Universität Leipzig Fakultät für Physik und Geowissenschaften Leipziger Institut für Meteorologie. Bachelorarbeit

Transkript

1 Universität Leipzig Fakultät für Physik und Geowissenschaften Leipziger Institut für Meteorologie Bachelorarbeit Auswirkung der arktischen Erwärmung auf die mittleren Breiten Jan Kretzschmar Erstgutachter: Prof. Dr. Johannes Quaas Zweitgutachter: Dr. Johannes Mülmenstädt Matrikelnummer: vorgelegt am: 12. Dezember 2014

2

3 Abstract Rossby Wellen spielen für das Wetter in den mittleren Breiten eine entscheidende Rolle. In den letzten Jahren wurde postuliert, dass der Klimawandel und insbesondere die verstärkte Erwärmung der Arktis Auswirkungen auf eben diese atmosphärischen Wellen haben. Die Erwärmung der Arktis und der damit verbundene kleiner meridionale Temperaturgradient haben einen verlangsamenden Einfluss auf die Strömungsgeschwindigkeit des Jetstreams, was wiederum zu einer Vergrößerung der Amplituden der Rossby-Wellen führen soll. Ziel dieser Arbeit ist es zu überprüfen, ob sich eine Veränderung der Rossby-Wellen in den Daten der CMIP5 Modelle widerspiegelt. Es zeigt sich, dass alle betrachteten Modelle in der unteren Troposphäre ein Abschwächung des meridionalen Temperaturgradienten sehen, während sich für die Veränderung des zonalen Windes kein eindeutiges Bild zeigt. Außerdem wird eine Fourier Analyse des Geopotentials in 500 hpa genutzt, um zu prüfen, ob es zu Veränderungen der Amplitude und des Phasenwinkels beziehungsweise der daraus abgeleiteten Phasengeschwindigkeit kommt. Es wird deutlich, dass sich insbesondere für kleine Wellenzahlen eine Zunahme der Amplituden feststellen lässt, während sich für größere Wellenzahlen eher ein negativer Trend zeigt.

4

5 Inhaltsverzeichnis 1 Einleitung 1 2 Grundlagen Arktische Verstärkung Rossby-Wellen Überblick über den atmosphärischen Zustand Arktische Verstärkung Meridionaler Temperaturgradient Zonaler Wind Fourier Transformation des Geopotentials Phasengeschwindigkeit und Phasenwinkel der Rossby-Wellen Amplituden der Rossby-Wellen Zusammenfassung 22

6

7 1 Einleitung Während der letzten Jahrzehnte rückte der Klimawandel immer mehr in das Bewusstsein der Öffentlichkeit. Besonders stark ausgeprägt ist diese Erwärmung in der Arktis, wo sich eine etwa doppelt so starke Temperaturänderung feststellen lässt wie auf der restlichen Nordhalbkugel (Serreze und Barry, 2011). Dieses Phänomen wird als arktische Verstärkung bezeichnet. Die starke polare Erwärmung hat natürlich einen direkten Einfluss auf die hohen Breiten wie zum Beispiel durch das Auftauen der Permafrostböden oder das Schmelzen der Gletscher in Grönland deutlich wird. In den letzten Jahren war von besonderem Interesse, welche Auswirkung die arktische Verstärkung auf die atmosphärische Zirkulation hat. Francis und Vavrus (2012) zeigten mit Hilfe von Reanalysis Daten, dass es durch Abschwächung des meridionalen Temperaturgradienten zu einer Verlangsamung der großskaligen westwärts gerichteten Strömung und insbesondere des polaren Jetstreams kommt. Außerdem fanden sie heraus, dass sich die Keile mit zunehmender arktischer Verstärkung weiter nach Norden ausdehnen. Beide Effekte zusammen sollen eine langsamere Verlagerung der Rossby-Wellen verursachen. Diese langsamere Verlagerung hat einen besonderen Einfluss auf das Wetter in den mittleren Breiten, weil sich dadurch die Wahrscheinlichkeit für das Auftreten von extremen Wetterlagen (Hitze-/Kältewellen, starke Regenfälle, Trockenheiten) erhöhen würde (Liu et al., 2012, Screen, 2013, Tang et al., 2013). Weitere Studien zu diesem Thema zeigten aber, dass die oben genannten Ergebnisse nur bedingt aussagekräftig sind und stark von der genutzten Vorgehensweise abhängen. So machte Barnes (2013) deutlich, dass es in den letzten Jahren zu keinem Anstieg der Phasengeschwindigkeit planetarer Wellen kam und sich auch keine Zunahme von Wetterlagen mit einem Blocking feststellen ließ, welche oftmals den Grund für stabile synoptische Situationen darstellen. Screen und Simmonds (2013) zeigten mit Hilfe einer Fourier Analyse des Geopotentials in 500 hpa, dass eine vergrößerte Amplitude der Rossby-Wellen nur für bestimmte Gebiete, Wellenzahlen oder Jahreszeiten deutlich wird. Für die Autoren war jedoch kein klarer Trend erkennbar. Es wird ersichtlich, dass sich im Moment noch nicht mit Sicherheit sagen lässt, inwieweit die arktische Verstärkung einen Einfluss auf die mittleren Breiten hat. Alle oben genannten Autoren nutzen für ihre Studien Reanalysis Daten der letzten drei Jahrzehnte. Ziel dieser Arbeit ist es, Aussagen über die zukünftige Entwicklung der 1

8 atmosphärischen Zirkulation auf der Nordhalbkugel zu erlangen. Dazu sollen die Daten des CMIP5 Projekts genutzt werden (Taylor et al., 2011). Zunächst soll ein kurzer theoretischer Überblick über die arktische Verstärkung und über Rossby- Wellen gegeben werden. Im Anschluss soll auf die in den Modellen beobachteten Veränderungen von meridionalem Temperaturgradient und zonalen Wind eingegangen werden, um anschließend beide Parameter in Verbindung mit Veränderungen der Rossby-Wellen zu bringen. Zur Quantifizierung ihrer Veränderung wird eine Fourier- Analyse des Geopotentials in 500 hpa verwendet. 2

