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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