Das Klimasystem

Das Klimasystem
(roter Faden und Stichwortsammlung)
(Version: 15.5.2002)
von Martin Claussen
(siehe auch: www.pik-potsdam.de/~claussen/lectures/klimasystem.pdf)
Übersicht:
1. Das Klimasystem
2. Eine kurze Geschichte des Erdklimas
3. Modellierung des Klimasystems
1. Das Klimasystem
Peixoto, J.P. und Oort, A.H.: Physics of Climate. AIP (American Institute of Physics), New York. 3. Auflage, 1993.
Wetter:augenblicklicher Zustand der Atmosphäre (im Mittel über eine Region und im Mittel
über den Tagesgang)
Witterung: Wetter im Mittel über einige Tage bis einige Wochen (z.B. Witterung im Dezember
2000); engl: weather
Klima: “klassische” Definition: Klima ist “mittleres Wetter” oder nach Hann (Handbuch der
Klimatologie, 1908): “Gesamtheit der meteorologischen Erscheinungen, die den mittleren Zustand der Atmosphäre an irgend einer Stelle der Erdoberfläche kennzeichnen.”
Die neuere Definition schließt die Variabilität des Wetters ein:
Climate in a narrow sense is usually defined as the average weather, or more rigorously, as the
statistical description in terms of teh mean and variability of relevant quantities over a period of
time ranging from months to thousands or millions of years. the classical period is 30 years, as
deinded by the World meteorological Organization (WMO). ...
(Houghton, J. T., et al. (eds.), 2001: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group
I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University
Press, 881p.)
Anmerkungen:
a) Klima ist eine Funktion von Raum und Zeit,
Raum und Zeitangaben können auch verstanden werden als “typische” meteorologische Erscheinungen in einer bestimmten Raumskala, z.B.: Mikroklima von Waldbeständen etc.
b) Der Zustand der Atmosphäre im Mittel über hinreichend lange Zeiträume (mehrere Jahre)
wird nicht allein durch Prozesse bestimmt, die nur in der Atmosphäre ablaufen, sondern auch
durch die Ozean-Zirkulation, Bewegung der Gletscher, die Ausbreitung der Vegetation, ... .
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Daher wird das Klima in der Klimadynamik über den Zustand des Klimasystems definiert. (IPCC: climate in a wider sense ...):
Das Klimasystem besteht aus mehreren Untersystemen: Atmosphäre A, Hydrosphäre H,
Kryosphäre C, Biosphäre B und Lithosphäre L. (Oft wird der oberste Teil der Lithosphäre - die
Pedosphäre P - gesondert betrachtet)
Thermodynamisch läßt sich das Klimasystem S ist ein geschlossenes System, das aus den offenen Untersystemen A, H, C, B und L besteht. Falls sehr lange Zeitskalen von einigen Milliarden
Jahren betrachtet und falls der Einfluss des Menschen auf das Klima berücksichtigt werden soll
(Stichwort Kohlenstoffkreislauf) muss das Klimasystem als offenes System behandelt werden.
Der Zustand des Klimasystems kann durch extensive Variable beschrieben werden. (extensive
Variable: physikalisch additive Variable, die von der Größe des Systems abhängen, z.B. Volumen, innere Energie, Entropie. Oft ist es zweckmäßig extensive Variable durch intensive Variable = spezifische extensive Variable zu ersetzen, die lokal, unabhängig von der Größe des
System sind, z.B. Temperatur, Druck, Geschwindigkeit.)
Der Begriff des Klimasystems wird oft gleichgesetzt mit den Begriffen natürliches Erdsystem,
Ökosphäre, Natursphäre.
Manchmal wird auch der Begriff des physikalischen Klimasystems oder Geosphäre verwendet.
Dies schließt die Biosphäre und die Stoffkreisläufe - mit Ausnahme des Wasserkreislaufes - aus.
