern
→ Änderung des19.
geostr.
Flusses
2
Dezember
2006
Skalenanalyse für ozeanische Bewegungen
L
H
u
w
Δp
L/u
= 106 m
= 4·103 m
= 10-1 ms-1
= 10-4 ms-1
= 10 hPa
= 105 s
horiz. Längenskala
Tiefenskala
horiz.Geschw.
vert. Geschw.
horiz. Druckgradient
Zeitskala
du
1
p
1  zx
 fv 

dt
 R cos    z
Ro=u/fL~10-3
Im Vergleich zur Atmosphäre (Ro~10-1) ist der Ozean
stärker geostrophisch
gezwungen
Westl. Randströme (z.B. Golfstrom,
Kuroshio) in geschlossenen Basins
dv
1 p
1  zy
  fu 

dt
 R  z
p
  g
z
steady-state (mehrere Jahre)
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
2 cos o
1 f

R  o
R
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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)
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Besonderheit der Tiefenkonvektion
Bei
 S ,T
z
~0
machen sich Dichteerhöhungen an der Oberfläche bis in große
Tiefen bemerkbar (Abstrom bis 5000 m)
 t (T , S )   (T , S , po )  o
schwach-stabil:
 Nordatlantik
 SO (Antarktis)
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Folgen der Tiefenkonvektion
Tiefenkonvektion:
w S ,T  0
d.h. mit Zustandsgleichung
S ,T  O0 T  T0   O0 s*  s0* 
gilt:
 Korrelation zwischen Vertikalgeschwindigkeit und Temperaturfluktuation
ist positiv ( wT   0 )
→ Wärme wird nach oben transportiert
 Korrelation zwischen Vertikalgeschwindigkeit und Salzfluktuation
ist negativ ( ws*  0 )
→ Salz wird nach unten transportiert

oder neu formuliert: w S ,T   O 0   wT    ws*
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
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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
1



  f    v  

w   O 0 er  vh  h   S ,T 
z   z 

 g
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
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Einfaches Bild der thermohalinen Zirkulation
Eintrag von Wärme und
Süßwasser führt zu
horizontal variierenden
Dichteanteilen
Geostrophische Balance führt
zur Ausbildung des
thermischen Windes
(vertikale Windscherung)
Impulsübertrag aus der
Atmosphäre
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)
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Schema der stationären Zirkulation
- subpolar
Ro=u/fL~10-3
- subtropisch
Im Vergleich zur Atmosphäre Ro~10-3 ist der Ozean
stärker geostrophisch
gezwungen
WGC
Wind driven Gyre Circulation
DWBC Deep Western Boundary Current
Susanne
Crewell, WS 2006/2007
DGFPhysikalische
DeepKlimatologie,
geostrophic
Flow
σ
S
Q
oberflächennahe Isopykne
Quelle von Tiefenwasser
vert. Massenfluss
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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
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
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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 räumlichzeitlichen 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
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Harmonische des Tagesgangs
Jahresgang
Quartiäre EisVolumen Zyklen
Relative
Varianz
10-4
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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
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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
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)
T  T2  T1  0
Massenaustausch q
zwischen beiden Boxen (kein
netto Massenaustausch, q1=-q2,
→ |q1| = |q2| = |q|
Dichtefluss H
Gesamtdichte bleibt erhalten
→ H2 = -H1 = Hs
Hense 1994
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2 Boxen-Modell

S1   H1  | q | S 2  S1 
t

S 2  H 2  | q | S 2  S1 
t
Stärke des meridionalen Transportes
ergibt sich aus dem meridionalen
Dichtegradienten (folgt aus LSG)
Zustandsgleichung
HS 
q   1   2 

QS   O s * P  E 
z
  T   S1  S 2 
Annahme: stationäre Lösung

T

T

H S 

2 
2  4  T  
S 2  S1   1   1 

H S 

2 
2  4  T  
S 2  S1   1   1 
1
2
1
2
q0
q0
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indirekte Zirkulation
direkte Zirkulation
(kaltes wasser sinkt)
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Diskussion der Lösungen


S 2  S1   1   1  H S 2 
T
2  4  T  



T
H S 

2  4  T 2 
S 2  S1   1   1 

1
2
q0
1
2
T
S 2  S1 
q0
q<0
q=0
q   T   S1  S 2 
T  T2  T1  0
1.
H S
 0.25
 T 2
1  T 
HS 
4

2
d.h. viel Salzeintrag in Box2 und
entsprechend viel Salzentfernung
aus Box1 → schwache Strömung
(äquatorwärts) bei bei starkem
Salzgradienten
2.
H S
 0.25
 T 2
q>0
H S
 T 2
d.h. eher schwacher Salzeintrag, Ausgleich durch
zwei stat. Lösungen
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Diskussion der Lösungen

T
S 2  S1 
q=0
H S
 0.25
 T 2
a) starker Salzgradient, schwache
Strömung (äquatorwärts), Lösung
dominiert durch Salz- und
Temperaturantrieb
q<0
b) schwacher Salzgradient, starke polwgerichtete Dichteströmung (q>0),
Temperaturgetriebene Lösung
c) relativ starker Salzgradient und ein
polwärts-gerichteter schwacher
Transport von Salz, jedoch instabil
q>0
H S
 T 2
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Gleichgewichtszustände
 Atmosphäre muss verminderten
ozeanischen Wärmefluss kompensieren
 für die gleiche Richtung des Frischwasserflusses muss sich das Salzprofil 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
H S
 T 2
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 Salzund 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
Atlantik
Temperaturänderung
Pazifik
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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
Holozän
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.
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Zukünftige Entwicklung
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Rückkopplungen
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Vertikale Umlagerungen im Ozean
Potentielle Temperatur
p( z)
 ( z)  T ( z) 

po
 T 

 dp

p

 ad
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
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Golfstrom
http://www.noc.soton.ac.uk/rapid/sis/moc_monitor.php
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