rückkopplungen wolken. rückkopplungen anfängliche störung zustandsvariable rückkopplungs-...
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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.