B E R I C H T E a u s d e m
I N S T I T U T F Ü R M E E R E S K U N D E a n d e r
C H R I S T I A N - A L B R E C H T S - U N I V E R S I T Ä T K I E L
Ein regionales Klimamodell für die Arktis und den Nordatlantik
K o p i e n dieser Arbeit k ö n n e n b e z o g e n w e r d e n v o m : Institut für M e e r e s k u n d e K i e l
F a c h b e r e i c h O z e a n z i r k u l a t i o n u n d K l i m a D ü s t e r n b r o o k e r W e g 20
24105 K i e l , G e r m a n y
N r . 3 2 5
v o n
H a u k e B e r n d t
K i e l 2 0 0 1
I S S N 0341-8561
Z u s a m m e n f a s s u n g
Die Arktis und der subpolare Nordatlantik bilden mit ihren komplexen Mechanismen und Rück- kopplungen eine wichtige Komponente unseres Klimasystems. Aufgrund der geringen Beob- achtungsdichte und der niedrigen Auflösung globaler Klimamodelle, bietet sich der Einsatz hö- her auflösender regionaler Klimamodelle an.
Das hier verwendete regionale Klimamodell (REMO) basiert auf dem früheren Wettervorhersa- gemodell EM des Deutschen Wetterdienstes (DWD) und wurde am Max-Planck-Institut für Me- teorologie (MPIfM) in Hamburg weiterentwicklt. Für die Simulation subskaliger Prozesse ste- hen zwei Sätze physikalischer Parametrisierungen zur Verfugung - die ursprünglich verwende- te DWD-Physik und die ECHAM4-Physik des MPIfM. Der dynamische Teil ist in beiden Fällen identisch.
REMO wird zunächst an das neue Untersuchungsgebiet angepasst. Die neue Konfiguration berücksichtigt bei einer horizontalen Auflösung von 0.5° x 0.5° und 145x121 Gitterpunkten die gesamte Arktis und den Nordatlantik bis etwa 40° N. Mit DWD- und ECHAM4-Physik im Vorhersage- und Klima-Mode werden unterschiedliche Zeiträume simuliert. Als Antriebsdaten werden die NCEP/NCAR-Reanalysen mit einer zeitlichen Auflösung von 6 Stunden verwendet.
Da REMO bisher nur in gemäßtigtem Klima eingesetzt wurde, steht der Test des Modells un- ter den extremen Bedingungen der hohen Breiten im Vordergrund. Beim Vergleich mit Schiffs- beobachtungen aus der Labrador-See liegt REMO deutlich dichter an den Messungen als die Antriebsdaten. Unrealistisch hohe Feuchten in den Reanalysen sind vermutlich die Ursache erhöhter simulierter Niederschläge. Gemessene Flüsse fühlbarer Wärme werden bei starken Ozean-Atmosphäre Wechselwirkungen von NCEP/NCAR und REMO deutlich überschätzt.
In weiteren Simulationen im Klima- und Vorhersage-Mode mit den ECHAM-4 Parametrisie- rungen wird REMO mit gemessenen Oberflächentemperaturen und Niederschlagsfeldern ver- glichen. Während man bei den Niederschlagsverteilungen der NCEP/NCAR-Reanalysen unrea- listische spektrale Muster im Bereich der Arktis beobachten kann, treten diese in REMO nicht mehr auf.
In einer Sensitivitätsstudie wird der Einfluss erhöhter Oberflächenrauigkeit an der Eisrandzo- ne untersucht. Ensemble-Experimente zeigen, dass die hohe interne Variabilität die Signale der verändertten Rauigkeit überlagert, was hauptsächlich auf das große Modellgebiet und den da- mit verbundenen geringen Einfluss der Randdaten zurückgeführt wird.
Insgesamt erweist sich REMO als nützliches Werkzeug für ein besseres Verständnis der Prozes- se im Bereich der Arktis und des Nordatlantiks. Eine weitere Anpassung der Parametrisierun- gen ist jedoch notwendig. Weitere Klimakomponenten wie z.B. Kryosphäre und Ozean müssen berücksichtigt werden, um die Wechselwirkungen und Prozesse der Klimasubsysteme in ihrer Komplexität realistisch beschreiben zu können.
Ill
S u m m a r y
The Arctic and the subpolar region of the North Atlantic with their complex net of mechanisms and feedbacks play an important role in the climate system. Because of the sparse observations and the low resolution of the global models the high-resolution regional climate model REMO provides an improved tool to investigate arctic processes.
REMO is based on the former numerical weather prediction model EM of the German Wea- ther Service (DWD) and was further developed at the Max-Planck-Institute for Meteorology (MPIfM) in Hamburg. It has two different parameterization schemes - the original one called DWD-physics and additionally the ECHAM4-physics from MPIfM. The dynamical scheme is in both cases identical.
In a first step REMO is adapted to the new domain. This configuration covers the Arctic and the North Atlantic down to 40° N with a horizontal resolution of 0.5° x 0.5° and 121 x 145 grid points. Different periods are simulated with DWD- and ECHAM4-Physics in forecast- as well as in climate-mode. Lateral boundary conditions are taken from NCEP/NCAR-reanalysis.
Comparing REMO with ship observations in the Labrador Sea yields a better correspondence than the reanalysis data. Simulated precipitation is overestimated most probably due to un- realistic high humidity in the NCEP/NCAR-reanalysis. Observed sensible heat fluxes are much lower than the REMO and NCEP/NCAR simulated fluxes.
REMO simulations in climate- and forecast-mode with ECHAM4-parameterizations are com- pared with measured surface temperatures and precipitation distributions. While there are nu- merically generated spectral spikes in the NCEP/NCAR precipitation fields in the Arctic, they are not found in the REMO results.
In a sensitivity study the impact of higher surface roughness in the marginal ice zone is inves- tigated. Ensemble experiments show the high internal variability masking any signals due to the changed roughness length. This high internal variability is mostly due to the large model domain and the corresponding a low influence of the lateral boundary conditions.
Overall, REMO has proved to be a useful tool for a better understanding of the processes in the Arctic and the North Atlantic. Further adjustment of the parameterizations seems to be necessa- ry. Other components of the climate system have to be considered to successfully describe the complex feedbacks and processes of the climate subsystems.
Inhaltsverzeichnis
1 E i n l e i t u n g 1
2 B e d e u t u n g d e r A r k t i s u n d des s u b p o l a r e n N o r d a t l a n t i k s 5
2.1 E i n l e i t u n g 5 2.2 K l i m a d e r Arktis 7
2.2.1 S ü ß w a s s e r e i n t r a g i n d e n A r k t i s c h e n O z e a n u n d d e n s u b p o l a r e n
Nordatiantik 11 2.2.2 T h e r m o h a l i n e Z i r k u l a t i o n u n d Tiefenwasserbildung 12
3 R e g i o n a l e K l i m a m o d e l l i e r u n g 15
3.1 E i n l e i t u n g 15 3.1.1 N e s t i n g 16 3.1.2 K l i m a - u n d V o r h e r s a g e - M o d e 17
3.2 D a s R E g i o n a l e M O d e l l - R E M O 19
3.2.1 Ü b e r b l i c k 19 3.2.2 D y n a m i k 19 3.2.3 P h y s i k a l i s c h e P a r a m e t r i s i e r u n g e n 20
3.2.3.1 D W D 20 3.2.3.2 E C H A M - 4 22
VI INHALTSVERZEICHNIS
4 E x p e r i m e n t e 25 4.1 E i n l e i t u n g 25 4.2 Modellgebiet u n d Relaxationszone 26
4.3 A n t r i e b s d a t e n 26 4.4 D u r c h g e f ü h r t e S i m u l a t i o n e n 29
4.5 Rechenzeit 30
5 V e r g l e i c h m i t R / V K h o r r - D a t e n 31
5.1 E i n l e i t u n g 31 5.2 Vergleich der M e s s u n g e n m i t R E M O u n d N C E P / N C A R - R e a n a l y s e n 35
5.2.1 B o d e n d r u c k 35
5.2.2 2 m Temperatur 3 6
5.2.3 l O m W m d g e s c h w i n d i g k e i t 3 8
5.2.4 2 m spezifische Feuchte 40 5.2.5 Fluss f ü h l b a r e r W ä r m e 44
5.2.6 N i e d e r s c h l a g 4 7
5.3 D i s k u s s i o n ^
6 O b e r f l ä c h e n t e m p e r a t u r e n d e r A r k t i s 5 3
6.1 E i n l e i t u n g 5 3
6.2 D e r l A B P / P O L E S - D a t e n s a t z
54
6.3 Vergleich der K l i m a t o l o g i e 5 4
6.4 2 m Temperatur 1996
6.5 D i s k u s s i o n g 5
7 S ü ß w a s s e r e i n t r a g i n d e n s u b p o l a r e n N o r d a t l a n t i k 6 g
7.1 E i n l e i t u n g 6 9
7.2 N i e d e r s c h l a g 70
INHALTSVERZEICHNIS VII
7.2.1 Vergleich m i t N C E P / N C A R - R e a n a l y s e n 70
7.2.2 Niederschlag ü b e r G r ö n l a n d 73
7.3 O b e r f l ä c h e n a b f l u s s 74
7.4 D i s k u s s i o n 76
8 R a u i g k e i t a n d e r M e e r e i s k a n t e 79
8.1 E i n l e i t u n g 79 8.2 Rauigkeit ü b e r Meereis 80
8.2.1 Schubspannungskoeffizient u n d a e r o d y n a m i s c h e R a u i g k e i t s l ä n g e 80
8.2.2 Meereis i n R E M O 82 8.2.3 M e s s u n g e n der Rauigkeit ü b e r Meereis 82
8.3 S i m u l a t i o n der Meereiskante 83 8.3.1 Einfluss der M I Z u n d interne V a r i a b i l i t ä t 83
8.4 D i s k u s s i o n 87
