Klimatologie

Die Entdeckung der Tropopause und der Ozonschicht

In den 1890er-Jahren wurden vor allem von zwei Forschungsgruppen in Frankreich (in Trappes bei Versaille) und im Deutschen Reich (in Straßburg, später in Berlin und Lindenberg) Registrierballone entwickelt, die Vorläufer der heutigen Wetterballone. Die Registrierballone trugen meteorologische Geräte, welche die Daten auf Papierstreifen aufzeichneten. Man musste die Geräte also jedesmal wiederfinden, was für operationelle Zwecke wie die Wettervorhersage natürlich unbrauchbar war. Trotzdem war diese Technologie für die Wissenschaft enorm wichtig. Bald erreichten Ballone Höhen von über 10 km. In diesen Höhen fand der französische Meteorologe Gustave Hermite höhere Temperaturen als erwartet. Lange Zeit hielt man diese für Messfehler: Das Messgerät erhitzte sich aufgrund der Sonnenstrahlung, und diese Wärme konnte in der immer dünner werdenden Luft nicht mehr abgeführt werden (der Strahlungsfehler betrifft in abgeschwächter Form auch heutige Ballonmessungen und muss korrigiert werden). Erst duch viele Aufstiege mit unterschiedlichen Systemen, am Tag und in der Nacht, und letztlich sogar mit einem gleichzeitig mit einem Wetterballon aufsteigenden bemannten Ballon 1901 konnte der Einfluss der Strahlung ausgeschlossen werden. In diesem Aufstieg führten die beiden Piloten Arthur Berson und Reinhard Süring in einer offenen Gondel bis auf 10.5 km Höhe Messungen durch und stellten damit gleichzeitig einen Höhenrekord auf, der 30 Jahre Bestand hatte.

Innerhalb kurzer Zeit, im Jahr 1902, publizierten die beiden Gruppen um Louis Teisserenc de Bort und Richard Assmann unabhängig voneinander ihre Resultate. Zwei Aufstiege Assmanns in Berlin sind in → Abb. 2-5 (rechts) gezeigt; die Tropopause zeigt sich deutlich bei knapp 10 km Höhe. Assmanns Assistent Arthur Berson führte 1908 erstmals Messungen in den Tropen durch und fand, dass dort die Temperatur auch oberhalb von 10 km weiter abnimmt und erst bei 16–18 km konstant wird. Er vermutete, dass seine dort gefundene Temperatur von –90 °C die wohl niedrigste bis anhin gemessene Temperatur der Atmosphäre war. Die Bezeichnungen «Stratosphäre» und «Tropopause» folgten erst später, anfangs nannte man das Phänomen einfach «obere Inversion» (eine Inversion ist eine Sperrschicht, welche vertikalen Austausch unterbindet; vgl. → Kap. 4).

Interessanterweise fand Berson in der äquatorialen Stratosphäre Westwinde statt der erwarteten (und nach dem Krakatauausbruch anhand der Zugrichtung der Aschewolke beobachteten) Ostwinde. Es gelang erst 55 Jahre später, die beiden Beobachtungen zu vereinen: Die Winde in der äquatorialen unteren Statosphäre wehen jeweils ungefähr ein Jahr von West nach Ost, danach ungefähr ein Jahr von Ost nach West, die «Quasi-Bienniale Oszillation» (vgl. → Kap. 10.2).

Fünf Jahre nach Bersons Messungen bestimmte Charles Fabry anhand der Absorption ultravioletter Strahlung erstmals die Ozonmenge in der Atmosphäre. Er fand, dass diese sehr viel größer war, als aufgrund der Konzentrationen in der Troposphäre erklärt werden konnte. Weiter oben musste sich also eine große Menge Ozon befinden. Er postulierte eine stratosphärische Ozonschicht. Seit den 1920er-Jahren wurde dann die gesamtatmosphärische Ozonmenge zuerst in Oxford, dann in Arosa in der Schweiz mittels UV-Absorption fast täglich gemessen. Die Reihe in Arosa wird bis heute weitergeführt.

