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25.08.2014

Globale Klimamodellierung Hoch entwickelte Klimamodelle versuchen, das Klima so realitätsnah wie möglich abzubilden und Aussagen über seine künftigen Veränderungen zu machen.

Komplexe Klimamodelle (GCMs)

Komplexität und Kopplung

Bei den komplexen Klimamodellen, die heute dazu benutzt werden, Projektionen für das Klima des 21. Jahrhunderts zu erstellen oder vergangene und heutige Klimazustände nachzubilden, handelt es sich um sehr komplizierte und rechenaufwändige Computermodelle. Sie stellen die einzelnen Subsysteme des Klimasystems (die Atmosphäre, den Ozean, Eis und Schnee, die Vegetation und den Boden) oder sogar einzelne Komponenten der Subsysteme in getrennten Modellen dar, die miteinander gekoppelt werden (siehe Abb. unten).

Dabei werden die dynamischen und biogeochemischen Prozesse in den Subsystemen und die Kopplung zwischen den einzelnen Systemen so genau wie möglich beschrieben. Atmosphäre und Ozean sind dabei die wichtigsten Komponenten des Klimasystems. Klimamodelle, die diese Prozesse für unseren gesamten Planeten abbilden, werden als Globale oder Allgemeine Zirkulationsmodelle, abgekürzt: GCMs (nach engl.: General Circulation Models), bezeichnet. Ein globales Atmosphärenmodel wird in der englischsprachigen Abkürzung als AGCM (Atmosphere General Circulation Model), ein globales Ozeanmodell als OGCM, ein gekoppeltes Atmosphären-Ozean-Model als AOGCM bezeichnet.

Eigene Darstellung - Schema eines gekoppelten Ozean-Atmosphäremodells mit weiteren angegliederten Modellen

Eigene Darstellung - Schema eines gekoppelten Ozean-Atmosphäremodells mit weiteren angegliederten Modellen

Ein Atmosphärenmodell berechnet die atmosphärischen Parameter wie ein- und ausgehende Strahlung, Lufttemperatur, Luftdruck, spezifische Feuchte, Wind usw. Es berechnet Prozesse wie z. B. Wolkenbildung und –bedeckung näherungsweise und über die Dynamik der Atmosphäre die Wechselwirkungen zwischen allen Parametern.

Ein Ozeanmodell simuliert z.B. die Wassertemperatur, den Salzgehalt sowie biogeochemische Prozesse und berechnet somit u.a. die Meeresströmungen. Über den Austausch von Energie (Strahlung sowie fühlbare und latente Wärmeflüsse), Impuls (Windschub) und Stoffflüsse (z.B. Verdunstung und Niederschlag) sind beide Modellkomponenten miteinander verbunden. Diese müssen möglichst realitätsnah berechnet werden, um die Wechselwirkungen zwischen Ozean und Atmosphäre korrekt abzubilden.

Zunehmend werden heute in komplexen Erdsystemmodellen weitere Komponenten berücksichtigt. Aufbau- und Abschmelzprozesse von Land- und Meereis werden in einem Modul für die Kryosphäre beschrieben. Die Kryosphäre ist der Bereich der Erdoberfläche, der von Eis oder Schnee bedeckt ist; dazu gehören Meereis, Inlandeis, Schelfeis, Gebirgsgletscher, Eis in Permafrostböden und mit Schnee bedeckte Flächen.Vorgänge im Zusammenhang mit der Vegetation sowie Grundwasser- und Bodeneigenschaften werden in einem Landmodul beschrieben.

Um chemische oder biologische Prozesse in Atmosphäre, Ozean oder Biosphäre (der Bereich der Erde, in dem Leben vorkommt) interaktiv mit dem System zu verbinden, gibt es weitere Module, z.B. für den Kohlenstoffkreislauf. Auch globale Spurenstoffkreisläufe von Ozon und anderen reaktiven Spurengasen in der Atmosphäre werden in eigenen Modulen berücksichtigt.