9 D i s k u s s i o n u n d A u s b l i c k 91
A A n h a n g 9 5 A.1 Symbole 95 A.2 A b k ü r z u n g e n 98
L i t e r a t u r v e r z e i c h n i s 101
I n d e x 1 1 3
D a n k s a g u n g 1 1 5
Abbildungsverzeichnis
2.1 Schematische D a r s t e l l u n g der W e c h s e l w i r k u n g e n i m arktischen K l i m a -
system 6 2.2 Topographische D a r s t e l l u n g der Arktis u n d der angrenzenden s u b p o l a -
ren G e b i e t e 8 2.3 Trend des Jahresmittels der B o d e n t e m p e r a t u r i n °C p r o D e k a d e n ö r d l i c h
v o n 4 0 ° N für d e n Z e i t r a u m 1966-1995 (Serreze et al., 2000) 10 2.4 M u l t i - M o d e l l E n s e m b l e m i t t e l der j ä h r l i c h e n T e m p e r a t u r ä n d e r u n g , ihr
S c h w a n k u n g s b e r e i c h u n d die m i t ü e r e Ä n d e r u n g dividiert d u r c h die Standardabweichung. Es ist die Periode 2071 bis 2100 relativ z u r Periode
1961 bis 1990 dargestellt ( C u b a s c h et al., 2001) 11
3.1 Schematische D a r s t e l l u n g des one-way nestings. 16 3.2 S c h e m a t i s c h e D a r s t e l l u n g eines M o d e l l l a u f e s i m K l i m a - M o d e 17
3.3 S c h e m a t i s c h e D a r s t e l l u n g eines M o d e l l l a u f e s i m V o r h e r s a g e - M o d e . . . . 18
4.1 D a r s t e l l u n g der i n R E M O v e r w e n d e t e n Topographie i n m 27
5.1 D i e Fahrtroute der R / V Knorr i m F e b r u a r u n d M ä r z 1997 32 5.2 Infrarot A V H R R B i l d des N O A A - 1 4 p o l a r orbiter u m 11:41 U T C a m 7. Fe-
b r u a r 1997 ü b e r Labrador-See v o n M a r s h a l l et a l . (1998) 35 5.3 M i t R E M O m o d e l l i e r t e m o n a d i c h e 12 s t ü n d i g e Lufttemperaturen i m B e -
r e i c h der z e n t r a l e n Labrador-See z w i s c h e n 1992 u n d 1996 36 5.4 M i t R E M O s i m u l i e r t e m i l d e r e V e r t e i l u n g des B o d e n d r u c k s u n d der 2 m-
Temperatur. 37
ABBILDUNGSVERZEICHNIS
5.5 Zeitreihe des B o d e n d r u c k s z w i s c h e n d e m 5.2. u n d 12.3.1997 i n K P a a u f
d e r R / V X h o r r . 38 5.6 Vergleich des beobachteten B o d e n d r u c k s m i t d e m v o n N C E P / N C A R u n d
R E M O modellierten B o d e n d r u c k 39 5.7 W i e A b b . 5.5 für die 2 m Temperatur. 40 5.8 Vergleich der beobachteten u n d v o n N C E P / N C A R sowie R E M O m o d e l -
lierten 2 m Temperatur. 41 5.9 W i e A b b . 5.5 für die 10 m Windgeschwindigkeit 42
5.10 Vergleich der beobachteten m i t der v o n N C E P / N C A R u n d R E M O m o d e l -
lierten Windgeschwindigkeit 43 5.11 W i e A b b . 5.5 für die 2 m spezifische Feuchte 44
5.12 Vergleich der beobachteten u n d v o n N C E P / N C A R sowie R E M O m o d e l -
lierten spezifischen Feuchte 45 5.13 F l ü s s e sensibler W ä r m e z w i s c h e n d e m 5.2. u n d 5.3.1997 auf der R / V Knorr. 48
5.14 M i t der Dissipations- u n d Kreuzkorrelationsmethode abgeleiteten u n d
v o n N C E P / N C A R sowie R E M O m o d e l l i e r t e n F l ü s s e f ü h l b a r e r W ä r m e . 49 5.15 Zeitreihe der t ä g l i c h e n Niederschlagsmengen u n d akkumulierte Werte
z w i s c h e n d e m 5.2. u n d 12.3.1997 50
5.16 M i t R E M O simulierter a k k i i m u l i e r t e r Niederschlag zwischen d e m 5 2
u n d 12.3.1997 i n m m 52
6.1 B e o b a c h t u n g s p o s i t i o n e n der O b e r f l ä c h e n t e m p e r a t u r v o n Rigor et a l
(2 0 0° ) '. 55 6.2 M i t R E M O modellierte m o n a d i c h e 12 s t ü n d i g e Lufttemperaturen i m B e -
reich der zentralen Arktis sowie a n d e n P o s i t i o n e n der Landstationen b e i
B a r r o w u n d I n d i a n M o u n t a i n z w i s c h e n 1992 u n d 1996 57 6.3 M o n a d i c h e 12 s t ü n d i g beobachtete Lufttemperaturen v o n allen Statio-
n e n a m N o r d p o l z w i s c h e n 1979 u n d 1991 sowie v o n d e n Landstationen bei Barrow u n d I n d i a n M o u n t a i n z w i s c h e n 1979 u n d 1997 v o n Rigor et al.
(2000) 58
6.4 M i t t l e r e K o r r e l a t i o n i n 100 k m - K l a s s e n z w i s c h e n allen Punktepaaren. . . gy 6.5 K o r r e l a t i o n z w i s c h e n u n t e r s c h i e d l i c h e n P a a r e n v o n L a n d s t a t i o n e n a n
der K ü s t e , Bojen u n d b e m a n n t e n S t a t i o n e n v o n Rigor et a l . (2000) 6l
ABBILDUNGSVERZEICHNIS
6.6 M o n a t l i c h e K o r r e l a t i o n s l ä n g e (L) der 2 m Lufttemperatur ( T J aus e i n e m
R E M O - K l i m a l a u f der Jahre 1992 bis 1996 62 6.7 Mittiere Korrelation i n 100 k m - K l a s s e n z w i s c h e n allen Punktepaaren (oh-
ne Relaxationszone) für alle M o n a t e der Jahre 1992 bis 1997 63 6.8 Verteilung der A R G O S Bojen (nummerierte Punkte) u n d L a n d s t a t i o n e n
a m 1. August 1996 (IABP: http://iabp.apl.washington.edu) 65 6.9 Differenz der m i t d e r e n 2 m Lufttemperaturen des Jahres 1996 i n K
( R E M O - I A B P ) 66 7.1 Jahresmittel v o n N i e d e r s c h l a g rninus V e r d u n s t u n g der Jahre 1992 bis
1996 i n m m / J a h r ( N C E P ( N C A R ) 71 7.2 Jahresmittel v o n N i e d e r s c h l a g rninus V e r d u n s t u n g der Jahre 1992 bis
1996 i n m m / J a h r 72 7.3 Beobachtete A k k u m u l a t i o n e n auf d e m g r ö n l ä n d i s c h e n E i s s c h i l d 74
7.4 S ü ß w a s s e r e i n t r a g i n die Labrador- u n d G r ö n l a n d - S e e 75 7.5 Zeitserie des beobachteten u n d m i t R E M O s i m u l i e r t e n m o n a t l i c h e n A b -
flusses i n m m ü b e r d e m Wassereinzugsgebiet der Ostsee aus Jacob (2001). 76 8.1 D i e O b e r f l ä c h e n t e m p e r a t u r a m 2. Januar 1997 aus e i n e m M o d e l l l a u f
m i t R E M O i m K l i m a - M o d e . D e r Temperaturbereich z w i s c h e n - 2 ° C u n d
1 ° C entspricht der s i m u l i e r t e n Eiskante 84 8.2 Z e i t a b h ä n g i g e r Bias u n d R M S - D i f f e r e n z e n des B o d e n d r u c k s i n h P a der
e i n z e l n e n E n s e m b l e m i t g l i e d e r b e z o g e n auf das jeweilige E n s e m b l e m i t t e l . 85 8.3 Z e i t a b h ä n g i g e r Bias u n d R M S - D i f f e r e n z e n des B o d e n d r u c k s i n h P a der
R A U - E n s e m b l e m i t g l i e d e r relativ z u m e n t s p r e c h e n d e n M i t t e l der C T R L -
S i m u l a t i o n 86 8.4 Zeitserie der T-Werte des Bias (durchgezogen, schwarz) u n d der R M S -
Differenzen (rot, gestrichelt) des B o d e n d r u c k s . D a s 97.5% Signifikanz-
N i v e a u ist grau unterlegt 88
Tabellenverzeichnis
3.1 I m Strahlungsschema b e r ü c k s i c h t i g t e spektrale Intervalle u n d optische
Eigenschaften n a c h Ritter u n d G e l e y n (1992) 21 4.1 B e s c h r e i b u n g der d u r c h g e f ü h r t e n E x p e r i m e n t e 30 5.1 Bias, R M S - F e h l e r u n d Korrelationskoeffizient (r) des B o d e n d r u c k s (SLP),
2 m Temperatur ( T J , 10 m VVindgeschwindigkeit (V) u n d 2 m spezifischer Feuchte (s) aus der R E M O - S i m u l a t i o n u n d N C E P / N C A R - R e a n a l y s e n i m
Vergleich m i t B e o b a c h t u n g e n a n B o r d der RIVKnorr. 33
6.1 M i t t e l (?) u n d S t a n d a r d a b w e i c h u n g (er) der 2 m L u f t t e m p e r a t u r e n für d r e i R e g i o n e n der Arktis i m B e r e i c h des N o r d p o l s ( N P ) , der K ü s t e n s t a - t i o n B a r r o w sowie der Inlandsstation I n d i a n M o u n t a i n (beide i n Alaska).
Verwendet w e r d e n 12 s t ü n d i g e Temperaturen eines R E M O - K l i m a l a u f e s
der Jahre 1992 bis 1996 59 6.2 Parameter der r ä u m l i c h e n K o r r e l a t i o n s f u n k t i o n e n aus A b b . 6.4. M o n a t l i -
che K o r r e l a t i o n s l ä n g e n (L) der 2 m Lufttemperatur (T2) aus e i n e m R E M O -
K l i m a l a u f d e r Jahre 1992 b i s 1996 62
1. Einleitung
D i e A r k t i s u n d der subpolare N o r d a ü a n t i k h a b e n eine herausragende B e d e u t u n g für das K l i m a unserer Erde. D i e E n t s c h l ü s s e l u n g der k o m p l e x e n W e c h s e l w i r k u n g e n u n d Prozesse i n d e r A t m o s p h ä r e , a n L a n d , i m O z e a n sowie i n der K r y o - u n d B i o s p h ä r e s i n d d i e Basis für e i n besseres V e r s t ä n d n i s unseres K l i m a s y s t e m s . B e o b a c h t u n g e n u n d M o - dellergebnisse zeigen, w i e sensitiv das K l i m a der h o h e n B r e i t e n auf anthropogene K l i - m a v e r ä n d e r u n g e n reagiert (z.B. Serreze et al., 2000).
