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• Rückkopplungen

• Wolken

Rückkopplungen

Anfängliche Störung

Zustandsvariable

Rückkopplungs-schleife

Schema einer Rückkopplung

Rückkopplungen

Rückkopplungen

Rückkopplungen

Temperaturprofile im Strahlungs-Konvektions-Gleichgewicht

• Wichtige Faktoren:

•Wasserdampf

•Kohlendioxid

•Ozon

•Aerosole

•Oberflächenalbedo

•Wolken

Berechnete Temperaturprofile für das Strahlungsgleichgewicht sowie für thermische Gleichgewichte mit vertikalen Temperaturgradienten von 9.8 und 6.5°C km-1[Abbildung 3.16 aus Hartmann (1994)]

Thermische Gleichgewichtsprofile für eine wolkenlose Atmosphäre (a) nur mit Wasserdampf, (b) mit Wasserdampf und Kohlendioxid sowie (c) mit Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon [Abbildung 3.17 aus Hartmann (1994)]

Wolken und Strahlung

• Wolken

– bestehen entweder aus flüssigem Wasser oder

Eis

• Wolkentröpchen rufen Mie-Streuung hervor

– wirksam in der Reflexion solarer (kurzwelliger)

Strahlung

• Wasser absorbiert langwellige (und etwas kurzwellige)

Strahlung

– sehr wirksam in der Absorption terrestrischer

(langwelliger) Strahlung

Wolken und kurzwelliger Strahlungstransport

Cloud Type SW reflectivity SW absorbtivity % of area

high (cirrus) 0.21 0.005 0.228

medium (cumulus) 0.48 0.020 0.090

low (stratus) 0.69 0.035 0.313

Schätzwerte für das kurzwellige Reflexions- und Absorptionsvermögen von Wolken und den Bedeckungsgrad, die in das Model von Manabe und Strickler (1964) eingehen [Tabelle 3.2 aus Hartmann 1994]

Abhängigkeit (a) der Wolkenalbedo und (b) des Wolkenabsorptionsvermögens vom Gesamtwassergehalt (“Dicke”) einer Wolke. Werte in Prozent [Abbildung 3.13 aus Hartmann 1994]

Abhängigkeit der Wolkenalbedo von der Größe der Wolkentröpchen [Abbildung 3.14 aus Hartmann 1994]

Wolken und langwelliger Strahlungstransport

Abhängigkeit des Emssionsvermögens vom (a) Flüssigwassergehalt und (b) Eisgehalt [Abbildung 3.15 aus Hartmann 1994]

Wolkentypen

Ein einfaches Modell für den Netto-Strahlungseffekt der Bewölkung

Linien gleicher Änderung in der Netto-Strahlungsbilanz am Außenrand der Atmosphäre hervorgerufen durch Wolken, abgetragen gegen die Höhe des Oberrands der Wolken und die Änderung der planetaren Albedo [Abbildung 3.20 aus Hartmann (1994)].

ct

1/ 4

clear ( )pz

Q FT

ctzT Temperatur am Oberrand der Wolken

Höhe des Oberrands der Wolkenctz

Temperatur am Oberrand, für die der Nettoeffekt der Wolken auf die Strahlungsbilanz verschwindet:

Einstrahlung,Q

0 / 4Q S im Fall der planetaren Energiebilanz

p Albedoänderung durch Bewölkung

ct ctz sT T z

Temperatur am Oberrand der Wolken

Höhe des Oberrands der Wolken

Oberflächentemperatur

Temperaturabnahme mit der Höhe („lapse rate“)

Entsprechende Höhe der Wolken unter Annahme einer festen Temperaturabnahme mit der Höhe:

ctzT

ctz

sT

Beobachtete Rolle der Wolken in der Energiebilanz der Erde

Mittlere

Bedingungen

(W/m2)

Wolkenlose

Bedingungen

(W/m2)

Wolkenantrieb

(W/m2)

LW emittiert 234 266 +31

KW absorbiert 239 288 -48

Netto +5 +22 -17

Albedo 30% 15% +15%

Strahlungsantrieb der Wolken: Führen Wolken im heutigen Klima zu einer Verstärkung oder zu einer Abschwächung der Netto-Einstrahlung?[Tabelle 3.3 aus Hartmann 1994]

Wolken-Rückkopplung

Niedrige Wolken beeinflussen die kurzwellige Strahlung (durch ihre Albedo), hohe Wolken hingegen die langwellige Ausstrahlung (Stocker 2003).

Wolken-Rückkopplung

• Eine Zunahme der Bewölkung um 10%

hat den gleichen Effekt wie eine

Verdoppelung des CO2-Gehalts

Gesamtbewölkungsgrad im Jahresmittel

International Satellite Cloud Climatology Project

International Satellite Cloud Climatology Project

Bewölkungsgrad hoher Wolken

Druck am Oberrand niedriger als 440 hPa

International Satellite Cloud Climatology Project

Bewölkungsgrad niedriger Wolken

Druck am Oberrand höher als 680 hPa

Momentaufnahme der Wolkenbedeckung

Beispiel für ein Bild aus dem „Karlsruher Wolkenatlas“ (www.wolkenatlas.de):Altocumulus, der sich in einer Höhe zwischen 6000 und 7000 befindet.