9 2 Grundlagen In diesem Kapitel soll kurz auf das Konzept der arktischen Verstärkung und die atmosphärische Rossby-Wellen eingegangen werden. 2.1 Arktische Verstärkung Wie bereits in der Einleitung erwähnt, kommt es in der Arktis am Boden zu einer stärkeren Erwärmung als in den mittleren Breiten. So sind die Temperaturveränderungen in der Arktis etwa um den Faktor 3 stärker ausgeprägt, als im globalen Mittel. Man bezeichnet diese größere Temperaturzunahme als arktische Verstärkung. Die arktische Verstärkung hat aber auch eine saisonale Variation. Besonders in Herbst, Winter und Frühling ist die Erwärmung besonders stark, während sie im Sommer nur schwach ausgeprägt ist (Serreze und Barry, 2011). Verantwortlich für diese Effekte sind verschiedene Feedback-Mechanismen, die in diesem Abschnitt genauer betrachtet werden sollen. Als erstes soll auf das Albedo-Feedback eingegangen werden. Das Gebiet der Arktis ist in großen Teilen durch Meereis, Gletscher und im Winter der schneebedeckten Tundra geprägt. Kommt es zu einer Klimaerwärmung, schmelzen diese Flächen, was zu einer Verringerung des Albedos führt. Die daraus resultierende verstärkte Aufnahme kurzwelliger Strahlung hat eine Erwärmung zur Folge. Besonders hervorzuheben ist die Situation auf dem Meer, da dort durch eine Temperaturerhöhung mehr Meereis schmilzt. Im Sommer kommt es auf den eisfreien Flächen zu einem verstärkten Wärmefluss in den Ozean. Diese zusätzliche Energie gibt das Meer im Herbst und frühen Winter wieder ab. Außerdem fehlt auf diesen nun eisfreien Flächen die isolierende Wirkung des Meereises. Dies führt zu einer höheren Wärmeabgabe in diesem Zeitraum, was höhere Temperaturen zu Folge hat. Dadurch bildet sich das Meereis nun auch später, was dazu führt, dass das neue Eis im nächsten Frühling weniger ausgedehnt und dick ist. Dieses neu gebildete Eis schmilzt auch wesentlich schneller als älteres Eis (Maslanik et al., 2007). Dadurch wird eine schnellere Eisschmelze während des nächsten Sommer begünstigt. Dies führt zu einer wieder stärkeren Erwärmung des Ozeans, zu höheren Temperaturen im Herbst und Winter und damit verbunden eine schwächere Eisausdehnung im nächsten Jahr. Neben dem Albedo Feedback hat auch der Wasserdampf Feedback einen entscheidenden Einfluss auf die Temperaturentwicklung der Arktis. Durch höhere Tempe- 3

10 raturen kommt es zu einer stärkeren Verdunstung und damit zu einem höheren Wasserdampfgehalt der Atmosphäre. Der Wasserdampf absorbiert die vom Boden ausgehende langwellige Strahlung und emittiert sie wieder in alle Richtungen also auch wieder zurück auf die Erdoberfläche. Dies führt ebenfalls zu einer verstärkten Erwärmung. Nicht zu unterschätzen ist auch der Einfluss von Wolken auf das Klima in der Arktis. Bei Wolken muss zwischen tiefen, optisch dicken und hohen, optisch dünnen Wolken unterschieden werden. Zunächst soll auf den Effekt tiefer Wolken auf das Klima eingegangen werden. Dieser Typ von Wolken hat ein hohes Albedo und damit eine hohe Reflektivität für kurzwellige Strahlung. Ein Großteil dieser Strahlung wird wieder zurück ins All gestreut. Nur ein kleiner Anteil der solaren Strahlung kann durch die Wolken gelangen und mit dem Boden wechselwirken. Dieser Effekt hat eine kühlende Wirkung auf die Temperaturen am Boden. Anderseits haben tiefe Wolken auch einen wärmenden Effekt. Diese Wolken absorbieren die vom Boden ausgehende langwellige Strahlung und reemittieren diese entsprechen ihrer Temperatur wieder in alle Raumrichtungen, also auch zurück auf die Erdoberfläche. Global betrachtet überwiegt der kühlende Effekt tiefer Wolken. Im Gegensatz dazu haben hohe, optisch dünne Wolken im globalen Mittel einen wärmenden Einfluss auf das Klima. Es zeigt sich aber, dass tiefe Wolken einen wärmenden Effekt auf die Arktis haben. Aufgrund der im Sommer schwachen solaren Einstrahlung und der im Winter, durch die Polarnacht, nicht vorhandenen solaren Einstrahlung, hat der kühlende Effekt nur einen geringen Einfluss. Bis auf eine kurze Periode während des Sommers überwiegt der wärmende Einfluss von Wolken in der Arktis (Kay und L Ecuyer, 2013). Neben diesem eher lokalen Gründen für eine Erwärmung der Arktis spielen auch Veränderungen der atmosphärischen und ozeanischen Zirkulation eine Rolle für das Klima in der Arktis. Durch atmosphärische und ozeanische Zirkulation wird das Strahlungsdefizit der Polregionen aufgrund des Strahlungsüberschusses der niedrigen Breiten ausgeglichen. In der Forschung ist noch nicht klar, welchen Anteil dieser Wärmetransport an der arktischen Verstärkung hat. Die einen meinen, dass dieser Transport von Wärme nur einen geringen Einfluss auf die Klimaentwicklung der Arktis hat. Sie argumentieren, dass lokale Prozesse wie der Albedo Feedback einen wesentlich größeren Einfluss haben (Kay et al., 2012). Andere wiederum meinen, dass polwärts gerichteter Energietransport einen entscheidenden Einfluss auf die Erwämung hat (bis zu 50 %) (Yang et al., 2010). All diese oben genannten Mechanismen führen zu einer stärkeren Erwärmung der 4