Trotz der w i c h t i g e n Rolle der Arktis i m K l i m a s y s t e m s i n d b i s h e u t e die K e n n m i s s e ü b e r d i e Prozesse u n d W e c h s e l w i r k u n g e n u n v o l l s t ä n d i g . D i e s b e r u h t h a u p t s ä c h l i c h a u f der geringen B e o b a c h t u n g s d i c h t e i n d e n h o h e n Breiten. D i e u n w i r t l i c h e n p o l a r e n L a n d - f l ä c h e n s i n d n u r d ü n n besiedelt, u n d i m A r k t i s c h e n O z e a n w e r d e n erst seit B e g i n n der achtziger Jahre f l ä c h e n d e c k e n d e , k o n t i n u i e r l i c h e M e s s u n g e n meteorologischer Para- m e t e r w i e O b e r f l ä c h e n t e m p e r a t u r u n d B o d e n d r u c k d u r c h g e f ü h r t . S c h i f f s m e l d u n g e n s i n d aus d e m z e n t r a l e n A r k t i s c h e n O z e a n n u r v o n d e n w e n i g e n wissenschaftlichen E x - p e d i t i o n e n u n d w ä h r e n d d e r k u r z e n schiffbaren Periode i m S o m m e r i n K ü s t e n n ä h e v o n H a n d e l s s c h i f f e n v e r f ü g b a r . A n d e r s als i n d e n m i t t l e r e n B r e i t e n s t e h e n k a u m Ver- tikalprofile d e r A t m o s p h ä r e aus R a d i o s o n d e n d a t e n z u r V e r f ü g u n g . S a t e l l i t e n g e s t ü t z t e M e s s u n g e n k ö n n e n n u r e i n g e s c h r ä n k t eingesetzt w e r d e n . I m S o m m e r lassen s i c h b e i - spielsweise a u f g r u n d ä h n l i c h e r Signaturen offene W a s s e r f l ä c h e n u n d S c h m e l z t ü m p e l a u f d e m E i s k a u m u n t e r s c h e i d e n , was z.B. v e r l ä s s l i c h e A u s s a g e n ü b e r M e e r e i s k o n z e n - t r a t i o n i n d i e s e m Z e i t r a u m erschwert. D e r G r o ß t e i l des N i e d e r s c h l a g s fällt i n d e n P o -
2 1. E I N L E I T U N G
largebieten als Schnee. Dies erschwert die N i e d e r s c h l a g s m e s s u n g e n , d a z u s ä t z l i c h e Ef- fekte w i e Schneedrift u n d A k k u m u l a t i o n z u b e r ü c k s i c h t i g e n s i n d .
A u c h die Prozesse i m subpolaren N o r d a ü a n t i k s p i e l e n eine w i c h t i g e Rolle i m g l o b a l e n K l i m a . I m Bereich der Labrador- u n d G r ö n l a n d - S e e s i n d tiefreichende A b s i n k p r o z e s s e i m offenen O z e a n z u beobachten, die eng m i t V o r g ä n g r n i n d e r A t m o s p h ä r e u n d K r y o - s p h ä r e v e r k n ü p f t s i n d . So hat z.B. der S ü ß w a s s e r e i n t r a g , insbesondere a b s c h m e l z e n - des Meereis, e i n e n g r o ß e n Einfluss auf die S t a b i l i t ä t d e r D e c k s c h i c h t i n dieser R e g i o n . Meereismodelle w i e d e r u m , m i t denen der Eisexport a u s der A r k t i s a b g e s c h ä t z t w e r d e n k a n n , s i n d auf einen realistischen a t m o s p h ä r i s c h e n A n t r i e b m i t relativ k l e i n e m F e h l e r angewiesen (Fischer u n d L e m k e , 1994).
A b e r w i e e r h ä l t m a n g r o ß r ä u m i g e meteorologische I n f o r m a t i o n e n für R e g i o n e n m i t ge- ringer Datendichte? Globale M o d e l l e der a l l g e m e i n e n Z i r k u l a t i o n (engl, general circu- lation model - G C M ) k ö n n e n i n dieser S i t u a t i o n eine s i n n v o l l e A l t e r n a t i v e b i e t e n . Sie s i n d i n d e r Lage, vorhandene D a t e n ü b e r b e k a n n t e p h y s i k a l i s c h e B e z i e h u n g e n z u e i - n e m konsistenten Datensatz z u v e r k n ü p f e n . Z u d e m l a s s e n s i c h m i t i h n e n a u c h K l i m a - ä n d e r u n g e n untersuchen.
K l i m a k a n n als m i t ü e r e s Verhalten d e r Subsysteme ü b e r e i n e n l ä n g e r e n Z e i t r a u m ver- standen werden. D e u t l i c h z u trennen d a v o n ist die V a r i a b i l i t ä t a u f einer Z e i t s k a l a v o n Tagen, d i e als „Wetter" bezeichnet w i r d u n d statistisch a u c h als hochfrequentes R a u - schen auf d e m Klimasignal interpretiert w e r d e n k a n n . D i e d y n a m i s c h e n Prozesse, d i e d i e s e m „ s t a t i s t i s c h e n Rauschen" z u G r u n d e liegen, h a b e n j e d o c h e i n e n e n t s c h e i d e n - d e n Einfluss auf die langzeitliche V a r i a t i o n i m K l i m a s i g n a l . A u f g r u n d d e r n i c h t l i n e a r e n Prozesse i n der A t m o s p h ä r e n i m m t die Vorhersagbarkeit bereits n a c h w e n i g e n Tagen stark ab (z.B. Lorenz, 1963). E s besteht j e d o c h die M ö g l i c h k e i t , m i t e i n e m g l o b a l e n K l i - m a m o d e l l die Statistik eines z u k ü n f t i g e n K l i m a z u s t a n d s v o r h e r z u s a g e n . D i e z u n ä c h s t n u r i n der n u m e r i s c h e n Wettervorhersage v e r w e n d e t e n G C M s w e r d e n d e s h a l b m i t leis- t u n g s f ä h i g e r e n Rechnersystemen i m m e r h ä u f i g e r a u c h für K l i m a s i m u l a t i o n e n einge- setzt.
F ü r r ä u m l i c h e u n d zeitliche A u f l ö s u n g , m o d e l l i e r t e Prozesse, S i m u l a t i o n s d a u e r u n d G r ö ß e des Modellgebietes s i n d die v e r f ü g b a r e n C o m p u t e r r e s s o u r c e n e i n l i m i t i e r e n d e r Faktor. Alternativ bietet s i c h d e r Einsatz eines r e g i o n a l e n M o d e l l s (engl, limited area model - L A M ) an. Z u G u n s t e n einer h ö h e r e n A u f l ö s u n g w i r d das M o d e l l g e b i e t a u f e i n e bestimmte Region begrenzt.
D a L A M s seitiiche R a n d b e d i n g u n g e n b e n ö t i g e n , w e r d e n sie i n globale D a t e n ( A n a l y s e n oder G C M s ) eingebettet (engl, nesting). D i e genestete regionale K l i m a m o d e l l i e r u n g ist eine n o c h junge D i s z i p l i n d e r K h m a f o r s c h u n g . U r s p r ü n g ü c h w u r d e n L A M s i n d e r n u - m e r i s c h e n Wettervorhersage eingesetzt. M i t der A n w e n d u n g regionaler M o d e l l e i n K l i -
m a s t u d i e n leisteten D i c k i n s o n et al. (1989) u n d G i o r g i (1990) Pionierarbeit. H e u t e de- c k e n die regionalen K l i m a m o d e l l e (regional climate model - R C M ) e i n weites S p e k t r u m i n vielen Regionen der Erde ab. Sie r e i c h e n v o n p a l ä o k l i m a t i s c h e n A n w e n d u n g e n (z.B.
Hosteder et al., 2000) ü b e r gekoppelte A t m o s p h ä r e - O z e a n - M o d e l l e (z.B. H a g e d o r n et al., 2000; R u m m u k a i n e n et al., 2001) bis h i n z u Studien anthropogen beeinflusster K l i - m a ä n d e r u n g e n (z.B. M a c h e n h a u e r et al., 1998).
D i e regionale K l i m a m o d e l l i e r u n g d e r Arktis w i r d weltweit erst seit k u r z e m u n d n u r v o n w e n i g e n A r b e i t s g r u p p e n vorangetrieben. L y n c h et al. (1995) s i m u l i e r e n m i t e i n e m gekoppelten A t m o s p h ä r e n - M e e r e i s - O z e a n R C M die Wechselwirkungsprozesse i n der w e s d i c h e n Arktis. Dethloff et al. (1996) u n t e r s u c h e n die gesamte Arktis m i t d e m High- Resolution Limited Area Model ( H I R L A M ) m i t p h y s i k a l i s c h e n Parametrisierungen des K l i m a m o d e l l s E C H A M - 3 (Christensen et al., 1996). Ergebnisse erster S i m u l a t i o n e n des i n dieser A r b e i t v e r w e n d e t e n M o d e l l s R E M O für die Arktis beschreibt J ü r r e n s (1999). I m Arctic Regional Climate Model Intercomparison Project ( A R C M I P ) w e r d e n verschiedene regionale K l i m a m o d e l l e der A r k t i s b e i gleichen R a n d b e d i n g u n g e n m i t e i n a n d e r vergli- c h e n .
I m R a h m e n dieser A r b e i t w e r d e n die A n w e n d u n g s m ö g l i c h k e i t e n des regionalen K l i m a - m o d e l l s R E M O i n der S i m u l a t i o n des arktischen u n d s u b a r k t i s c h e n K l i m a s untersucht.
D i e k l i m a r e l e v a n t e n Prozesse u n d W e c h s e l w i r k u n g e n der Arktis u n d des s u b p o l a r e n N o r d a d a n t i k s w e r d e n i n K a p . 2 e r l ä u t e r t . D i e G r u n d z ü g e d e r regionalen K l i m a m o d e l - l i e r u n g u n d eine k u r z e B e s c h r e i b u n g des v e r w e n d e t e n M o d e l l s finden s i c h i n K a p . 3.