Im Prinzip könnte auch der Mensch als Teil der Biosphäre angesehen werden. Allerdings lassen
sich viele Aspekte menschliches Handels, z.B. die psychische Komponente, Kultur, ... nicht
quantitativ, thermodynamisch beschreiben. Daher wird als Erweiterung zum Begriff des Klimasystems das Erdsystem definiert als
Erdsystem = Natursphäre/Klimasystem/natürliches Erdsystem + Anthroposphäre.
Die Anthroposphäre kann ebenfalls in verschiedene Sphäre unterteilt werden wie sozioökonomische Sphäre, psychosoziale Sphäre, ...
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Skizze der Klimauntersysteme - Stichworte und typische Zeitskalen:
A
Atmosphäre
geringe Wärmekapazität, ‘schnellstes Klima-Untersystem’
Zeitskalen: Jahresgang, synoptische Aktivität (eventuell auch dekadische Variabilität)
O:
Hydrosphäre (Ozean, Seen, Flüsse, Regen, Grundwasser)
hohe Wärmekapazität, geringe Albedo
Ozean wird unterteilt in: Tiefer Ozean Tiefe O(1000m), Zeitskala: 100 - 1000 Jahre
Mischungsschicht O(100m), Zeitskala: Wochen - Monate
C:
Kryosphäre (Inlandeis, Gletscher, Schneefelder, See-Eis, Permafrost)
hohe Albedo, geringe Wärmeleitfähigkeit, (größtes Frischwasserreservoir)
Zeitskalen: Inlandeis:104 - 105 Jahre, Meer-Eis: 1 - 10 Jahre
B:
terrestrische Biosphäre:
bio-geophysikalische Wechselwirkung: Albedo, Verdunstung, Rauigkeit
bio-geochemische Wechselwirkung: Photosysthese und Respiration von C,
Einfluss auf CH4 Emission
Zeitskalen: Physiologie (Reaktion der Stomata): Minuten,
Sukzession: 30 - 150 Jahre,
Migration: 300 - 1500 Jahre
marine Biosphäre: CO2-Senke/Quelle, Kohlenstoffpumpe
Zeitskalen wie O.
P:
Pedosphäre (Bodenschicht)
Zeitskalen (Temperatur- und Wasserspeicherung) hängen von der Schichttiefe ab:
Tagesgang: etwa 10 - 30 cm, Jahresgang: wenige Meter
L:
Lithosphäre (Erdkruste und oberster Erdmantel)
wichtige Einflussfaktoren: Orographie, Biogeochemie (Vulkanaktivität)
Zeitskalen: 107 ... Jahre (Aufaltung des Himalayas: 26 - 5 106 J., Alpen 65 - 10 106 J.)
Kontinentaldrift: 108 Jahre
Anmerkung:
Wegen der für die Klima-Untersysteme unterschiedlichen Zeitskalen stehen die Untersysteme
nicht immer im Gleichgewicht miteinander und sind selbst nicht im internen Gleichgewicht.
Manchmal wird das Klimasystem S über die für die Klimadynamik relevanten Zeitskalen definiert:
S = A u P u BPhysiol. u CSchnee
Stunden - Wochen
S = A u P u BPhysiol. u CSchnee u HMisch
Wochen - Monate
S = A u P u B”,Phänologie u CSee-eis,Schnee u HMisch
Monate - Jahre
S = A u P u B”,Sukession,Marin. u CSee-eis,Schnee u O
1 - 100 Jahre
1000 Jahre ...
S = A u P u B”,Migration u C u O u L
Diese Definition ist aber nur sinnvoll, wenn das Klimasystem transitiv ist (siehe unten), wenn
also die zeitliche Entwicklung des Ks nicht von der Entwicklung der langsamen Komponenten
des Ks abhängt.
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Allgemeine Definition des Klimas:
Der Zustand des Klimasystems sei durch den Vektor der Zustandsvariablen z(x,t) gekennzeichnet. Wegen der internen Variabilität ist z(x,t) eine Zufallsvariable. (x = Ortsvektor, t = Zeit).