2.3 | Ozon, Aerosole und chemische Vorgänge

Chemische Vorgänge spielen in der Atmosphäre eine wichtige Rolle. Die Ozonschicht in der Stratosphäre schützt Leben auf der Erdoberfläche vor schädlicher Strahlung und bestimmt durch Strahlungsabsorption das Temperaturprofil der Stratosphäre. In der Troposphäre besorgen chemische Reaktionen, meist ausgelöst durch das Hydroxylradikal OH, die Entfernung von Schadgasen. Dabei können auch flüssige oder feste Teilchen – Aerosole – entstehen. Da viele Spurengase und Aerosole Strahlung absorbieren, sind die chemischen Vorgänge und die klimatischen Vorgänge miteinander gekoppelt. In diesem Kapitel werfen wir einen kurzen Blick auf chemische Vorgänge in der Atmosphäre. Dabei stellen wir die Ozonchemie in den Vordergrund, da Ozon nicht nur in mehrfacher Weise für Mensch und Klima relevant ist, sondern beispielhaft für das Zusammenspiel von chemischen Vorgängen, Strahlung und Transportprozessen steht. Ozon stellt außerdem via Bildung von OH-Radikalen den Ausgangspunkt vieler anderer chemischer Vorgänge der Troposphäre dar.

In der Stratosphäre befindet sich am meisten Ozon; in Bodennähe kann es zu menschgemachtem Ozonsmog kommen

Ozon ist in der Atmosphäre vertikal sehr ungleich verteilt (→ Abb. 2-3). → Abb. 2-6 zeigt ein Ozonprofil über der Schweiz an einem Sommertag, einmal ausgedrückt als Partialdruck (Skala unten), was der Massenkonzentration entspricht, einmal als Volumenmischungsverhältnis (Skala oben). Der größte Teil des Ozons (also der Masse) befindet sich in der Stratosphäre. Mengenmäßig liegt das Maximum bei 20–25 km, die Konzentration ist auf etwa 30–35 km am höchsten. In Bodennähe kann es im Sommer zu photochemischer Produktion von Ozon aus menschgemachten Vorläuferschadstoffen kommen, sogenanntem Sommersmog. Allerdings sind die Ozonkonzentrationen deutlich geringer als diejenigen in der Stratosphäre. Ein Volumenmischungsverhältnis von 75 ppb Ozon (vgl. → Box 2.2) in der bodennahen Luft ist aus gesundheitlicher Sicht bedenklich; in der Stratosphäre erreicht das Mischungsverhältnis das Hundertfache.

Box 2.2

Konzentrationsmaße

In einem Kontinuum wie der Atmosphäre interessiert uns oft nicht die Stoffmenge sondern die Konzentration. Stoffkonzentrationen können auf ganz verschiedene Arten angegeben werden. Da das Volumen eines idealen Gases nur von Temperatur und Druck abhängig ist (vgl. → Kap. 4.2), also die gleiche Stoffmenge unterschiedlicher Gase immer dasselbe Volumen hat, bietet sich das Volumenmischungsverhältnis als Maß an. Dieses kann in Prozent ausgedrückt werden, dies macht aber nur für die drei häufigsten Gase Stickstoff, Sauerstoff und Argon Sinn, da alle anderen Gase nur winzige Bruchteile eines Prozents ausmachen (vgl. → Tab. 2-1). Kleinere Einheiten sind parts per million (ppm, entspricht 0.0001 %), parts per billion (ppb, oder 0.0000001 %) oder parts per trillion (ppt). Oft werden Volumenmischungsverhältnisse auch in Mol ausgedrückt: 1 ppm ist dasselbe wie 1 μmol/mol (1 ppb = 1 nmol/mol). Ein großer Vorteil von Volumenmischungsverhältnissen ist, dass sie sich bei Vertikalbewegungen eines Luftpakets nicht ändern.

In der Chemie, insbesondere bei der Angabe von Reaktionsraten, werden Konzentrationen meist als Teilchendichten in Molekülen pro Volumen angegeben (englisch molecules/cm3). Grenzwerte für Luftschadstoffe sind dagegen oft als Massenkonzentrationen angegeben, in der Regel μg/m3. Diese beiden Maße sind allerdings nicht mehr invariant bei Vertikalbewegungen. Die Massenkonzentration eines Schadstoffs wird geringer, wenn sich ein Luftpaket nach oben bewegt und dabei ausdehnt.

Absolut kann eine Gasmenge auch als Partialdruck angegeben werden. Das ist der Druck, den dieses Gas alleine ausüben würde. Die Summe der Partialdrucke aller Gase eines Gasgemischs wie Luft ergibt den Luftdruck. In → Abb. 2-6 wird die Ozonmenge in nbar (= Nanobar = 10–9 bar) angegeben. Mit der Gasgleichung, die in → Kap. 4 eingeführt wird, können die Einheiten ineinander umgerechnet werden.