D i e u n t e r s c h i e d l i c h e n R a n d b e d i n g u n g e n u n d K o n f i g u r a t i o n e n der e i n z e l n e n S i m u l a - tionen behandelt das K a p . 4. D a s K a p . 7 b e s c h ä f t i g t s i c h m i t der Hydrologie m i t F o - kus a u f d e m S ü ß w a s s e r e i n t r a g i m Nordatlantik. E i n e V a l i d i e r u n g a u s g e w ä h l t e r M o d e l l - p a r a m e t e r m i t B e o b a c h t u n g e n w i r d i n K a p . 5 d u r c h g e f ü h r t . K a p . 6 geht a u f d e n Ver- gleich gemessener B o d e n t e m p e r a t u r e n i n der A r k t i s m i t M o d e l l l ä u f e n i m K l i m a - u n d V o r h e r s a g e - M o d e e i n . I n K a p . 8 s c h l i e ß t sich eine S e n s i t i v i t ä t s s t u d i e z u r i m M o d e l l b e - h a n d e l t e n Rauigkeit a n . Kap. 9 ist eine allgemeine D i s k u s s i o n d e r Ergebnisse.
2. Bedeutung der Arktis und des subpolaren Nordatlantiks
2.1 Einleitung
D i e Arktis ist e i n integraler B e s t a n d t e i l unseres K l i m a s y s t e m s . W i c h t i g e k l i m a t o l o g i s c h e F a k t o r e n , d i e die Polargebiete v o n a n d e r e n K l i m a z o n e n der E r d e u n t e r s c h e i d e n , s i n d
r> d i e h o h e A l b e d o der eis- u n d s c h n e e b e d e c k t e n F l ä c h e n ,
t> g r o ß e F l ü s s e latenter W ä r m e b e i P h a s e n ü b e r g ä n g e n z w i s c h e n E i s , Wasser u n d W a s s e r d a m p f s o w i e
c> d i e i s o l i e r e n d e W i r k u n g der S c h n e e d e c k e a u f d e m L a n d u n d des Meereises.
D i e s e u n d weitere F a k t o r e n (z.B. Permafrost) h a b e n g r o ß e n Einfluss a u f e i n k o m p l e x e s N e t z m i t e i n a n d e r v e r b u n d e n e r M e c h a n i s m e n u n d R ü c k k o p p l u n g s p r o z e s s e , die sensi- tiv a u f K l i m a ä n d e r u n g e n reagieren k ö n n e n . E i n e s c h e m a t i s c h e D a r s t e l l u n g der w i c h - tigsten P r o z e s s e zeigt d i e A b b . 2.1.
V o n z e n t r a l e r B e d e u t u n g ist der S ü ß w a s s e r e i n t r a g i n d e n O z e a n . D i e s e r w i r d n e b e n N i e d e r s c h l a g , V e r d u n s t u n g u n d O b e r f l ä c h e n a b f l u s s a u c h v o n der Nettogefrierrate des
6 2. B E D E U T U N G DER ARKTIS U N D DES SUBPOLAREN NORDATLANTIKS
Abbildung 2.1: Schematische Darstellung der Wechselwirkungen im arktischen Klimasystem.
Meereises bestimmt. B e i der B i l d u n g v o n M e e r e i s w i r d e i n G r o ß t e i l des Salzes i m O z e a n freigesetzt. L o k a l e r h ö h t sich d a d u r c h der Salzgehalt, w a s e i n e m n e g a t i v e n N e t t o s ü ß - wasserfluss entspricht. D e r Transport v o n M e e r e i s aus d e n B i l d u n g s - i n d i e A b s c h m e l z - gebiete ist gleichzeitig e i n S ü ß w a s s e r t r a n s p o r t , d a b e i m A b s c h m e l z e n das r e l a t i v salzar- m e Wasser wieder freigesetzt w i r d . Temperatur u n d Salzgehalt b e s t i m m e n die N e t t o g e - frierrate des Meereises, w ä h r e n d die Eisdrift h a u p t s ä c h l i c h d u r c h d e n a t m o s p h ä r i s c h e n Impulsfluss (Windschub) gesteuert w i r d ( H i l m e r et al., 1998).
In einer Reihe v o n n a t i o n a l e n u n d i n t e r n a t i o n a l e n Projekten liegt der F o k u s a u f d e r A r k - tis. So w e r d e n i n der Arctic Climate System Study (ACSYS) i m R a h m e n d e s World Climate Research Program (WCRP) die g l o b a l e n F o l g e n n a t ü r l i c h e r u n d a n t h r o p o g e n e r Ä n d e - rungen i m arktischen K l i m a s y s t e m sowie d i e S e n s i t i v i t ä t des a r k t i s c h e n K l i m a s y s t e m s auf e r h ö h t e Treibhausgaskonzentrationen untersucht. I m Climate and Cryosphere Pro- ject (CliC) liegt der S c h w e r p u n k t a u f d e r K r y o s p h ä r e , also d e n B e r e i c h e n d e r E r d o b e r - fläche a n d e n e n Wasser i n fester F o r m existiert. A n anderer Stelle s t e h e n b e s t i m m t e Prozesse i m Vordergrund. Das Projekt Surface Heat Budget ofthe Arctic Ocean ( S H E B A ) b e s c h ä f t i g t s i c h z.B. m i t der W e c h s e l w i r k u n g z w i s c h e n E n e r g i e b i l a n z a m B o d e n , a t m o - s p h ä r i s c h e r Strahlung u n d W o l k e n . U n v e r z i c h t b a r für d i e M o d e l l v a U d i e r u n g s i n d d i e M e s s p r o g r a m m e w i e z.B. das International Arctic Buoy Program (IABP), i n d e m m i t i m Eis driftenden B o j e n meteorologische V a r i a b l e n i n G e b i e t e n m i t geringer D a t e n d i c h t e aufgezeichnet werden. I m Arctic Regional Climate Model Intercomparison Project (AR- C M I P ) startet jetzt e i n M o d e l l v e r g l e i c h Regionaler K l i m a m o d e l l e d e r A r k t i s .
2.2 KLIMA DER ARKTIS 7
I m s u b p o l a r e n N o r d a t l a n t i k laufen weitere k l i m a r e l e v a n t e Prozesse ab. In der z e n t r a l e n Labrador-See u n d der G r ö n l a n d - S e e sinkt kaltes, salzreiches O b e r f l ä c h e n w a s s e r bis i n etwa 2000 M e t e r Tiefe, w o es m i t d e m tiefen w e s ü i c h e n R a n d s t r o m n a c h S ü d e n trans- p o r t i e r t w i r d . D i e s e T i e f e n k o n v e k t i o n speist d i e t h e r m o h a l i n e Z i r k u l a t i o n ( T H C ) , eine globale, m é r i d i o n a l e U m w ä l z z e l l e v o n Wassermassen.
D i e A t m o s p h ä r e t r ä g t e n t s c h e i d e n d z u d e n K o n v e k t i o n s p r o z e s s e n b e i , d a der E i n t r a g v o n S ü ß w a s s e r u n d der N e t t o w ä r m e f l u s s z w i s c h e n O z e a n u n d A t m o s p h ä r e g r o ß e n E i n - fluss auf d i e S t a b i l i t ä t der D e c k s c h i c h t h a b e n (vgl. K a p . 2.2.2). D i e h i e r vorgestellte A r - beit w i r d i m R a h m e n eines Sonderforschungsbereiches (SFB460) z u r U n t e r s u c h u n g der D y n a m i k t h e r m o h a l i n e r Z i r k u l a t i o n s s c h w a n k u n g e n u n d der V a r i a b i l i t ä t der W e c h s e l - w i r k u n g e n z w i s c h e n O z e a n u n d A t m o s p h ä r e d u r c h g e f ü h r t . H a u p t z i e l des SFB460 ist es, d i e S c h w a n k u n g e n der W a s s e r m a s s e n b i l d u n g s - u n d Transportprozesse i m s u p o l a r e n N o r d a t i a n t i k z u u n t e r s u c h e n u n d z u e i n e m V e r s t ä n d n i s ihrer B e d e u t u n g für d i e D y n a - m i k d e r t h e r m o h a l i n e n U m w ä l z b e w e g u n g u n d der o z e a n i s c h e n A u f n a h m e des anthro- p o g e n e n C O 2 -S i g n a l s beizutragen. D i e z u g e h ö r i g e n p h y s i k a l i s c h - o z e a n o g r a p h i s c h e n , m e e r e s c h e m i s c h e n u n d m e t e o r o l o g i s c h e n B e o b a c h t u n g s p r o g r a m m e n s t e h e n i n enger W e c h s e l b e z i e h u n g z u einer abgestuften Folge n u m e r i s c h e r M o d e l l e m i t mittierer, h o - h e r u n d sehr h o h e r A u f l ö s u n g . F ü r d e n i n dieser A r b e i t b e h a n d e l t e n a t m o s p h ä r i s c h e n Teil, w i r d das regionale K l i m a m o d e l l R E M O (Jacob u n d P o d z u n , 1997) v e r w e n d e t .
2.2 Klima der Arktis
D i e G r e n z e n d e r A r k t i s s i n d n i c h t e i n d e u t i g festgelegt. A s t r o n o m i s c h b e g i n n t d i e A r k t i s a m n ö r d l i c h e n Polarkreis (Abb. 2.2). E i n e D e f i n i t i o n beschreibt d i e A r k t i s als die L a n d - u n d M e e r e s f l ä c h e n u m d e n N o r d p o l n ö r d l i c h der B a u m - bzw. s ü d l i c h s t e n Treibeisgren- ze. K l i m a t o l o g i s c h w i r d die A r k t i s oft als die R e g i o n definiert, i n d e r die M i t t e l t e m p e r a - t u r des w ä r m s t e n M o n a t s unter 10°C bleibt. D a s N o r d p o l a r g e b i e t umfasst d e n A r k t i - s c h e n O z e a n (ca. 12 x 1 06 k m2, stellenweise m e h r als 5000 m tief) u n d eine L a n d f l ä c h e v o n c a . 11 x 1 06 k m2. D i e h ö c h s t e E r h e b u n g m i t 3700 m ist das G u n n b j o r n Fjeld auf e i n e m G l e t s c h e r des g r ö n l ä n d i s c h e n z e n t r a l e n Inlandeises.
