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Stefan Brönnimann

Klimatologie

Haupt Verlag

Stefan Brönnimann ist Geograph und befasst sich mit der Variabilität des großräumigen Klimas und der atmosphärischen Zirkulation der letzten 100–300 Jahre. Er ist an zahlreichen Projekten zur Digitaliserung von Klimadaten und zur Wetterrekonstruktion beteiligt.

Er war Leitautor des fünften Sachstandsberichts des Weltklimarats. Seit 2010 ist er Professor für Klimatologie am Geographischen Institut und am Oeschger-Zentrum für Klimaforschung der Universität Bern.

1. Auflage 2018

Bibliografische Information der Deutschen Nationalbibliothek:

Die Deutsche Nationalbibliothek verzeichnet diese Publikation in der Deutschen Nationalbibliografie; detaillierte bibliografische Daten sind im Internet über http://dnb.dnb.de abrufbar.

Copyright © 2018 Haupt Bern

Das Werk ist einschließlich aller seiner Teile urheberrechtlich geschützt. Jede Verwertung außerhalb der engen Grenzen des Urheberrechtsgesetzes ist ohne Zustimmung des Verlags unzulässig und strafbar. Das gilt insbesondere für Vervielfältigungen, Übersetzungen, Mikroverfilmungen und die Einspeicherung und Verarbeitung in elektronischen Systemen.

Umschlagsgestaltung: Atelier Reichert, D-Stuttgart

Umschlagsfoto: NOAA Photo Library

Satz: Atelier Reichert, D-Stuttgart

E-Book Auslieferung: Brockhaus Commission, Kornwestheim

utb-Band-Nr.: 4819

ISBN 978-3-8463-4819-2

Inhaltsverzeichnis

Vorwort

Das vorliegende Buch dient dem Studium der Grundlagen im Bereich Klimatologie für Studienanfängerinnen und Studienanfänger der Geographie. Es vermittelt die wichtigsten physikalischen Grundlagen der Klimatologie und bereitet auf weiterführende Kurse in Meteorologie oder Klimatologie an der Universität vor. Gerade zu Beginn des Geographiestudiums fehlen den interessierten Studierenden manchmal die Grundkenntnisse, um weiterführende Lehrbücher ohne Weiteres verstehen zu können. Dieses Buch soll hier einen Einstieg liefern.

Atmosphärenphysikalische und phänomenologische Sichtweise

Es existieren bereits mehrere ausgezeichnete Lehrbücher in diesem Themenbereich, insbesondere «Klimatologie» (C.-D. Schönwiese, 4. Aufl. 2013), «Einführung in die Allgemeine Klimatologie» (W. Weischet und W. Endlicher, 7. Aufl., 2008), «Meteorologie» (H. Häckel, 6. Aufl., 2008), «Klimadynamik» (M. Latif, 2009) und «Geländeklimatologie» (J. Bendix, 2004). Das vorliegende Buch soll in kompakter Weise Grundlagen liefern, welche in den erwähnten Büchern vertieft werden können. Dabei orientiert sich das Buch an der klimaphysikalischen Sichtweise, die im englischsprachigen Raum verbreitet ist (Beispiele sind D. L. Hartmann, «Global Physical Climatology», 2. Aufl., 2016, und J. M. Wallace/P. V. Hobbs, «Atmospheric Science. An Introductory Survey», 2. Aufl., 2006), und nimmt diese dann als Grundlage für eine phänomenologische Sichtweise, welche im deutschsprachigen Raum eine wichtige Tradition hat, im zweiten Teil des Buches.

«Klimatologie» beginnt mit einer kurzen Übersicht über das Erdklima und den Klimabegriff, gefolgt von einer Einführung in die Systemsichtweise des Klimas. Gleichzeitig werden grundlegende physikalische Begriffe, Einheiten und mathematische Werkzeuge eingeführt.