Das Klima wird durch ein Ensemble von N Zuständen zk(x,t) (k=1,N; N ist im Prinzip beliebig
groß) unter denselben äußeren Randbedingungen (bzw. demselben externen Antrieb) nebst der
dazugehörigen Wahrscheinlichkeitsdichtefunktion f(z,x,t) definiert.
Den Erwartungswert des Zustandes können wir durch den Ensemblemittelwert <z> abschätzen:
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á z ( x, t )ñ = ---N
å z k ( x, t )
k
Das gleiche gilt für die höheren statistischen Momente.
Diese Klimadefinition lässt sich im Modell ohne Probleme nachvollziehen. In der Natur hingegen liegt kein Klimaensemble vor, sondern lediglich eine Realisation, der zeitliche Mittelwerte
zugeordnet werden können:
1 τ
z ( x, t + t' ) dt
z ( x ) = ----2τ – τ
ò
Unter bestimmten Umständen können Ensemblemittelwert und Zeitmittelwert miteinander verglichen werden. Ist nämlich die Zeitreihe stationär, d.h. hängt der Mittelwert nicht von der Länge 2 τ des Zeitintervalls und nicht vom Mittelpunkt t’ des Intervalls ab, dann kann man hoffen,
dass z(x,t) im Laufe der Zeit sämtliche Zustände zk(x,t) des Ensembles irgendwann einmal annimmt. Diese Hypothese wird als Ergodenhypothese bezeichnet. Für ein ergodisches Ensemble
sind Zeit- und Ensemblemittelwert gleich.
Leider sind Klimazeitreihen im Allgemeinen nicht stationär. Daher betrachten wir das beobachtete Klima als eine Realisation einer unbekannten Grundgesamtheit. Oft wird ein Klimamodell
schon dann als realistisch angesehen, wenn das beobachtete Klima als Mitglied des Ensembles
der Modellsimulationen interpretiert werden kann.
Theoretisch ließe sich auch ein Ensemble aus einer Anzahl endlicher Zeitreihen aus der Klimageschichte konstruieren, bei denen der externe Antrieb gleich ist, z.B. Aufbau von Inlandeismassen bei abnehmender Einstrahlung auf der sommerlichen Nordhemisphäre. dies könnte
man als Paläoklimaensemble bezeichnen.
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Klimastabilität:
Das Klimasystem sei durch ein nichtlineares Gleichungssystem N(z) = 0 (Klimamodell) beschrieben. Um das Gleichungsystem zu lösen, benötigt man Randwerte z(xB,t) und Anfangswerte z(x,t0).
Ein transitives System zeichnet sich dadurch auch, dass die Lösung z(x,t) nicht vom Anfangszustand z(x,t0) abhängt.
Ein intransitives System zeigt in Abhängigkeit vom Anfangszustand verschiedene Lösungen,
z.B. das System A (siehe dazu Abb. aus Bengtsson et al., Climate Dynamics, 12 (1996) 261278) oder das System A u B (Claussen, Climate Dynamics, 13 (1997), 247-257)
Ein nahezu intransitives System verhält sich in verschiedenen Zeitabschnitten mal transitiv, mal
intransitiv.