D e r A r k t i s c h e O z e a n , e i n interkontinentales M i t t e l m e e r , b e s t i m m t das m a r i t i m e K l i m a der A r k t i s . E r ist i m Gegensatz z u r A n t a r k t i s g a n z j ä h r i g m i t e i n e r a u s g e d e h n t e n Pack- e i s s c h i c h t b e d e c k t . D a s Meereis u n d d i e Schneeauflage h a b e n e i n e n e n t s c h e i d e n d e n Einfluss a u f d e n E n e r g i e a u s t a u s c h z w i s c h e n O z e a n u n d A t m o s p h ä r e , der i n d e n S o m - m e r m o n a t e n v o n d e r k u r z w e l l i g e n S t r a h l u n g u n d A l b e d o a m B o d e n d o m i n i e r t w i r d . D i e A l b e d o w i r d v o n d e n O b e r f l ä c h e n e i g e n s c h a f t e n (Eis- bzw. S c h n e e m e n g e u n d - Verteilung u n d S c h m e l z t ü m p e l ) b e s t i m m t . D i e s e w e i s e n eine h o h e r ä u m l i c h e sowie
8
2. B E D E U T U N G D E R A R K T I S U N P D E S S U B P O L A R E N N O R D A T L A N ^
Abbildung 2.2: Topographische Darstellung der Arktis und der angrenzenden subpolaren Ge- biete.
zeitliche Variabilität auf u n d liegen d a m i t für viele A t m o s p h ä r e n m o d e l l e i m s u b s k a - ligen, d.h. n i c h t a u f g e l ö s t e n Bereich. W ä h r e n d i m S o m m e r die G r e n z s c h i c h t v o r w i e - gend stabil geschichtet ist, w i r d diese w ä h r e n d der k a l t e n W i n t e r m o n a t e ü b e r o f f e n e m Wasser z u n e h m e n d labilisiert, so dass a u c h die F l ü s s e latenter u n d f ü h l b a r e r W ä r m e g r ö ß e r werden. B e i einer d u r c h b r o c h e n e n E i s d e c k e e r r e i c h e n die t u r b u l e n t e n F l ü s s e d u r c h offene R i n n e n i m Meereis (engl, leads) 300-500 Wmr1 u n d l i e g e n fast z w e i G r ö - ß e n o r d n u n g e n ü b e r d e n e n b e i h o m o g e n e r E i s d e c k e ( M a y k u t , 1978). Sie t r a g e n d a m i t
2.2 KLIMA DER ARKTIS 9
w e s e n t l i c h z u m Energietransport v o m O z e a n i n die A t m o s p h ä r e b e i .
B e i der B i l d u n g v o n M e e r e i s spielt eine s a l z a r m e ozeanische D e c k s c h i c h t v o n geringer D i c h t e eine w i c h t i g e Rolle. Gespeist w i r d diese S c h i c h t v o m N i e d e r s c h l a g ü b e r M e e r - eis u n d offenem Wasser sowie v o m A b s c h m e l z e n i m S o m m e r ; aber a u c h N i e d e r s c h l a g ü b e r L a n d f l ä c h e n u n d der daraus resultierende S ü ß w a s s e r e i n t r a g aus F l ü s s e n tragen z u i h r e r E n t w i c k l u n g b e i (Aagaard u n d C a r m a c k , 1989). M a x i m a l e N i e d e r s c h l ä g e fallen i m S e p t e m b e r u n d Oktober, die geringsten i m A p r i l . N u r i n d e n S o m m e r m o n a t e n Juli u n d A u g u s t fallt n a h e z u d e r gesamte N i e d e r s c h l a g i n F o r m v o n R e g e n (Serreze et al., 1995;
Yang, 1999).
Serreze et a l . (1993) h a b e n die synoptische A k t i v i t ä t i n der A r k t i s z w i s c h e n 1952 u n d 1989 untersucht. D e r W i n t e r ist g e p r ä g t v o n Z y k l o n e n i m B e r e i c h u m Island, d e r ö s t - l i c h e n A r k t i s , d e r Baffin B a i u n d des s ü d l i c h e n k a n a d i s c h e n A r c h i p e l s . D i e m e i s t e n W i n t e r - Z y k l o n e n gelangen i m B e r e i c h d e r G r ö n l a n d - u n d N o r w e g i s c h e n - S e e i n die A r k - tis, z i e h e n v o n dort w e i t e r i n O N O - R i c h t u n g u n d füllen s i c h a u f i h r e m W e g z u r Kara-See l a n g s a m auf. W i n t e r - A n t i z y k l o n e n ü b e r w i e g e n ü b e r O s t s i b i r i e n , A l a s k a / Y u k o n u n d i n e i n e m w e i t e n B e r e i c h des z e n t r a l e n A r k t i s c h e n Ozeans. I m S o m m e r s i n d d i e Z y k l o n e n u n d A n t i z y k l o n e n i m A l l g e m e i n e n flacher als i m Winter. Z y k l o n e n gelangen d a n n i n e i - n e m w e i t e n B e r e i c h z w i s c h e n d e m L a p t e v - M e e r o s t w ä r t s b i s z u r T s c h u k z s c h e n - S e e i n d i e Arktis, w o d u r c h s i c h d i e Z y k l o n e n a k t i v i t ä t i m N o r d e n A m e r i k a s , A s i e n s u n d E u r o p a s e r h ö h t .
A u f etwa e i n e m V i e r t e l der F l ä c h e der n ö r d l i c h e n K o n t i n e n t e herrscht Permafrost ( Z h a n g et a l . , 1999a), d . h . der B o d e n i n d i e s e n G e b i e t e n b l e i b t i n m i n d e s t e n s z w e i auf- e i n a n d e r folgenden Jahren gefroren. Permafrost verringert d e n M a s s e n a u s t a u s c h z w i - s c h e n L a n d u n d A t m o s p h ä r e . In d e n S o m m e r m o n a t e n ist der A u s t a u s c h a u f eine flache aktive S c h i c h t begrenzt.
V e r s c h i e d e n e U n t e r s u c h u n g e n v e r d e u t i i c h e n , wie sensitiv die A r k t i s a u f a n t h r o p o g e n e K l i m a ä n d e r u n g e n reagiert. D i e A b b . 2.3 zeigt d i e Trends des Jahresmittels der B o d e n - t e m p e r a t u r n ö r d l i c h v o n 40° N für d e n Z e i t r a u m 1966-1995 (Serreze et al., 2000). D i e A n a l y s e basiert a u f D a t e n v o n Jones (1994). E i n e starke E r w ä r m u n g ü b e r d e m eurasi- s c h e n K o n t i n e n t u n d d e m n o r d w e s t l i c h e n N o r d a m e r i k a (regional ü b e r 0.5°C p r o D e - kade) geht einher m i t A b k ü h l u n g e n ü b e r d e m w e s t i i c h e n s u b p o l a r e n N o r d a d a n t i k u n d a n g r e n z e n d e n B e r e i c h e n i m O s t e n K a n a d a s u n d S ü d e n G r ö n l a n d s .
D a s Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) beschreibt u.a. die A u s w i r k u n - g e n der K l i m a ä n d e r u n g e n i n d e n P o l a r r e g i o n e n (z.B. C u b a s c h et al., 2001; W a t s o n et al., 1997). D i e K l i m a m o d e l l e prognostizieren ü b e r e m s t i r n m e n d d i e h ö c h s t e E r w ä r m u n g i n d e r Arktis u n d a n g r e n z e n d e n s u b p o l a r e n R e g i o n e n b e i e r h ö h t e n T r e i b h a u s g a s e m i s s i o -
10 2. B E D E U T U N G D E R A R K T I S U N D D E S S U B P O L A R E N N O R D A T L A N T I K S
Abbildung 2,3: Trend des Jahresmittels der Bodentemperatur in °C pro Dekade nördlich von 40° N für den Zeitraum 1966-1995. Bereiche mit unzureichender Datenbasis sind schwarz dargestellt (Serreze et al., 2000).
nen. In A b b . 2.4 ist die E r w ä r m u n g für das SRES A 2 - S z e n a r i o1 dargestellt. V e r b u n d e n mit der starken E r w ä r m u n g i n d e n h o h e n B r e i t e n ist e i n e A b n a h m e d e r S c h n e e - u n d Eisbedeckung. M i t steigenden Temperaturen u n d d e m A b t a u e n v o n P e r m a f r o s t b ö d e n v e r ä n d e r n sich a u c h die Energie- u n d F e u c h t e b i l a n z e n , d e r O b e r f l ä c h e n a b f l u s s s o w i e der Gasaustausch(z.B. C O 2 u n d M e t h a n ) .
I m Kontext der globalen E r w ä r m u n g spielt die E i s - A l b e d o - R ü c k k o p p l u n g i m a r k t i s c h e n K l i m a s y s t e m eine wichtige Rolle. B e i einer A b n a h m e d e r eis- u n d s c h n e e b e d e c k t e n F l ä - che verringert s i c h die A l b e d o . Es w i r d m e h r solare S t r a h l u n g v o m B o d e n a b s o r b i e r t , so dass dieser s i c h weiter e r w ä r m t . A l s Folge s c h r r ü l z t n o c h m e h r S c h n e e u n d E i s ; es k o m m t z u einer p o s i t i v e n R ü c k k o p p l u n g . D i e Frage, w i e d i e W o l k e n - u n d S t r a h l u n g s - felder auf diesen M e c h a n i s m u s reagieren bzw. w e l c h e n Einfluss s i e a u f d i e K l i m a ä n d e -
1 Szenario A2 des Special Report on Emission Szenarios (SRES) beschreibt eine sehr heterogene Ent- wicklung. Autarkie und Bewahrung lokaler Charakteristika stehen im Vordergrund. Geburtenraten unter- schiedlicher Regionen gleichen sich nur langsam an und fuhren zu einer weiter wachsenden Weltbevöl- kerung. Die ökonomische Entwicklung ist hauptsächlich regional orientiert und das pro Kopf Wirtschafts- wachstum und der technologische Fortschritt sind stark fragmentiert und langsamer als in anderen Sze- narien.
2.2 KLIMA DER ARKTIS 11
SRESA2
-1 0 1 2 3 4 5 6 8 10 12
A b b i l d u n g 2.4: Multi-Modell Ensemblemittel der jährlichen Temperaturänderung (Farbschat- tierung), ihr Schwankungsbereich (dünne blaue Isolinie) in °C und die Multi-Modell mitt- lere Änderung dividiert durch die Multi-Modell Standardabweichung (durchgezogene grü- nelsolinie, absolute Werte) für das SRES Szenario A2. Es ist die Periode2071 bis 2100 relativ zur Periode 1961 bis 1990 dargestellt (Cubasch etal., 2001).
r u n g h a b e n , ist n o c h n i c h t v o l l s t ä n d i g beantwortet.