Auflösung und Parametrisierung

Die Strömung in Atmosphäre und Ozean wird mit den physikalischen Grundgesetzen zum Erhalt von Impuls, Masse und Energie sowie der Zustandsgleichung idealer Gase beschrieben. Sie bilden ein System von nichtlinearen partiellen Differentialgleichungen, die mit numerischen Methoden gelöst werden. Dazu wird die Erde mit einem dreidimensionalen Gitter überzogen, d.h. Atmosphäre und Ozean werden „in Gitterzellen zerlegt“, und es werden alle Vorgänge auf diesem numerischen Gitter beschrieben. Zwischen den benachbarten Gitterzellen werden von Zeitschritt zu Zeitschritt der Austausch an Masse und Energie mit Hochleistungsrechnern realisiert. Aufgrund der limitierten Rechenkapazität können alle diese Prozesse in Klimamodellen nicht in beliebig kleiner räumlicher Auflösung dargestellt werden.

Wie gut auf diese Weise das wirkliche Klima simuliert wird, hängt unter anderem von der Maschenweite des Gitternetzes ab, die entsprechend der verfügbaren Computerleistung begrenzt ist. Für den vierten Bericht des Weltklimarates IPCC von 2007 wurden die meisten globalen Modelle mit einer Auflösung von ungefähr 200 km x200 km (ca. 2 Grad) gerechnet. Die Modellsimulationen für den fünften Bericht des IPCC, der 2013 erschienen ist, zeigen eine nur moderat höhere Auflösung. Sie liegt für die Atmosphäre bei 1 bis 2 Grad.. Dafür sind die Modelle deutlich komplexer geworden, indem sie mehr Komponenten des Klimasystems auf verbesserte Art und Weise abbilden (s. Erdsystemmodelle). Bei Regionalmodellen hat sich die typische Auflösung von 50 km auf rund 25 km, z.T. sogar auf 10 km und weniger, deutlich erhöht. Die physikalischen Gleichungen in der Atmosphäre werden auf 30-90 vertikalen Schichten bis in die Stratosphäre gerechnet, wobei die untere Troposphäre höher aufgelöst ist. Für den Ozean werden 30-60 Schichten berechnet (IPCC WG1, 2014, 9.1.3.3). Die folgende Abbildung zeigt die Maschenweite typischer Klimamodelle, die für die Klimazustandsberichte 1-4 des IPCC verwendet wurden.

Europa und der Nordatlantik bei unterschiedlicher Modellauflösung. FAR steht für 'First Assessment Report' (Erster Sachstandsbericht), SAR und TAR entsprechend für 'second' und 'third', den zweiten und dritten Sachstandsbericht. IPCC (2007)

Europa und der Nordatlantik bei unterschiedlicher Modellauflösung. FAR steht für 'First Assessment Report' (Erster Sachstandsbericht), SAR und TAR entsprechend für 'second' und 'third', den zweiten und dritten Sachstandsbericht. IPCC (2007)

IPCC 2013, WGI, Figure 1.14

IPCC 2013, WGI, Figure 1.14

Aufgrund der begrenzten Auflösung können die kleinräumig ablaufenden Prozesse mit räumlichen und zeitlichen Skalen unterhalb der Modellauflösung, wie etwa die Bildung und Auflösung von Wolkentröpfchen, nicht direkt dargestellt werden. Solche Prozesse müssen daher näherungsweise durch physikalische Parametrisierungen berechnet werden; d.h. ihre Effekte auf die berechneten Prozesse müssen geschätzt werden. Beispielsweise ist die Physik der Tröpfchenbildung in der Meteorologie sehr gut verstanden und auch im Detail modellierbar. Jedoch würde die explizite Berücksichtigung dieses Prozess jedes Klimamodell "sprengen“. Folglich wird die Niederschlagsbildung in Wolken durch meteorologische Größen des Modells wie z.B. relative Feuchte und/oder Vertikalwind beschrieben (parametrisiert). In die Parametrisierung fließen auch die Ergebnisse von Messungen mit ein.

Wolkenstruktur am Ende des klimatologischen Übergangs von Stratocumulus zur Cumulus Konvektion in einer Wolkensimulation (sog. Large Eddy Simulation) des MPI-M, visualisiert vom DKRZ

Wolkenstruktur am Ende des klimatologischen Übergangs von Stratocumulus zur Cumulus Konvektion in einer Wolkensimulation (sog. Large Eddy Simulation) des MPI-M, visualisiert vom DKRZ

Die Modellierung von Wolkenprozessen sowie das Verständnis des Wasserkreislaufs gehören nach wie vor zu den größten Herausforderung in der Klimamodellierung. Dennoch macht die Wissenschaft, nicht zuletzt durch die Weiterentwicklung der Hochleistungsrechner, hier enorme Fortschritte.

