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Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul Vorbesprechung.

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Präsentation zum Thema: "Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul Vorbesprechung."—  Präsentation transkript:

1 Das Klimasystem und seine Modellierung ( ) – André Paul Vorbesprechung

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3 Lehrveranstaltungen Das Klimasystem und seine Modellierung –B.Sc., 3. Studienjahr, Vertiefungsmodul I und II, , WiSe Projektübung Klimamodellierung –B.Sc., 3. Studienjahr, Vertiefungsmodul III, , SoSe

4 Lehrveranstaltungen Earth system modelling –M.Sc., 1st year, core field “Climate Change”, module “Climate Modelling”, , Winter term Modelling past and future climate changes –M.Sc., 1st year, core field “Climate Change”, module “Climate Modelling”, , Summer term Abrupt climate change –M.Sc., 1st year, core field “Climate Change”, module “Climate Dynamics”, , Summer term

5 Empfohlene Literatur Dietrich, Günter, Kurt Kalle, Wolfgang Krauss, Gerold Siedler, "Allgemeine Meereskunde", Gebrüder Borntraeger, Berlin, Stuttgart, Hartmann, Dennis L., "Global Physical Climatology", Academic Press, San Diego, Kraus, Helmut, "Die Atmosphäre der Erde. Eine Einführung in die Meteorologie", Springer, Berlin, Heidelberg, Stocker, T., 2004, Skript zur Vorlesung “Einführung in die Klimamodellierung”, 141 Seiten. PDF (16 MB), von Storch, Hans, Stefan Güss, Martin Heimann, "Das Klimasystem und seine Modellierung. Eine Einführung", Springer, Berlin, Heidelberg, 1999.

6 Vorlesungsplan Einführung in das Klimasystem Die globale Energiebilanz Konzeptionelle Klimamodelle: Das 0-dimensionale Energiebilanzmodell Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima Konzeptionelle Klimamodelle: Das Strahlungs- Konvektions-Modell Wärmehaushalt der Erde Wasserhaushalt der Erde (hydrologischer Kreislauf)

7 Vorlesungsplan Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen Allgemeine atmosphärische Zirkulation und Klima Allgemeine ozeanische Zirkulation und Klima Konzeptionelle Klimamodelle: Das 1-dimensionale Energiebilanzmodell Realitätsnahe globale Klimamodelle

8 Computerübungen Das 0-dimensionale Energiebilanzmodell (global gemittelt) Das Strahlungs-Konvektions-Modell (vertikale Erstreckung) Das 1-dimensionale Energiebilanzmodell (meridionale/Nord-Süd-Erstreckung)

9 Benotung Übungsaufgaben (~14-tägig) Kolloquium –in letzten Vorlesungswoche ( Februar) –in 2er-Gruppen

10 Website bremen.de/~apau/klima/Material_zur_LV.html

11 Das Klimasystem und seine Modellierung ( ) – André Paul Einführung in das Klimasystem

12 Klima Lufttemperatur Zusammensetzung der Luft Hydrostatisches Gleichgewicht Luftfeuchtigkeit Der Weltozean Meereis und Landeis Die Landoberfläche

13 1. Klima „Klimaelemente“: Erwartungswerte der meteorologischen Elemente an einem Ort während eines bestimmten Zeitraums, z. B., Jahresmittel, Verteilung im Jahresgang oder zwischenjährliche Variabilität

14 Meteorologische Elemente Druck p Dichte  Temperatur T Feuchte q (  Niederschlag P) Windgeschwindigkeit u Physikalische Grundgrößen, die von Raum (x,y,z) und Zeit (t) abhängen (Feldgrößen).

15 Wetter Bremen (Mo, , 08:00) 5°C °C, fast wolkenlos, 92% Luftfeuchtigkeit Niederschlag : 0.0 l/m 2 in 12 Std. Wolken: Untergrenze m, Bedeckung 1/8, Gattung “Sc” Windgeschwindigkeit: 14 km/h Luftdruck (hPa): 1031, Tendenz (hPa in 3 Std.): + 0,3

16 Blick auf die Erde aus dem All (Apollo Saturn, AS10, NASA, Mai 1969) [Abbildung 1.1 aus Hartmann (1994)] Das Klimasystem bestimmt die Verteilung von Energie und Wasser nahe der Erdoberfäche. Literatur: Kapitel 1 aus Hartmann, D. L., Global Physical Climatology, Academic Press, San Diego 1994.

