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Schär, ETH Zürich
1Vorlesung Erd- und Produktionssystseme, Herbstsemester 2007
Klimasystem und WasserkreislaufChristoph SchärInstitut für Atmosphäre und KlimaETH Zürichhttp://www.iac.ethz.ch/people/schaer
TEIL 2
Das Klimasystem
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TEIL 2: KLIMASYSTEM
Kapitel 5. Die Energiebilanz der Erde
Kapitel 6. Rolle des Wassers im Klimasystem
Kapitel 7. Allgemeine Zirkulation der Ozeane
Kapitel 8. Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre
Kapitel 9. Klimazonen
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Kapitel 5: Die Globale Energiebilanz
Sonne
sichtbareStrahlung
emittierteInfrarot-
Strahlung
reflektierte sichtbareStrahlung
Energie-Input = Energie-Output
CO2
Aerosole
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Einfallende Sonnenstrahlung
Erdoberfläche4 π r2
Erdschattenπ r2
extraterrestrische SonnenstrahlungSo = 1367 W / m2
S =14SoMittlere einfallende Sonnenstrahlung
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Wärmestrahlung: Stefan Boltzmann Gesetz
Jeder Körper strahlt entsprechend seinerTemperatur und Emissivitätelektromagnetische Strahlung ab.
Die Wellenlänge maximaler Intensitätnimmt mit der Temperatur ab (Wien’schesVerschiebungsgesetz, 1893)
Die abgestrahlte Energie nimmt mit derTemperatur zu (Stefan-Boltzmann Gesetz,1879, 1884):
Der gesamte Sachverhalt wird durch dasPlanck’sche Strahlungsgesetzbeschrieben (1900)
€
LeistungFläche
= σT4 [W/m2]
Stra
hlun
gsdi
chte
Wellenlänge [nm]
1 nm = 10–9 m = 10–3 µm
sichtbar InfrarotUltraviolett
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Short Wave–100% +33%
+67%
Long Wave+67%
–67%TE
Energiebilanz ohne Atmosphäre
Ohne Atmosphäre existiert einStrahlungsgleichgewicht an derErdoberfläche.
TE = So (1− α )4σ
4 ≈ 255 K
Beobachtete Oberflächen-temperatur: 288 K
Energiebilanz der Erdoberfläche
EInput = EOutput
Albedo α≈0.3
Stefan Boltzmann σ ≈ 5.67x10–8 W/(m2 K4)
So4
= α So4
+ σTE4So/4
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Short Wave–100% +33%
+67%
Long Wave+67%
–133% +67%TE
Energiebilanz mit einer idealisierten Atmosphäre
Annahmen:• anstelle einer Atmosphäre:
dünne Scheibe mit T=TA• transparent für Licht• schwarz für infrarotes Licht
Energiebilanz der “Atmosphäre”
σTE4 = 2 σTA
4
TE = 24 TA = 1.19 TA= 303 K
TA
Energiebilanz des Weltraums
TA = So(1− α )4σ
4 ≈ 255 K
So4
= α So4
+ σTA4
So/4
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Idealisierte Atmosphäre Reale Atmosphäre
Allerdings: Wolken sindintransparent für sichtbareStrahlung. Im Mittel kühlen sie amTag und wärmen in der Nacht.
Treibhaus-Effekt
Short Wave–100% +33%
+67%
Long Wave+67%
–67%
Short Wave–100% +33%
+67%
Long Wave+67%
–133% +67%
TE = 255 K
TE
TE =303 K
TA = 255 K
TE
TA
In der wirklichen Atmosphäre wirkenTreibhausgase und Wolken ähnlich wie die Scheibe in einem Treibhaus:
Short Wave–100% +33%
+67%
Long Wave+67%
–133% +67%
H2O CO2 CH4
Beobachtet: TE = 288 K
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Atmosphärische Strahlung (Clear-Sky)Ab
sorp
tion
[%]
Wavelength [µ]
λ E [n
orm
aliz
ed]
(Peixoto and Oort, 1992)
visibleshortwave longwave
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Globale Energiebilanz
Short Wave
global
radiation
–100% +22% +8%
+42%
+28%
Long Wave+60%
–113% +101%
+10%
Latent Heat
–25%
Sensible Heat
–5%
–58% +25%+5%CO2H20
Space
Atmosphere
Land / Ocean
(based on data of Ohmura and Wild)
Transport von Wärmeund Wasserdampf
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Einfallende Sonnenstrahlung
(Hartmann, 1994)
Einstrahlung an derObergrenze der Atmosphäreals Funktion der Breite undJahreszeit.
