Programm „Paläozeanographische Modellierung“

1. Klimamodellierung (Einführung)

2. CLISIM: Installation

3. CLISIM: Erstes kurzes Experiment (10 Modelljahre)

4. Langes Experiment mit CLISIM (800 Modelljahre)• Wie lange benötigt das Klimamodell, um in ein Gleichgewicht zu

kommen?

5. CLISIM: Sensitivitätsexperimente (800 Modelljahre)• Z. B.: Welche Rolle spielt die langwellige Abstrahlung am Außenrand

der Atmosphäre für die Wassermassenverteilung und die Meridionalzirkulation im Atlantischen Ozean?

6. UVic ESCM: Analyse von Experimenten mit einem dreidimensionalen Kilmamodell

• Verteilung von Temperatur, Salzgehalt, Sauerstoff und meridionale Umwälzbewegung im Atlantischen Ozean; Verlagerung der CCD

University of Victoria Earth-System Climate Model (UVic ESCM)

• Standardkomponenten: Atmosphäre (Modell für Wärme und Wasserhaushalt), Ozean (Modell der allgemeinen Zirkulation), Meereis

• Optionale Komponenten: Vegetation, Ökosystem des Meeres, Kohlenstoffkreislauf

• Modellbeschreibung: siehe Weaver et al. (2001)

Vegetation

Atmosphere

Ice

OceanLand

Grundgleichungen

• Ozean: vollständiges System hydrodyna-mischer Gleichungen (“primitive equations”)

• Atmosphäre: Advektions-Diffusions-Gleichungen für Lufttemperatur und Luftfeuchtigkeit. Energieerhaltung umfasst:

oAbsorbierte Sonneneinstrahlung

oEmittierte Wärmestrahlung der Erde

oAdvektiver und diffusiver horizontaler Transport von fühlbarer und latenter Wärme

Diskretisierung

• Räumliche Auflösung: 3.6° (zonal) 1.8° (meridional) 19 Niveaus 100 100 19 Gitterpunkte (plus 2 Gitterpunkte in zonaler und meridionaler Richtung)

• Die Zeitschritte betragen 1¼ Tage für die atmosphärischen und ozeanischen Beimengungen (“Tracer” wie Temperatur und Salzgehalt) und 1125 s für die barotropen und baroklinen Strömungsgeschwindigkeiten im Ozean.

Experimente mit dem UVic ESCM

• u063: vorindustrielles Kontrollexperiment

• u064: LGM-Experiment mit heutigem Windfeld (für Wärme- und Feuchtetransport in der Atmosphäre) und heutiger Windschubspannung (für Ekman-Transport im Ozean)

• u065: LGM-Experiment mit heutigem Windfeld und LGM-Windschubspannung

• u085: LGM-Experiment mit LGM-Windfeld und LGM-Windschubspannung

Analyse von Simulationen mit dem UVic ESCM

• Vorschläge für grafische Darstellung mit Panoply: Meeresoberfächentemperatur und zonale Komponente

der Windschubspannung als Karte („plot type map“) oder zonales Mittel („plot type zonal average“)

Windschubspannung an der Meeresoberfläche in Vektordarstellung

Potentielle Temperatur und Salzgehalt entlang eines Schnitts bei 20°W durch den Atlantischen Ozean

Meridionale Stromfunktion➔ Entweder zwei getrennte Abbildungen für das

vorindustrielle Kontrollexperiment und ein eiszeitliches Sensitivitätsexperimentes oder Anomalien

Analyse von Simulationen mit dem UVic ESCM

• Graphische Darstellung folgender Variablen für das “Kontrollexperiment” (u063):

• Stromfunktion der meridionalen Umwälzbewegung

• Daten stehen im NetCDF-Format zur Verfügung

• Siehe Abbildungsbeispiel auf nächster Folie

• Meeresoberflächentemperatur (Kästchen deuten horizontale Auflösung des Modells an)

Stromfunktion/Sv der meridionalen Umwälzbewegung im Atlantischen Ozean im UVic

ESCM

Analyse von Simulationen mit dem UVic ESCM

• Graphische Darstellung folgender Variablen für das “Sensitivitätsexperiment” (u064, u065 oder u085):

• Stromfunktion der meridionalen Umwälzbewegung– Daten werden noch im NetCDF-

Format zur Verfügung gestellt• Anomalien bezogen auf das

Kontrollexperiment:– Meeresoberflächentemperatur

• Treffen Sie eine Auswahl!

Themen• Kurs A - GeoB6408-4:

Klimazyklen (Farb- und Carbonatwechsel) mit Perioden von 40.000 und 100.000 Jahren?

