DER EINFLUSS VON EISRINNEN AUF DIE GRENZSCHICHTTEMPERATUR ÜBER DEM MEEREIS DER ZENTRALEN POLARGEBIETE. Bremerhaven, Deutschland

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1 DER EINFLUSS VON EISRINNEN AUF DIE GRENZSCHICHTTEMPERATUR ÜBER DEM MEEREIS DER ZENTRALEN POLARGEBIETE C. LÜPKES 1,G.BIRNBAUM 1, U. WACKER 1, S. RAASCH 2 1 Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung, Bremerhaven, Deutschland 2 Institut für Meteorologie und Klimatologie, Universität Hannover (IMUK), Deutschland 1 EINLEITUNG Die Meereisbedeckung spielt eine wichtige Rolle für den Energieaustausch zwischen den polaren Ozeanen und der Atmosphäre. Sowohl Messdaten als auch Modellergebnisse fuer den Eisbedeckungsgrad weisen jedoch in den zentralen Polargebieten grosse Unsicherheiten auf. Dies liegt u.a. an der Schwierigkeit, die sogenannten Rinnen und Polynyas zu erfassen, die sich selbst in der kalten Jahreshälfte aufgrund divergenter Eisdrift auch im Innern der Arktis bilden. Darüber kann sich wegen der starken Temperaturunterschiede zwischen Wasseroberfläche und Luft kräftige Konvektion entwickeln, weswegen Richtung und Betrag der gebietsgemittelten Wärmeflüsse über Meereis vom Rinnenanteil abhängen. Ziel der vorliegenden Studie ist die Untersuchung des maximal möglichen Einflusses der Rinnenbedeckung auf die Lufttemperatur über Meereis sowie die Abschätzung der Auswirkungen einer nur ungenauen Kenntnis des Rinnenanteils. Dabei beschränkt sich die Studie auf die Polarnacht bei wolkenlosem Himmel, der auch in Polargebieten häufig über mehrere Tage hinweg beobachtet wird (Mirocha et al., 2005). Im Gegensatz zum Tagungsbeitrag von Herold et al. (DACH 2007), bei dem die Oberflaechentemperatur des Eises fest vorgeschrieben wird, konzentriert sich die vorliegende Studie auch auf die Wechselwirkung der atmosphärischen Grenzschicht mit dem Eis. 2 MODELLBESCHREIBUNG Für die Untersuchungen wird eine 1D Version des Hamburger Grenzschichtmodells METRAS (Schlünzen, 1990; Lüpkes und Schlünzen, 1996) benutzt, das mit einem thermodynamischen Meereis/Schneemodell gekoppelt wird. Das Atmosphärenmodell wird mit charakteristischen beobachteten Temperaturprofilen bei vorgegebenen Werten des geostrophischen Windes und des Eisbedeckungsgrades bzw. Rinnenanteiles gestartet. Die oberflächennahen turbulenten Wärmeflüsse werden mit einem Flussmittelungsverfahren bestimmt. Wegen der Beschraenkung auf die Polarnacht reicht es, nur langwellige Strahlungsflüsse zu berücksichtigen. Deren Auswirkung auf die potentielle Temperatur θ wird mit einer einfachen Parametrisierung nach Vihma et al. (2003) berücksichtigt, in welcher die Auswirkung der Divergenz des langwelligen Strahlungsflusses auf die Lufttemperatur mittels eines an Messungen orientierten Profiles vorgeschrieben wird. In der Eis- und Schneeschicht werden Diffusionsgleichungen gelöst, die analog zu Makshtas [1998] formuliert werden. Ohne kurzwellige Strahlung ergibt sich (ρc) s,i T i,s (z) t = ( ) T i,s k i,s. (1) z z (ρc) s,i ist die volumetrische Wärmekapazität von Eis (index i) und Schnee (index s). k s,i ist der Wärmeleitungskoeffizient. T i,s sind die Eis und Schnee Temperaturen in der Tiefe z. Diese Größen werden nach Maykut und Untersteiner (1971) sowie