Ｐｩｾ･ｄﾷ
EIN GEKOPPELTES INLAND-SCHELFEIS MODELL
2. DAS MODELL
Das Inlandeis läßt sich sinnvollerweise in 3 Unterbe-reiche aufteilen: das" eigentliche" Inlandeis, das auf dem Kontinent aufliegt, das Schelfeis (schwimmende Inlandeiszungen) und die Übergangszone zwischen dem" eigentlichen" Inlandeis und dem Schelfeis. In allen 3 Eisregionen gelten spezielle Näherungen.
Für das Inlandeis ist in der Flacheisnäherung (HUT-TER, 19S3) eine lokale Beschreibung möglich. Auf Zeitskalen
>-
1000 Jahre kann das Schelfeis als qua-sistationär angenommen werden. Auch das Über-gangsgebiet wird quasistationär behandelt, da seine horizontale Abmessung ＨｾＱＰ Km) klein gegen die Abmessungen von Inlandeis und Schelfeis ist(HER-TERICH, 19S7).Die Dynamik des Übergangsgebie-tes reduziert sich damit auf die Bestimmung seiner (quasi-stationären) Form. Die Lage des Schwimm-punktes - die Stelle an der das Inlandeis zu schwim-men anfängt - folgt aus der horizontalen Impulsbi-lanz. Die zugehörige Eisdicke ist durch das hydro-statische Gleichgewicht bestimmt. Im Modell ist die Deformierbarkeit des Eises im Übergangsgebiet noch ein freier Parameter.
3. ERGEBNISSE
Durch eine Serie von Sensitivitätstests konnte der Deformierungsparameter so eingestellt werden, daß sich im gekoppelten Modell in etwa die heutige Ver-teilung von Inlandeis und Schelfeis ergab (Abb.1).
Dabei wurde die heute beobachtete J ahresschnee-bilanz an der Eisoberfläche (BUDD et al.; 19S4) festgehalten. Die Modellintegration startete mit der heutigen Form der Antarktis sowie einem Geschwin-digkeits- und Temperaturfeld im Inneren, wie es sich nach 150 000 Modelljahren (bei fester heutiger Form) eingestellt hatte.
Das so kalibrierte Modell ist stabil gegenüber Mee-resspiegelschwankungen um
±
130 m. Die Form der Antarktis, insbesondere das Westantarktische Inland-eis, reagiert jedoch empfindlich auf veränderte De-formationseigenschaften des Eises. Bei einer Erhöh-ung der Deformierbarkeit (weiches Eis) fließt mehr Eis vom Inlandeis ab als durch Schneeakumulation wieder hinzugefügt werden kann, sodaß die West-antarktis nach einigen 1000 Modelljahren abgebaut ist (Abb.2). Bei einer Erniedrigung der Deformier-barkeit (festes Eis) fließt vom Inlandeis weniger ab als Schnee hinzugefügt wird und das Inlandeisvolu-men nimmt zu. Innerhalb einiger 1000 Modelljahre breitet sich das Inlandeis bis zum Rand des Konti-nentalschelfes aus (Abb.3).Abb.3: Wie Abb.1, jedoch mit p
=
1 . 10-1 (festes Eis).3.4 4.6 2.2
EISDICKE IN KM
1.0 0.2
Die Modellergebnisse unterstreichen die Notwendig-keit auch die thermischen Eigenschaften im Über-gangsgebiet zu modellieren, da die Deformierbarkeit stark temperaturabhängig ist. Solche Untersuchun-gen sind für den neuen Förderungszeitraum (1989-91) im SFB 318 (A3) geplant.
Abb.l: Simulierte heutige Eisdickenverteilung im In-landeis und Schelfeis ( weißer Bereich) nach 10 000 Modelljahren mit dem dimensionslosen De-formierbarkeitsparameterp= 5 . 10-2 .
