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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 1 Ist die Wasserbilanz der Ostsee positiv oder negativ? Welche Rolle spielen die Jahreszeiten? Wie unterscheiden sich Pazifik, Atlantik und Indik in ihrem Wärme- transport? Welche Faktoren bestimmen die Ozeanzirkulation? Mit welchem Set von Gleichungen lassen sich ozeanische Prozesse beschreiben? Welche Rolle spielt die Reibung im Ozean? 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 Stationsdaten Ozeanmodell Reg. Klimamodell Schiffsbeobachtu ngen k f M E 1 kman-Transport (stärker am Äquator)

Wiederholung 9. Stunde

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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? - PowerPoint PPT Presentation

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 1

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?

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

Stationsdaten

Ozeanmodell

Reg. Klimamodell

Schiffsbeobachtungen

kf

M E

1

Ekman-Transport (stärker am Äquator)

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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

f

khw

1

h Tiefe der Ekman Schicht (Deka- bis 100 m)

Ekman-Strömung kann Isopyknen und somit Druckgradienten ändern→ Änderung des geostr. Flusses

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Skalenanalyse für ozeanische Bewegungen

steady-state (mehrere Jahre)

zR

pfv

dt

du zx

1

cos

1

L = 106 m horiz. LängenskalaH = 4·103 m Tiefenskalau = 10-1 ms-1 horiz.Geschw.w = 10-4 ms-1 vert. Geschw.Δp = 10 hPa horiz. DruckgradientL/u = 105 s Zeitskala

Ro=u/fL~10-3

Im Vergleich zur Atmos-phäre (Ro~10-1) ist der Ozean stärker geostrophischgezwungen

zR

pfu

dt

dv zy

11

gz

p

Westl. Randströme (z.B. Golfstrom, Kuroshio) in geschlossenen Basins

R

f

Ro

o

cos21

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Stabilität

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)

http://www.zdf.de/ZDFde/inhalt/14/0,1872,4079406,00.html

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 5

Besonderheit der Tiefenkonvektion

0~,

zTS

Bei machen sich Dichteerhöhungen an der Oberfläche bis in große Tiefen bemerkbar (Abstrom bis 5000 m)

schwach-stabil:

Nordatlantik

SO (Antarktis)

oot pSTST ),,(),(

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 6

Folgen der Tiefenkonvektion

Tiefenkonvektion: 0, TSw

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

0Tw

0* sw

*0*000, ssTT OOTS

oder neu formuliert: *0, swTww OTS

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 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

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 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 von vh mit zunehmender Tiefe eine aufsteigende Wassermassenbewegung

entsprechend bei antizyklonaler Drehung von vh mit zunehmender Tiefe eine absinkende Wassermassenbewegung

1

,0

zz

vve

g

fw TSh

hrO

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 9

Eintrag von Wärme und Süßwasser führt zu

horizontal variierenden Dichteanteilen

Geostrophische Balance führt zur Ausbildung des

thermischen Windes (vertikale Windscherung)

Impulsübertrag aus der Atmosphäre

Zusammenspiel von Dichteverteilung und Absolutgeschwindigkeit führt zu Vertikalbewegungen

und damit zu einer 3D Ozeanzirkulation

Bestimmung des absoluten Strömungsvektors nach Richtung

und Stärke

Einfaches Bild der thermohalinen Zirkulation

Zeitskalen entsprechen dem atmosphärischen Antrieb (Wärme- und Süßwasserflüsse)

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Schema der stationären Zirkulation

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 CurrentDGF Deep geostrophic Flow

σ oberflächennahe IsopykneS Quelle von TiefenwasserQ vert. Massenfluss

- subpolar- subtropisch

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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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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 12

Natürliche Klimavariabilität

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

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

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 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)

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 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)

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 15

Natürliche Klimavariabilität

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 16

1010 Periode in Jahren 10 -4

Relative Varianz

Har

mon

isch

e d

es T

ages

gan

gs

Qua

rtiä

re E

is-

Vol

um

en Z

ykle

n

Jahr

es-

gan

g

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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

positive Rückkopplung: temporäre Reduktion der Frischwasserzufuhr→ Reduktion der Tiefenwasserbildung → Reduktion der Advektion salzreichen Wassers aus niedr. Breiten

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 19

2-Boxenmodell des Ozeans

1: subpolare Box P - E > 0(Salzgehalt S1, Temperatur T1 = konst. )

Hense 1994

Massenaustausch q zwischen beiden Boxen (kein netto Massenaustausch, q1=-q2, → |q1| = |q2| = |q|

Dichtefluss HGesamtdichte bleibt erhalten → H2 = -H1 = Hs

2: subtropische Box P - E < 0(Salzgehalt S2, T2 = konst. > T1)

Einfaches ozeanisches Klimamodell zur Beschreibung der N/S Komponente der thermohalinen Zirkulation (Prinzip

übertragbar auf räumlich-fein aufgelöste Szenarien, s. E/W Komponente)

012 TTT

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2 Boxen-Modell

1222

1211

||

||

SSqHSt

SSqHSt

21

21

SST

q

Stärke des meridionalen Transportes ergibt sich aus dem meridionalen Dichtegradienten (folgt aus LSG)

Annahme: stationäre Lösung

04

1

2

1

04

1

2

1

2

1

212

2

1

212

qT

HSS

T

qT

HSS

T

S

S

EPsQz

H OSS

*

Zustandsgleichung

indirekte Zirkulation

direkte Zirkulation(kaltes wasser sinkt)

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 21

Diskussion der Lösungen

04

1

2

1

04

1

2

1

2

1

212

2

1

212

qT

HSS

T

qT

HSS

T

S

S

2

2 4

125.0

TH

T

HS

S

1.

d.h. viel Salzeintrag in Box2 und entsprechend viel Salzentfernung aus Box1 → schwache Strömung (äquatorwärts) bei bei starkem Salzgradienten

012

21

TTT

SSTq

2. d.h. eher schwacher Salzeintrag, Ausgleich durch zwei stat. Lösungen

25.02 TH S

2TH S

12 SST

q<0q=0

q>0

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 22

Diskussion der Lösungen

a) starker Salzgradient, schwache Strömung (äquatorwärts), Lösung dominiert durch Salz- und Temperaturantrieb

b) schwacher Salzgradient, starke polw-gerichtete Dichteströmung (q>0), Temperaturgetriebene Lösung

c) relativ starker Salzgradient und ein polwärts-gerichteter schwacher Transport von Salz, jedoch instabil

2TH S

12 SST

q<0q=0

q>0

25.02

TH S

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Gleichgewichtszustände

Stocker, 2000

Atmosphäre muss verminderten ozeanischen Wärmefluss kompensieren

für die gleiche Richtung des Frisch-wasserflusses muss sich das Salz-profil ändern

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 24

Ozeanmodelle

trotz identischen Antriebs durch die Atmosphäre gibt es Mehrfachlösungen

auch Erweiterung um mehr Boxen und 2-/3-D Modelle zeigen ähnliche Phänomene

2TH S

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 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

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Umstellung der Zirkulation: Kälte-Ereignisse

Stocker, 2000

Atlantik

Pazifik

Temperaturänderung

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Physikalische Klimatologie, Susanne Crewell, WS 2006/2007 19. Dezember 2006 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

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Zukünftige Entwicklung

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Rückkopplungen

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Vertikale Umlagerungen im Ozean

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

Potentielle Temperatur

dpp

TzTz

ad

zp

po

)(

)()(

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Golfstrom

http://www.noc.soton.ac.uk/rapid/sis/moc_monitor.php