Einfluß des Ozeans auf die Stratosphäre. Rudolf Deckert Deutsches Zentrum für Luft- und Raumfahrt e.v. Institut für Physik der Atmosphäre
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- Linda Günther
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1 Einfluß des Ozeans auf die Stratosphäre Rudolf Deckert Deutsches Zentrum für Luft- und Raumfahrt e.v. München, 27. Januar 2009
2 Einleitung UV-Strahlung Stratosphäre Ozon-Heizung Tropopause Meeresoberfläche Temperaturregler Tropen
3 Einleitung
4 Einleitung UV-Strahlung Stratosphäre Ozon-Heizung Tropopause Meeresoberfläche Temperaturregler Tropen
5 Einleitung Stratosphäre Tropopause Meeresoberfläche Temperaturregler: Einfluß auf stratosphärischen Massentransport Eine weitere Wirkung der anthropogenen Erwärmung? Welcher Mechanismus? Tropen
6 Gliederung Stratosphärischer Massentransport Erläuterung Bedeutung Antrieb Veränderung des Massentransports? Indizien höhere Temperatur der tropischen Meeresoberfläche
7 Massentransport: Erläuterung In Stratosphäre wenig differenzielles Heizen wenig Hadley-Massentransport Stattdessen: Brewer-Dobson (BD) Zirkulation Darstellung durch Stromfunktion Tropen: Aufsteigen Richtung jeweiligen Winterpol Extratropen: Absinken Umlaufzeit: einige Jahre NCEP Stromfunktion , Januar Jiang et al. (2004)
8 Massentransport: Bedeutung Bedeutung der BD Zirkulation
9 Massentransport: Bedeutung BD Zirkulation treibt stratosphärische Temperatur weg vom Strahlungsgleichgewicht NCEP Temperatur Januar, (K) Sommer Winter Höhe (km) 200 Druck (hpa) Tropopause Breitengrad Dadurch Auswirkung auf Klima bis Erdoberfläche
10 Massentransport: Bedeutung Tropisches Aufsteigen ändert chemische Zusammensetzung der Stratosphäre Gefriertrocknung Eintrag ozonarmer Luftmassen und ozonzerstörender Substanzen HALOE H 2 O, 5 S - 5 N Druck (hpa) ppmv Rosenlof and Reid (2008) Extratropisches Absinken erhöht Ozongehalt der Troposphäre
11 Massentransport: Bedeutung BD Zirkulation beeinflußt Klima und Chemie von Stratosphäre und Troposphäre
12 Massentransport: Antrieb BD Zirkulation beeinflußt Klima und Chemie von Stratosphäre und Troposphäre Antrieb?
13 Massentransport: Antrieb Wichtigster Antrieb: Dissipation planetarer Wellen in der Stratosphäre Planetare Wellen = Wellen mit 1-3 Trögen um Breitenkreis Extratropen: vor allem Rossby-Wellen Tropen: Rossby-Wellen, Kelvin-Wellen, u.a. Weniger wichtig für stratosphärische BD Zirkulation Synoptische Wellen Schwerewellen NASA
14 Massentransport: Antrieb Planetare Wellen entstehen in der Troposphäre z.b. durch Überströmung von Gebirgen Tropische Konvektion Instabilität und andere nichtlineare Effekte Temperaturkontrast Ozean- Kontinente
15 Massentransport: Antrieb Vertikalausbreitung planetarer Wellen U.a. abhängig vom Grundstrom extratropische Stratosphäre: planetare Wellen nur im Winter Mesosphäre Ostwind Stratosphäre Troposphäre Tropopause Westwind Vertikalausbreitung planetarer Wellen Sommerpol Winterpol nach Plumb, 2002
16 Massentransport: Antrieb Breite Dissipation planetarer Wellen durch Wellenbrechen Strahlungsrelaxation Reibung Länge McIntyre (1998)
17 Massentransport: Antrieb Wellendissipation Impulserhaltung = Abbremsung Grundstrom Drehimpulserhaltung = Pumpen von Luftmassen polwärts Massenkontinuität = Fortsetzung nach unten BD Zirkulation entsteht durch troposphärische Fernwirkung über planetare Wellen Sommerpol Winterpol
18 Veränderung: Indizien Verändert sich die BD Zirkulation? Betrachte Temperatur und Ozonkonzentrationen
19 Veränderung: Indizien Temperatur: Radiosonden, Trend (Jahresmittel) Tropopause nach Thompson and Solomon, 2005
20 Veränderung: Indizien Ozon: Satellitendaten (SAGE) (in Prozent) < -8.0% -4.0 Randel et al. (2006)
21 Veränderung: Indizien Veränderungen in Temperatur und Ozonkonzentrationen lassen vermuten Intensiviertes Aufsteigen In tropischer unterer Stratosphäre Veränderungen nicht unumstritten Interannuale Variabilität Datenqualität in tropischer unterer Stratosphäre Direkter Nachweis sehr schwierig Was sagen numerische Modelle?