2 . 2 . 1 S ü ß w a s s e r e i n t r a g i n d e n A r k t i s c h e n O z e a n u n d d e n s u b p o l a r e n N o r d - a t l a n t i k
D e r N e t t o s ü ß w a s s e r f l u s s i n d e n O z e a n hat e i n e n g r o ß e n Einfluss a u f die S t a b i l i t ä t der d e r D e c k s c h i c h t . D a S ü ß w a s s e r eine geringere D i c h t e als salzreiches Wasser hat, k a n n s i c h b e i e i n e m p o s i t i v e n N e t t o s ü ß w a s s e r f l u s s e i n e s a l z a r m e Wasserlinse a n d e r O b e r - fläche a u s b i l d e n . Diese stabilisiert d i e S c h i c h t u n g . B e i e i n e m n e g a t i v e n N e t t o s ü ß w a s - serfluss (z.B. b e i einer p o s i t i v e n Nettogefrierrate (vgl. Seite 9) oder h o h e r Verdunstung) e r h ö h t s i c h dagegen d i e D i c h t e i m O z e a n u n d t r ä g t z u e i n e r L a b i l i s i e r u n g b e i .
In e i n e r Reihe v o n A r b e i t e n w i r d d e r Einfluss eines e r h ö h t e n S ü ß w a s s e r e i n t r a g s i n d e n O z e a n a u f die t h e r m o h a l i n e Z i r k u l a t i o n untersucht (z.B. C a i et a l . , 1996; M a n a b e u n d Stouffer, 1995; M a r o t z k e u n d W i l l e b r a n d , 1991; Rahmstorf, 1994, 2001).
D e r N e t t o s ü ß w a s s e r f l u s s i n d e n O z e a n setzt s i c h aus d r e i K o m p o n e n t e n z u s a m m e n . D e r direkte B e i t r a g der A t m o s p h ä r e e n t s p r i c h t d e m N e t t o e i n t r a g aus N i e d e r s c h l a g u n d
12 2. B E D E U T U N G DER ARKTIS U N D DES SUBPOLAREN NORDATLANTIKS
Schneefall m i n u s Verdunstung u n d S u b l i m a t i o n ü b e r d e m O z e a n ( A a g a a r d u n d Car- mack, 1989; B r o m w i c h et al., 1994). E i n G r o ß t e i l des N i e d e r s c h l a g s ü b e r L a n d f l ä c h e n w i r d ü b e r die F l ü s s e als kontinentaler Abfluss i n d e n O z e a n geleitet ( A b d a l a t i u n d Stef- fen, 1997; B r o m w i c h u n d Robasky, 1993; O h m u r a et a l . , 1996). E t w a 10% d e s globalen S ü ß w a s s e r e i n t r a g s aus F l ü s s e n gelangen i n d e n A r k t i s c h e n O z e a n , der gerade 5% der F l ä c h e der Weltozeane ausmacht. D e r S ü ß w a s s e r e i n t r a g aus F l ü s s e n i n d e n A r k t i s c h e n O z e a n w i r d i m R a h m e n der Arctic Climate System Study (ACSYS) i n d e r Arctic Runoff DataBase (ARDB) auf Basis t ä g l i c h e r M e s s u n g e n z u s a m m e n g e t r a g e n . S e n s i t i v i t ä t s s t u - d i e n m i t e i n e m gekoppelten E i s - O z e a n m o d e l l (Weatherly u n d W a l s h , 1996) z e i g e n den Einfluss des Niederschlags u n d S ü ß w a s s e r e i n t r a g s aus F l ü s s e n a u f d i e a r k t i s c h e K r y o - s p h ä r e .
E i n e n indirekten Beitrag liefert die A t m o s p h ä r e b e i m S c h m e l z e n u n d G e f r i e r e n v o n Meereis. Meereismodelle s i n d heute i n der Lage E i s k o n z e n t r a t i o n , -drift s o w i e Gefrie- ren u n d S c h m e l z e n realistisch z u s i m u l i e r e n ( H ä r d e r et al., 1998; H i l m e r et a l . , 1998;
Kreyscher et al., 2000; L e m k e et al., 1997; Z h a n g et al., 1999b). F ü r d i e V a l i d i e r u n g der m o d e l l i e r t e n Eisdrift stehen ausreichend B e o b a c h t u n g e n z u r V e r f ü g u n g . B o j e n d a t e n zeigen die E i s d y n a m i k ü b e r e i n e n Z e i t r a u m v o n 20 Jahren. Z u d e m besteht d i e M ö g - lichkeit aus Satellitenbildern g r o ß s k a l i g e Eisdrift abzuleiten (z.B. M a r t i n u n d A u g s t e i n , 2000). D i e Eisdicke, e i n weiterer wichtiger Parameter für die M o d e l l v a l i d i e r u n g , steht erst seit k u r z e m aus U - B o o t - M e s s u n g e n z u r V e r f ü g u n g .
M i t d e m K a l b e n der Gletscher, d.h. d e m A b b r e c h e n v o n Gletschereis, gelangt weiteres S ü ß w a s s e r i n den O z e a n . A u f der N o r d h e m i s p h ä r e leistet der g r ö n l ä n d i s c h e E i s s c h i l d d e n g r ö ß t e n Beitrag.
2 . 2 . 2 T h e r m o h a l i n e Z i r k u l a t i o n u n d T i e f e n w a s s e r b i l d u n g
N u r i n w e n i g e n R e g i o n e n der Erde s i n d A t m o s p h ä r e u n d tiefer O z e a n d u r c h W e c h s e l - wirkungsprozesse so e n g m i t e i n a n d e r v e r b u n d e n w i e i m s u b p o l a r e n N o r d a t i a n t i k (z.B.
Griffies u n d B r y a n , 1997). Bereits K i l l w o r t h (1983) geht a u s f ü h r l i c h auf die M e c h a n i s - m e n u n d die B e d e u t u n g der tiefen K o n v e k t i o n i m offenen O z e a n e i n . Intensive M e s s - k a m p a g n e n , L a b o r e x p e r i m e n t e (z.B. M a x w o r t h y u n d N a r i m o u s a , 1994) u n d n e u e M o - d e l l i e r u n g s a n s ä t z e h a b e n s e i t d e m z u e i n e m besseren V e r s t ä n d n i s der K i n e m a t i k u n d D y n a m i k der Konvektionprozesse beigetragen (z.B. M a r o t z k e et al., 1988; M a r o t z k e u n d W ü l e b r a n d , 1991; M a r s h a l l u n d Schott, 1999).
I m s u b p o l a r e n N o r d a t i a n t i k w e r d e n s o w o h l i n der G r ö n l a n d - als a u c h i n d e r L a b r a d o r - See Konvektionsereignisse beobachtet, b e i d e n e n kalte u n d salzreiche Wassermassen
2.2 KLIMA DER ARKTIS 13
v o n der O b e r f l ä c h e i n g r o ß e Tiefen gelangen. Diese v e r m i s c h e n s i c h m i t d e m Island- S c h o t t l a n d - u n d D ä n e m a r k s t r a ß e n - O v e r f l o w - W a s s e r des tiefen n ö r d l i c h e n R a n d - stroms u n d w e r d e n als n o r d a ü a n t i s c h e s Tiefenwasser i m tiefen w e s d i c h e n R a n d s t r o m bis weit i n d e n S ü d e n transportiert. A n h a n d seines h o h e n Salzgehaltes k a n n das nord- atlantische Tiefenwasser n o c h i m Pazifik u n d Indik identifiziert w e r d e n (Tomczak u n d Godfrey, 1994). M i t d e m N o r d a ü a n t i s c h e n Strom, der Fortsetzung des Golfstroms, ge- langt dagegen warmes, salzreiches Wasser an der O b e r f l ä c h e n a c h N o r d e n u n d s c h l i e ß t d a m i t eine globale m é r i d i o n a l e Zirkulationszelle - die t h e r m o h a l i n e Z i r k u l a t i o n . D i e A b s c h ä t z u n g e n z u m Beitrag des Ozeans a m globalen Energietransport gehen weit auseinander. Lange Zeit g i n g m a n d a v o n aus, dass O z e a n u n d A t m o s p h ä r e z u etwa glei- c h e n Teilen für den Energietransport v o m Ä q u a t o r z u d e n P o l e n v e r a n t w o r t i i c h s i n d ( M a c d o n a l d u n d W u n s c h , 1996). Neueste Ergebnisse lassen a u f e i n e n weitaus gerin- geren Beitrag des Ozeans s c h l i e ß e n . Dieser d o m i n i e r t n u r n o c h i n e i n e m ä q u a t o r i a l e n B e r e i c h z w i s c h e n 0° u n d 17° N . B e i 35° Breite, w o die p o l w ä r t s gerichteten Transporte a m s t ä r k s t e n s i n d , b e t r ä g t der a t m o s p h ä r i s c h e A n t e i l dagegen 78% a u f der N o r d - u n d sogar 92% a u f der S ü d h e m i s p h ä r e (Trenberth u n d C a r o n , 2001).
Tiefe K o n v e k t i o n i m offenen O z e a n ist ein k o m p l e x e r Prozess, der stark v o n ä u ß e r e n F a k t o r e n beeinflusst w i r d . Der a t m o s p h ä r i s c h e A n t r i e b t r ä g t ü b e r Temperatur- u n d S a l z g e h a l t s ä n d e r u n g e n e n t s c h e i d e n d z u r L a b i l i s i e r u n g der D e c k s c h i c h t b e i . G e l a n g e n kalte u n d trockene kontinentale Luftmassen auf d e n offenen O z e a n , k ö n n e n die F l ü s s e latenter u n d f ü h l b a r e r W ä r m e sehr g r o ß werden, so dass der O z e a n a n der O b e r f l ä c h e a b k ü h l t . D i e s l ä s s t s i c h z . B . i n der Labrador-See h ä u f i g b e o b a c h t e n (vgl. K a p . 5). E i n negativer N e t t o s ü ß w a s s e r f l u s s , bedingt d u r c h h o h e Verdunstung, w e n i g N i e d e r s c h l a g oder B i l d u n g v o n Meereis, k a n n d e n Salzgehalt i m O z e a n weiter e r h ö h e n . W ä h r e n d i n der Labrador-See der a t m o s p h ä r i s c h e Einfluss d o m i n i e r t , spielt i n der G r ö n l a n d - S e e das Gefrieren v o n Meereis i m W i n t e r eine entscheidende Rolle. B e i b e i d e n M e c h a n i s - m e n n i m m t die D i c h t e d e r D e c k s c h i c h t z u - die S c h i c h t u n g w i r d labilisiert. E i n w e i - ter Faktor ist eine n u r s c h w a c h stabile S c h i c h t u n g u n t e r h a l b der D e c k s c h i c h t . H i e r - für k a n n beispielsweise e i n f r ü h e r e s Konvektionsereignis v e r a n t w o r t i i c h sein. Diese s c h w a c h stabil geschichteten Wassermassen m ü s s e n n a h e a n die O b e r f l ä c h e gelangen, was z . B . b e i einer z y k l o n a l e n Z i r k u l a t i o n i m O z e a n geschieht, b e i der die Isopyknen ( F l ä c h e n gleicher Dichte) s i c h n a c h o b e n w ö l b e n (engl, doming). W i r k e n diese M e c h a - n i s m e n z u s a m m e n , w i r d dies h ä u f i g a u c h als Preconditioning bezeichnet. E i n weite- rer Auftriebsverlust, z . B . v e r b u n d e n m i t d e m D u r c h z u g einer Z y k l o n e , k a n n d a n n die K o n v e k t i o n a u s l ö s e n . W ä h r e n d sich das Preconditioning der Wassermassen h o r i z o n t a l ü b e r mehrere 100 k m erstreckt, b e s c h r ä n k e n s i c h die Bereiche, i n d e n e n letztlich die k o n v e k t i v e n Prozesse stattfinden a u f wenige K i l o m e t e r ( M a r s h a l l u n d Schott, 1999).