4. LITERATUR
BUDD,W., JENSSEN,D. AND RADOK,U.: Derived physical characteristics of the Antaretic-Ice-Sheet, Mark I, Melbourne, University of Mel-boume, Meteorology Dept. (1984) Publ. No.18 HERTERICH,K.: On the flow within the transition
zone between ice sheet and ice shelf. In: Dy-namics of the West Antarctic !ce Sheet, C.J.
van der Veen and J. Oerlemans (eds), D.Reidel Publ. (1987) S.52-68.
HERTERICH,K.: A three dimensional model of the Antaretic-Ice-Sheet. Annals of Glaciology, Vol. 11; (1988) S.32-35.
Abb.2: Wie Abb.l, jedoch mitp = 2,5.10-1(weiches HUTTER,K.: Theoretical Glaciology. D.Reidel Publ.
EXPERIMENTELLE UNTERSUCHUNGEN ZUR BEWEGUNG DES MEEREISES Christoph Kottmeier, Dirk Engelbart, Jens Olf
Institut für Meteorologie und Klimatologie der Universität Hannover
1 EINLEITUNG
Große Teile der polaren Ozeane sind mit Meereis jahreszeitlich schwankender Ausdehnung bedeckt. Das Meereis der Antarktis wird dabei zu über 90 % auf-und wieder abgebaut auf-und erreicht eine maximale Ausdehnung von 18 Millionen km2 . In der Arktis beträgt die maximale Ausdehnung 15 Millionen km 2 und die Schwankung 7 Millionen km 2 . Der Ener-gie-, Impuls- und Stoffaustausch zwi-schen Ozean und Atmosphäre wird durch das Vorhandensein von Meereis beein-flußt. In Abhängigkeit vom Eisbedek-kungsgrad, der Schollengrößenverteilung und von der Schneeauflage wird im Meer-eisgebiet die Albedo erhöht, der Wärme-übergang vom Ozean an die Luft redu-ziert und der Impulseintrag durch den Wind an den Ozean gesteuert.
Eine wichtige Rolle spielt die Eisbe-wegung. Sie wirkt sich auf den Wärme-übergang aus, da divergente Eisbewegung Rinnen und Polynyen entstehen läßt, an deren Oberfläche das relativ warme Wasser fühlbare und latente Wärme an die kältere Luft abgibt. Konvergente Eisbewegung führt an den Rändern der Schollen zu Verwerfungen, durch die der Strömungswiderstand im Wasser erhöht wird. Die Eisbewegung beeinflußt die Flächenausdehnung des gesamten Meer-eises, da sie z.B. durch den großräumi-gen Weddell-Wirbel Eis aus der zentra-len und südlichen Meereiszone in die Eisrandzone im Norden befördert. Dort dehnt sich das Eis weiter nach Norden, als es dort aufgrund der lokalen ther-modynamischen Bedingungen möglich wäre.
2 MESSUNGEN
Die experimentellen Untersuchungen zur Meereisbewegung erfolgten mit meteoro-logisch-ozeanographischen Meßbojen, de-ren Positionen und Meßwerte (Tempera-tur, Luftdruck, Wind, z.T. ozeanische Strömung) über polumlaufende Satelliten übertragen werden. Abb. 1 zeigt eine Meßboje nach der Inbetriebnahme.
Abb. 1 Meteorologisch-ozeanographische Meßboje (Gerätehöhe 3 m) auf einer Eisscholle mit bis zu 2 m hohen Eisrücken bei 71.4 oS, 15.1
°w.
In Abb. 2 ist die Bewegung von sieben dieser Meßbojen für den zeitraum Okto-ber 1986 bis Juni 1988 dargestellt. Die großräumige ozeanische Oberflächen-strömung mit dem Weddell-Wirbel ·tritt deutlich zutage. Der mittleren Bewegung sind Fluktuationen überlagert, die jeweils zeitgleich von mehreren Meß-bojen dokumentiert werden. Den Fluktua-tionen lassen sich Änderungen des
Druckfeldes und damit des Windfeldes in der Atmosphäre zuordnen.
