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26.01.2017

Regionale Klimamodellierung Mit Methoden der regionalen Klimamodellierung werden globale Klimadaten für einzelne Regionen räumlich verfeinert.

Kopplung: Ozean-Atmosphäre

Globale gekoppelte Modelle der Atmosphäre und des Ozeans (Atmosphere-Ocean General Circulation Model - AOGCM) werden seit langem entwickelt und betrieben. Die intensive Entwicklung regionaler gekoppelter Modelle begann dagegen erst in dem letzten Jahrzehnt, und sie wurden nur relativ selten eingesetzt. Ein Grund hierfür besteht darin, dass regionale gekoppelte Ozean-Atmosphäre-Klimasystemmodelle deutlich komplexer sind. Zum einen ist eine Randwertdefinition notwendig, d.h., die prognostischen Variablen müssen an den Rändern des regionalen Modellgebietes vorgeschrieben werden. Zum anderen haben die ozeanische und die atmosphärische Modell-Komponente oftmals eine unterschiedliche Konfiguration, d.h. sie haben unterschiedliche Gitter und eine unterschiedliche regionale Ausdehnung. Die Kopplung der regionalen Klimasystem-Modellkomponenten ist aus diesem Grund sehr schwierig und aufwändig. Weiterhin müssen die regionalen Ozean- und Atmosphären-Modellkomponenten sowohl im gekoppelten als auch im ungekoppelten Modus Berechnungen durchführen können.

Hinzu kommt, dass gekoppelte Ozean-Atmosphären-Modelle nicht notwendigerweise bessere Ergebnisse liefern als ihre ungekoppelten ’stand-alone’-Modellvarianten. Der Grund hierfür ist, dass die Modelle im ’stand-alone’-Betrieb weniger Freiheitsgrade haben als das gekoppelte Modellsystem: Eine wichtige Eigenschaft gekoppelter AOGCMs ist die freie Entwicklung der oberflächennahen Parameter, wie z.B. der Temperatur an der Meeresoberfläche (SST) oder der Lufttemperatur in 2 Metern Höhe. Über die Kopplung wird der Austausch von Impuls (Wind, der Ozeanströmungen antreibt), Energie (Wärme) und Masse (Niederschlag und Verdunstung) zwischen Ozean und Atmosphäre realisiert.

In ungekoppelten globalen Zirkulationsmodellen der Atmosphäre (Atmosphere General Circulation Model – AGCM) bzw. globalen Zirkulationsmodellen des Ozeans (Ocean General Circulation Model – OGCM) werden die oben genannten Felder meist auf Basis von Beobachtungsdaten vorgeschrieben. Daher weichen ungekoppelte Modelle in der Regel nicht so stark von Beobachtungen ab und sind eher in der Lage, ein korrektes Klima an der Grenzfläche Ozean-Atmosphäre zu reproduzieren.

Andererseits können mit einem gekoppelten regionalen AOGCM (Atmospere Ocean General Circulation Model) verbesserte Berechnungen der Klimaänderung durchgeführt werden (“added value”). Zum Beispiel ist die SST, die aus den globalen Modellen ermittelt und danach für die Regionalisierung der Klimaprojektionen (Abb.1a) verwendet wird, viel zu grob für eine regionale Skalierung. Diese Felder können jedoch mit dem Durchlauf eines regionalen atmosphärischen Modells, gekoppelt mit einem regional hochaufgelösten ozeanischen Modell, deutlich verbessert werden (Abb.1c).

Abb.1 Mittlere SST berechnet bei ECHAM5 T63 gekoppelt mit MPIOM (a), dieselbe SST auf dem originalen MPIOM Gitter (b) und die SST von dem regional gekoppelten MPIOM/REMO mit erhöhter Ozeanmodell-Auflösung im Bereich der  Nordeuropäischen Schelfe (c).

Abb.1 Mittlere SST berechnet bei ECHAM5 T63 gekoppelt mit MPIOM (a), dieselbe SST auf dem originalen MPIOM Gitter (b) und die SST von dem regional gekoppelten MPIOM/REMO mit erhöhter Ozeanmodell-Auflösung im Bereich der Nordeuropäischen Schelfe (c).

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Kopplung

In Abb.2. ist eine regionale Kopplung zwischen AGCM und OGCM schematisch dargestellt. Es handelt sich hierbei um ein kompliziertes Beispiel, denn das Modellgebiet des Ozeans (global) ist größer als das Modellgebiet des regionalen Atmosphärenmodells.

Abb. 2 Schematische Darstellung der Kopplung Ozean – Atmosphäre

Abb. 2 Schematische Darstellung der Kopplung Ozean – Atmosphäre

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Die dynamischen-, Wärme- und Süßwasserflüsse werden im atmosphärischen Modell für offenes Wasser und für den mit Eis bedeckten Teil auf jeder Gitterbox separat berechnet (Legutke and Voss 1999). Vereinfacht können diese folgendermaßen dargestellt werden:

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Die hochgestellten Indizes bezeichnen die Flüsse des offenen Wassers (W) und die Flüsse über dem Eis (I). Die unteren Indizes bezeichnen den kurzwelligen Netto-Strahlungsfluss (SW), den langwelligen Netto-Strahlungsfluss (LW) sowie den sensible- (S) und latenten (L) Wärmefluss. Für den mit Eis bedeckten Teil gibt es zwei zusätzliche Quellen: den konduktiven Wärmefluss (C), welche für das Wachstum des Eises verantwortlich sind und den residualen Wärmefluss (R'), welcher das Schmelzen des Eises beschreibt. Bei den Frischwasserflüssen wird zwischen flüssigen (W) und festen (I) Anteilen unterschieden:

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Pt steht für die gesamten Niederschläge, Psn für den Schneefall, Ew für die Oberflächenverdunstung, Pi für Sublimierung des Meereises und Ei für die Eiskonzentration. Impulsflüsse errechnen sich aus dem Luftdruck an der Meeresoberfläche und aus der Windschubspannung. Die Windschubspannung wird separat für offenes Wasser und für eisbedecktes Wasser berechnet.