• Kurs B - GeoB6425-2: Schmieder (2004), Romero und Schmieder (2006) Klimaübergang im mittleren Pleistozän mit

schwächerer NADW-Bildung, stärkerer Karbonatlösung, Etmosdiscus Rex-Lage, Verschiebung der Subtropenfront?

• Für beide Kurse: „Einfluss der Dynamik von CCD und Frontensysteme

auf die Sedimentologie (Ton-Carbonat-Opal), Steuerung von CCD/AABW-NADW-Grenze, Entstehung und Verschiebung der Fronten“

Hofmann et al. (2005), Figure 1

B

A

Franke et al. (2004), Figure 1

B

A

Hofmann et al. (2005), Figure 4

Glacial-interglacial cycles

Hofmann and Fabian (2007), Figure 1

Temporal variation ~200 km

• Die CCD hängt von der Löslichkeit von Calcit ab, die wiederum bestimmt wird durch Temperatur, Druck und chemische Zusammensetzung des Meerwassers, insbesondere die Menge gelösten CO2 (DIC).

Hinweise zum Aufbau des Vortrags über die paläozeanografische Modellierung

• Einleitung• Methode• Ergebnisse• Diskussion• Schlussfolgerungen

Hinweise zum Aufbau des Vortrags über die paläozeanografische Modellierung

• Einleitung– Wie lauten die Fragestellung und die Hypothese?

• Methode– Numerische Modellierung

• Ergebnisse– Graphische Darstellung und Beschreibung der

Ergebnisse (Kontrollexperiment, Sensitivitätsexperimente)

• Diskussion– Vergleich mit Daten, anderen Modellergebnissen aus

der Literatur

• Schlussfolgerungen– Bis zu welchem Grad wird die Hypothese gestützt?

Zu dem Abschnitt „Einleitung“

• Wichtig: Erarbeiten Sie zunächst eine Fragestellung, die Sie im Rahmen des Sedimentkernpraktikums untersuchen wollen, und stellen Sie eine Hypothese auf, die sie mit einem Klimamodell testen wollen.

• Künden Sie die Klimamodellierung bereits als Ihre Methode an.

Zu dem Abschnitt „Methode“

• Was ist ein Klimamodell? (kurz und knapp erklären)

• Welche Klimamodelle wurden verwendet?

➔Kurze Beschreibungen von CLISIM und UVic ESCM Welche Komponenten waren enthalten? Wie war die Auflösung des Modellgitters? Wie groß war der Zeitschritt? Wie lang war die Laufzeit? (2000 Modelljahre) Wieviel CPU-Zeit wurde benötigt?

Zu dem Abschnitt „Methode“

• Welche Experimente wurden durchgeführt?

➔Vorschlag: Zeigen Sie jeweils das Kontrollexperiment und ein Sensitivitätsexperiment für CLISIM und UVic ESCM Worin unterschieden sich die Experimente? Welche Randbedingungen wurden gewählt? Nummern der Experimente („u063“, usw.) sind

unerheblich

Zu dem Abschnitt „Ergebnisse“

Woher kommen die „Daten“?

• Hier stammen die „Daten“ aus dem Modell = Modellergebnisse

• Modelldaten und Beobachtungsdaten sauber unterscheiden

➔Besser von „Modellergebnissen“ als von „Daten“ sprechen

Zu dem Abschnitt „Ergebnisse“

• Falls Anomalien (Differenzen) gezeigt werden: Auf welches Experiment wird die Anomalie

bezogen? (Beispiel: „LGM minus vorindustriell“)

Zu dem Abschnitt „Ergebnisse“

• Falls horizontale Strömung/Windfeld aus Panoply gezeigt wird: Erklären: Richtung der Vektoren entspricht

Strömungs-/Windrichtung, Länge entspricht Strömungs-/Windgeschwindigkeit (wird auch als Farbe hinterlegt)

Zu dem Abschnitt „Ergebnisse“

• Falls die meridionale Umwälzbewegung erläutert wird Im Fall des UVic ESCM: vielleicht zuvor

horizontale Strömung in einer oberflächennahen Schicht (k=2) zeigen

Zur leichteren Verständlichkeit: Pfeile anbringen für Einstrom an der Oberfläche („Golfstrom“/“Nordatlantikstrom“), Tiefenwasserbildung und Ausstrom in der Tiefe („tiefer westlicher Randstrom“)

Ergänzendes Material aus der Literatur

• Dietrich, Günter, Kurt Kalle, Wolfgang Krauss und Gerold Siedler, Allgemeine Meereskunde. Eine Einführung in die Ozeanographie, Gebrüder Bornträger, Berlin, Stuttgart, 593 S., 1975.

– Das folgende Material stammt hauptsächlich aus diesem Lehrbuch.