Ebert und Curry (1993) als Funktion der Tiefe und des Salzgehaltes berechnet. Ohne Beruecksichtigung kurzwelliger Strahlung und von Schmelzprozessen muss der Wärmeleitungsfluss im Schnee den nach unten gerichteten (F l ) und nach oben gerichteten (F l ) langwelligen Strahlungsfluss und die Flüsse fühlbarer (F sens = ρu θ ) und latenter Wärme (F lat = ρu q ) balancieren, wobei u, θ und q die Schubspannungsgeschwindigkeit und die charakteristischen Skalengrößen für Temperatur und Feuchte in der Prandtlschicht sind. Damit erhält man 1

2 F l +F l +F sens + F lat = (F c ) sur, (2) wobei (F c ) sur der zur Oberfläche gerichtete Wärmeleitungsfluss im Schnee ist (in der obigen Gleichung sind die Flüsse, zur Oberfläche positiv). Die atmosphärische langwellige Strahlung wird als F l = ɛ a σt 4 a (3) berechnet, wobei für ɛ a nach König-Langlo und Augstein (1994) für wolkenfreien Himmel der kosntante Wert 0,765 benutzt wird. σ = Wm 2 K 4 ist dabei die Stefan Boltzmann Konstante, T a ist die 2 m Lufttemperatur. Für den nach oben gerichteten Strahlungsfluss gilt F l = ɛ s σt 4 sur, (4) wobei T sur die Oberflächentemperatur ist und ɛ s =0.99 die Emissivität. Da die fühlbaren und latenten Wärmeflüsse vom Atmosphärenmodell mittels Monin-Obukhov Theorie bestimmt werden, sind mit den obigen Gleichungen alle Terme auf der linken Seite von Gleichung (2) bestimmbar. (F c ) sur ergibt sich als das Residuum, über das die Oberflächentemperatur berechenbar ist. Das Atmosphärenmodel wird mit 34 Schichten gerechnet, woebei 8 Schichten unterhalb von 200 m liegen, so dass die arktische flache Grenzschicht ausreichend aufgelöst werden kann. Das Meereis/Schnee Modell wird mit 2 cm Gitterweite gerechnet. 3 INITIALISIERUNG Das Atmosphärenmodell wird mit einem Temperaturprofil gestartet, das typisch für eine Situation über Meereis ist, bei der Wolken oder Advektion warmer Luft zunächst eine intensive Abkühlung infolge langwelliger Ausstrahlung verhindert haben. Es ist durch eine nahe neutrale Schicht bis ca 100 m charakterisiert, die durch eine starke darüberliegende Inversion begrenzt wird. Im Eis und Schnee wird ein lineares Temperaturprofil vorgegeben, wobei die Temperatur an der Eisunterseite auf dem Gefrierpunkt gehalten wird. Die Meereiskonzentration wird fest vorgeschrieben. Ebenfalls werden die Meereisdicke (2 m) und die Schneedicke (30 cm) konstant gehalten. 4 ERGEBNISSE Einige Modellergebnisse werden in den Abbildungen nach einer Simulationszeit von 2 Tagen dargestellt. Abbildung 2 zeigt die Oberflächentemperaturen und potentiellen Temperaturen in 10 m Höhe als Funktion des vorgegebenen geostrophischen Windes. Man sieht, daß die Grenzschichtentwicklung in zwei Bereiche, einen Schwachwind- und einen Starkwindbereich unterteilbar ist, wobei die Bereichsgrenze v g = v s von der Eiskonzentration abhängt. In Bereich I ( v g < v s (v s 5 ms 1 für A = 95 %) liegen die Grenzschichttemperaturen oberhalb der Temperaturen in Bereich II ( v g >v s ). Ferner gibt es eine große Differenz von bis zu 10 Grad zwischen der Temperatur in 10 m Höhe und an der Schneeoberfläche. Das Maximum der 10 m Temperatur liegt um fast 4 K über dem Anfangswert von 250 K. In Bereich II nehmen die 10 m Temperatur und die Oberflächentemperatur