17 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)

18 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)] Abnahme der Temperatur mit einer Rate von Zunahme aufgrund Absorption kurzwelliger strahlung durch Ozon Abnahme zwischen ungefähr 50 und 100 km Höhe Zunahme aufgrund Absorption von UV-Strahlung

19 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 geographischen Breite In mittleren und hohen Breiten: Temperatur der unteren Stratosphäre nahezu unabhängig von der Höhe

20 Jahreszeitliche Schwankung der vertikalen Temperaturprofile auf 75°N [Abbildung 1.4 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 (Temperatur- Inversion) Oberfläche strahlt langwellige Strahlung besser ab als Luft Wärme wird aus niedrigen Breiten importiert

21 Bodennahe Lufttemperatur als Funktion der geograpischen Breite für Januar, Juli und im Jahresmittel (°C) [Abbildung 1.5 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)

22 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)]

23 Oberflächennahe Lufttemperatur (Daten aus der NCEP-Reanalyse) Nordwinter (Dezember-Januar-Februar) Nordsommer (Juni-Juli-August)

24 Amplitude des Jahresgangs der Oberflächentemperatur [Abbildung 1.7 aus Hartmann (1994); Daten von Shea (1986)] Große jahreszeitliche Schwankung im Inneren Nordamerikas und Asiens Geringe jahreszeitliche Schwankung auf der Südhalbkugel (größerer Ozeananteil)

25 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

26 [Tabelle 1.1 aus Hartmann (1994); Daten von Walker (1977)]

27 4. Hydrostatisches Gleichgewicht Die vertikale Kräftebilanz (Schwerkraft gleich Druckgradientenkraft) pro Masseneinheit lautet: g=9.806 m s -2 : Schwerebeschleunigung.

28 oder Die Zustandsgleichung eines idealen Gases verknüpft p: Druck,  : Dichte, R= J kg -1 K -1 : Gaskonstante für trockene Luft und T: Temperatur. Es gilt

29 oder Einsetzen in die vertikale Kräftebilanz (1) liefert

30 Mit der Skalenhöhe ergibt sich die Differentialgleichung

31 Wenn die Atmosphäre isotherm ist, also die Temperatur und mit ihr die Skalenhöhe konstant sind, dann ergibt sich für den hydrostatischen Druck der Ausdruck: wobei p s der Oberflächendruck ist. Die Skalenhöhe beträgt für eine mittlere Temperatur der Erdatmosphäre von 255 K rund 7500 m. Barometrische Höhenformel

32 Die vertikale Kräftebilanz (1) lässt sich auch wie folgt schreiben: d.h. die Masse dm zwischen zwei um dz verschiedenen Höhenflächen ist proportional zum Druckunterschied dp. Beziehung zwischen Masse und Druckunterschied

33 Untere Atmosphäre am Wichtigsten für Klima Vertikalprofile des Luftdrucks und des Partialdrucks von Wasserdampf (jeweils normiert auf hPa und 17.5 hPa) [Abbildung 1.8 aus Hartmann (1994)] Exponentielle Abnahme mit der Höhe Statische Grundgleichung: Vertikale Komponente der Druckgradientenkrtaft = Schwerkraft Druck (~Masse) nahe der Oberfläche am größten

34 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

35 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)]

36 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

37 [Tabelle 1.2 aus Hartmann (1994)]

38 Vertikalprofile der mittleren Temperaturen (°C) [Abbildung 1.10 aus Hartmann (1994); Daten von Levitus (1982)] Deckschicht („mixed layer“, ~oberflächennahe Lufttemperatur) Thermokline (~1 km) Zwischen- und Tiefenwasser

39 23°S, 11°30‘ E (GeoB 84121) METEOR-Reise M57-2 Daten von Volker Mohrholz und Toralf Heene (IOW) Deckschicht Thermokline Beispiel für ein CTD- Profil (einmalige Punktmessung)

40 Stationen und Fahrtroute M57/2 Kranzwasserschöpfer mit CTD des IOW

41 [Tabelle 1.3 aus Hartmann (1994] Zusammensetzung des Meerewassers

42 Vertikalprofile des mittleren Salzgehalts [Abbildung 1.11 aus Hartmann (1994); Daten von Levitus (1982)] Subtropen: P < E, hoher Salzgehalt. Mittlere und hohe Breiten: P > E, geringer hoher Salzgehalt. Salzgehaltsbereich: Salzgehalt beeinflusst Dichte des Meerwassers

43 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 (Eis- Albedo-Effekt)

44 [Tabelle 1.4 aus Hartmann (1994]

45 8. Die Landoberfläche Klima (Temperatur und Bodenfeuchte) bestimmt natürliche Vegetation und landwirtschaftliches Potential Vegetation, Schneebedeckung und Bodenbeschaffenheit beeinflussen das lokale und globale Klima

46 Bruchteil der landbedeckten Oberfläche einer Breitenzone (durchgezogene Linie) und Beitrag jeder Breitenzone zur globalen Landoberfläche (durchgezogene Linie). [Abbildung 1.12 aus Hartmann (1994)] 70% der Landfläche liegen auf der Nordhalbkugel Klimate der Nord- und Südhalbkugeln sind deutlich verschieden

47 Topographie der Erde (m) [Abbildung 1.13 aus Hartmann (1994)] Gebirgszüge beeinflussen Klima Rocky Mountains Himalaya Anden

48 [Tabelle 1.5 aus Hartmann (1994)] Klima bestimmt Landnutzung


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