Abb. 2 Die Positionen von 7 Meßbojen im Weddell-Meer zwischen November 1986 (1.11.1986 entspricht Nr.11) bis Juni 1988 (1.6.1988 entspricht Nr.6)
3 ZUSAMMENHANG ZWISCHEN WIND UND EISBEWEGUNG
Für die Analyse der Meereisbewegung wurden sowohl die lokalen Bojenmes-sungen als auch Druckfeldanalysen des Europäischen Zentrums für mittelfri-stige Wettervorhersagen (ECMWF) heran-gezogen. Die Druckfelder beruhen auf einern Assimilationsverfahren des ECMWF und stützen sich in diesem Gebiet auch auf die Bojendruckmessungen, die dazu jeweils aktuell in das globale Fernmel-denetz für Wetterdaten übertragen
wurden. Die ECMWF-Analysen liegen git-terpunktsweise mit einern Gitterabstand von 2.5 Grad vor. Für jeden Bojen-standort wurde für zwei Termine pro Tag durch ｾｮｰ｡ｳｳｵｮｧ einer parabolischen Fläche an die Druckwerte der horizon-tale Luftdruckgradient berechnet. Die daraus berechneten Komponenten des geo-strophischen Windes wurden mit dem ge-messenen Wind an der Boje und der
Geschwindigkeit der Eisbewegung vergli-chen.
Das Verhältnis von Eisgeschwindig-keit v e zu WindgeschwindigEisgeschwindig-keit v3 beträgt im Mittel 0.04, das Verhältnis von v e zu geostrophischem Wind vg
0.025. Die Eisbewegung erfolgt um 20-40 Grad nach links vorn Wind in 3 m Höhe gegen den Uhrzeigersinn gedreht und hat im Mittel die gleiche Richtung wie der geostrophische Wind.
Unter Einfluß des antarktischen Küsten-stroms und in Gebieten mit Eisbedek-kungsgraden über 60 % erfolgt die Reak-tion der Eisbewegung auf den Wind zeit-weise nichtlinear. Dies ist durch den Aufbau interner Spannungen im Eisfeld zu erklären.
Aus der zeitlichen Änderung der Bojen-positionen wurden die Divergenz, die Ro-tation und die Komponenten der Deforma-tion der Eisbewegung berechnet. Die Divergenz erreichte in den Sommer-monaten November bis Februar maximale Werte von ±3 10-6 s-l und im Winter von
±10- 3 s-l. Zwischen der Rotation der Eisbewegung und der Rotation des
geo-SURFACE STRESSES AND LATENT HEAT FLUXES OVER OCEANS IN SHORT RANGE FORECASTS: THEIR ANNUAL AND INTERANNUAL VARIABILITY AND COMPARISON WITH CLIMATOLOGICAL ESTIMATES
Klaus Arpe and Steven K Esbensen*
European Centre for Medium Range Weather Forecasts
*Permanent Affiliation: Department of Atmospheric Sciences, Oregon State University, Corvallis, Oregon, USA 1 INTRODUCnON
There has been considerable interest in the question, if present operational meteorological forecast modelscan provide realistic estimates ofthe air-sea interactions. ARPE et al. (1989) have addressed this question by comparing latent heat fluxes and surface stresses in short range forecasts by different operational models and found high similarities especially for surface stresses and for day by day variations. In this study we extend this investigation by looking into the annual and inter-annual variability ofｾ･ day 1 ECMWF forecast values and compare their climatology (3 year means) with those by OBERHUBER (1988) and HAN and LEE (1981).
Continuous monitoring of the ECMWF forecasts have lead to frequent changes ofthe analysis-forecasting system. Some of these changes can be expected to have impacts on the surface fluxes. The main system changes during the period of investigation were:
2 SURFACE STRESSES
For the three available years we have averaged the surface fluxes in the day 1 forecasts for the season June to August and compared these data with the climatological estimates by HAN
and LEE (1981) (Fig. 1). In the northern hemisphere extra tropics the differences are small especially if one takes into account that the mean values are quite large in these· areas. In the trade winds the stresses from the ECMWF model are generally smaller than those by HAN and LEE (1981), in some areas they differ by a factor of 2 in agreement with model comparisons by ARPE et al (1989). In the Indian monsoon area the differences are specially large but here the comparison with other models had shown that the models gave quite similar results. We investigated also the means for the December to February season and found considerably smaller discrepancies except for the deep tropics over the Pacific probably due to an unrepresentative proportion of the ENSO event in the ECMWF average.