Ozonbildung aus Sauerstoff mit UV-Strahlung

Wie entsteht Ozon? Sauerstoff kann durch sehr kurzwellige UV-Strahlung (Wellenlängen kleiner als 240 nm, vgl. → Abb. 3-7) aufgespalten werden, die frei werdenden Sauerstoffatome können mit Sauerstoffmolekülen reagieren und dreiatomigen Sauerstoff (Ozon, O3, vgl. → Abb. 2-2) bilden. Allerdings wird Ozon ebenfalls durch UV-Strahlung aufgespalten, sodass schließlich ein Gleichgewicht entsteht (die sogenannten Chapman-Reaktionen; hυ steht hier für die Absorption von Photonen der Wellenlänge λ, M steht für einen unbeteiligtes Molekül, beispielsweise N2, welches als Stoßpartner die Energie abführt):

Abb. 2-6 |Vertikalprofil von Ozon (links) und der Temperatur (rechts), gemessen mit einer Radiosonde über Payerne, Schweiz, an einem Sommertag 1996. Die Ozonkonzentration ist einerseits als Partialdruck angegeben, andererseits als Volumenmischungsverhältnis (vgl. → Box 2.2). Die Temperatur ist als Absoluttemperatur sowie als potentielle Temperatur (vgl. → Kap. 4) angegeben (aus Brönnimann 2013).

In diesem Gleichgewicht wird letzlich Strahlung in Wärme umgewandelt. Dadurch wird die «harte» UV-Strahlung (UV-Strahlung mit Wellenlängen unterhalb von 240 nm, vgl. → Abb. 3-7) fast vollständig absorbiert. Ozon wird deshalb vor allem in der tropischen und subtropischen, mittleren und oberen Stratosphäre gebildet. In die untere Stratosphäre dringt zu wenig «harte» Strahlung vor, sodass Sauerstoff nicht aufgespaltet werden kann.

«Natürliches» troposphärisches Ozon stammt aus der Stratosphäre

Die Zirkulation der Stratosphäre besorgt die Verteilung von Ozon über den Erdball. Die Ozonmenge an einem bestimmten Ort ist deshalb sehr stark von der Zirkulation abhängig. Besonders in der unteren Stratosphäre ist die Dynamik ausgeprägt. Dabei kann es vorkommen, dass stratosphärische Luftpakete in die Troposphäre eindringen. Ein Teil des troposphärischen Ozons ist in der Tat stratosphärischen Ursprungs, der größte Teil ist allerdings in der Troposphäre entstanden.

Auch in der Troposphäre befindet sich Ozon in einem photochemischen Gleichgewicht, wobei hier aber Stickoxide eine Rolle spielen:

Die benötigte Strahlung (λ < 420 nm) liegt im Bereich von sichtbarem violetten Licht sowie im sogenannten UVA-Bereich (400–315 nm, vgl. → Abb. 3-7), der bis zum Erdboden vordringt. In diesem Gleichgewicht wirken die Stickoxide NO und NO2 (oft als NOx zusammengefasst) als Katalysatoren. Die Ozonkonzentration erhöht sich entweder bei höherer Strahlung oder dann, wenn das Verhältnis von NO2 zu NO zunimmt. Wenn also weitere Reaktionen existieren, welche NO zu NO2 oxidieren, ohne O3 aufzubrauchen (also Reaktion R7 umgangen wird), verschiebt sich das Gleichgewicht hin zu höherer Ozonkonzentration. Tatsächlich geschieht dies beim Abbau von Kohlenwasserstoffen.

Zur Ozonbildung braucht es daher Stickoxide als Katalysator, Kohlenwasserstoffe als «Brennstoff» sowie Sonnenstrahlung als Energiequelle. Durch den Ausstoß dieser Gase trägt der Mensch den größten Teil zum troposphärischen Ozon bei. Kohlenwasserstoffe stammen dabei aus Industrie, Verkehr und Haushalten, aber auch die natürlichen Emissionen durch die Vegetation spielen eine Rolle. Stickoxide entstehen in Verbrennungsmotoren und entweichen aus gedüngten, landwirtschaflichen Böden. Sie haben nur geringe natürliche Quellen (beispielsweise Blitze).