• Hartmann, Dennis L., Global Physical Climatology, Academic Press, San Diego, 411 S., 1994.– Siehe Kapitel 7

• Stocker, Thomas, Einführung in die Klimamodellierung, Skript zur Vorlesung im FS 2008 an der Universität Bern, 146 S., korrigierte Fassung vom 11. Januar 2008.– Siehe zum Beispiel Kapitel 8

Thermohaline Zirkulation

• Wärme- und Süßwasserflüsse an der Meeresoberfläche erhalten horizontale Temperatur- und Salzgehaltsunterschiede aufrecht

– Wärmeflüsse: Erwärmung/Abkühlung

– Süßwasserflüsse: Verdunstung und Meereisbildung/Niederschlag, kontinentaler Abfluss und Meereisschmelze

• Wärmeflüsse am Meeresboden spielen untergeordnete Rolle

• Entsprechende Dichteunterschiede leiten thermohaline Zirkulation ein

Elemente der thermohalinen Zirkulation

• Tiefenwasserbildung

• Ausbreitung des Tiefenwassers

• Auftrieb von Tiefenwasser

• Oberflächennahe Strömungen

• Tiefenwasserbildung– Eng verbunden mit Konvektion

– Findet heute statt in: Grönland-Island-Norwegen-See, Labradorsee, Mittelmeer, Weddellmeer, Rossmeer

• Ausbreitung des Tiefenwassers (nordatlantisches Tiefenwasser - NADW, antarktisches Bodenwasser - AABW) in tiefen westlichen Randströmen

• Auftrieb von Tiefenwasser– wohl hauptsächlich im Bereich des

antarktischen Zirkumpolarstroms

– möglicherweise unterstützt durch Ekman-Divergenz

• Oberflächennahe Strömungen– im Atlantischen Ozean: Benguelastrom,

Golfstrom, Nordatlantischer Strom

– thermohaliner Anteil am Golfstrom ~20%

[Abbildung 2.26 aus Ruddiman (2001)]

[Abbildung 20.13 aus Tomczak und Godfrey (1994)]

Hydrodynamisches Gleichungssystem

• Ziel ist, den Bewegungsablauf im Meer zu beschreiben

Hydrodynamisches Gleichungssystem

• Bewegungsgleichungen

• Kontinuitätsgleichung

• Wärmeleitungsgleichung und Diffusionsgleichung

• Zustandsgleichung des Meerwassers

Bewegungsgleichungen

• Beschleunigung = Kraft pro Masseneinheit

• Wesentliche Kräfte, die auf der rotierenden Erde auftreten:

– Druckgradientenkraft

– Reibungskraft

– Gezeitenkräfte

– Ablenkende Kraft der Erdrotation (Corioliskraft)

– Schwerkraft

Kontinuitätsgleichung

• Massenerhaltungssatz: Masse kann weder gewonnen noch verloren werden

Wärmeleitungs- und Diffusionsgleichung

• Temperaturunterschiede gleichen sich aufgrund der Wärmeleitung aus

• Salzgehaltsunterschiede gleichen sich durch Diffusion aus

Zustandsgleichung

• Dichte des Meerwassers ist eine Funktion von Salzgehalt, Temperatur und Druck

• Man verwendet entweder die– in situ-Temperatur oder die

– potentielle Temperatur • die Temperatur, die ein Wasserelement annähme,

wenn es ohne Wärmeaustausch mit seiner Umgebung zur Oberfläche gebracht würde

Randbedingungen

• Gelten an der Meeresoberfläche:– Luftdruck und tangentiale Schubspannung

des Windes

– Bewegung der Meeresoberfläche

– Wärmezufuhr

– Niederschlag und Verdunstung

An der Meeresoberfläche bewirken Niederschlag und Verdunstung,Wärmezufuhr,tangentiale Schubspannung undLuftdruckschwankungenim Meer Salzgehaltsunterschiede,Temperaturunterschiede,Strömungsunterschiede undDruckschwankungen.

Vermischung

• Wenn die kinetische Energie größer ist als die gegen die Dichteschichtung zu leistende Arbeit, dann wird das Wasser turbulent durchmischt und in den homogenen Zustand überführt

• Andernfalls erlischt die Turbulenz und die Dichteschichtung bleibt bestehen

Wassermassen

• Nordatlantisches Tiefenwasser, gebildet in der Labradorsee und in der Grönland- und Norwegensee (North Atlantic Deep Water, NADW): 1.5-4.0°C, 34.8-35.0 nach Emery und Meincke (1986)

– Winterliche Abkühlung bewirkt Dichtezunahme an der Meeresoberfläche und Vertikalkonvektion bis 3000 m Wassertiefe (nicht bis zum Boden)

• Antarktisches Bodenwasser, gebildet rund um die Antarktis, zum Beispiel im Weddellmeer und im Rossmeer (Antarctic Bottom Water, AABW): -0.9-1.7°C, 34.64-34.72 nach Emery und Meincke (1986)

– Auf dem Schelf bilden sich im Winter große Mengen kalten Wassers, die am Kontinentalrand bis zum Boden in 5000 m Tiefe absinken.