The main natural variation of surface fluxes during the period canbeexpected from an ENSO event from auturnn 1986 to the end of 1987. Unfortunately the beginning and the end ofthe ENSO event coincides with changes in the ECMWF analysis-forecasting system.
Sept. 86:
ApriI8?:
Jan.88:
Revision of the analysis scheme
Revision of the parametrization of surface proceses The vertical diffusion above thePBLwas removed.
To investigate the inter-annual variability of the stresses, we have taken averages over selected areas for each month and compared their variation. Some examples are shown in Fig. 2.
The u- and v-components have been averaged separately for each month and only for Fig. 2 both components of monthly means have been combined but the following discussion is also valid for single components.
3 LATENT HEAT FLUXES
In Fig. 3 we compare a three year mean of latent heat fluxes in . the day 1 forecasts byｾｃｍｗｆ with climatological estimates by
OBERHUBER (1988) for the season lune10August. Generally positive numbers mean weaker fluxes in the ECMWF data set.
Differences are especially large in the northem hemisphere tropics and subtropics, an area where also comparisons between different models by ARPE et al. (1989) have shown lowest values by the ECMWF model. There is a good chance that an anticipated model change at ECMWF, especially of the radiation scheme, will lead to increased latent heat fluxes (MORCRETTE and TIEDTKE, 1989). Only in the Indian monsoon area the ECMWF model produceslarger fluxes than the estimates by OBERHUBER (1988) which is somewhat surprising as we have found above lower surface stresses in this area for the ECMWF model. For the December to February season the differences are generally smalter except near the main stonn tracks for which the sampie size of ECMWF data is probably too smalt.
PACIFIC 10N-10S
1986 1987 1988
0.16
0.00 ...
-..,---.---"""1""---,1
Impacts from the ENSO event have been found in the latent heat fluxes over the northem subtropical Pacific where the fluxes are extremely large during the winter 1986/87. However this is the only area over the Pacific where such an impact was obvious and the fact that there is an even clearer increase of latent heat flux during the ENSO period in the tropical Atlantic off Brazil raises some doubt if we see realty the impact from the ENSO event.
Good agreement in the northem hemisphere extra-tropics can not only be found for the 3 year mean in Fig. 3 but also for the annual cycle which is shown in Fig. 4 for an area mean of the northem extra tropical Atlantic. Differences in the monthly means are probably due to real anomalies.
1987 1988
S. PAC. TRADES 1986
1986 1987 1988
Fig. 2 Monthly means of surface stresses averaged for selected areas (NW Atlantic=35°-63°W, 39°-45°N;
S. Pacific Trades
=
102°-130oW, 9.5-19.6°S). Thin line: climatology from HAN and LEE (1981), thick line: ECMWF day 1 forecasts. Note the identical annual cycles in the climatological data.0.12
Over the North-West Atlantic there is generally a good agreement and differences are probably due to real anomalies.
In each year the ECMWF values show a very sharp transition from summer to winter seasons and vice versa but not always in the same month so that a climatological annual cycle would displayamore gentle transition. Largest differences can be found in the tropics. Here the variability over the Atlantic as welt as the Pacific is shown to demonstrate that the clearly 10wer values during the ENSO event over the Pacific are due10 this event and not to model changes. In the South Pacific trades the climatology shows a clear annual cycle. Such a cycle is also indicated in the ECMWF data during 1985 and 1988.
The missing annual cycle during 1986 and 1987 maybedue to the ENSO event. This example makes it clear that a three year
Averages of the latent heat fluxes over alt oceans and seas show a clear decrease ofECMWF values by 5 to 15 W/m2in spring 1987. At this time ECMWF revised the parametrization of surface processes over land and reduced the Chamock constant from 0.32 to 0.18. These model changes are expected to reduce the evaporation over land considerably but over the sea the smaller Chamock constant should have resulted in smalt changes only (BLONDIN and BÖTTGER, 1988).