Erster Hauptteil: Physikalische Grundlagen

Der erste Hauptteil (Kapitel 2 bis 5) umfasst die physikalischen Grundlagen der Atmosphäre. Dazu gehört zunächst der vertikale Aufbau der Atmosphäre, ihre Zusammensetzung und einige wichtige chemische Vorgänge (Kapitel 2). Die Rolle des Wasserdampfs und die Prozesse der Wolkenbildung werden ebenfalls betrachtet. Kapitel 3 gibt einen Einblick in die Energetik des Klimasystems, die als Grundlage für alle späteren Kapitel dient. Ausgehend von der globalen Energiebilanz, werden astronomische Grundlagen und die physikalischen Strahlungsgesetze eingeführt. Die Wechselwirkung der Strahlung mit der Atmosphäre erhält ein besonderes Augenmerk. Im 4. Kapitel werden dann die Grundkonzepte der Thermodynamik und Statik der Atmosphäre eingeführt, insbesondere die Gasgleichung, die adiabatische Kompression von Luftmassen, verschiedene Temperaturbegriffe sowie das Konzept der Stabilität. Das 5. Kapitel schließlich behandelt die Dynamik der Atmosphäre, also die atmosphärischen Grundgleichungen und die sich daraus ergebenden Konsequenzen, Windbegriffe und Drucksysteme.

Zweiter Hauptteil: Zirkulation von Atmosphäre und Ozean und daraus resultierende Klimata

Mit diesen Kapiteln ist die Basis für das Verständnis der atmosphärischen Zirkulation und des globalen Klimas gelegt, welches das Thema des zweiten Hauptteils ist. Ausgehend von den energetischen Betrachtungen aus Kapitel 3 werden in Kapitel 6 zunächst die globale meridionale (also in Nord-Süd- oder Süd-Nord-Richtung verlaufende) Zirkulation eingeführt, dann die wichtigsten Merkmale der zonalen (also in West-Ost- oder Ost-West-Richtung verlaufenden) Zirkulation. Schließlich werden spezielle Zirkulationssysteme wie die Walker-Zirkulation und die Monsune betrachtet. Ein ausführliches Unterkapitel behandelt die Zirkulation der Mittelbreiten. Die Ozeane als weiteres wichtiges Teilsystem des Klimasystems werden in Kapitel 7 eingeführt. Zunächst wird die Ozeanzirkulation vorgestellt, danach die Interaktion zwischen Ozean und Atmosphäre und zum Schluss die Vorgänge rund um das polare Meereis. Aufbauend auf diesen Grundlagen, werden in Kapitel 8 unterschiedliche Klimata der Erde kurz erläutert: Ausgehend von der meridionalen Differenzierung und dem Land-Meer-Kontrast, werden gängige Klimazonen beschrieben. Aber auch charakteristische lokale und regionale Klimata wie Küsten-, Gebirgs- und Stadtklima werden eingeführt.

Dritter Hauptteil: Klimavariabilität und Klimaänderungen

Die physikalischen Grundlagen, die Herleitung der atmosphärischen Zirkulation und die Charakterisierung der Klimata vermitteln eine «statische» Sicht des Klimas. Das Klima ist aber nicht statisch, sondern dynamischen Änderungen unterworfen. Der dritte Hauptteil (Kapitel 9 und 10) beschäftigt sich deshalb mit Klimaschwankungen und -veränderungen. Dabei werden zunächst Methoden vorgestellt, mit denen das Klima und dessen Schwankungen erfasst werden können (Kapitel 9): Messungen, Rekonstruktionen und numerische Modelle. Danach werden in Kapitel 10 die wichtigsten internen Klimaschwankungen, wie beispielsweise El Niño/Southern Oscillation sowie die äußeren Einflussfaktoren dargelegt. Das letzte, sehr summarische Kapitel des Buches liefert dann einen Blick in die jüngere Geschichte des Klimas, vom Spätglazial über das Holozän zu den Klimaschwankungen der letzten drei Jahrhunderte (hierzu gibt es ein breites Angebot an weiterführender Literatur). Das Buch schließt mit dem vom Menschen beeinflussten Klima der Gegenwart und gibt einen Ausblick auf die Klimazukunft.