11 Arktis. Es stellt sich nun die Frage, welchen Einfluss diese Erwärmung auf die mittleren Breiten hat. Bevor auf diese Frage eingegangen wird, soll im nächste Abschnitt Rossby-Wellen erläutert werden, welche einen entscheidenden Faktor für das Wetter in den mittleren Breiten darstellen. 2.2 Rossby-Wellen Das Wetter in den mittleren Breiten wird maßgeblich von den Rossby-Wellen beeinflusst. Als Rossby-Wellen bezeichnet man das mäandrieren des Polarfrontjets. Auf der Nordhalbkugel entsteht dieses Starkwindband durch die Luftmassengrenze zwischen kalter Polarluft im Norden und den warmen subtropischen Luftmassen im Süden in Höhen um 10 Kilometern. Diese Luftmassengrenze liegt je nach Jahreszeit zwischen 40 und 70 nördlicher Breite und wird auch als Polarfront bezeichnet. Hinter dem Jetstream steht das Prinzip des thermischen Winds. Je stärker der Temperaturgradient ausgeprägt ist, desto stärker ist wiederum der Jetstream. Dieser Zusammenhang wird aus folgender Formel ersichtlich (Holton, 2004): u g = R f ( ) T ln p 0 (1) y p p 1 Ohne Rossby-Wellen würde dieses Starkwindband relativ geradlinig und zonal verlaufen. Dies ist zum Beispiel auf der Südhalbkugel der Fall, da dort die Rossby- Wellen deutlich schwächer ausgeprägt sind als auf der Nordhalbkugel. So sind dort die Bereich um den 40 Breitengrad auch als Roaring Forties bekannt. Der Grund für das schwächere mäandrieren sind die fehlenden Landmassen, beziehungsweise fehlenden Gebirge in diesen Breiten. Der physikalische Hintergrund für Rossby-Wellen liegt in der Erhaltung der potentiellen Vorticity. Für adiabtische Vorgänge in einem homogenen, inkompressiblen Fluid lässt sich die potentielle Vorticity auf folgende Weise darstellen (Holton, 2004): P ζ + f h = const (2) wobei ζ die relative Vorticity, f der Coriolis Parameter und h ein Maß für die Schichtdicke des betrachteten Fluids ist. Wie bereits weiter oben erwähnt spielen Gebirge eine entscheidende Rolle für die Entstehung von Rossby-Wellen. Es soll von einer rein zonalen Westströmung um den Breitengrad ϕ = ϕ 0 ausgegangen werden 5

12 (f(ϕ 0 ) = f 0 = const) für das die relative Vorticity des Luftpakets ζ = 0 und die Schichtdicke h = h 0 ist. Beim Überströmen eines Gebirges verringert sich die Schichtdicke h des betrachteten Luftpakets. Da sowohl P als auch f konstant ist wird ζ negativ. Dies führt zu einer Rechtskrümmung der Trajektorie des Luftpakets und damit zu einer Südkomponente der Strömung. Nach dem Überströmen des Gebirges ist die Schichtdicke wieder h 0 und bleibt im Weiteren konstant. Dadurch vereinfacht sich 2 zu: P ζ + f = const (3) Durch die nun folgende Südverlagerung des Luftpakets (bezogen auf den Ausgangsbreitengrad ϕ 0 ) verringert sich nun wieder f, was aufgrund von P = const wieder zu einem positiven ζ führt. Dies hat eine Linkskrümmung der Trajektorie des Luftpaket zur Folge und es stellt sich mit der Zeit eine Nordkomponente der Strömung ein. Nördlich des Ausgangsbreitengrads wird f größer als f 0 und es kommt wieder zu eine Rechtskrümmung der Stromlinien. Dadurch stellt sich eine Wellenbewegung um den Ausgangsbreitengrad ϕ 0 ein, was man als Rossby-Welle bezeichnet. Deren Wellengleichung hat folgende Form: Ψ = Re(Ψ 0 exp[i(kx + ly + νt)] (4) Hier sind k und l die zonale, beziehungsweise meridionale Wellenzahl. Setzt man diese Wellenlösung in die barotrope Vorticitygleichung ein ergibt sich folgende Dispersionsrelation für eine freie, barotrope Rossby-Welle (Holton, 2004): c = u β K 2 mit K 2 k 2 + l 2 (5) Die Phasengeschwindigkeit c ist abhängig von der zonalen Hintergrundströmung u, dem β-parameter und dem Quadrat der horizontalen Wellenzahl K. Außerdem wird deutlich, dass die Phasengeschwindigkeit einer Rossby-Welle westwärts gerichtet ist. Je größer die horizontale Wellenzahl K desto größer wird c. Kurze Wellen (K groß) breiten sich also schneller ostwärts aus als lange Wellen (K klein). Gleichung 5 ist auch der Ansatz für die Argumentation von Francis und Vavrus (2012). Kommt es durch die arktische Verstärkung zu einer Abschwächung des meridionalen Temperaturgradienten, so verringert sich u und damit auch die Phasengeschwindigkeit der Rossby-Wellen. Außerdem stellen sie eine größere Amplitude dieser Wellen fest, was auch einen verlangsamenden Effekt auf die Phasengeschwindigkeit der Rossby- 6