22 Veränderung: Indizien Butchart et al. (2006): Zehn verschiedene globale Zirkulationsmodelle Wärmer kälter Änderung tropischen Aufsteigens bei 70hPa Jahresmittel (in kt/s/jahr) Inter-Modell Mittel Stärkeres tropisches Aufsteigen im wärmeren Klima Wie fast alle ähnlichen Studien Hauptgrund: stärkere Dissipation planetarer Wellen Ursache nicht bekannt! Butchart et al. (2006)
23 Veränderung: tropische Meeresoberfläche meine Arbeit
24 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Klima-Chemie Modell ECHAM39/CHEM (E39/C) Multi-dekadische transiente Simulationen Dynamik und Chemie voll gekoppelt über Strahlung E39/C für meine Fragestellungen geeignet
25 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Wärmeres Szenario (3x) Konzentration gut durchmischter Treibhausgase nach A1b in IPCC (2001) Temp. Meeresoberfläche ebenso Kälteres Szenario (2x) Konzentration gut durchmischter Treibhausgase auf 1980 Temp. Meeresoberfläche von 1970 bis 1979 zyklisch wiederholt
26 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Wärmeres Szenario (3x) Konzentration gut durchmischter Treibhausgase nach A1b in IPCC (2001) Temp. Meeresoberfläche ebenso Kälteres Szenario (2x) Konzentration gut durchmischter Treibhausgase auf 1980 Temp. Meeresoberfläche von 1970 bis 1979 zyklisch wiederholt Zeige Anomalien wärmer minus kälter für Mittelungszeitraum Robustheit der Anomalien: 3xwärmer gegen 2xkälter
27 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Typisches Klimasignal der Temperatur Wie beobachtet: im wärmeren Klima Abkühlungsmaximum in unterer tropischer Stratosphäre E39/C: ΔT [K] Thompson and Solomon (2005)
28 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Wie beobachtet: im wärmeren Klima Ozonschwund am größten in tropischer unterer Stratosphäre < -9% < -8% E39/C: ΔO 3 [%] Randel et al. (2006)
29 Veränderung: tropische Meeresoberfläche E39/C: im wärmeren Klima anomale BD Zelle Jeweils in sommerlichen niedrigen Breiten Verstärktes tropisches Aufsteigen Verstärkter tropischer/subtropischer Transport richtung Pol Siehe Fomichev et al. (2007) und Rind et al. (2002) E39/C Stromfunktion: Juli-August wärmer kälter (Intervall: 10 9 kg/s) wärmer minus kälter (Intervall: 10 8 kg/s) Äquator N-Pol Äquator N-Pol
30 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Eliassen-Palm (EP) Diagnostik EP Fluß: Stärke und Ausbreitungsrichtung von Wellenaktivität Divergenz des EP Flusses: Stärke der Wellendissipation E39/C: anomale EP Diagnostik Juli-August Ostwind Westwind 4.7x10 18 m 3 kpa 1.8x10 14 m 3 wärmer minus kälter Äquator Isolinien: ±1.0 ± 2.0 ± 3.5 ± 5.0 ± 6.5 (in m 3 ) N-Pol
31 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Im wärmeren Klima Verstärkte Wellendissipation in niedrigen Breiten der unteren Stratosphäre bewirkt anomale BD Zelle Siehe Fomichev et al. (2007) und Rind et al. (2002) Äquator N-Pol Äquator N-Pol
32 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Äquator N-Pol Ursache???