Over the southem oceans including the subtropics (represented by the southem subtropical Indian ocean) we find reductions of latent heat fluxes with the revision ofthe analysis scheme in September 1986. LÖNNBERG et al. (1986) reporteda reduction of humidity in the analysis from this change in the
southem extra tropics from which one would expect more an
l60GW 1400W l200W 1000W 800W 600W 400W 200W 0° 200E 40GE 60GE BooE 1000E l200E 1400E l600E
Fig 3 Difference between OBERHUBER (1988) climatology oflatent heat fluxes andthreeyear averages of day 1 forecast values from the ECMWF operational model for the June to August season. Contours every 20 W1m2•negative values dashed. positive solid. areas with more than 40 W1m2are shaded.
4 CONCLUSIONS
Comparing ECMWF day 1 forecast values of surface fluxes with climatological estimates. we found good agreements over the northern extra tropical oceans and large differences in the tropics and subtropics as compared to inter-annual variability.
However. as the differences could be due to the uncertainties of data and methods in both data sets it is not obvious on which of both data sets one should rely. Operational forecast schemes have the advantage that they can use a much wider source of data and are better equipped to check for bad observational data.
Some expected impacts from anomalies in the atmosphere and oceans have been found in the surface stresses and the latent heat fluxes but the largest variations seem still to result from changes in the analysis-forecasting scheme and this will remain a major concern when using such data for driving ocean models.
5 REFERENCES
ARPE. K.; BURRIDGE. D.; GILCHRIST. A.: Comparison of surface stresses and latent heat fluxes over oceans in short range forecasts by ECMWF. UKMO and NMC. Proceedings ofthe 13th Annual Climate Diagnostic Workshop. 31 October-4 November 1988. in press.
BLONDIN. C.; BÖTIGER. H.: The surface and sub-surface parameterisation scheme in the ECMWF forecasting system.
ECMWF Research Dept. Tech. Memo. No. 135. (1987)•. 48 pp.
HAN. Y.-J.; LEE. S.-W.: A new analysis ofmonthly mean wind stresses over the global ocean. Oimate Research Institute Report No. 26. Oregon State University. Corvallis. Oregon 97331. (1981). 148 p.
LÖNNBERG. P.; PAILLEUX. J.;
ｈｏｌｌｉｎｇｓｗｏｾｔｈＮ
A.:The new analysis system. ECMWF Research Dept. Tech.
Memo. No. 125. (1986). 21p.
MORCRETTE. J.-J.; TIEDTKE.M.:Impact ofthe new radiation scheme on the ECMWF model. ECMWF Tech.
Report. (1989) tobepublished.
OBERHUBER. J.M.:AnAtlas based on the 'COADS' data set:
the budget of heat. buoyancy and turbulent kinetic energy at the surface ofthe global ocean. Max-Planck-Institute for Meteorology ReportNo. 15. Hamburg 13. Germany (1988).
1987 1988
TROP.ATL.OFF BRAZIL 1986
1986 1987 1988
Monthly mean latent heat fluxes averaged for selected areas (Trop. Atl. off Brazil=20o-36°W.
0.6°-10.6°S). Thin line: c1imatology from OBERHUBER (1988). thick line: ECMWF day 1 forecasts. Note the identical annual cyc1es in the c1imatological data.
Fig4 W/m2
160
ＢＢｴＭＭＭＭＭＭＭＭｾａｾｊｾｌｾａｾｎｾｔｾｉｃｾＳｾｏＭＭＶｾｏｾｎｾＭＭＬ
140 120 100 80 60
40...-...,..-...---...,.--....- - . , . - - - , .
160 140 120 100 BO
60 ...- . . . , . . . . ; . - - - . . . , . - - - . , . - - - , . 200-.----....;",;.-.,;,--...1986 ｾｾｾｾｾｾｾＭＭＮＮＬ
180 160 140 120 100
BO..t;;;,-....,..--...;..-...,.--...ｾＭｾＭＮＮＮＮｉ
....'-...,.