Einflüsse:
• Geographische Breite=> Maximum in Tropen
• Neigung der Erdachsevon 23.45o
=> Jahresgang
• Exzentrizität der Erd-umlaufbahn (Distanz zurSonne zwischen 1.017 und0.983 AU, 1 AU=1.496x1011m)
Latit
ude
Month
W/m2
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Zonale Energiebilanz
(Hartmann, 1994; Peixoto and Oort, 1992)
Faktoren:• Absorbierte Sonnenstrahlung• Emittierte Wärmestrahlung
Ergibt eine Netto-Erwärmung in denTropen, und eine Netto-Abkühlungin den polaren Regionen
Diese Asymmetrie wird durchWärmetransport ausgeglichen.
Emitted Longwave
Surplus
Deficit
Absorbed Solar
Latitude
Rad
iatio
n ba
lanc
e [W
/m2 ]
Der Wärmetransport wird durch dieStrömungen der Atmosphäre undder Ozeane bewerkstelligt.
Nor
thw
ard
ener
gytr
ansp
ort
[101
5 W]
Latitude
Total
Atmosphere
Ocean
–60 –30 0 30 60
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KAPITEL 6: Rolle des Wassers im Klimasystem
Treibhauseffekt von Wasserdampf
Wolken-Albedo Feedback
Eis/Schnee-Albedo Feedback
Latente Wärme im Klimasystem
Thermische Trägheit von Wasser und Eis
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Wasser beeinflusst Strahlungshaushalt
Sichtbar:Dunkle Regionen:
Erde absorbiert sichtbareSonnenstrahlung
Infrarot:Dunkle Regionen:
Erde emittiert Infrarotstrahlungin den Weltraum
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Absorption durch Spurengase – Treibhauseffekt
(Peixoto and Oort, 1992)
Abso
rptio
n [%
]
Wellenlänge [µ]
CH4
N2O
O2,O3
CO2
H2O
H2O-Dampfist daswichtigsteTreibhausgas,nicht CO2 !
CO2 ist daswichtigste vomMenschenbeeinflussteTreibhausgas
shortwave longwave
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Albedo-Feedback
Albedo = Anteil der reflektierten Sonnenstrahlung
Oberfläche und Bewölkung sind wichtig für globale Energiebilanz:• Wolken-Albedo Feedback• Schnee/Eis-Albedo Feedback• Vegetation-Albedo Feedback
Oberfläche Bedingungen Albedo αWolken 100 m dick 0.4
500 m dick 0.7See, Ozean Zenitwinkel 30° 0.05
60° 0.1085° 0.6
Eis 0.25-0.35Schnee alt-frisch 0.45-0.85Gras 0.2-0.3Wald 0.1-0.2Globales Mittel 0.3
Short Wave–100% +33%
+67%
Long Wave+67%
–67%
S S·α
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Latente Wärme im KlimasystemBeim Verdunsten von Wasser muss Wärme aufgewendet werden,beim Kondensieren wird dieser Wärme wieder frei.
VerdunstungAbkühlung
KondensationErwärmung
Verdunstung / Kondensation ist mit einem impliziten Wärmetransportverknüpft. Anstelle von Wärme wird aber Wasserdampf transportiert.Man spricht deshalb von der “latenten Wärme”.
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Phasenübergänge des Wassers
Ice Water Vapor
← Resublimate~2790 J/g
Sublimate →
← Freeze~340 J/gMelt →
← Condensate~2450 J/g
Evaporate →
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Bei der Erwärmung von Eis (0ºC) zu Wasserdampf (100ºC) wird86% der Energie in die Phasenübergäge gesteckt und nur 14%in die eigentliche Erwärmung!
Energieumsätze bei Erwärmung/Phasenwechsel
Energieinput [J/g]
Tem
pera
tur [
ºC] Waser und Wasserdampf ∆E=Lw-d
Wasser ∆E=cp,Wasser·∆T
Eis ∆E=cp,Eis·∆T
Eis und Wasser ∆E=Le-w
∆E=cp,Dampf·∆TWasserdampf
340J/g
420J/g
2450J/g
0 1000 2000 3000-40
-20
0
20
40
60
80
100
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Inhalt
Kapitel 5. Die Energiebilanz der Erde
Kapitel 6. Rolle des Wassers im Klimasystem
Kapitel 7. Allgemeine Zirkulation der Ozeane
Kapitel 8. Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre
Kapitel 9. Klimazonen
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Vertikale Struktur des Ozeans
Thermokline
Tiefenwasser
Oberflächenwasser
Temperatur [°C]
Temperatur
Salinität [‰]
Dichte [ρ–1000 kg/m3]
Dichte
SalinitätTief
e [m
]
Jahresmittel Jahresgang (50°N)
(Hartmann 1996)
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Temperatur und Salinität im Ozean
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Meeresströmungen
Western Boundary Current Eastern Boundary Current
(Peixoto and Oort 1992)
Westwindgürtel
Westwindgürtel
Passatwindgürtel
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Meeresströmungen
OberflächlicheMeeresströmungenwerden durch Windangetrieben
Sie bestimmenTemperaturverteilung(z.B. Abweichung vomzonalen Mittel)
Leisten einen Beitragzum meridionalenTemperaturtransport
Deviation of July sea-surface temperature (SST) from zonal average.Values less than –1ºC are shaded.