So untersuchten Wissenschaftler am MPI-M für Meteorologie den Übergang eines bestimmten Wolkentyps (Stratocumulus), der über den kühlen Aufquellgebieten der östlichen Ozeanbecken auftritt, zu einer mehr unterbrochenen Wolkenbedeckung (Cumulus-Wolken unterhalb einer Stratocumulus-Schicht) über den wärmeren Gewässern der Passat-Regionen. Diese Forschung dient als Grundlage für die Parametrisierung der Bewölkung in Klimamodellen, worin, wie erwähnt, auch heute noch eine der großen Modellunsicherheiten liegt.

Allerdings ist der Rechenaufwand einer solchen sehr hochauflösenden Simulation immens: Er liegt im Bereich von mehr als 100 000 CPU-Stunden (CPU steht für ’Central Prozessing Unit’, ein Prozessor ist die zentrale Verarbeitungseinheit eines Computers).

Die Entwicklung globaler Zirkulationsmodelle

Die Entwicklung der globalen Zirkulationsmodelle ist wesentlich an die Entwicklung der Computerkapazitäten gebunden. Erst die Forschritte in der Rechenleistung großer Computeranlagen haben es ermöglicht, dass sich die Komplexität der Modelle, die Länge der Simulationen (Anzahl der simulierten Jahre) und die räumliche Auflösung steigern ließen. Seit den 1960er Jahren wurden Atmosphären- und Ozeanmodelle miteinander gekoppelt.

Eigene Darstellung (Dieter Kasang) nach IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Summary for Policymakers and Technical Summary of the Working Group I Report, Cambridge 2001, Technical Summary, Box 3, Figure 1; erweitert nach Thomas Stocker (2011): Introduction to Climate Modelling, Berlin Heidelberg, Fig. 1.11

Eigene Darstellung (Dieter Kasang) nach IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Summary for Policymakers and Technical Summary of the Working Group I Report, Cambridge 2001, Technical Summary, Box 3, Figure 1; erweitert nach Thomas Stocker (2011): Introduction to Climate Modelling, Berlin Heidelberg, Fig. 1.11

Seit den 1990er Jahren wurden zunehmend mehr Komponenten des Klimasystems mit einbezogen, und die Modelle wurden immer komplexer (siehe Abb. Erdsystemmodell). So konnten ab Anfang der 1990er Jahre z.B. Modellrechnungen durchgeführt werden, die auch die Klimawirkung der Aerosole berücksichtigten.

Außerdem wurden Modelle für den ozeanischen und terrestrischen Kohlenstoffkreislauf entwickelt und in Simulationen für den letzten Bericht des Weltklimarates IPCC von 2007 genutzt. Eine dynamische Vegetation und die Chemie der Atmosphäre sind die jüngsten Bausteine der Modellentwicklung. Besonders die Einbeziehung einer dynamischen Landvegetation, die mit der Atmosphäre in Wechselwirkung steht, ist ein bedeutender Schritt hin zu einem sog. Erdsystemmodell, auch als ESM bezeichnet.

Erdsystemmodelle

Bis zum vierten Sachstandsbericht des Weltklimarates IPCC von 2007 waren gekoppelte Atmosphäre-Ozean-Modelle die Standardmodelle.. Sie repräsentieren die Prozesse in und Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Ozean sowie Landoberfläche und Meereis, die wesentliche Komponenten des physikalische Klimasystems sind. Ihre primäre Funktion ist es, die Prozesse im physikalischen Klimasystem zu verstehen. Sie werden vielfach für Projektionen möglicher Klimaentwicklungen in der Zukunft verwendet, basierend auf Annahmen zur künftigen Entwicklung der atmosphärischen Konzentration von Treibhausgasen und Aerosolen (IPCC WG1, 2014, 9.1.2.1) .