13 Wellen hat. 7

14 3 Überblick über den atmosphärischen Zustand Zunächst soll anhand einer Auswahl von CMIP 5 Modellen geprüft werden, ob und wie sich die arktische Verstärkung, der meridionale Temperaturgradient und der zonale Wind in Zukunft verhält. Für die oben genannten Analyse werden ein historischer Vergleichszeitraum ( ) und eine zukünftiger Zeitraum ( ) genutzt. Für den zukünftigen Zeitabschnitt sollen die Daten der RCP8.5 Simulationen verwendet werden. Dabei steht RCP8.5 für einen Strahlungsantrieb von 8.5 Wm 2 aufgrund von Treibhausgasen zum Ende des 21. Jahrhunderts (Taylor et al., 2011). 3.1 Arktische Verstärkung Nach Definition der arktischen Verstärkung kommt es in der Arktis in Bodennähe zu einer stärkeren Erwärmung als im globalen oder im nordhemisphärischen Mittel (Serreze und Barry, 2011). In diesem Abschnitt soll darauf eingegangen werden, wie ausgeprägt die arktische Verstärkung in den betrachteten CMIP5 Modellen ist. Diese Ergebnisse sollen in einem späteren Kapitel genutzt werden, um zu überprüfen, inwieweit die arktische Verstärkung Einfluss auf die Rossby-Wellen hat. In dieser Untersuchung soll gezeigt werden, wie stark sich die Arktis im Vergleich zur nördlichen Hemisphäre erwärmt. Im Folgenden sollen bodennahe Temperaturen mit monatlicher Auflösung genutzt werden. Aus diesen Daten wurden eine flächengewichtete, mittlere Temperatur für die Arktis (70-90 nördlicher Breite) und die Nordhemisphäre für beide Zeiträume berechnet. Damit konnte die Temperaturänderung in beiden Bereichen bestimmt werden. Die Differenz dieser beiden Bereiche ergibt dann die arktische Verstärkung. Abbildung 1 zeigt eine jahreszeitliche Variation der Stärke der arktischen Verstärkung. Im Sommer erwärmt sich die Arktis im Vergleich zu Nordhalbkugel nur schwach (0 1 K). Der Überblick über die Modelle zeigt außerdem, dass es besonders im Winterhalbjahr (SON DJF MAM) zu einer starken arktischen Erwärmung kommt. Es lässt sich dennoch feststellen, dass es zwischen den Modellen zu einer großen Unsicherheit bezüglich der Stärke der arktischen Erwärmung kommt (etwa 2 K). 8

15 Modell AV in K MPI-ESM-LR 3.86 MPI-ESM-MR 3.84 bcc-csm CanESM NorESM1-M 4.92 IPSL-CM5A-LR 5.71 IPSL-CM5A-MR 5.36 Abbildung 1: Arktische Verstärkung (AV) verschiedener Modelle über alle Jahreszeiten (links) und jährliches Mittel aller Modelle (rechts) 3.2 Meridionaler Temperaturgradient Wie bereits in Kapitel 2 erwähnt, hat der meridionale Temperaturgradient einen Einfluss auf die atmosphärische Zirkulation. Aus diesem Grund soll geprüft werden, wie sich dieser Gradient in Zukunft verhalten wird. Im Folgenden sollen Temperaturdaten mit monatlicher Auflösung verwendet werden. Zur Bestimmung des meridionalen Temperaturgradienten wurden zwei Bereiche gewählt. So repräsentiert ein Bereich die mittleren Breiten (40 60 nördlicher Breite) und ein weiterer Bereich die Arktis (70 90 nördlicher Breite). Für beide Gebiete wurde dann eine flächengewichtete, mittlere Temperatur berechnet. Aus der Differenz T der mittleren Temperaturen beider Bereiche und einer mittleren Distanz y zwischen diesen Bereichen (Entfernung zwischen 50 und 80 nördlicher Breite) wurde anschließend der meridionale Temperaturgradient gebildet. Ein negativer Gradient, dass die Temperatur nach Norden abnimmt. In Abbildung 2 sind die Ergebnisse der genutzten Modelle in 700 hpa, nach Jahreszeiten getrennt, dargestellt. Der graue Bereich zeigt die Schwankungsbreite zwischen den Modellen. Dabei zeigt das obere Ende dieses Bereichs das Modell mit dem kleinsten Gradienten und das untere Ende das Modell mit dem größten Gradienten. Eingebettet in diesen grauen Bereich befindet sich das Mittel über alle Modelle, was durch die durchgezogene schwarze Linie dargestellt ist. Außerdem wurde noch ein Trend für das Modellmittel (gestrichelte schwarze Linie) berechnet. Es wird deutlich, dass der Gradient an sich im Herbst beziehungs- 9

16 weise im Frühjahr am größten ist. Dies liegt daran, dass es zu diesen Jahreszeiten kaum Einstrahlung solarer Strahlung gibt und es daher im Herbst zu einer früheren Abkühlung und im Frühling zu einer verzögerten Erwärmung kommt. Betrachtet man den Trend des Temperaturgradienten, zeigt sich ein ähnliches Bild wie für die arktische Verstärkung. Die Jahreszeiten mit nur geringer Sonneneinstrahlung wei- (a) Dezember-Januar-Februar (b) März-April-Mai (c) Juni-Juli-August (d) September-Oktober-November Abbildung 2: Meridionaler Temperaturgradient der genutzten Modelle in 700 hpa für alle Jahreszeiten. Dabei stellt der graue Bereich die Schwankungsbreite zwischen den Modellen, die schwarze Linie das Modellmittel und die gestrichelte Linie den Trend dar. 10

17 Abbildung 3: Veränderung des meridionalen Temperaturgradienten für verschiedene Höhenniveaus. Die schwarze Linie stellte das Modellmittel dar. Die 2 Modelle mit der kleinsten Abschwächung sind blau eingefärbt, die 2 Modelle mit großer Abschwächung rot. sen einen positiven Trend auf, welcher im Winter besonders groß ist ( K 1000km 1 10y 1 ). Während es in allen anderen Zeiträumen zu einer Abnahme des meridionalen Temperaturgradienten kommt, lässt sich für den Sommer kaum eine Veränderung des Gradienten feststellen. In Abbildung 2 wurde nur die 700 hpa Fläche betrachtet. Aus diesem Grund soll in Abbildung 3 überprüft werden, wie sich der meridionale Temperaturgradient für andere Höhenniveaus verhält. Dazu wurden die Modellmittel der Veränderung des Gradienten zwischen historischem und zukünftigem Zeitraum genutzt. Es wurde außerdem nur noch das jährliche Mittel betrachtet. In der unteren Troposphäre hat die Veränderung des Temperaturgradienten ein positives Vorzeichen, was eine Abschwächung des Gradienten zur Folge hat. Besonders stark ist diese Abschwächung des Gradienten in Nähe der Erdoberfläche 11