REMO/MPIOM Kopplung und Einstellung

Die Kopplung für REMO/MPI-OM geschieht mit Hilfe der Kopplungssoftware OASIS, welches vom Centre Européen de Recherche et de Formation Avancée en Calcul Scientifique - CERFACS entwickelt wurde (Valcke et al. 2000). Das Kopplungsverfahren ist dem sehr ähnlich, das vom Max-Planck-Institut für Meteorologie für das globale Klimamodell genutzt wird (Legutke and Voss 1999) und wird in Abb. 1 kurz zusammengefasst. Abb. 3 zeigt verschiedene REMO- und MPIOM-Konfigurationen, mit denen das nordarktische und nordatlantische Klima simuliert wurde.

Abb. 3 Gebiete gekoppelter MPIOM/REMO Simulationen. Links: Nord Europa and Nordatlantik, rechts: Arktis. Farbige “Rechtecke” – verschiedene REMO Gebiete, schwarze Linien – MPIOM Gitter

Abb. 3 Gebiete gekoppelter MPIOM/REMO Simulationen. Links: Nord Europa and Nordatlantik, rechts: Arktis. Farbige “Rechtecke” – verschiedene REMO Gebiete, schwarze Linien – MPIOM Gitter

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Beispiel: Regionalisierung der IPCC A1B Szenarien für die Ostsee und die Nordsee

Für die Regionalisierung der IPCC A1B Szenarien wurde eine REMO/MPIOM-Konfiguration verwendet, die in der linken Spalte von Abb. 3 abgebildet ist. Im Folgenden werden Resultate vorgestellt, die mit der blau markierten REMO-Konfiguration (siehe Abb. 3) durchgeführt wurden.

Die atmosphärischen Randbedingungen für die seitlichen REMO Modellgrenzen sowie die „unteren“ ozeanischen Randbedingungen, wurden aus dem grob aufgelöstem ECHAM5/MPIOM-Modellsystem genommen. Zunächst wurde das regional gekoppelte Modellsystem mit Antriebsdaten von 1920 bis 2000 aus dem historischen C20 Lauf des grob aufgelösten ECHAM5/MPIOM-Modelles ’eingeschwungen’, um ein Abdriften des Modells zu vermeiden. Unter der Einschwingzeit eines gekoppelten Ozean-Atmosphärenmodells ist der Zeitraum zu verstehen, den das Modell benötigt, damit alle Prozesse, die in dem Modell miteinander wechselwirken, eine Balance bzw. einen Gleichgewichtszustand erreicht haben. Dieser Modelllauf des ECHAM/MPIOM-Modells wurde zur Initialisierung des A1B-Szenarienlaufes für das 21. Jahrhundert sowie für den Kontrolllauf für das 20. Jahrhundert verwendet. Somit konnte die sonst notwendige Einschwingphase für Ozeanmodelle von 200 bis 300 Jahren auf ca. 80 Jahre reduziert werden.

Eine der wichtigsten Fortschritte in der Regionalisierung der IPCC Szenarienläufe ist die Darstellung der Salzgehaltsänderungen in der Ostsee (Abb. 4).

Abb. 4 Änderungen der mittleren Meeresoberflächentemperatur (sea surface temperature - SST, links) und des Salzgehalts an der Meeresoberfläche (sea surface salinity- SSS, rechts) zwischen den Zeitscheibenn  2080-2099 und 1980-1999

Abb. 4 Änderungen der mittleren Meeresoberflächentemperatur (sea surface temperature - SST, links) und des Salzgehalts an der Meeresoberfläche (sea surface salinity- SSS, rechts) zwischen den Zeitscheibenn 2080-2099 und 1980-1999

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Nahezu alle globalen AOGCMs, die für IPCC-Szenarienläufe verwendet werden, sind viel zu grob aufgelöst und daher nicht in der Lage, realistische Salzkonzentrationen für die Ostsee zu simulieren. Alle globalen AOGCMs zeigen daher auch keine klimainduzierten Änderungen der Dichte und der Schichtung der Wassersäule. In der Simulation des gekoppelten Systems REMO/MPIOM erhalten wir am Ende des 21. Jh. eine starke Versüßung der Ostsee (ca. 3 – 3.5 psu; practical salinity units).

Abb. 5 Änderungen der Winter – (oben) und Sommerniederschläge (unten) simuliert mit REMO/MPIOM (links) und mit ECHAM5/MPIOM (rechts) berechnet.

Abb. 5 Änderungen der Winter – (oben) und Sommerniederschläge (unten) simuliert mit REMO/MPIOM (links) und mit ECHAM5/MPIOM (rechts) berechnet.

Zu erklären ist dies mit dem simulierten Anstieg der Winterniederschläge im Einzugsgebiet der baltischen Meeresregion (Abb. 5). Da der Austausch mit dem salzhaltigen Wasser der angrenzenden Nordsee stark durch die dänische Meerenge begrenzt ist, führt der zunehmende Abfluss vom Festland, also der Flüsse, die in die Ostsee münden, zu einer kontinuierlichen Versüßung der Ostsee (s. Abb. 4, rechts).
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