Abb.: 5 numerische Realisationen
des Winters 82/83, die von verschiedenen, aber gleich wahrscheinlichen
Anfangsbedingungen
gestartet
wurden, ergeben transitive Temperaturanomalien in den Tropen,
aber intransitive in den mittleren
nördlichen Breiten. Diese Modellergebnisse wurden mit dem hamburger Klimamodell berechnet
(siehe Bengtsson et al., Climate
Dynamics, 1996)
Klimaänderungen:
(siehe E. Lorenz, J. Atmos. Sci., 36 (1979), 1367-1376)
Freie Klimavariabilität entsteht durch interne Instabilität des Klimasystems und Wechselwirkung der offenen Klimauntersysteme miteinander. (engl.: free variations)
Erzwungene Klimavariabilität, manchmal auch als Klimawandel bezeichnet, ensteht durch externen Antrieb, z.B. Änderung der bodennahen Temperatur durch anthropogenen CO2-Eintrag
in die Atmosphäre. (engl.: forced variations)
Klimavorhersage 1. Art: Vorhersage der internen Klimavariabilität (z.B. El Niño- Vorhersage)
(Realisation des Klimasystems bei verschiedenen Anfangszuständen
unter konstantem äußerem Antrieb)
Klimavorhersage 2. Art: Vorhersage der erzwungenen Klimavariabilität (Klimawandels), z.B.
Klimaänderung durch anthropogene Treibhausgasemissionen.
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Abb.: 4 mögliche Gleichgewichtslösungen eines Atmosphäre-Biome(=Makroökosystem)-Modells. Sämtliche Rechnungen wurden für heutige Ozeantemperaturen und heutige Einstrahlungsbedingungen durchgeführt. Die Lösungen a, b und c unterscheiden sich kaum
voneinander. Also bleiben letztlich nur 2 signifikant verschiedene Lösungen übrig. Die Rechnungen, die zur Lösung a führten, wurden mit einer vollständigen Waldbedeckung der Kontinente gestartet. Für b mit vollständiger Grasbedeckung; für c mit dunklem Sandboden; für d mit
heller Sandwüste. aus Claussen et al. (Climate Dynamics, 1997).
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2. Eine kurze Geschichte des Erdklimas
Crowley und North: Paleoclimatology, Oxford Monographs on Geology and Geophysics No.18, Oxford University Press, 1991.
• Im Archaikum (4.6 - 2.5 Gy) ist die Erde eisfrei, obwohl die Leuchtkraft der Sonne deutlich
schwächer als heute ist (Paradoxon der schwachen Sonne, faint sun paradox). Ein „Supertreibhauseffekt“ könnte die fehlende Leuchtkraft der Sonne ausgeglichen haben.
• Mit dem Proterozoikum beginnt das Sauerstoffzeitalter. Im frühen Proterozoikum (um 2.5
Gy) gibt es vermutlich die erste Vereisung. Weitere Vereisungen, vermutlich 3 größere Phasen, sind erst wieder für die Zeit 0.9 - 0.6 Gy nachgewiesen. -> “snow ball earth”
• Im Paläozoikum (570 - 225 My) und frühen und mittleren Mesozoikum (225 - 100 My) bilden sich die Superkontinente Gondwanaland und später Pangäa. Die Entfernung des Südpols zum Rand des Superkontinents bestimmt maßgeblich den Jahresgang der Temperatur
und somit die Bedingung für die Bildung von Inlandeis. Eiszeiten treten im späten Ordovizium und frühen Silur (440 - 420?My) sowie im späten Carbon und Perm (330 - 230 My)
auf. Letztere Eiszeit hängt vermutlich mit der raschen Verbreitung der terrestrischen Vegetation zusammen (starken Photosynthese, kräftiger Rückgang des CO2). Allgemeiner negativer Trend des CO2: Abnahme des Ausgasens, Zunahme der Verwitterung.
• Seit der mittleren Kreidezeit (100 My) bis zum Eozän des mittleren Tertiärs (etwa 40 My)
bleibt das Klima relativ mild. Änderungen in der Ozeanzirkulation, der Land-Meer-Verteilung können die ganzjährige Eisfreiheit der hohen Breiten nicht erklären. Vermutlich spielen der Treibhauseffekt (2-3 x CO2) sowie die Bewaldung der hohen Breiten eine wichtige
Rolle.