Das Schreiben eines solchen Buches während des universitären Normalbetriebs wäre nicht möglich gewesen ohne die großartige Unterstützung durch Mitarbeiterinnen und Mitarbeiter des Geographischen Instituts der Universität Bern sowie weiterer Kolleginnen und Kollegen: Renate Auchmann, Daniela Domeisen, Doris Folini, Jörg Franke, Michael Graf, Luc Hächler, Carine Hürbin, Martín Jacques-Coper, Fortunat Joos, Cristina Joss, Ulrike Lohmann, Stefan Pfahl, Lucas Pfister, Matthias Probst, Christoph Raible, Olivia Romppainen, Marco Rohrer, Alexander Stickler, Leonie Villiger, Aline Wicki und Maria Winterberger haben Teile des Manuskripts kommentiert. Alfred Bretscher (†) hat einige der Abbildungen gezeichnet. Alexander Hermann hat die Abbildungen grafisch umgesetzt. Das Buch folgt in den Grundzügen dem entsprechenden Skriptum von Heinz Wanner, dem ich herzlich danken möchte. Schließlich geht mein Dank auch an Martin Lind und den Haupt Verlag, der mich zum Schreiben des Buches ermuntert und dessen Werdegang begleitet hat.

Ein so breites Thema wie Klimatologie in allen Teilbereichen ausgewogen und korrekt zu behandeln, ist ein schwieriges, ja unmögliches Unterfangen. Die Breite des Fachs liegt mir, aber bei der Stringenz der physikalischen Beschreibungen und Herleitungen stieß ich oft an meine Grenzen. Sollten sich hier noch Ungenauigkeiten und Fehler eingeschlichen haben, bitte ich um Rückmeldung. Ich hoffe, mit meinem Buch interessierte Studierende für die Klimatologie begeistern zu können.

Bern, November 2017

Stefan Brönnimann

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Einführung in das Klimasystem

Inhalt

1.1 Das Erdklima

1.2 Definitionen und Skalen

1.3 Das Klimasystem

Auf der Erde herrscht ein lebensfreundliches Klima. Die globale Jahresmitteltemperatur liegt bei 14.5 °C. Wasser kommt unter diesen Bedingungen in allen Aggregatzuständen vor. Selbst die extremsten Messwerte liegen zwischen –89 °C und +57 °C, einem relativ schmalen Bereich. Eine weitgehend selbstreinigende, sauerstoffhaltige Atmosphäre erlaubt Leben auch an Land. Dabei schützt die Ozonschicht die Landlebewesen vor schädlicher Strahlung.

Im Verlauf der Erdgeschichte wechselten sich kühlere und wärmere Phasen ab. Seit etwa zwei Millionen Jahren befindet sich die Erde in einer von kurzen Warmzeiten unterbrochenen Kaltzeit. Seit 150 Jahren ist der Mensch zum wichtigsten Klimafaktor geworden. Die globale Mitteltemperatur hat sich in dieser Zeit bis heute (2017) um ca. 1.2 °C erhöht.

Temperatur und Niederschlag sind räumlich und zeitlich variabel. Klima kann einerseits als «durchschnittliches» oder «charakteristisches» Wetter an einem Ort definiert werden. Eine andere Definition sieht Klima als das Resultat von Prozessen und stellt diese in den Vordergrund. Klima kann vereinfacht auch als System verstanden werden, dessen Aufgabe es ist, räumliche energetische Unterschiede auszugleichen. Dabei werden Energie, Masse und Impuls horizontal und vertikal transportiert und ausgetauscht. Die dabei beteiligten Prozesse laufen auf zeitlichen und räumlichen Skalen ab, die mehrere Größenordnungen umspannen. Die Systemsicht dient der Vereinfachung und Konzeptualisierung der komplexen Realität, beispielsweise zur Darstellung von Stoff- und Energiekreisläufen und deren Modellierung.