bei A=95 % leicht mit wachsendem Wind zu. Der Unterschied zwischen beiden Temperaturen ist viel kleiner als bei schwachem Wind. Eine Erklärung für die Existenz zweier Regime ergibt sich aus der Betrachtung der in Abbildung 1 dargestellten Flüsse. In beiden Windbereichen sind danach die fühlbaren Wärmeflüsse infolge der über dem offenen Wasser stattfindenden Konvektion nach oben gerichtet. Nur in Bereich II wird aber der vom offenen Wasser resultierende aufwärts gerichtete fühlbare Wärmefluss durch den über dem mit Eis bedeckten Gebiet abwärts gerichteten Fluss kompensiert. In Bereich I ist der abwärts gerichtete fühlbare Wärmefluss jedoch nahe Null, was mit der sehr stark stabilen Schichtung über dem Eisanteil zu erklären ist. Diese starke Stabilität ist durch einen kombinierten Effekt der strahlungsbedingten Abkühlung der Schneeoberfläche und des starken Rückganges von Turbulenz bei kleinen Windgeschwindigkeiten zu erklären. Dies bewirkt eine Entkopplung der Entwicklungen in der Atmosphäre und im Meereis bzw. Schnee. wegen der geringen turbulenten Flüsse im Schwachwindbereich kann nur der Wärmeleitungsfluss durch die Eis/Schneedecke die 2

3 30 Fluesse (W m -2 ) Fluesse (W m -2 ) geostrophischer Wind (ms -1 ) Abbildung 1: Ergebnisse des gekoppelten Modells nach zwei Tagen Simulation für A=95 % (oben: Netto fühlbarer Wärmefluss (strichpunktiert) und Beitrag des fühlbaren Wärmeflusses über offenem Wasser (durchgezogen) und über Eis (getrichelt); unten: Flüsse zur Eisoberfläche (durchgezogen: fühlbarer Wärmefluss, gestrichelt: latenter Wärmefluss, gepunktet: Wärmeleitungsfluss durch das Eis, strichpunktiert: Nettostrahlungsfluss). Strahlungsabkühlung kompensieren. Ein weiteres wichtiges Ergebnis ist der große Unterschied zwischen den Modellergebnissen, die mit 95 Prozent Eisbedeckung und bei vollständiger Eisbedeckung erzielt wurden. Nach Abbildung 2 beträgt diese Differenz bis zu 15 Grad, was die enorme Wichtigkeit einer Berücksichtigung von Eisrinnen in Klimamodellen der Polargebiete belegt. Eine Eiskonzentration von 5 % ist während der Polarnacht nur für den Eisrandbereich charakteristisch, während der Anteil offenen Wassers in der zentralen Arktis vermutlich nicht mehr als 2-3 % ausmacht (Lindsay and Rothrock, 1995). Abbildung 3 zeigt nun, wie sich unterschiedliche Eisbedeckungen auf die Grenzschichttemperaturen auswirken können. Vor allem bei Meereiskonzentrationen oberhalb von 90 % kann eine kleine Änderung der Eiskonzentration die Grenzschichttemperatur stark modifizieren. Eine Änderung der Eiskonzentration um 1 % bewirkt nach 2 Tagen Simulationszeit eine Temperaturänderung von bis zu 4 Grad. 3

4 Temperatur (K) geostrophischer Wind (ms -1 ) Abbildung 2: Modellierte Temperaturen nach zwei Tagen Simulation für eine Eiskonzentration von 95 % (rot) und von 100 % (blau), (durchgezogen: 10 m Pot. Temperatur für A = 95%, kurz gestrichelt: 10 m pot. Temperatur für A = 100%, lang gestrichelt: Eisoberflächentemperatur für A = 95%, strichpunktiert: Eisoberflächentemperatur für A = 100%). 4

5 10 m pot. temp. (K) 10 m pot. temp. (K) v g =12ms -1 v g =8ms -1 v g =5ms -1 v g =2ms Meereiskonzentration v g =12ms -1 v g =8ms -1 v g =5ms -1 v g =2ms Meereiskonzentration Abbildung 3: Modellergebnisse nach zwei Tagen Simulationszeit. 5