In der Troposphäre wird Ozon zerstört, wenn es in Kontakt mit der Boden- oder Pflanzenoberfläche kommt. Auch chemischer Abbau in der Atmosphäre ist möglich. Ozon wird netto auch zerstört, wenn das in Reaktion R7 gebildete NO2 nicht wieder zur Ozonbildung führt, sondern anders weiter reagiert.

Stratosphärischer Ozonabbau durch HOx, NOx, ClOx und BrOx

In der Stratosphäre spielen wegen der tiefen Temperatur, der hohen Strahlung und der viel geringeren Konzentrationen von Wasserdampf und Stickoxid andere Vorgänge als in der Troposphäre eine Rolle. Hier gibt es mehrere Reaktionszyklen, welche Ozon abbauen. Dazu gehören die Reaktionen mit den Radikalen HOx, NOx, ClOx und BrOx. Radikale sind besonders reaktive Verbindungen mit einem ungepaarten Elektron. Der Buchstabe x symbolisiert hier eine Familie: Radikale, die schnell ineinander umgewandelt werden, deren Summe sich jedoch nur sehr viel langsamer verändert. Die HOx–Familie umfasst das Hydroxylradikal OH und das Wasserstoffperoxyradikal HO2. NOx haben wir bereits oben kennengelernt.

Anthropogene FCKWs sind eine Quelle für ClOx und bewirken Ozonabbau

Wichtig für den Ozonabbau sind vor allem die Chlorradikale ClOx, welche aus Fluorchlorkohlenwasserstoffen (FCKWs) entstehen. FCKWs sind sehr stabile Verbindungen, die früher vielfältig eingesetzt wurden. Sie setzten in der Stratosphäre die Chlorradikale Cl und ClO frei, welche Ozon katalytisch zerstören können. Chlor liegt in der Stratosphäre allerdings nur kurz in dieser Form vor. Die Radikale reagieren schnell miteinander oder mit anderen Radikalen und bilden andere Chlorverbindungen wie HCl oder ClONO2; man spricht dann von deaktiviertem Chlor.

Diese Verbindungen können allerdings photolytisch aufgespalten werden und wiederum Chlorradikale freisetzen. Dazu kommen weitere Reaktionen, welche sich auf der Oberfläche von stratosphärischen Wolkenpartikeln abspielen. Zwar ist die Stratosphäre normalerweise zu trocken für Wolken, doch bei sehr tiefen Temperaturen, wie sie über der antarktischen Stratosphäre zuweilen vorkommen, können sich Wolken aus Wasser und Salpetersäure bilden (die Temperaturen können über der Antarktis so tief sinken, weil die stabile Zirkulation die polare Luft von den Mittelbreiten isoliert und sich die Luft daher abkühen kann). Auf diesen Oberflächen können sich die deaktivierten Chlorverbindungen umwandeln in molekulares Chlor Cl2. Wenn die Sonne nach dem Ende der Polarnacht über dem Horizont erscheint, kann das Cl2 photolytisch aufgespalten werden und erneut Chlorradikale bilden.

Abb. 2-7 |Das Ozonloch über der Antarktis am 26. September 2016 (blaue Farben = wenig Ozon, graue Farben = viel Ozon, Bild: NASA).

Ozonloch über der Antarktis

Mitte der 1980er-Jahre bemerkten Forscher des Britischen Antarktisdienstes einen starken Rückgang der Ozonschicht über der Antarktis: das Ozonloch. Es zeigte sich, dass jeden Frühling über der Antarktis das Ozon in gewissen Höhenschichten vollständig abgebaut worden war. In der atmosphärischen Säule verblieb noch weniger als die Hälfte der normalen Ozonmenge. Die Entdeckung des Ozonlochs – und dessen große Symbolkraft in der Öffentlichkeit – schreckte die internationale Staatengemeinschaft auf. Innerhalb kurzer Zeit wurden weitreichende Beschränkungen und Verbote für die Herstellung ozonabbauender Substanzen erlassen. Das 1987 angenommene Montreal-Protokoll und Folgeprotokolle haben seither den Ausstoß reaktiver Chlorverbindungen erfolgreich beschränkt. Dreißig Jahre später ist die Ozonschicht auf dem Weg zur Erholung. Es wird allerdings noch 30–50 Jahre dauern, bis sich die Ozonschicht vollständig erholt hat. Das Ozonloch öffnet sich immer noch jedes Jahr über der Antarktis (vgl. → Abb. 2-7).