Die Ergebnisse des 5. Berichts des IPCC von 2013 basieren vielfach auf Simulationen mit Erdsystemmodellen, die den Stand der Entwicklung repräsentieren. Die allgemeinen Zirkulationsmodelle der Atmosphäre und des Ozeans bilden auch den Kern eines Erdsystemmodells. Darüber hinaus beinhalten sie Modelle der Biosphäre und Eisdynamik, sowie Aerosole und chemische Prozesse in der Atmosphäre. Damit werden auch verschiedene biogeochemische Kreisläufe abgebildet, die mit den physikalischen Systemen interagieren. Dazu gehören vor allem der Kohlenstoffkreislauf, der Sulfat- und Ozon-Kreislauf. Auch die Dynamik der Vegetation wird modelliert. Zwar werden Kohlendioxid, Aerosole, Ozon und Vegetation auch in den gekoppelten Atmosphäre-Ozean-Modellen berücksichtig, aber ohne interaktive Rückkopplungen mit dem physikalischen Klimasystem. Die Einbeziehung dieser Rückkopplungen in die Klimasimulation ist ein wesentlicher Unterschied zwischen einem physikalischen Klimamodell und einem Erdsystemmodell (Flato, G, 2011). Auch die Anthroposphäre kann wie in der folgenden Abbildung als Teil eines Erdsystemmodells betrachtet werden.

Konzept eines Erdsystemmodells (© Norbert Noreiks, Max-Planck-Institut für Meteorologie, veränderte Darstellung)

Konzept eines Erdsystemmodells (© Norbert Noreiks, Max-Planck-Institut für Meteorologie, veränderte Darstellung)

Die Abbildung biogeochemischer Kreisläufe in Klimamodellen bedeutet einen wichtigen Fortschritt in der Modellentwicklung. Zum Beispiel ermöglicht die Berechnung des Kohlenstoffkreislaufes, dass Veränderungen des atmosphärischen CO2 durch menschlichen Einfluss nicht mehr vorgeschrieben werden müssen, sondern auch direkt als Emissionen eingegeben werden können.

Die interaktive Kopplung von Atmosphäre mit Ozean und Vegetation berechnet den Austausch von Kohlenstoff zwischen diesen Komponenten und die daraus folgenden atmosphärischen CO2-Konzentrationen. Derzeit nehmen Ozean und Vegetation mehr CO2 auf, als sie wieder an die Atmosphäre abgeben, und bilden damit Netto-Senken der anthropogenen CO2-Emissionen. Der Kohlenstoffaustausch verändert sich jedoch bei zunehmender Erwärmung und damit auch die Kohlenstoffbilanz. Ein wärmerer Ozean kann weniger CO2 aufnehmen, es verbleibt mehr Kohlendioxid in der Atmosphäre. Dadurch wird die Erwärmung der Atmosphäre und des Ozeans verstärkt und es kommt zu einer positiven also sich selbst verstärkenden Rückkopplung.

Der Ozean kann sogar zur Quelle von CO2 werden. Auch die Photosynthese der Pflanzen und damit die Kohlenstoffbilanz zwischen Biosphäre und Atmosphäre verändern sich unter sich ändernden Klimabedingungen. Eine Erhöhung der CO2 Konzentration in der Atmosphäre kann eine Zunahme des Pflanzenwachstums und damit vermehrte Bindung von Kohlenstoff bedeuten. Ab bestimmten Temperaturen kann jedoch die Freisetzung von Kohlenstoff durch Zersetzung von organischem Material überwiegen. Geringere Niederschläge können zudem in bestimmten Regionen der Erde das Pflanzenwachstum einschränken.

So kann es auch zwischen Vegetation und Atmosphäre zu positiven Rückkopplungsprozessen kommen. Nur durch die Berücksichtigung des Kohlenstoffkreislaufes und seiner vielfältigen Wechselwirkungen mit den physikalischen Prozessen im Klimasystem können Erdsystemmodelle solche Rückkopplungsprozesse abbilden.

Erdsystemmodell mit integriertem, interaktivem Kohlenstoff-Kreislauf (Eigene Darstellung (Dieter Kasang) nach IPCC 2014 WGI, Box 6.4, Figure 1)

Erdsystemmodell mit integriertem, interaktivem Kohlenstoff-Kreislauf (Eigene Darstellung (Dieter Kasang) nach IPCC 2014 WGI, Box 6.4, Figure 1)