18 zu beobachten, was den starken Einfluss der arktischen Verstärkung auf den Temperaturgradienten in niedrigen Höhen deutlich macht. Zwischen 500 und 700 hpa ist die Veränderung des Gradienten nur schwach positiv. Oberhalb von 500 hpa kann man wieder eine Zunahme des Temperaturgradienten beobachten. Dies lässt sich darauf zurückführen, dass in der Arktis oberhalb dieses Niveaus die Stratosphäre liegt. Klimamodelle zeigen, dass die Stratosphäre (insbesondere die der Nordhemisphäre) in einem zukünftigen Klima kälter sein wird, als es heute der Fall ist. In der Troposphäre zeigt sich im Gegensatz zur Stratosphäre eine Erwärmung. In den mittleren Breiten liegt die Stratosphäre deutlich höher, weshalb es dort auch in größeren Höhen noch zu einer Erwärmung kommt, während sich in der Arktis in gleicher Höhe bereits eine Abkühlung feststellen lässt. Es wird deutlich, dass dieses Verhalten der Temperaturen eine Verstärkung des meridionalen Temperaturgradienten oberhalb von 500 hpa zur Folge hat. Die 2 Modelle mit der größten, beziehungsweise kleinsten Abschwächung des Temperaturgradienten wurden außerdem eingefärbt, um im nächsten Abschnitt die Veränderung des Temperaturgradienten mit der Veränderung des zonalen Windes in Verbindung zu setzten. 3.3 Zonaler Wind Nachdem in den beiden vorherigen Abschnitten Temperaturmaße betrachtet wurden, soll jetzt auf die Veränderungen des zonalen Windes eingegangen werden. Abbildung 4 zeigt zunächst das zonale Mittel des zonalen Windes von 1000 bis 100 hpa. Dazu wurde exemplarisch das MPI-ESM-MR Modell verwendet, um einen Überblick über die Struktur des zonalen Windes zu geben. Sowohl in der Nord- als auch in der Südhemisphäre sind zwei Windmaxima in etwa 200 hpa zu erkennen. Diese Maxima sind die Jetstreams, wobei diese Abbildung keine Unterscheidung zwischen dem Subtropenjet und dem Polarfrontjet zulässt. Analog zu Abbildung 3 soll nun überprüft werden, inwieweit es zu einer Veränderung des zonalen Windes zwischen zukünftigen und historischen Zeitraum kommt und wie sich diese Veränderungen für verschiedene Höhenniveaus auswirken. Dafür wurde der Bereich zwischen 40 und 60 nördlicher Breite betrachtet. Abbildung 5 zeigt, dass es bis etwa 400 hpa nur zu einer schwachen Zunahme des zonalen Windes kommt. Oberhalb dieses Niveaus zeigt sich eine deutlichere Zunahme der Windgeschwindigkeit. Nach Gleichung 1 impliziert eine Abschwächung des meridionalen Temperaturgradienten eine Verminderung des zonalen Windes. In Abbildung 12

19 Abbildung 4: Zonal gemittelter zondaler Wind von 1000 bis 100 hpa für das MPI- ESM-MR Modell 3 wird deutlich, dass dies insbesondere für Bereiche unterhalb von 500 hpa der Fall ist. Insgesamt zeigen aber nur 3 Modelle eine Abnahme der zonalen Windgeschwindigkeit. Dies entspricht nicht der nach Gleichung 1 zu erwartenden Abnahme. Es ist außerdem zu erwarten, dass Modelle mit der stärksten Verkleinerung des Temperaturgradienten auch die Modelle mit der größten Abnahme der Windgeschwindigkeit sind. Diese Modelle wurden in Abbildung 3 rot eingefärbt. Es wird ersichtlich, dass sich nur für eine rot gefärbtes Modell tatsächlich eine Abschwächung des zonalen Windes zeigt. Das andere Modell weist eine Vergrößerung der Windgeschwindigkeiten auf, welche sogar über dem Modellmittel liegt. Auch für die 2 Modelle mit der geringsten Abnahme des Temperaturgradienten zeigt sich nicht das erwartetet Verhalten. Eines der Modelle weist sogar eine Abschwächung des zonalen Windes auf. 13

20 Abbildung 5: Veränderung des zonalen Windes für verschiedene Höhenniveaus. Die schwarze Linie stellte das Modellmittel dar. Die 2 Modelle mit der kleinsten Abschwächung des meridionalen Temperaturgradienten sind blau eingefärbt, die 2 Modelle mit großer Abschwächung rot. 14

21 4 Fourier Transformation des Geopotentials Um zu prüfen, wie sich in Zukunft die Rossby-Wellen verhalten, soll eine Fourier- Transformation des Geopotentials für die Nordhalbkugel durchgeführt werden. Als Grundlage für diese Analyse dienen tägliche Daten des Geopotentials der CMIP5 Modelle. Zunächst wurde für jeden Tag eine repräsentative Isohypse für die mittleren Breiten gewählt. Diese wurde durch zonale Mittlung des Geopotentials in 45 nördlicher Breite festgelegt. Im Anschluss wurde für jeden Längengrad die Breite dieser Isohypse bestimmt. Dabei wurde ausgehend vom Äquator nach Norden gesucht. Die Isohypse wurde nur dann erkannt, wenn der benachbarte südliche Gridpoint ein größeres Geopotential aufwies. Im Zuge dieser Bestimmung traten zwei Probleme auf. Das erste Problem bestand darin, dass auf einem Längengrad zwei Breiten mit passender Isohypse gefunden wurden. Dieser Fall tritt besonders dann auf, wenn sich ein Keil weit nach Norden ausdehnt. In einer solchen Situation wurde die nördlichere Isohypse gewählt. Die Fourier-Analyse wurde auch für die südlichste Isohypse durchgeführt und es zeigten sich keine entscheidenden Variationen in den Ergebnissen beider Berechnungen. Das zweite Problem lag darin, dass an manchen Tagen auf den Längengraden keine passende Isohypse gefunden werden konnte. Dieser Zustand ist damit zu erklären, dass Isohypsen zwar geschlossen sind, aber nicht immer konzentrisch um den Nordpol liegen. Liegt das Minimum des Geopotentials zum Beispiel über dem amerikanischen Kontinent und hat sich dort ein Trog weit nach Süden ausgebreitet, so ergibt die Mittlung bei 45 einen relativ kleines Geopo- Abbildung 6: Geopotential in 500 hpa und repräsentative Isohypse für 45 nördlicher Breite 15