3. Regionale Klimamodellierung
3.1 Einleitung
D i e A u f l ö s u n g der h e u t i g e n G l o b a l m o d e l l e der a t m o s p h ä r i s c h e n Z i r k u l a t i o n ( A G C M ) reicht n i c h t aus, alle k l e i n s k a l i g e n Prozesse i n der A t m o s p h ä r e explizit z u b e r ü c k s i c h - tigen, a u f die z . B . die Topographie oder andere O b e r f l ä c h e n e i g e n s c h a f t e n e i n e n ent- s c h e i d e n d e n Einfluss h a b e n (McGregor, 1997). A l t e r n a t i v k ö n n e n v o n G C M s oder A n a - lysen angetriebene regionale M o d e l l e ( L A M ) verwendet w e r d e n , u m e i n begrenztes G e - biet h ö h e r a u f z u l ö s e n (engl, downscaling). E i n m i t k l i m a t o l o g i s c h e n D a t e n angetriebe- nes genestetes M o d e l l w i r d als regionales K l i m a m o d e l l {regional climate model - R C M ) b e z e i c h n e t . Erste U n t e r s u c h u n g e n m i t R C M s f ü h r e n G i o r g i u n d Bates (1989), D i c k i n s o n et a l . (1989) sowie G i o r g i (1990) d u r c h . E i n e E m f ü h r u n g z u m T h e m a Regionale K l i m a - m o d e l l i e r u n g geben G i o r g i u n d M e a r n s (1999).
In dieser Arbeit w i r d das d r e i d i m e n s i o n a l e , hydrostatische A t m o s p h ä r e n m o d e l l R E M O als R C M ü b e r der A r k t i s verwendet. F r ü h e r e A r b e i t e n zeigen die E i n s a t z m ö g l i c h k e i t e n R E M O s z . B . ü b e r d e r Ostsee u n d d e m N o r d a ü a n t i k aber a u c h i n extremen K l i m a z o n e n wie S i b i r i e n o d e r I n d i e n (z.B. Jacob et al., 1995, 2001; Jacob u n d P o d z u n , 1997; Karstens et al., 1996). A l l e Projekte n u t z e n R E M O für K l i m a s t u d i e n m i t w e c h s e l n d e m F o k u s der e i n z e l n e n S i m u l a t i o n e n z . B . auf W a s s e r b i l a n z e n oder t r o p o s p h ä r i s c h e r C h e m i e .
16
3. REGIONALE K L I M A M O D E L L I E R U N G
3.1.1 N e s t i n g
Es gibt zwei unterschiedliche A n s ä t z e , e i n R C M i n die A n t r i e b s d a t e n e i n z u b e t t e n . D i e a m weitesten verbreitete M e t h o d e ist das one-way nesting. D a b e i w i r d n u r e i n I n f o r m a - tionsfluss i n das Regionalmodell zugelassen. Dieser N e s t i n g - A n s a t z w i r d a u c h i n R E M O verfolgt. Eine schematische Darstellung dieser M e t h o d e zeigt die A b b . 3.1.
Abbildung 3.1: Schematische Darstellung des one-way nestings. In ein allgemeines Zirkula- tionsmodell mit niedriger Auflösung (schwarzes Gitter) wird das regionale Klimamodell (blaues Gitter) eingebettet. Die Antriebsdaten werden im Bereich einer Relaxationszone (gestrichelte rote Linie) an das RCM übergeben (grüne Pfeile).
Die Methode, b e i der z u s ä t z l i c h z u den R a n d d a t e n die g r o ß s k a l i g e n s y n o p t i s c h e n I n - formationen auf d e m gesamten M o d e l l g e b i e t a n das R C M ü b e r g e b e n w e r d e n , g e h ö r t ebenfalls z u m one-way nesting (z.B. K i d a et a l . , 1991). Dieses spektrale N e s t i n g h a b e n v o n Storch et a l . (2000) a u c h für R E M O eingesetzt. D a das R C M z u j e d e m Z e i t s c h r i t t a n die g r o ß e n Skalen herangezogen w i r d , k a n n es s i c h n i c h t v o n d e n A n t r i e b s d a t e n ent- k o p p e l n . Gleichzeitig w i r d der Einfluss der R a n d d a t e n a u f die k l e i n s k a l i g e n P r o z e s s e klein gehalten, da der A n t r i e b auf die langen W e l l e n b e s c h r ä n k t ist.
Einige neuere M o d e l l e verfolgen d e n A n s a t z des 2-way nestings. B e i dieser i n t e r a k t i v e n M e t h o d e werden die s i m u l i e r t e n Felder des R C M s w i e d e r a n das a n t r e i b e n d e M o d e l l z u r ü c k g e g e b e n . Eine a u s f ü h r l i c h e B e s c h r e i b u n g gibt z . B . Staniforth (1997). B e i e i n e r speziellen F o r m des 2-way nestings, der variable-mesh Solution, w i r d e i n G C M i n e i n e m begrenzten Bereich h ö h e r a u f g e l ö s t (z.B. C a i a n u n d G e l e y n , 1997).
3.1 EINLEITUNG 17
N e b e n d e n d y n a m i s c h e n existieren a u c h statistische D o w n s c a l i n g - V e r f a h r e n . D a b e i w e r d e n lange Beobachtungszeitreihen genutzt, u m statistische B e z i e h u n g e n z w i s c h e n l o k a l e n G r ö ß e n u n d g r o ß s k a l i g e n M i t t e l n v o n B o d e n v a r i a b l e n oder V a r i a b l e n i n der freien A t m o s p h ä r e herzustellen (Cubasch, 1998).
Als geschlossenens System gilt i m G C M g l o b a l die E r h a l t u n g v o n Energie u n d Masse.
Dies ist i n R C M s n i c h t n o t w e n d i g , d a das M o d e l l ü b e r d e n R a n d stets a n die A n t r i e b s d a - ten herangezogen w i r d . D a h e r s i n d Flusskorrekturen, w i e sie oft i n gekoppelten O z e a n - A t m o s p h ä r e - M o d e l l e n verwendet w e r d e n , ü b e r f l ü s s i g . P r o b l e m e entstehen b e i e i n e m g r o ß e n M o d e l l g e b i e t u n d geringer A d v e k t i o n s g e s c h w i n d i g k e i t der s y n o p t i s c h e n Syste- me, wie es z.B. i n d e n T r o p e n der F a l l s e i n k a n n . D a n n k ö n n e n s i c h A b w e i c h u n g e n i m M o d e l l i n n e r n v e r s t ä r k e n . I m Extremfall ist eine völlige E n t k o p p e l u n g des R C M s v o m lateralen A n t r i e b m ö g l i c h .
3 . 1 . 2 K l i m a - u n d V o r h e r s a g e - M o d e
Je n a c h Fragestellung k a n n R E M O entweder i m K l i m a - oder V o r h e r s a g e - M o d e betrie- b e n w e r d e n . I m K l i m a - M o d e w i r d z u B e g i n n der S i m u l a t i o n das M o d e l l initialisiert, d.h. es w e r d e n aus d e n A n t r i e b s d a t e n interpolierte Felder an j e d e m G i t t e r p u n k t vor- gegeben. D i e ersten sechs S t u n d e n w e r d e n aufgrund v o n E i n s c h w i n g p r o z e s s e n n i c h t b e r ü c k s i c h t i g t . E i n e schematische D a r s t e l l u n g des K l i m a - M o d e s zeigt die A b b . 3.2. In d e n darauf folgenden Zeitschritten w e r d e n die A n t r i e b s d a t e n n u r n o c h ü b e r d e n R a n d vorgegeben. D i e s h a t z u r Folge, dass s i c h R E M O i m M o d e l l i n n e r n relativ u n a b h ä n g i g v o n d e n A n t r i e b s d a t e n e n t w i c k e l n k a n n . D i e G r ö ß e des Modellgebietes, die A d v e k t i - onsgeschwindigkeit v o m R a n d i n das M o d e l l i n n e r e u n d die Relaxationsbedingungen a m R a n d b e r e i c h b e s t i m m e n d e n Einfluss der A n t r i e b s d a t e n .
I Ii Iii
Abbildung 3.2: Schematische Darstellung eines Modelllaufes im Klima-Mode. Die Simulation ist rot unterlegt, die einzelnen Modelltage (1-111) schraffiert.
3. REGIONALE K L I M A M O D E L L I E R U N G
Im V o r h e r s a g e - M o d e werden n a c h der Initialisierung n u r 30 S t u n d e n s i m u l i e r t . D a s i c h das M o d e l l i n d e n ersten sechs Stunden n o c h einschwingt, w i r d dieser Z e i t r a u m n i c h t weiter verwendet. Die verbleibenden 24 S t u n d e n s i n d der erste M o d e l l t a g . V o r der fol- genden S i m u l a t i o n w i r d das M o d e l l n e u initialisiert u n d der n e u e L a u f b e g i n n t sechs Stunden vor d e m E n d e der jeweils vorangegangenen S i m u l a t i o n . D i e s e A b f o l g e w i e d e r - holt sich, bis der g e w ü n s c h t e Z e i t r a u m m o d e l l i e r t w u r d e . D a s Verfahren ist i n A b b . 3.3 schematisch für die ersten drei Modelltage (I-III) dargestellt.
Abbildung 3.3: Schematische Darstellung eines Modelllaufes im Vorhersage-Mode. Die einzel- nen Simulationen sind farbig unterlegt, die einzelnen Modelltage (1-IU) schraffiert.
