Breitenabhängige Energiebilanzmodelle - Energietransport -

Literatur Stocker (2005), Abschnitt 4: Energietransport im Klimasystem und seine Parametrisierung Hartmann (1994), Abschnitt 9.4: Ice Albedo Feedback

Polwärts gerichteter Energietransport Die Unterschiede zwischen der Netto-Strahlungsbilanz in den Tropen und in den hohen Breiten müssen durch einen polwärts gerichteten Energietransport ausgeglichen werden. Der Energietransport in der Atmosphäre kann aus Ballon- und Satellitenbeobachtungen von Wind, Temperatur und Luftfeuchtigkeit abgeschätzt werden. Zieht man diesen Transport vom Gesamttransport ab, erhält man einen Anhaltswert für den ozeanischen Energietransports. Ohne den polwärts gerichteten Enrgietransport der Luft- und Wasserhülle der Erde wären die Tropen wärmer und die Polarregionen viel kälte.

Positiv äquatorwärts von 40° Negative polwärts von 40° Strahlungsbilanz: Positiv äquatorwärts von 40° Negative polwärts von 40° Im zonalen Mittel spiegeln die Komponenten der Energiebilanz am Außenrand der Atmosphäre den Einfluss der breitenabhängigen Einstrahlung wieder. Die Abnahme der absorbierten kurzwelligen Energie zu den Polen hin ist sogar noch stärker als die der Sonneneinstrahlung, weil die Albedo mit der Breite zunimmt. Zenitwinkel, Bewölkungsgrad und Schneebedeckung nehmen alle mit der geographischen Breite zu. In den Tropen überwiegt die Sonneneinstrahlung die langwellige Ausstrahlung. Polwärts von etwa 40° ist die Sonneneinstrahlung kleiner als die langwellige Ausstrahlung: Die Nettostrahlungsbilanz ist negativ und das Klimasystem verliert Energie an das Weltall. Der Unterschied zwischen der jährlichen Einstrahlung in den Tropen und hohen Breiten muss durch einen polwärts gerichteten Energietransport ausgeglichen werden. Absorbierte kurzwellige Strahlung (Sonneneinstrahlung), emittierte langwellige Strahlung (Ausstrahlung) und Strahlungsbilanz am Außenrand der Atmosphäre, gemittelt über das Jahr und den Breitenkreis [Abbildung 2.12 aus Hartmann (1994)].

Austausch an der Außengrenze der Atmosphäre Transport über die lateralen Grenzen der betrachten Region durch Atmosphäre und Ozean zeitliche Änderungsrate der in der Region gespeicherten Energie Der Energieaustausch mit der festen Erde kann vernachlässigt werden. Schema der Energiebilanz des Klimasystems [Abbildung 2.13 aus Hartmann (1994)].

Energiebilanz des Klimasystems Im Jahresmittel gleichen sich Gewinn und Verlust an gespeicherter Energie nahezu aus, und es stellt sich ein Gleichgewicht zwischen Strahlungsfluss an der Außengrenze der Atmosphäre und dem horizontalen Energietransport ein:

Berechnung der meridionalen Energietransporte Integration der Netto-Strahlungsbilanz, beginnend am Nordpol

Gesamttransport: Maximum ~5 PW in mittleren Breiten Atmosphärischer und ozeanischer Transport sind von vergleichbarer Größe jeweils ~2.5 PW auf 30°N Meridionale Energietransporte im Jahresmittel. Der Strahlungsantrieb und der atmosphärische Transport wurden aus Beobachtungen abgeschätzt. Der ozeanische Transport wurde aus der Energiebilanz berechnet [Abbildung 2.14 aus Hartmann (1994)].

Diffusion One-dimensional flow along x-axis (Figure 3.2 from Stocker 2004). x-axis is divided in cells of width Dx. Each cell contains molecules in disordered motion, corresponding to a temperature T.

Describe the random motion of the molecules by a probability p for a jump of one particle from cell i to cell i+1. Let r be the number of molecules per cell (number density).

The number of particles jumping from cell i to the right is: The number of particles jumping from cell i+1 to the left is:

The (mass) flux at the boundary between cells i and i+1 is given by or

In the limit the diffusive flux density of mass becomes

K is the diffusion coefficient in units of m2 s-1 K is the diffusion coefficient in units of m2 s-1. It parameterizes processes at the non-resolved molecular scale. Net diffusive fluxes only occur if the density or concentration gradient is non-zero.

In three dimensions, the diffusive flux density of a scalar quantity C is

Where: isotropic diffusion coefficient (scalar) gradient operator, turns scalar C(x,y,z) into vector that points into the direction of steepest ascent of the surface given by z=C(x,y,z)

Diffusive flux density Quantity Formula General scalar Mass Heat flux Salt flux x-component of momentum

Formen atmosphärischer Energie Innere Energie IE Potentielle Energie PE Latente Energie LH Kinetische Energie KE

Das Maximum des atmosphärischen Wärmetransports liegt bei 45°. Diffusive Beschreibung gültig für Zeitskalen größer/gleich als 6 Monate und Längenskalen größer/gleich als 1500 km (Lorenz 1979).

Größe Formel Einheit Wärmetransport 1 PW = 1015 W Divergenz des Wärmetrans-ports 1 W m-2 Temperaturgra-dient K m-1

Vom 0- zum 1-dimensionalen Energiebilanzmodell: z. B Vom 0- zum 1-dimensionalen Energiebilanzmodell: z. B. durch schrittweises Modifizieren des Programms energy_transport_1d.f90: Atmosphärische Temperatur tatm zeitabhängig machen Zeitschleife aus ebm_0d5.f90 übernehmen Berechnung der Diffusionskonstanten (aus diffusivity_1d.f90), Albedo (aus albedo_1d.f90) und Sonneneinstrahlung (aus insolation_1d.f90) hinzufügen

Referat 8-10 min (~8-10 PowerPoint-Folien) über eine Aufgabe der Wahl (3, 4, 5, 9) Bericht über Schwierigkeiten Kurze Darstellung der Programmentwicklung Einordnung in den größeren Zusammenhang