22 tential für die repräsentative Isohypse. Durch die Verschiebung des Geopotentialminimums herrscht auf der gegenüberliegenden Seite der Nordhalbkugel (in unserem Fall Russland) relative hohes Geopotential, welches dort auf allen Breiten höher ist als die gesuchte Isohypse. Dadurch lässt sich dieser Isohypse keine Breite zuordnen. In solchen Fällen wurde 90 nördlicher Breite für diese Längengrade festgelegt. Ein Beispiel für die Bestimmung der gesuchten Isohypse ist in Abbildung 6 dargestellt. Zunächst zeigt sich, dass die Nachverfolgung der gesuchten Isohypse in großen Teilen der Nordhalbkugel gut funktioniert. Auffällig sind die Bereiche bei 120 West und bei etwa 10 Ost. In beiden Bereichen befindet sich ein schwacher Trog, dessen Achse eine leichte Neigung aufweist. Dort wird ein Nachteil der genutzten Methode deutlich. So kommt es an Trögen mit geneigter Achse zu unverhältnismäßig starken Sprüngen der Isolinie. Dies liegt an der bereits weiter oben erwähnten Problematik, dass für eine Länge mehrere Breiten mit dem gesuchten Wert des Geopotentials gefunden werden. Da in dieser Analyse immer die nördlichste Breite gewählt wird, kommt es an solchen Trögen zu den beobachteten Sprüngen. Würde man das südlichste Auftreten wählen, würde diese großen Sprünge bei den Keilen deutlich werden. Anschließend wurden eine Fourier Transformation für die gewonnen Daten durchgeführt. Mit Hilfe dieser Transformation ist es möglich, jede reelle, stetige Funktion f als eine Zusammensetzung von periodischen, harmonischen Schwingungen mit jeweiliger Amplitude A n, Phase ϕ n und dazugehöriger Wellenzahl n dazustellen. In unserem Fall ist f ein Funktion des Längengrades x. Damit gilt: N f(x) = A 0 + A n cos(nx ϕ n ) (6) n=1 Die Fourier Transformation wurde mit Hilfe des Plotprogramms NCL durchgeführt. Die hierbei berechneten komplexen Fourier-Koeffizienten c n wurden anschließend wieder in die Amplituden A n und Phasen ϕ n umgerechnet: c n = a n + ib n A n = c n ϕ n = arg(c n ) (7) In Abbildung 7 ist das Ergebnis der Fourier Transformation dargestellt. Dabei geben die Wellenzahlen an, wie viele Maxima, beziehungsweise Minima auftreten. 16

23 (a) 1. Wellenzahl (b) 2. Wellenzahl (c) 3. Wellenzahl (d) 4. Wellenzahl Abbildung 7: Wellenzahlen 1 bis 4 der repräsentative Isohypse mit Geopotential in 500 hpa 4.1 Phasengeschwindigkeit und Phasenwinkel der Rossby- Wellen Zunächst soll überprüft werden, wie sich die Phasengeschwindigkeiten für verschiedene Wellenzahlen verhalten. Die Phasengeschwindigkeiten wurden durch die Differenz der Phasenwinkel zwischen zwei Zeitschritten (24 Stunden) berechnet. Bei dieser Berechnung kam es immer wieder zu unrealistisch hohen Winkeldifferenzen von teilweise 40 innerhalb von einem Tag. Diese Ausreißer wurden heraus gefiltert. Um zu Überprüfen, ob die genutzte Vorgehensweise korrekte Ergebnisse liefert, sollen die Phasengeschwindigkeiten des historischen Datensatzes betrachtet werden. Das linke Diagramm in Abbildung 8 zeigt, dass mit zunehmender Wellenzahl auch die Phasengeschwindigkeit zunimmt. Auch ist zu sehen, dass die Steigung der Phasengeschwindigkeit mit zunehmender Wellenzahl abnimmt. Dies bestätigt das nach Gleichung 5 erwartete Verhalten. Im rechten Diagramm der Abbildung 8 soll gezeigt werden, inwieweit es zu einer Veränderung der Phasengeschwindigkeit zwischen beiden betrachteten Zeiträumen kommt. Dazu wurden die Ergebnisse dieser beiden Simulationen miteinander ver- 17

24 Abbildung 8: Phasengeschwindigkeit (links) und relative Änderung der Phasengeschwindigkeit (rechts) für die Wellenzahlen 1 bis 10 glichen. Es zeigt sich, dass Veränderungen der Phasengeschwindigkeit zum größten Teil zu höheren Geschwindigkeiten tendieren. Dies wird insbesondere bei den Wellenzahlen 4 bis 7 deutlich. Niedrigere Wellenzahlen zeigen teilweise eine langsamere Verlagerungsgeschwindigkeit. Dies ist besonders für die erste Wellenzahl ersichtlich, bei der die Phasengeschwindigkeiten um bis 8% abnehmen. Neben einer Veränderung der Phasengeschwindigkeit wurde außerdem geprüft, inwieweit es zu einer Verschiebung des Phasenwinkels gekommen ist. In diesem Fall stellt der Phasenwinkel die geographische Länge des zum Nullmeridian nächsten Maximums dar. Es muss beachtet werden, dass für Wellenzahlen n > 1 natürlich noch weitere Maxima existieren, welche jeweils ums λ = 360 /n verschoben sind. In Abbildung 9 wurde das Modellmittel der Phasenwinkel betrachtet. Es zeigt sich, dass sich insgesamt nur eine kleine Verschiebung der Phasenwinkel ϕ n feststellen lässt, und diese sich auch nur im einem Bereich zwischen 0 und 5 bewegt. Für die erste und zweite Wellenzahl zeigt sich eine schwache Westverlagerung des Maximums, während für größere Wellenzahl eine Ostverlagerung zu beobachten ist. 4.2 Amplituden der Rossby-Wellen Jetzt soll auf die Veränderung in den Amplituden der Rossby Wellen eingegangen werden. Dazu soll, wie bei den Phasengeschwindigkeiten, die relative Änderung 18