ＱＲＰＭＮＭＭＭＭＮＮＮＮ［ＢＬ［［ｾＭＭｾｾｾｾｾｾｾＭＭＭＮＮＬ 1986
110 100 90
BO
..L._.,.. ...,. ...
-..oIl' ...- - , .lBO ...ＭＭＭＮＮＮＺＮＺＺＺｾＭＭＭＭＺＺｾｾｾｾｾｾｾ］ＺＭＭＮＮＬ 1986 160 140 120
100
BO..l--.,..----...,.----..,----...,.
EIN GLOBALES GEKOPPELTES OZEAN-ATMOSPHÄREN MODELL
Ulrich Cubasch
Max Planck Institut für Meteorologie, Hamburg
1 EINLEITUNG
Der Treibhauseffekt des Kohlendioxides kann
atmosphärischen
nur mit einem gekoppelten Modell und der ozeanischen
der
Zir-FluBkorrektur angewandt, um ein Wegdriften des Gesamtsystemes zu verhindern.
Das Ozeanmodell wird zum Einschwingen 10.000
2 DIE MODELLE
Das Atmosphärenmodell wurde am EZMW für Vorhersagezwecke entwickelt. In Hamburg wurde es für Klimasimulationen modifiziert und seine kulation vollständig erfaBt werden. Bisherige Simulationen mit numerischen Modellen haben entweder den ozeanischen Wärmetransport oder die ozeanische Speicherung von Wärme und Treibhausgasen vernachlässigt, so daB man heutzutage immer noch keine zuverlässige Aussage über den Treibhauseffekt machen kann.
Im Folgenden soll nun die Konstruktion sowie
gekoppelten Ozean
Das gekoppelte System erweist sich als sehr empfindlich gegenüber Ungenauigkeiten in der FluBkorrektur und reagiert mit Wegdriften.
Viele Versuche wurden durchgeführt, um dieses Wegdriften zu minimieren. Die Abbildung zeigt: a) das Temperaturfeld wie beobachtet, b) in der obersten Schicht des Ozeans vor der Kopplung, c) nach einer vierjährigen Kopplung sowie d) die Differenz zwischen ungekoppelten und gekoppeltem Lauf für den Monat Januar. Der ungekoppelte Lauf gibt die Beobachtung mit integriert, das Atmosphärenmodell wird für ein Jahr vor dem Anfang der Kopplung gerechnet.
3 ERGEBNISSE
vollständigen eines
Ergebnissse erste
Gebieten, die mit Meereis bedeckt sind, horizontale Auflösung
Gitternetz von etwa
auf T21 (d. h. ein 5.60) reduziert. Seine
hinreichender Genauigkeit wieder. (In gibt vertikale Auflösung liegt bei 16 Schichten.
Das Ozeanmodell wurde am MPI für Meteorologie.
werden mit Hilfe der am MPI entwickelten
ｆｉｾｂｫｯｲｲ･ｫｴｵｲｭ･ｴｨｯ､･ gekoppelt. Der Ozean wird
mit dem WärmefluB, dem FrischwasserfluB sowie
Meeresoberflächentemperatur sowie die Eisdicke als untere Randbedingung zur Verfügung. Da beide Modelle nur unvollständig aneinander speziell für Fragen der Klimaforschung entwickelt. Es besitzt eine horizontale Auflösung von etwa 40 und eine vertikale Aufiösung von 10 Schichten. Beide Modelle
die Beobachtung eine Temperatur über Eis, die Simulation jedoch die Gefriertemperatur des Meerwassers von -1,90 Cl. In dem gekoppelten Experiment liegt der Temperaturfehler über weite Gebiete unter 2° C, einem Fehler, der schon zwischen zwei verschiedenen Analysen auftritt. Der gröBte Fehler zeigt sich in der Kuroshio Region. Ein weiteres Problemgebiet ist die Eiskante in der Antarktis. Der Eisschild verdickt sich und dehnt sich nach Norden aus. Da gerade das Eisvolumen eine der GröBen ist, die man als Indikator einer Klimaänderung nimmt, wird hier noch einige Detailarbeit nötig sein.
die angetrieben, als Gegenleistung dem
angeglichen werden können, wird eine