Das Klimasystem und seine Modellierung Vorlesung 11 (19. Januar 2004) Studiengang Geowissenschaften 3. Studienjahr Vertiefungsmodule I und II André Paul

Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen

Literatur Hartmann (1994), Kapitel 9 Stocker (2003), Abschnitte 2.2 und 2.4

Klimaempfindlichkeit Verhältnis von Klimaantwort zu Klimaantrieb: DTs: Oberflächentemperatur (K oder °C) DQ: Störung der Oberflächenenergiebilanz (W m-2)

Rückkopplungen Positive Rückkopplung: Rückkkopplungen beeinflussen Klimaänderungen, die bereits im Gange sind (Ruddiman, 2001): Entweder verstärken sie die anfängliche Klimaantwort (positive Rückkopplung) oder sie schwächen sie ab (negative Rückkopplung). Positive Rückkopplung: verstärkt anfängliche Klimaantwort, wirkt destabilisierend Negative Rückkopplung: schwächt anfängliche Klimaantwort ab, wirkt stabilisierend [Abbildung 1.11 aus Ruddiman (2001)]

Beispiele für Klimaantriebe Änderung in der Solarkonstante Änderung des atmosphärischen CO2-Gehalts

Beispiele für Rückkopplungen Stefan-Boltzmann-Rückkopplung für langwellige Austrahlung (negativ) Wasserdampf-Rückkopplung (negativ) Eis-Albedo-Rückkopplung (positiv) Dynamische Rückkopplungen durch Temperaturabhängigkeit des meridionalen Energietransports (negativ) Rückkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in den Tropen (schwach positiv) Wolkenrückkopplung (positiv oder negativ?) Biogeochemische Rückkopplungen (negative?)

Berechnung der Klimaempfindlichkeit Energiebilanz in allgemeiner Form: A: kurzwellige Einstrahlung B: langwellige Ausstrahlung W: zusätzlicher Term (Effekte von Wolken, Treibhausgasen, Aerosolen) DQ: Störung der Energiebilanz, die zu Temperaturerhöhung führt

Berechnung der Klimaempfindlichkeit Entwickeln um die Gleichgewichtstemperatur :

Berechnung der Klimaempfindlichkeit Neue Oberflächentemperatur: Gesamt-Klimaempfindlichkeit berechnet sich aus der Summe der innversen Einzelsensitivitäten:

Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Bei den hohen Wolken soll es sich nach Stocker (2003) um Cirren handeln, die keinen Einfluss auf die Albedo ausüben Ähnelt dem „Planeten X mit Treubhauseffekt“

Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Energiebilanz für die Erdoberfläche: mit as: Oberflächenalbedo und Ac: Bedeckungsgrad für hohe Wolken Energiebilanz für die Atmosphäre:

Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Oberflächentemperatur: Atmosphärentemperatur:

Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Gleichgewichtstemperatur. Die beobachtete globale Oberflächentemperatur von 14 °C ist fett markiert [Abbildung 2.9 aus Stocker (2003)].

Energiebilanzmodell mit hohen Wolken Optimimale Wahl der Parameter:

Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell Anwendung der Formel für die Gesamt-Klimaempindlichkeit auf das Energiebilanzmodell mit hohen Wolken:

Klimaempfindlichkeit im Energiebilanzmodell Ableiten der Strahlungsterme A, B und W liefert die inversen Einzelempfindlichkeiten:

Stefan-Boltzmann-Rückkopplung für langwellige Austrahlung Unter der Annahme, dass Albedo und Wolkenbedeckung nicht temperaturabhängig sind und kein zusätzlicher Antrieb durch Wolken vorhanden ist, liefert das Energiebilanzmodell:

Wasserdampf-Rückkopplung Im Energiebilanzmodell mit hohen Wolken unter der Annahme Ac=0.6= const.:

Wasserdampf-Rückkopplung Strahlungs-Konvektions-Modelle mit veränderlicher Wolkenbedeckung Ac liefern unter der (auf Beobachtungen beruhenden) Annahme einer konstanten relativen Luftfeuchtigkeit RH:

Wasserdampf-Rückkopplung Nur ein Klimamodell mit Wasserdampf-Rückkopplung ist in der Lage, die dem Ausbruch des Mount Pinatubo folgende Abkühlung der mittleren Troposphäre um 0.7 °C zu simulieren. Globale Temperaturanomalie der mittleren Troposphäre nach dem Ausbruch des Mount Pinatubo im Jahr 1991. Vergleich der Satellitenbeobachtungen („microwave sounding unit“, MSU) mit einem Klimamodell (GCM) [Abbildung 4 aus Soden et al. (2001)].

Eis-Albedo-Rückkopplung Parametrisierung der Abhängigkeit der Albedo on der Temperatur nach Sellers (1969):

Eis-Albedo-Rückkopplung Führt auf positive Rückkopplung: Gesamt-Klimaempfindlichkeit: Wichtig, aber unrealistisch hoch, weil nur die Polargebiete der Eis-Albedo-Rückkopplung unterliegen

Eis-Albedo-Rückkopplung Jahresgang der Oberflächenalbedo as. Zunahme im Nordwinter (JFM) hauptsächlich durch Anwachsen der Schnee-, aber auch der Meereisbedeckung, Zunahme im Südwinter (JAS) fast ausschließlich durch Anwachsen der Meereisbedeckung [Abbildung 2.8 aus Ruddiman (2001)].

Wolkenrückkopplung Niedrige Wolken beeinflussen die kurzwellig Strahlung (durch ihre Albedo), hohe Wolken hingegen die langwellige Ausstrahlung (Stocker 2003).

Wolkenrückkopplung Beobachtete Rolle der Wolken in der Energiebilanz der Erde [aus Hartmann (1994)]

Wolkenrückkopplung - Abschätzungen nach Hartmann (1994) Wolken verdoppeln die Albedo der Erde von 15 auf 30% und verringern die langwellige Ausstrahlung um rund 30 W m-2. Der Nettoeffekt der globalen Wolkenbedeckung ist eine Abkühlung (d. h. der Einfluss auf die Albedo dominiert) Eine Zunahme des Bedeckungsgrad Ac um 10% würde den Effekt einer Verdopplung des atmosphärischen CO2-Gehalts gerade kompensieren (Annahme: Ac heute = 60%):

Wolkenrückkopplung Heutige Klimamodelle liefern bezüglich der Wolkenrückkopplung kein konsistentes Bild Änderung in der Strahlungsbilanz an der Tropopause aufgrund von Änderungen der Wolkenbedeckung bei einer Verdopplung des CO2-Gehalts (Abbildung aus dem IPCC-Report (2001), Kapitel 7)

Rückkopplung durch langwellige Ausstrahlung und Verdunstung in den Tropen Bei konstanter relativer Luftfeuchtigkeit ist die Zunahme der Abkühlung durch Verdunstung groß gegen die Abnahme der Abkühlung durch langwellige Ausstrahlung