25 Abbildung 9: Phasenwinkel der Rossby-Wellen für zukünftigen und historischen Zeitraum. Rote Breiche stellen eine Abnahme (Westwärtsverschiebung) blaue Brereiche eine Zunahme (Ostwärtsverschiebung) des Phasenwinkels dar. zwischen historischem und zukünftigem Zeitraum betrachtet werden. Abbildung 10 zeigt, dass es bei Wellenzahlen 1 und 2 im Mittel zu einer Vergrößerung der Amplitude kommt. Die Zunahme der Amplitude ist für die erste Wellenzahl besonders deutlich, da es bei ihr im Mittel zu einer Zunahme von etwa 8% kommt. Für kleinere Wellenzahlen kommt es im Modellmittel zu einer Verkleinerung der Amplituden. Außerdem wird deutlich, dass die Streuung zwischen den Modellen teilweise sehr groß ist, was besonders für große Wellenzahlen deutlich wird. Es soll außerdem geprüft werden, inwieweit eine Veränderung des zonalen Windes Einfluss auf die Amplituden der Rossby-Wellen hat. In Abbildung 11 sind die 2 Modelle mit der größten Abnahme des zonalen Windes blau, die 2 Modelle mit der größten Zunahme rot eingefärbt. Zur Bestimmung dieser Modelle wurde eine Mittlung des zonalen Windes zwischen 1000 hpa und 500 hpa durchgeführt. Es wird 19

26 Abbildung 10: Relative Änderung der Amplituden zwischen historischer und zukünftiger Simulation deutlich, dass beide blau eingefärbten Modelle für fast alle Wellenzahlen eine leichte Zunahme der Amplituden aufweisen. Modelle, die in Zukunft eine höhere zonale Windgeschwindigkeit simulieren, zeigen eine Abnahme der Amplituden. Einzig für die erste Wellenzahl rechnet eines der beiden Modelle mit einer Zunahme der Wellenzahl. 20

27 Abbildung 11: Vergleich der Veränderung der Amplituden mit der Veränderung des zonalen Windes 21

28 5 Zusammenfassung In den vorherigen Kapiteln wurde untersucht, inwiefern die arktische Erwärmung Einfluss auf die Rossby-Wellen in den mittleren Breiten hat. Dazu wurde zunächst ein Überblick über die Entwicklung der arktischen Verstärkung, des meridionalen Temperaturgradienten sowie des zonalen Windes gegeben. Für die arktische Verstärkung ergibt sich ein ähnliches Bild, wie es sich schon heute in den Daten der Reanalysis Modelle zeigt (Serreze und Barry, 2011). Besonders während der Monate mit nur geringer Sonneneinstrahlung ist die arktische Verstärkung stark ausgeprägt. Es wird außerdem deutlich, dass die Streuung zwischen den Modellen während des Winters am größten (3 K) und während des Sommers am kleinsten (2 K) ist. Ein ähnliches Verhalten wie für die arktische Verstärkung zeigt sich auch für den meridionalen Temperaturgradienten in 700 hpa (Abbildung 2). Eine Abschwächung dieses Gradienten lässt sich für die gleichen Jahreszeiten feststellen, in denen es auch zu einer großen arktischen Verstärkung kommt. Eine Abschwächung lässt sich für den gesamten Bereich bis etwa 500 hpa nachvollziehen, was von allen genutzten Modellen gezeigt wird. Nach Gleichung 1 wäre deshalb in diesem Bereich mit einer Abschwächung des zonalen Winds zu rechnen. Es stellt sich jedoch heraus, dass nur 3 Modelle tatsächlich eine verminderte Windgeschwindigkeit aufweisen. Es lässt sich deshalb keine klarer Zusammenhang zwischen Temperaturgradient und zonalem Wind feststellen. Im Anschluss wurde untersucht, inwieweit die Veränderungen von meridionalen Temperaturgradient und zonalen Wind Einfluss auf die Rossby-Wellen haben. Zu diesem Zweck wurde zunächst eine Fourier-Analyse des Geopotentials in 500 hpa durchgeführt. Die aus der Fourier-Analyse gewonnenen Parameter wurden anschließend auf Veränderungen zwischen historischen und zukünftigen Zeitraum überprüft. Dazu wurden Phasengeschwindigkeit, Phasenwinkel und Amplitude der 1. bis 10. Wellenzahl betrachtet. Betrachtet man die Phasengeschwindigkeiten des historischen Zeitraum ergibt sich zunächst ein stimmiges Bild. Kleine Wellenzahlen haben kleinere Phasengeschwindigkeiten, als große Wellenzahlen. Bei der Betrachtung der Phasengeschwindigkeiten zeigt sich jedoch auch eine Unstimmigkeit. Nach Gleichung 5 ist der mittlere zonale Wind der limitierende Faktor für die Phasengeschwindigkeit einer Rossby-Welle. Die erhaltenen Phasengeschwindigkeiten liegen aber teilweise deutlich über diesen Werten, welcher in 500 hpa zwischen 30 und 40 m s 1 liegt. Aus diesem Grund sind die erhaltenen Ergebnisse der Veränderungen mit Vorsicht 22