• Im späteren Tertiär wird das Klima generell kühler und trockener. Die Antarktis vereist erstmals vor circa 36-34 My, Grönland vor etwa 4-3 My. Eiszeiten treten in den mittleren Breiten seit etwa 2.7 My auf. Auch für die tertiäre Abkühlung wird der Rückgang des
atmosphärischen CO2 durch vermindertes Ausgasen als Hauptgrund angeführt. Im späten
Pliozän Beginn raschen Klimaschwankungen mit einer Periode von etwa 41ky.
• Im Quartär (jetziges Eiszeitalter, laut Definition seit 1.7 My) nehmen die Klimaschwankungen an Amplitude zu. Die Klimafluktuationen können im Wesentlichen durch die Änderungen der Erdbahn erklärt werden. (Exzentrizität: 400 ky und 100 ky - letztere aber ohne
Einfluss auf die Strahlungsbilanz hoher Breiten-, Erdachsenneigung: 41 ky, Präzession der
Äquinoktien: 23 ky und 19 ky). Die Dominanz der Periode 41 ky im frühen Quartär, sowie
der 100 ky-Periode seit gut 750 ky wird in konzeptionellen Modellen durch die generelle
Reduktion des CO2 erklärt. Die l00 ky Periode wird als freie Schwingung der Kryosphäre
interpretiert.
• Im späten Pleistozän, insbesondere während der letzten (Weichsel-, oder Würm-, oder Wisconsin-) Kaltzeit, werden in Eisbohrkernen sowie in Tiefsee-Sedimenten neben den Milankovitch-Zyklen auch die Bond-Zyklen (etwa 10-15ky), sowie die kürzeren (2 - 3 ky)
Dansgaard-Oeschger-Zyklen nachgewiesen. Die meisten Bond-Zyklen werden mit sogenannten Heinrich-Ereignissen abgeschlossen (Heinrich-Schichten = Schichten eisverdrifteter Sedimente). Gegenwärtig wird dies als Wechselwirkung im System InlandeismassenNordatlantikstrom interpretiert.
• Der Rückzug des Eises geschieht schrittweise mit abruptem, gut 1000y währenden “Rückfall” in eiszeitliche Verhältnisse (Jüngeres Dryas um 12.9 - 11.5 ky).
• Das Holozän ist durch eine relative Klimaruhe gekennzeichnet. Dominante Klimaschwankung bei ~ 1500y. Im mittleren Holozän (9 - 6 ky) Ausbreitung der Vegetation in die Sahara
durch Wechselwirkung Vegetation - Atmosphäre.
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Spektrum der Klimavariabilität:
109 y
108 - 107 y
106 y
400 ky
100 ky
41 ky
23 ky, 19 ky
10 ky, 2-3ky
10 - 102 y
Änderungen der Leuchtkraft der Sonne,
globaler Kohlenstoffkreislauf (Ausgasen, Verwitterung)
Paläogeographische Faktoren (Kontinentaldrift, Gebirgsbildung),
Evolution (Entstehung von Pflanzen),
Aufprall von Asteroiden
? (nicht in diesem Diagramm zu sehen)
Exzentrizität der Erdbahn (- ” -)
? Inlandeis
Schiefe der Erdachse
Präzession
Bond-Zyklen, Dansgaard-Oeschger-Zyklen
? Instabilität der Inlandeis-Ozean-Systems?
Änderungen der Solarkonstanten (Gleißberg-Zyklus, ...),
Ozean-Atmosphäre-System (e.g.El Niño,NAO)
Änderung der Vulkanaktivität (Häufung hochreichender Vulkanausbrüche)
aus: Peixoto und Oort (1992)
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3. Modellierung des Klimasystems
Spektrum der Erdsystem- / Klimasystemmodelle:
Claussen, M., et al., 2002: Earth System Models of Intermediate Complexity: Closing the Gap in the Spectrum of
Climate System Models, Climate Dyn., 18, 579-586.
Struktur eines EMICs (Earth System Modell of Intermediate Complexity)
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