Kohlenstoffkreislauf und Wasserkreislauf sind zentral für das Klima und verbinden das Klimaystem mit anderen Bereichen der Umwelt wie Pedo-, Hydro- und Biosphäre. Der Kohlenstoffkreislauf ist die Grundlage für das Verständnis des menschgemachten Klimawandels.

1.1 | Das Erdklima

Klimaänderungen sind von hoher gesellschaftlicher Relevanz

Kaum ein anderer Bereich unserer Umwelt ist in den letzten Jahrzehnten derart stark in das Bewusstsein der Öffentlichkeit gerückt wie das Klima. Die derzeit ablaufende Veränderung des Klimas stellt die Gesellschaft vor große Herausforderungen. Sie beeinflusst unsere Lebensqualität, unsere wirtschaftlichen Möglichkeiten und führt zu neuen Gefahren. Entsprechend ist das Thema von hoher politischer Relevanz. Dies trifft besonders auf Entwicklungsländer zu, wo die Verletzlichkeit zum Teil aufgrund politischer und gesellschaftlicher Faktoren ohnehin bereits hoch ist. Aber selbst in hochtechnologisierten Industrieländern betreffen Klimaänderungen zentrale Bereiche wie Landwirtschaft, Energie, Transport und Tourismus in empfindlichem Maße. Klimaänderungen beeinflussen Naturrisiken und beeinträchtigen natürliche Systeme wie Vegetationsgemeinschaften, Tierhabitate oder arktische Landschaften. Zusammen mit anderen Stressfaktoren wie Luftverschmutzung oder Lärm beeinflussen sie gesundheitliche Aspekte. Die Liste ließe sich beliebig weiterführen.

Die klimatischen Verhältnisse waren schon immer eine wichtige Bedingung, an die sich das Leben anpassen musste. Umgekehrt hat das Leben Atmosphäre und Klima tiefgreifend verändert (vgl. → Kap. 2.1). Man kann deshalb von einer Ko-Evolution von Leben und Klima sprechen.

Die Atmosphäre ermöglicht Leben

Leben konnte sich auf der Erde nur entwickeln, weil die Temperatur der Erdoberfläche innerhalb gewisser Grenzen bleibt. Wasser, der wichtigste Baustein des Lebens, kam auf der Erde seit frühester Zeit in flüssiger Form vor. Atmosphäre und Ozeane sorgen dafür, dass keine allzu großen Temperaturunterschiede entstehen können. Wasserdampf und andere Treibhausgase bewirken einen natürlichen Treibhauseffekt (vgl. → Kap. 2 und 3). Ohne diese Gase wäre die Temperatur der Erdoberfläche um 30 °C kühler und Wasser kaum in flüssigem Zustand vorhanden. Außerdem hält die Ozonschicht schädliche UV-Strahlung der Sonne zurück (vgl. → Kap. 2 und 3), welche dadurch den Erdboden nicht erreicht. Leben an Land wäre ohne diese Bedingung nicht möglich.

Das Leben beeinflusst das Klimasystem

Umgekehrt hat das Leben das Klimasystem beeinflusst. Dank der Photosynthese hat Leben überhaupt erst Sauerstoff produziert und damit auch die Ozonschicht gebildet. Leben hat die Erdoberfläche umgestaltet, hat steinige Flächen in Boden und Vegetation verwandelt und damit zentrale physikalische Größen des Klimasystems verändert. Außerdem hat Leben wichtige Stoffkreisläufe (wie beispielsweise den Kohlenstoffkreislauf) maßgeblich modifiziert. Es reguliert damit auch den natürlichen Treibhauseffekt, der das Erdklima in einem für heutige Lebensformen tolerablen Bereich hält.

Tab. 1-1 |Atmosphären der Planeten im Sonnensystem (Quelle: Compound Interest). 1 atm = 1013.25 hPa (vgl. → Tab. 1-3).