33 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Obere Troposphäre, zwei Regimes Lokal verstärkt: Tropen Geschwächt: Extratropen Ostwind E39/C: Juli-August Westwind 4.7x10 18 m 3 kpa EP Diagnostik absolut 1.8x10 14 m 3 Obere Troposphäre Ostwind Westwind 1.4x10 19 m 3 kpa 1.0x10 14 m 3 Äquator Äquator
34 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Obere Troposphäre, zwei Regimes Lokal verstärkt: Tropen Geschwächt: Extratropen Ostwind Westwind Juli-August 4.7x10 18 m 3 kpa Tropische Stratosphäre: Wellen produziert in tropischer oberer Troposphäre 1.8x10 14 m 3 Obere Troposphäre Ostwind Westwind 1.4x10 19 m 3 kpa 1.0x10 14 m 3 Äquator
35 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Obere Troposphäre, zwei Regimes Lokal verstärkt: Tropen Geschwächt: Extratropen Tropische Stratosphäre: Wellen produziert in tropischer oberer Troposphäre Beteiligung tropischer hochreichender Konvektion?! Äquator
36 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Kausalkette Wärmere tropische Meeresoberfläche E39/C anomale Meeresoberflächentemperatur: Juli-August + - Intervall: 0.2 K +1.0 K wärmer minus kälter
37 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Kausalkette Wärmere tropische Meeresoberfläche verstärkte hochreichende Konvektion E39/C: Rate anomalen konvektiven Niederschlags Juli-August Isolinien: ±1 ±4 ±9 (in 2x10-9 m/s)
38 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Kausalkette Wärmere tropische Meeresoberfläche verstärkte hochreichende Konvektion E39/C: anomaler Flüssigwassergehalt (in 7x10-6 kg/kg) Juli-August Äquator N-Pol
39 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Kausalkette Wärmere tropische Meeresoberfläche verstärkte hochreichende Konvektion verstärkte Anregung quasi-stationärer planetarer Wellen Äquator Äquator
40 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Kausalkette Wärmere tropische Meeresoberfläche verstärkte hochreichende Konvektion verstärkte Anregung quasi-stationärer planetarer Wellen Diese tragen Signal in tropische untere Stratosphäre Dort Dissipation anomale BD Zelle Äquator Äquator
41 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Kausalkette Wärmere tropische Meeresoberfläche verstärkte hochreichende Konvektion verstärkte Anregung quasi-stationärer planetarer Wellen Diese tragen Signal in tropische untere Stratosphäre Dort Dissipation anomale BD Zelle Siehe Deckert and Dameris (2008a,b) Winter Sommer S-Pol N-Pol
42 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Mechanismus in beiden sommerlichen Hemisphären verstärktes tropisches Aufsteigen während acht Monaten pro Jahr Sommer Winter Winter Sommer S-Pol N-Pol S-Pol N-Pol
43 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Zusätzlich El-Niño-Effekt? (z.b. Brönnimann et al., 2006) Verstärkte Horizontalausbreitung externer planetarer Wellen Können winterliche Stratosphäre erreichen Winter Sommer Westwind S-Pol N-Pol
44 Veränderung: tropische Meeresoberfläche Unterstützung für Mechanismus durch Beobachtungsdaten Zeitliche Antikorrelation zwischen Temperatur tropische Meeresoberfläche 120 E-180 E Temperatur tropische Tropopause Details: Rosenlof and Reid, 2008 NCEP Meeresoberflächentemperatur , Jahresmittel Größte Antikorrelation Rosenlof and Reid (2008)
45 Zusammenfassung Messungen von T und O 3 Starke Abnahme in tropischer unterer Stratosphäre Ursache gegenwärtig unklar Aber: konsistent mit Hypothese verstärkten tropischen Aufsteigens Bisherige Modellstudien Zukünftig verstärktes tropisches Aufsteigen Mechanismus unklar Mechanismus: wärmere tropische Meeresoberfläche verstärkt... tropische hochreichende Konvektion... konvektive Produktion planetarer Wellen... Dissipation dieser Wellen in tropischer unterer Stratosphäre... tropisches Aufsteigen
46 Vielen Dank an Martin Dameris, Sigrun Matthes, und die gesamte ECHAM-Gruppe!
47 Literatur N. Butchart et al. (2006), Clim. Dynam. 27, R. Deckert and M. Dameris (2008a), Geophys. Res. Lett. 35, L R. Deckert and M. Dameris (2008b), Science 322, X. Jiang et al. (2007), J. Atmos. Sci. 64, M. McIntyre (1998), Progr. Theoret. Phys. Suppl. 130, R. Plumb (2002), J. Met. Soc. Japan 80, W. Randel et al. (2006), J. Geophys. Res. 111, D K. Rosenlof and G. Reid (2008), J. Geophys. Res. 113, D D. Thompson and S. Solomon (2005), J. Climate 18,
48 Veränderung: Indizien Wasserdampf: Satellitendaten (HALOE) Anomalien (in ppmv): minus < -0.6 ppmv
49 Veränderung: Meeresoberflächentemperatur Ozonsignal: im wärmeren Klima maximaler Rückgang in tropischer unterer Stratosphäre Entspricht Beobachtungen Gegensätzlich zu verlangsamter Gasphasenchemie Strahlungseffekt? Nein! dynamischer Effekt?
50 Verstärktes Aufsteigen: Ursache
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54 Massentransport: Erläuterung BD Zirkulation = Lagranger Transport Kein Eulersches Geschwindigkeitsfeld Unterschied Eulersch-Lagrange: Stokes-Drift NCEP Stromfunktion , Januar Eulersche Geschwindigkeit, Januar nach Dunkerton, 1978
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