29 zu behandeln. Neben der Phasengeschwindigkeit wurde auch auf die Veränderung des Phasenwinkels eingegangen. Es zeigen sich nur relative kleine Veränderungen des Winkels, welche für die erste und zweite Wellenzahl ein Westverschiebung und für Wellenzahlen bis 7 eine Ostverschiebung zur Folge hat. Für größere Wellenzahl sind die Veränderungen nur noch klein. Es wurden außerdem noch Veränderung der Amplituden der Rossby-Wellen betrachtet. Es wird deutlich, dass es im Modellmittel für die erste und zweite Wellenzahl zu einer Vergrößerung der Amplituden kommt, während höhere Wellenzahlen im Mittel ein Abnahme der Amplituden zeigen. Anschließen wurde die Veränderung der zonalen Windgeschwindigkeit mit der Veränderung der Amplituden in Verbindung gesetzt. Es wurde deutlich, dass Modelle mit einer Abnahme der Windgeschwindigkeit eine Zunahme der Amplituden für fast alle Wellenzahlen aufweisen. Dieses Verhalten entspricht dem von Francis und Vavrus (2012) postulierten Zusammenhang, dass eine Abnahme der zonalen Windgeschwindigkeit eine Zunahme der Amplituden von Rossby-Wellen zur Folge hat. 23

30 24

31 Literatur Barnes, E. A. (2013). Revisiting the evidence linking arctic amplification to extreme weather in midlatitudes. Geophysical Research Letters, 40(17): , doi: /grl Francis, J. A. und Vavrus, S. J. (2012). Evidence linking arctic amplification to extreme weather in mid-latitudes. Geophysical Research Letters, 39(6):n/a n/a, doi: /2012gl Holton, J. R. (2004). An introduction to dynamic meteorology. International geophysics series. Elsevier Academic Press, Amsterdam, Boston, Heidelberg. Kay, J. E., Holland, M. M., Bitz, C. M., Blanchard-Wrigglesworth, E., Gettelman, A., Conley, A., und Bailey, D. (2012). The influence of local feedbacks and northward heat transport on the equilibrium arctic climate response to increased greenhouse gas forcing. J. Climate, 25(16): , doi: /jcli-d Kay, J. E. und L Ecuyer, T. (2013). Observational constraints on arctic ocean clouds and radiative fluxes during the early 21st century. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 118(13): , doi: /jgrd Liu, J., Curry, J. A., Wang, H., Song, M., und Horton, R. M. (2012). Impact of declining arctic sea ice on winter snowfall. Proceedings of the National Academy of Sciences, doi: /pnas Maslanik, J. A., Fowler, C., Stroeve, J., Drobot, S., Zwally, J., Yi, D., und Emery, W. (2007). A younger, thinner arctic ice cover: Increased potential for rapid, extensive sea-ice loss. Geophysical Research Letters, 34(24):n/a n/a, doi: /2007gl Screen, J. A. (2013). Influence of arctic sea ice on european summer precipitation. Environmental Research Letters, 8(4):044015, doi: / /8/4/ Screen, J. A. und Simmonds, I. (2013). Exploring links between arctic amplification and mid-latitude weather. Geophysical Research Letters, 40(5): , doi: /grl

32 Serreze, M. C. und Barry, R. G. (2011). Processes and impacts of arctic amplification: A research synthesis. Global and Planetary Change, 77(1 2):85 96, doi: /j.gloplacha Tang, Q., Zhang, X., Yang, X., und Francis, J. A. (2013). Cold winter extremes in northern continents linked to arctic sea ice loss. Environmental Research Letters, 8(1):014036, doi: / /8/1/ Taylor, K. E., Stouffer, R. J., und Meehl, G. A. (2011). An overview of CMIP5 and the experiment design. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93(4): , doi: /bams-d Yang, X.-Y., Fyfe, J. C., und Flato, G. M. (2010). The role of poleward energy transport in arctic temperature evolution. Geophysical Research Letters, 37:L14803, doi: /2010gl

33 Abbildungsverzeichnis 1 Arktische Verstärkung (AV) verschiedener Modelle über alle Jahreszeiten (links) und jährliches Mittel aller Modelle (rechts) Meridionaler Temperaturgradient der genutzten Modelle in 700 hpa für alle Jahreszeiten. Dabei stellt der graue Bereich die Schwankungsbreite zwischen den Modellen, die schwarze Linie das Modellmittel und die gestrichelte Linie den Trend dar Veränderung des meridionalen Temperaturgradienten für verschiedene Höhenniveaus. Die schwarze Linie stellte das Modellmittel dar. Die 2 Modelle mit der kleinsten Abschwächung sind blau eingefärbt, die 2 Modelle mit großer Abschwächung rot Zonal gemittelter zondaler Wind von 1000 bis 100 hpa für das MPI- ESM-MR Modell Veränderung des zonalen Windes für verschiedene Höhenniveaus. Die schwarze Linie stellte das Modellmittel dar. Die 2 Modelle mit der kleinsten Abschwächung des meridionalen Temperaturgradienten sind blau eingefärbt, die 2 Modelle mit großer Abschwächung rot Geopotential in 500 hpa und repräsentative Isohypse für 45 nördlicher Breite Wellenzahlen 1 bis 4 der repräsentative Isohypse mit Geopotential in 500 hpa Phasengeschwindigkeit (links) und relative Änderung der Phasengeschwindigkeit (rechts) für die Wellenzahlen 1 bis Phasenwinkel der Rossby-Wellen für zukünftigen und historischen Zeitraum. Rote Breiche stellen eine Abnahme (Westwärtsverschiebung) blaue Brereiche eine Zunahme (Ostwärtsverschiebung) des Phasenwinkels dar Relative Änderung der Amplituden zwischen historischer und zukünftiger Simulation Vergleich der Veränderung der Amplituden mit der Veränderung des zonalen Windes

34 Erklärung Ich versichere, dass ich die vorliegende Arbeit selbständig verfasst und keine anderen als die angegebenen Quellen und Hilfsmittel benutzt habe. Alle Stellen, die wörtlich oder sinngemäß aus veröffentlichten oder noch nicht veröffentlichten Quellen entnommen sind, sind als solche kenntlich gemacht. Die Zeichnungen oder Abbildungen in dieser Arbeit sind von mir selbst erstellt worden oder mit einem entsprechenden Quellennachweis versehen. Diese Arbeit ist in gleicher oder ähnlicher Form noch bei keiner anderen Prüfungsbehörde eingereicht worden. Leipzig, 12. Dezember 2014