FCKWs sind nicht nur ozonabbauende Gase, sondern auch sehr starke und langlebige Treibhausgase (vgl. → Tab. 1-5). Der Schutz der Ozonschicht war damit gleichzeitig eine Maßnahme gegen den Klimawandel. Die Industrie suchte nach Ersatzstoffen für FCKWs, von welchen sich einige ebenfalls als ozonabbauend herausstellten. Die Liste der unter den Protokollen zum Schutz der Ozonschicht verbotenen Gase wird daher ständig revidiert.

Eine zentrale Funktion in der Atmosphärenchemie, nicht nur für Ozonabbau, spielt das Hydroxylradikal OH, das wiederum aus der Photolyse von Ozon (vgl. Reaktion R3 oben) und anschließender Reaktion mit Wasserdampf entsteht:

Die benötigte UVB-Strahlung wird teilweise in der Stratosphäre absorbiert, ein Teil dringt aber auch bis zum Erdboden vor.

Die Atmosphäre oxidiert Luftfremdstoffe

OH leitet den Abbau der meisten atmosphärischen Luftfremdstoffe ein und reagiert auch mit Aerosolen oder Wolkentropfen. Effektiv ist die Lebensdauer (vgl. → Kap. 1) der meisten atmosphärischen Spurengase durch die Reaktion mit OH bestimmt. Es wird daher oft auch als «Waschmittel der Atmosphäre» bezeichnet. Ozon spielt damit für die troposphärische Chemie eine wichtige Rolle – OH und Ozon machen die Atmosphäre zu einem oxidierenden Medium. So werden beispielsweise alle Kohlenwasserstoffe durch Reaktion mit OH über mehrere Stufen schließlich zu CO2 und Wasserdampf abgebaut.

Aerosole stammen aus Industrie und Biomassenverbrennung

Die Emissionen (Schadstoffausstoß) von Spurengasen und Aerosolen sind räumlich und zeitlich variabel. Als Beispiel zeigt → Abb. 2-8 die geschätzten Emissionen von Schwefeldioxid und Russ für den Monat September für die Verhältnisse in den 1990er-Jahren, als die Emissionen besonders hoch waren. Schwefeldioxid wird vor allem in den industrialisierten Regionen (Nordamerika, Europa, Ostasien) ausgestoßen, ebenfalls sichtbar sind die Schiffsrouten über die Ozeane. Eine zweite Quellregion sind die Tropen, insbesondere Brasilien und Afrika. Die wichtigste Quelle ist hier die Biomassenverbrennung in der Trockenzeit. Letztere ist auch eine wichtige Quelle für Russ. Heute sind die Emissionen von SO2 dank der getroffenen Maßnahmen und trotz des in einigen Regionen der Erde starken Wirtschaftswachstums wieder gesunken.

Abb. 2-8 |Geschätzte Emissionen von Schwefel (links) und Russ (rechts) für den Monat September für die Situation in den 1990er-Jahren, als die globalen Schwefelemissionen besonders hoch waren (aus Brönnimann 2015).

Abb. 2-9 |Mikroskopaufnahmen von verschiedenen Aerosolen (Bilder: USGS, UMBC, Arizona State University).

Aerosole sind flüssige oder feste Partikel in der Atmosphäre

Aerosole, flüssige oder feste Schwebeteilchen in der Atmosphäre, werden einerseits durch Verbrennungsprozesse ausgestoßen (primäre Aerosole wie beispielsweise Russ) oder entstehen in der Atmosphäre durch chemische Vorgänge (sekundäre Aerosole). Einige Mikroskopaufnahmen von Aerosolen sind in → Abb. 2-9 gezeigt. Aerosolpartikel haben ganz unterschiedliche Größen, Formen und Eigenschaften. Aerosole absorbieren und streuen kurz- und langwellige Strahlung (vgl. → Kap. 3) und beeinflussen dadurch auch die Temperatur. Außerdem sind sie an der Wolkenbildung beteiligt (vgl. → Kap. 2.4); sie sind also doppelt in den Strahlungshaushalt der Atmosphäre eingebunden. Aerosole haben auf das Klima insgesamt eine abkühlende Wirkung, die Unsicherheit über das Ausmaß ist in der Wissenschaft allerdings nach wie vor sehr groß. Die Klimaprozesse werden im Detail in → Kap. 10 erläutert.