(Hartmann 1996)
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Tiefe Ozeanische Zirkulation (Termohaline Zirkulation)
Ener
gy T
rans
port
[10
15 W
]
Ocean Conveyor Belt (Schematic)
• Tiefe Ozeanzirkulation wird durch Dichte-Unterschiede angetrieben (Temperatur undSalinität => „thermohalin“)
• Beeinflusst den meridionalen Wärmetransport
N
S
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Kohlenstoff-Kreislauf und Ozeanzirkulation
Anthropogene C-Konzentration in den Ozeanen.Das im Vergleich tiefere Eindringen im Nordatlantik ist
durch die thermohaline Zirkulation verursacht.(Sarmiento and Gruber 1992)
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MeereisJune 11, 2001Feb 9, 2000
In den Polarregionen sind Atmosphäre (kalt) und Ozean (warm) durch einedünne Schicht Meereis voneinander isoliert. Hat grosse Bedeutung fürEnergieaustausch.
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Polareis und Meereis
(Peixoto and Oort 1992)
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Seasonal Variations of Snow and Sea Ice
Sea Ice CoverSnow Cover
land surface area: 149·106 km2
sea surface area: 361·106 km2
Are
a [ 1
06 k
m2 ]
(Peixoto and Oort 1992)
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Inhalt
Kapitel 5. Die Energiebilanz der Erde
Kapitel 6. Rolle des Wassers im Klimasystem
Kapitel 7. Allgemeine Zirkulation der Ozeane
Kapitel 8. Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre
Kapitel 9. Klimazonen
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Struktur der Atmosphäre
Mesosphere
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Height[km]
Stratosphere
Troposphere
Mesosphere
Thermosphere
Density[g/cm3]
10–3
1
10–1
10–2
10–4
10–6
10–5
–100 –80 –60 –40 –20 0 20 oC Temperature
10–4
10–3
10–2
10–1
1
10
102
103
Pressure[hPa]
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InnertropischeKonvergenzzone
HadleyCirculation
Die Hadley Zirkulation
Altit
ude
PassatPassat
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Mittlere Meridionale Zirkulation (N und S-Komponente)
(Hartmann, 1994)
Altit
ude
[km
]
[kg/s]
[kg/s]
Zonal gemittelterMassenfluss
• Hadley Zirkulation istviel stärker auf derWinterhemisphäre
• InnertropischeKonvergenzzone(ITCZ) verschiebt sichgegen Sommer-hemisphäre
• Zonal gemittelteZirkulation in denAussertropen ist sehrschwach
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Rolle der Hadley-Zirkulation für Vegetation
Höhe [km]100 20
Meridionale Zirkulation(Jahresmittel)
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Mittlere Zonale Zirkulation (O und W-Komponente)
(Hartmann, 1994)
Altit
ude
[km
]
[m/s]
[m/s]
AussertropischerWestwindgürtel(Jetstream):
• Ist verknüpft mit demwarm/kalt Kontrastvom Äquator zu denPolen
• Stärker inWinterhemisphäre
• Ist verantwortlich fürdie Bildung von Hoch-und Tiefdruckgebieten
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Beispiel eine Tiefdruckgebiets: 850 hPa=1.5 km über Grund
Temperatur: in Farbe
Geopotential(Druck):
Kontouren
L
Transportiert warme Luft nach Nord und kalte Luft nach Süd
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Niederschlag
L
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IR Satellite Picture
L
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Relative Feuchte
Rel. Feuchte850 hPa:
in Farbe
Bodendruck:Kontouren
L
Transportiert feuchte Luft nach Nord und trockene Luft nach Süd
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• Tiefdruckgebiete bildensich vorzugsweise imOsten der Kontinente
• Auf derNordhemisphäre ergibtsich die Atlantischeund PazifischeZugbahn
Zugbahnen der Tiefdruckgebiete
(James, 1994)
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Mittlerer Bodendruck
(ERA-15, 1979-93 mean)
Juli Januar
L
HH
LL
HH
Wichtige Druckzentren Eurasiens:• Azorenhoch• Islandtief• Sibirische Antizyklone
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Inhalt
Kapitel 5. Die Energiebilanz der Erde
Kapitel 6. Rolle des Wassers im Klimasystem
Kapitel 7. Allgemeine Zirkulation der Ozeane
Kapitel 8. Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre
Kapitel 9. Klimazonen
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Monsoon typeNo dry seasonDistinct dry season
General temperateWeak P seasonalityWinter dry seasonSummer dry season
SteppeDesert
General coldWeak P seasonalityMonsoon Type
All polar subtypes
Cold
Polar
DryTropical
Temperate
International River Basin
Köppen Climates
Klimazonen