6 5 SCHLUSSFOLGERUNGEN Aus den dargestellten Ergebnissen lässt sich die Schlussfolgerung ziehen, daß die Existenz von Eisrinnen einen wichtigen Einfluss auf die Temperatur der atmosphärischen Grenzschicht in den Polargebieten besitzt. Fehler in der Prognose der Eisentwicklung könnten sich daher stark auf Modellergenisse in Polarregionen auswirken. Offenbar existieren zwei Windregime. Bei schwachem Wind gehen die fühlbaren Wärmeflüsse nach Null, bei starkem Wind spielen sie jedoch eine wichtige Rolle. Weitere, hier nicht gezeigte Sensitivitätsstudien zeigen, dass die Existenz des Schwachwindbereiches und die trennende Windgeschwindigkeit v s von mehreren Parametern abhängen. Dies sind z.b. die benutzten Stabilitätsfunktionen bei der Bestimmung der bodennahen Flüsse und die Eisbedeckung. Die vorliegende Untersuchung gilt nur für die Polarnacht unter wolkenfreien Bedingungen. Niedrige Bewölkung hat vermutlich einen dämpfenden Effekt wegen der Erhöhung des langwelligen atmosphärischen Strahlungsflusses, der eine starke Abkühlung der Eisoberfläche verhindert. Horizontale Advektion kann ebenso die gezeigten Effekte überlagern. Schliesslich hängen die Ergebnisse auch von der anfänglichen Grenzschichthöhe ab. Ferner sollte erwähnt werden, dass die hier vorgestellten Ergebnisse mit den in Klimamodellen bisher üblichen sehr einfachen Parametrisierungen der konvektiven Prozesse über dem offenen Wasseranteil durchgeführt wurden. Zukünftige Arbeiten sollten sich daher auch auf detaillierte Studien mit hochauflösenden Modellen konzentrieren. DANKSAGUNGEN Die vorgestellten Arbeiten erfolgten im Rahmen eines DFG-Projektes im Antarktisforschungsschwerpunkt (Förderkennzeichen LU818/1-1) und des zum sechsten Rahmenprogramm der EU gehörigen Projektes DA- MOCLES (Förderkennzeichen 18509). LITERATUR Ebert, E.E. und J.A. Curry (1993): An intermediate one-dimensional thermodynamic sea ice model for investigating ice-atmosphere interactions, J. Geophys. Res., 98(C6), König-Langlo, G. und E. Augstein (1994): Parameterization of the downward long-wave radiation at the Earth s surface in polar regions, Meteorol. Zeitschrift, N.F. 3(6), Lindsay, R.W., and D.A. Rothrock (1995): Arctic sea ice leads from advanced very high resolution images, J. Geophys. Res., 100(C3), Lüpkes, C. und K.H. Schlünzen (1996): Modelling the Arctic convective boundary-layer with different turbulence parameterizations, Boundary-layer Meteorol., 79, Makshtas, A.P. (1998): Thermodynamics of sea ice, in Physics of ice-covered seas, edited by M. Leppäranta, University Printing House, Helsinki, , Maykut, G.A. und N. Untersteiner (1971): Some results from a time dependent thermodynamic model of sea ice, J. Geophys. Res., 76(6), Mirocha, J.D., Kosovic, B. und J.A. Curry (2005):Heat transfer in the lower atmosphere over the Arctic ocean durcing clear-sky periods, Boundary-Layer Meteorol., 117, Schlünzen, K.H. (1990): Numerical studies on the inland penetration of sea breeze fronts at a coastline with tidally flooded mudflats, Beitr. Phys. Atmosph., 63, Vihma, T., Hartmann, J., Lüpkes, C. (2003): A case study of an on-ice air flow over the Arctic marginal sea-ice zone. Boundary-Layer Meteorol., 107,