Zu den natürlichen Aerosolen gehören Mineralstaub, Salzkristalle über dem Meer, biologische Aerosole (Pollen, Bakterien, Sporen) und vulkanische Sulfataerosole. Der Mensch trägt insbesondere große Mengen an Russ sowie Sulfat- und Nitrataerosole bei. Gerade für die Wolkenbildung sind auch sekundäre Aerosole wichtig. So können von Bäumen emittierte Terpene (eine Gruppe von Kohlenwasserstoffen) zur Bildung von Wolkenkeimen führen.

Gasförmige Luftverschmutzung und Aerosole beeinträchtigen nicht nur das Klima, sondern auch Ökosysteme und die menschliche Gesundheit. Durch die prekäre Luftsituation in den 1980er-Jahren in Europa wurden See-Ökosysteme geschädigt und ein großflächiges «Waldsterben» wurde befürchtet, das in dieser Form aber glücklicherweise nicht eingetreten ist. In den 1980er- und 1990er-Jahren wurde der Sommersmog als Umweltproblem erkannt. Strengere Emissionsvorschriften haben seither zwar zu tieferen Spitzenwerten geführt, die Anzahl der Ozongrenzwertüberschreitungen ist aber nach wie vor sehr hoch.

Feinstaub ist stark gesundheitsgefährdend

Besonders gesundheitsschädigend ist Feinstaub, der ebenfalls entweder durch Verbrennungsprozesse oder mechanische Vorgänge ausgestoßen wird (primärer Feinstaub) oder in der Atmosphäre bei Abbauvorgängen als Zwischenprodukt entsteht (sekundärer Feinstaub). Teilchen, die kleiner als 10 Mikrometer sind, werden PM10 genannt (für «particulate matter below 10 μm»). Sie können eingeatmet werden. Teilchen, die kleiner als 2.5 Mikrometer (PM2.5) sind, können sogar tief in die Lungen eindringen. Feinstaub beeinträchtigt die Atemwege (führt dort zu Entzündungen) und kann zu Herz-Kreislauf-Störungen führen. Auch eine krebserregende Wirkung ist nachgewiesen. Besonders bei austauscharmen winterlichen Inversionslagen (vgl. → Kap. 8.3.2) kann die Feinstaubkonzentration gesundheitsgefährdende Werte erreichen.

2.4 | Kondensation und Wolkenbildung

Aerosole spielen bei der Wolkenbildung in mehrfacher Weise eine zentrale Rolle. In der Folge sollen die wichtigsten Vorgänge der Wolkenbildung von der physikalischen Seite her beleuchtet werden. Dazu müssen wir uns zunächst einige Gedanken zum Verdunsten und Kondensieren von Wasser machen.

Sättigungsdampfdruck: Gleichgewicht zwischen Verdunstung und Anlagerung

Wie oben erwähnt, besitzt das Wassermolekül ein Dipolmoment, d.h. im flüssigen Zustand sind die Moleküle unter sich durch Wasserstoffbrücken leicht gebunden. Moleküle an der Oberfläche müssen erst diese Bindungen überwinden, um in die Atmosphäre überzutreten (→ Abb. 2-10, links). Man nennt dies die Oberflächenspannung. Umgekehrt müssen die Wassermoleküle in der Gasphase gegen die Oberflächenspannung Arbeit verrichten und dabei ihre latente Energie abgeben. Bei einer gegebenen Temperatur stellt sich ein Gleichgewicht ein, bei welchem genau gleich viele Moleküle die Wasseroberfläche verlassen wie Moleküle aus der Gasphase in die flüssige Phase übertreten. Der Dampfdruck in diesem Gleichgewicht heißt Sättigungsdampfdruck. Er hängt von der Temperatur ab.

Abb. 2-10 |Schematische Darstellung des Sättigungsdampfdrucks über einer ebenen Fläche (links) sowie über einem kleinen Tröpfchen (rechts).

Kelvin-Effekt: Kleiner Tröpfchenradius erhöht Sättigungsdampfdruck

Für die Bildung von Wolken muss berücksichtigt werden, dass Wolkentröpfchen gewölbte Oberflächen haben (→ Abb. 2-10, rechts). Die Wahrscheinlichkeit, dass ein Teilchen aus der äußersten Schicht das Tröpfchen verlässt, ist jetzt höher. Die Moleküle tendieren daher stärker zur Gasphase. Es braucht einen entsprechend höheren Dampfdruck, um dem entgegenzuwirken. Der Sättigungsdampfdruck ist deshalb über einer gewölbten Fläche höher als über einer ebenen Fläche. Dieser Effekt heißt Kelvin-Effekt und ist sehr stark von der Tröpfchengröße abhängig.