E i n g r o ß e r Vorteil des V o r h e r s a g e - M o d e s ist die A b b i l d u n g eines realen Z u s t a n d e s der A t m o s p h ä r e z u e i n e m b e s t i m m t e n Z e i t p u n k t , so dass s i c h die M o d e l l e r g e b n i s s e direkt mit Beobachtungen vergleichen lassen. D a R E M O i n n e r h a l b v o n 30 S t u n d e n n u r w e - nig v o n den Antriebsdaten wegdriften k a n n , w e r d e n z . B . e i n z e l n e s y n o p t i s c h e Syste- me der Antriebsdaten i m M o d e l l i n h ö h e r e r A u f l ö s u n g w i e d e r g e g e b e n . I m V o r h e r s a g e - M o d e k a n n R E M O deshalb a u c h als reines Dou>nsca/mg-Werkzeug betrachtet w e r d e n . B e i m Vergleich m i t B e o b a c h t u n g e n ist z u b e r ü c k s i c h t i g e n , dass der V o r h e r s a g e z e i t - r a u m w ä h r e n d eines Modelltages n i c h t k o n s t a n t b l e i b t . W ä h r e n d der 0 U h r T e r m i n n o c h eine sechs Stunden-Vorhersage ist, s i n d es b e i m 24 U h r T e r m i n bereits 30 S t u n - den. B e i m Hindcosting, d.h. d e m A n t r i e b m i t (Re)Analysen ist dies w e n i g e r k r i t i s c h als bei „ e c h t e n " Vorhersagen, d a es k e i n e n Vorhersagefehler i n d e n A n t r i e b s d a t e n gibt.
Was s i c h b e i m Vergleich mit B e o b a c h t u n g e n als g r o ß e r V o r t e i l b e m e r k b a r m a c h t , ist b e i regionalen K l i m a s t u d i e n eher u n e r w ü n s c h t . D e n n w e n n R E M O alle 30 S t u n d e n n e u i n - itialisiert w i r d , k ö n n e n s i c h kleinskalige Prozesse n i c h t e i g e n s t ä n d i g w e i t e r e n t w i c k e l n . Gerade i n K l i m a s i m u l a t i o n e n gewinnt dies a n b e s o n d e r e r B e d e u t u n g , w e n n s i c h Sys- t e m z u s t ä n d e n u r l a n g s a m ä n d e r n . D a s k a n n z.B. b e i m B o d e n m o d e l l eintreten, w o s i c h Temperatur u n d Hydrologie erst n a c h M o n a t e n a u f n e u e k l i m a t i s c h e Z u s t ä n d e e i n s t e l - l e n (Giorgi u n d Mearns, 1999). Allerdings k a n n m a n i m K l i m a - M o d e n i c h t e r w a r t e n , dass einzelne synoptische Systeme r ä u m l i c h u n d z e i t l i c h realistisch s i m u l i e r t w e r d e n
3.2 DAS REGIONALE M O D E L L - R E M O 19
(Jacob, 2001).
3.2 Das REgionale MOdell-REMO
3.2.1 Ü b e r b l i c k
R E M O wurde i m R a h m e n des i n t e r n a t i o n a l e n BalticSea Experiments (BALTEX) auf Ba- sis des E u r o p a - u n d D e u t s c h l a n d m o d e l l s ( E M / D M ) (Majewski, 1991,1997), d e m f r ü h e - ren Wettervorhersagesystem1 des D e u t s c h e n Wetterdienstes ( D W D ) , entwickelt. N e b e n d e m Max-Planck-Institut für Meteorologie (MPIfM) i n H a m b u r g s i n d das Deutsche K l i - m a R e c h e n z e n t r u m (DKRZ), D W D u n d G K S S a n d e r E n t w i c k l u n g beteiligt (Jacob u n d P o d z u n , 1997).
R E M O l ä s s t s i c h i n z w e i Teile gliedern: eine d y n a m i s c h e K o m p o n e n t e , welche die B e - wegungsprozesse i n d e r A t m o s p h ä r e beschreibt u n d eine physikalische K o m p o n e n t e , in der die subskaligen Prozesse parametrisiert werden. D e r d y n a m i s c h e Teil s t i m m t m i t d e m des E M / D M - S y s t e m ü b e r e i n . S o w o h l die D y n a m i k als a u c h die b e i d e n austausch- baren Parametrisierungspakete D W D - P h y s i k (Majewski, 1991) u n d E C H A M 4 - P h y s i k (Deutsches K l i m a r e c h e n z e n t r u m , 1994) w e r d e n a u s f ü h r l i c h i n d e r Literatur behandelt.
Die folgenden Kapitel s i n d deshalb n u r e i n kurzer Abriss der wichtigsten Punkte m i t d e n entsprechenden Literaturverweisen.
3 . 2 . 2 D y n a m i k
R E M O rechnet i n e i n e m rotierten s p h ä r i s c h e n K o o r d i n a t e n s y s t e m . D a b e i verläuft der rotierte Ä q u a t o r quer d u r c h das Modellgebiet. D e r M a ß s t a b s f a k t o r der Darstellung vari- iert d a m i t geringer als b e i einer polarstereographischen Projektion. Z u s ä t z l i c h w e r d e n n u m e r i s c h e P r o b l e m e v e r m i e d e n , d i e b e i R e c h n u n g e n ü b e r d e n P o l e n auftreten w ü r - d e n .
In p r o g n o s t i s c h e n G l e i c h u n g e n w e r d e n B o d e n d r u c k , Temperatur, horizontale W i n d - k o m p o n e n t e n , Wasserdampfgehalt u n d Wolkenwasser vorhergesagt.
Die r ä u m l i c h e D i s k r e t i s i e r u n g des Modellgebietes entspricht e i n e m ARAKAVVA-C- Gitter m i t h o r i z o n t a l e n u n d vertikalen Differenzen zweiter O r d n u n g . D i e z e i ü i c h e Dis- kretisierung erfolgt ü b e r das explizite L e a p - F r o g - S c h e m a . Ein AsSELiN-Filter g l ä t t e t d e n
1 Das Globalmodell (GM) und EM/DM-System des Deutschen Wetterdienstes wurden im Oktober 1999 vom neuen Globalmodell GME und dem Lokalmodell (LM) abgelöst.
2O 3. REGIONALE K L I M A M O D E L L I E R U N G
zeitlichen Verlauf. Das explizite Z e i t s c h e m a ist n i c h t sehr r e c h e n ö k o n o m i s c h , d a n a c h d e m C O U R A N T - F R I E D R I C H - L E W ( C F L ) -K r i t e r i u m d e r z e i t s c h r i t t d u r c h das V e r h ä l t n i s der r ä u m l i c h e n Auflösung z u m schnellsten auftauchenden Signal i m M o d e l l begrenzt ist. N a c h S i m m o n s u n d Burridge (1981) w e r d e n die Terme des p r o g n o s t i s c h e n G l e i - chungsystems, welche die schnellen Schwerewellen b e s c h r e i b e n , d e s h a l b i m p l i z i t be- handelt. Eine weitere V e r g r ö ß e r u n g des Zeitschritts e r m ö g l i c h t die V e r k n ü p f u n g dieses s e m i - i m p l i z i t e n Verfahrens für Schwerewellen m i t einer s e m i - L a g r a n g e s c h e n B e h a n d - l u n g der A d v e k ü o n n a c h Robert (1981,1982).
Die H o r i z o n t a l d i f h i s i o n v o n Impuls, Temperatur u n d Wassergehalt w i r d ü b e r e i n l i n e a - res Schema 4. O r d n u n g realisiert. Statt einer p h y s i k a l i s c h relevanten D i f f u s i o n s t e h e n dabei die Filtereigenschaften b e i k l e i n s k a l i g e m L ä r m i m V o r d e r g r u n d .
Die V e r t i k a l k o o r d i n a t e ist i n e i n e m h y b r i d e n System definiert, w e l c h e s i n der o b e r e n A t m o s p h ä r e bis z u e i n e m N i v e a u PT e i n e m r e i n e n p- S y s t e m entspricht, u n t e r h a l b der D r u c k f l ä c h e PT aber i n ein orographiefolgendes a-System ü b e r g e h t . R E M O ist v e r t i k a l i n 20 Schichten aufgeteilt.
Die numerische B e h a n d l u n g der s e i d i c h e n R ä n d e r s o l l z u m e i n e n I n f o r m a t i o n e n a u f synoptischer Skala m ö g l i c h s t u n g e d ä m p f t ins R e g i o n a l m o d e l l ü b e r t r a g e n , z u m ande- ren kleinskalige Systeme u n d Schwerewellen w e i t g e h e n d o h n e Reflexion herauslassen.
Dies w i r d m i t e i n e m v o n Davies (1976) e n t w i c k e l t e n A n s a t z i n e i n e m acht G i t t e r p u n k t e breiten Relaxationsbereich realisiert (vgl. Abb. 3.1).
3.2.3 P h y s i k a l i s c h e P a r a m e t r i s i e r u n g e n
Alle nicht i m d y n a m i s c h e n Teil behandelten Prozesse, u.a. der s u b s k a l i g e B e r e i c h , d.h.
unterhalb der v o m M o d e l l a u f g e l ö s t e n Skalen, w i r d v o n d e n p h y s i k a l i s c h e n P a r a m e - trisierungen r e p r ä s e n t i e r t . D a b e i w e r d e n nicht die D e t a i l s dieser Prozesse m o d e l l i e r t , sondern nur deren statistische R ü c k k o p p l u n g m i t d e n g r o ß e n S k a l e n (Bougeault, 1997).
R E M O k a n n mit z w e i unterschiedlichen Paketen p h y s i k a l i s c h e r P a r a m e t r i s i e r u n g e n betrieben werden: der u r s p r ü n g l i c h v o m D e u t s c h e n Wetterdienst v e r w e n d e t e n D W D - Physik (Majewski, 1991) u n d der i m globalen K l i m a m o d e l l des M P I f M eingesetzten E C H A M 4 - P h y s i k (Deutsches K l i m a r e c h e n z e n t r u m , 1994). G r u n d l e g e n d e U n t e r s c h i e d e z w i s c h e n E M / D M - u n d E C H A M 4 - P h y s i k w e r d e n v o n C l e m e n s (1998) d i s k u t i e r t .
3.2.3.1 D W D
Die w i c h t i g e n subskaligen Prozesse w e r d e n parametrisiert. D a z u g e h ö r e n Vertikaldif- fusion, Konvektion, stratiformer u n d konvektiver N i e d e r s c h l a g , B e w ö l k u n g u n d Strah-