• Das Bodenwasser ist kälter, salzärmer und “korrosiver” als das Tiefenwasser.

• CCD (“carbonate compensation depth”):

– Unterhalb der CCD wird dem Meerwasser ebenso viel Calciumkarbonat zugeführt wie in Lösung geht.

– Die Lage der CCD und der Kalkgehalt der Sedimente hängt von der Kalklöslichkeit der am Meeresboden anstehenden Wassermasse ab (und damit von Temperatur, Druck und dem Gehalt an Kohlensäure).

– AABW enthält mehr Kohlensäure als NADW.

Sedimentbildende Organismen

• Coccolithophoriden und Foraminiferen: kalkliebend, können ihren Kalkbedarf umso leichter und reichlicher aus dem Meerwasser befriedigen, je übersättigter es an Calciumkarbonat ist, finden daher in tropischen Gebieten ihre Hauptverbreitung

• Diatomeen und kieselige Dinoflagellaten: ihre Körperhülle besteht aus Kieselsäure, sie besiedeln kalte polare Gebiete

Direkte numerische Lösung des hydro-themodynamischen Gleichungssystems

• Bei der numerischen Integration des hydro-themodynamischen Gleichungssystems wird von einem Anfangszustand ausgegangen

– Der Anfangszustand kann realistisch (aus ozeanographischen Beobachtungsdaten gewonnen) oder mehr oder minder idealisiert sein.

• Unter Einwirkung der äußeren Kräfte führt die Intregation nach hinreichend langer Zeit zu einem quasistationären Endzustand.

– Dieser Endzustand hängt unter Umständen von den Anfangswerten ab (“mehrfache Gleichgewichtszustände”)

Unsicherheiten

• Dietrich et al. stellen die beiden folgenden Vorgänge heraus, die für die Beschreibung der allgemeinen Zirkulation des Ozeans von fundamentaler Bedeutung, aber noch weitgehend unbekannt sind:– Turbulenz und Vermischung im Inneren des Meeres

– Wechselwirkungen an der Grenzfläche Ozean-Atmosphäre

• Zumindest, was Turbulenz und Vermischung im Inneren des Meeres angeht, gibt es nach wie vor große Unsicherheiten.

Fragen an die paläozeanographische

Modellierung• Wie unterscheidet sich vermutlich das Klima im letzten

Hochglazial von dem des gegenwärtigen Interglazials bezüglich

– des atmosphärischen Wärmetransports/der Verteilung der Lufttemperatur nahe der Meeresoberfläche und

– des atmosphärischen Feuchtetransports (der Waserdampfverfrachtung in der Atmosphäre)/der Verteilung des Süßwasserflusses (Differenz Niederschlag-Verdunstung) an der Meeresoberfläche?

• Welche Faktoren beeinflussen vermutlich die Symmetrie des eiszeitlichen Klimas zwischen Nord- und Südhalbkugel?

Das Klima der Erde im letzten Hochglazial

• Zeitraum des letzten Hochglazials (“Last Glacial Maximum”, LGM): 23.000 bis 19.000 Jahre vor heute (BP = before present, bezogen auf das Jahr 1950 n. Chr.)

• Die bodennahe Lufttemperatur war niedriger (um wieviel?).

• Die Lufttfeuchtigkeit war geringer (um wieviel?).

• Der Temperaturunterschied zwischen niedrigen und hohen Breiten war größer (um wieviel?).

Ursachen eiszeitlichen Klimawandels

• Veränderungen des globalen Strahlungshaushalts, unter anderem durch eine andere Zusammensetzung der Atmosphäre– Geringere Anteile der Treibhausgase Kohlendioxid

(CO2) und Methan (CH4)

• Bereiche in Polnähe waren vereist

• Vermutete Änderungen in der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre und des Ozeans– Abschwächung der westlichen Randströme Golfstrom

und Kuroschiu

– Abschwächung der meridionalen Umwälzbewegung

Rolle der Erdbahngeometrie

• Die Erdbahngeometrie und damit die Sonneneinstrahlung am Außenrand der Atmosphäre waren im letzten Hochglazial nahezu so wie heute.

• Schwankungen in der Erdbahngeometrie waren aber vermutlich verantwortlich für den Eintritt der Erde in eine Eiszeit (also ein Glazial) um rund 115.000 Jahren vor heute (sowie generell für das periodische Auftreten von Glazialen und Interglazialen im Quartär).