Am Beispiel des Kohlenstoff-Kreislaufs ist deutlich geworden, dass auch die Vegetation mit dem physikalischen Klimasystem interagiert. Erdsystemmodelle besitzen daher auch ein interaktives Vegetationsmodell. Die Vegetation bestimmt auch wichtige biogeophysikalische Prozesse. Sie beeinflusst die Albedo der Erdoberfläche und damit auch direkt die Energiebilanz. Zudem steuert sie den Austausch von Wasser zwischen Boden und Atmosphäre über die Verdunstung und beeinflusst damit sowohl den Wasser- als auch den Energiekreislauf. Veränderungen der Vegetationsdecke, z.B. eine nordwärts Verschiebung der borealen Wälder, hat wichtige biogeophysikalische Rückkopplungen mit dem physikalischen Klimasystem zur Folge. Daher sind verschiedene dynamische globale Vegetationsmodelle entwickelt und in Erdsystemmodelle integriert worden. Auch die Wechselwirkung mit den durch den Klimawandel wahrscheinlich zunehmenden Waldbränden im Klimasystem werden von Erdsystemmodellen berücksichtigt. Ziel ist es, mit Erdsystemmodellen alle Wechselwirkungen wichtiger biogeophysikalischer und biogeochemischer Prozesse im Klimasystem modellieren zu können, unter Einbindung von Atmosphäre, Biosphäre, Hydrosphäre (die Ozeane und alle Gewässer), Kryosphäre (Eis und Schnee) und sogar der Anthroposphäre (die durch den Menschen bestimmten Aktivitäten und Veränderungen) mit ihren Treibhausgasemissionen.

Angestrebt wird also die Entwicklung eines "System-Erde-Modells", das möglichst alle Komponenten des Klimasystems einschließlich ihrer Rückkopplungen und der externen Störungen simuliert. Ein solches Erdsystemmodell, das enorm viel Rechenkapazität erfordert, könnte künftig auch die Rückwirkungen auf die menschliche Gesellschaft darstellen.

Regionale Klimamodelle

Um ein differenziertes Bild regionaler Klimaänderungen zu erhalten, muss die Auflösung der Klimamodelle regional verfeinert werden. Selbst die heutigen globalen gekoppelten Ozean-Atmosphäre-Modelle besitzen für regionale und lokale Klimaprojektionen, die eine Auflösung von deutlich unter 100 km erfordern, eine zu große Maschenweite. Da allein eine Verdopplung der horizontalen Auflösung eine achtfache Steigerung des erforderlichen Rechenaufwandes bedeutet, sind hier aus Kostengründen und von der Computerleistung her Grenzen gesetzt.

Zur Regionalisierung werden oft dynamische Regionalmodelle verwendet, die in Globalmodelle eingebettet sind. Regionale Klimamodelle simulieren einen dreidimensionalen Ausschnitt des Klimasystems. Sie basieren auf denselben Grundgleichungen globaler Klimamodelle und berechnen deren Lösungen auf einem räumlichen Gitter in horizontalen Abständen von etwa 50 km bis 2.5 km. Am Rand des Modellgebietes verwenden sie die global simulierten großskaligen Strömungen der Atmosphäre und können in Wechselwirkung mit lokalen Eigenschaften der Erdoberfläche, wie z.B. topographische Höhe, Land-Wasser-Verteilung und Vegetationsbedeckung, mesoskalige Prozesse innerhalb der modellierten Region simulieren.

© DKRZ/MPI-M/CSC – Beispiel für die zukünftig mögliche Erwärmung (Mitte dieses Jahrhunderts) entsprechend dem A1B Emissionsszeanrio: Klimaprojektionen mit dem Regionalmodell REMO berechnet, in einer Gegenüberstellung für Deutschland und Ostasien

© DKRZ/MPI-M/CSC – Beispiel für die zukünftig mögliche Erwärmung (Mitte dieses Jahrhunderts) entsprechend dem A1B Emissionsszeanrio: Klimaprojektionen mit dem Regionalmodell REMO berechnet, in einer Gegenüberstellung für Deutschland und Ostasien

Die Regionalisierung dieser globalen Klimaprojektionen ermöglicht die Untersuchung der Auswirkungen globaler Klimaänderungen auf einzelne Regionen. Sie liefern räumlich detaillierte Informationen zu möglichen Änderungen verschiedener Klimaparameter, welche als Basis für die Forschung zu Klimafolgen, Vulnerabilität und Anpassungsoptionen dienen. An regionalen Klimaprojektionen sind Entscheidungsträger in Politik, Wirtschaft und Gesellschaft interessiert.