Im Vergleich mit anderen Planeten im Sonnensystem herrschen auf der Erde einzigartige Bedingungen für Leben (→ Tab. 1-1). Zwar haben auch andere Planeten eine Atmosphäre, von denen aber keine lebensfreundliche Bedingungen bietet. Faktoren dafür sind die Dichte der Atmosphäre, deren Zusammensetzung und die durchschnittliche Temperatur. Die Venus zum Beispiel hat eine zu dichte Atmosphäre, die außerdem für irdische Lebensformen hochgiftig wäre. Die Atmosphäre des Mars wiederum ist zu kalt und zu dünn, sodass dort Wasser heute nicht in flüssiger Form vorkommen kann. Außerdem fehlt auf dem Mars die schützende Ozonschicht größtenteils.

Das Klimasystem versucht, das räumliche Strahlungsungleichgewicht auszugleichen

Nachfolgend seien einige Charakteristika des Erdklimas kurz erläutert, gleichermaßen als Vorschau auf dieses Buch. Sie sind in → Abb. 1-1 dargestellt. Die Nettostrahlung an der Atmosphärenobergrenze ist die Differenz zwischen der eingehenden Sonnenstrahlung und der ausgehenden Strahlung, welche die reflektierte Sonnenstrahlung und die Abstrahlung der Erde umfasst. Die Nettostrahlung zeigt klare räumliche Unterschiede. Die tropischen Regionen gewinnen Strahlungsenergie (die Nettostrahlung ist positiv), die Mittelbreiten und polaren Gegenden sowie Wüstenregionen verlieren Strahlungsenergie (negative Nettostrahlung, vgl. → Kap. 3). Dieses Energiegefälle ist gewissermaßen der Motor des Klimasystems und der Antrieb der atmosphärischen und ozeanischen Zirkulation. Das Klimasystem strebt danach, diese Differenz auszugleichen, indem Energie in verschiedener Form transportiert wird, während die Strahlung dieses Energiegefälle immer wieder von Neuem aufbaut. Letztlich können wir die Verteilung der Temperatur und des Niederschlags sowie die Winde als Ergebnis dieses Ausgleichsprozesses verstehen, der gewissermaßen zu einem dynamischen Gleichgewicht führt. In → Kap. 6 führen wir diesen Gedanken weiter.

Die globale Jahresmitteltemperatur beträgt 14.5 °C, Extreme umspannen fast 150 °C

Die Jahresmitteltemperatur beträgt für die gesamte Erdoberfläche ungefähr 14.5 °C. Sie zeigt große räumliche Unterschiede (→ Abb. 1-1). In den Tropen erreicht sie 30 °C, in den polaren Gegenden sinkt sie auf –30 °C. Ursache dafür ist die oben genannte ungleiche Einstrahlung. Aber auch die räumliche Verteilung der Landmassen und Ozeane mit ihren jeweils ganz unterschiedlichen Eigenschaften führen zu einer räumlich ungleichen Temperaturverteilung. Betrachtet man dazu noch die Variabilität des Wetters, erstaunt es nicht, dass an einzelnen Tagen weit extremere Bedingungen auftreten können. Die höchsten und tiefsten auf der Erde gemessenen Extreme liegen scheinbar weit auseinander, zwischen –89 °C und +57 °C. Das ist allerdings noch relativ wenig, wenn wir das beispielsweise mit den Verhältnissen auf dem Mond vergleichen, dessen Oberflächentemperatur bei ungefähr gleicher Einstrahlung wie auf der Erde zwischen –160 °C und +130 °C schwankt. → Tab. 1-2 stellt einige beobachtete Wetterextreme auf der Erde zusammen.

Der globale mittlere Niederschlag beträgt knapp 3 mm pro Tag

Die Jahresniederschläge sind räumlich ebenfalls sehr variabel. In → Abb. 1-1 zeigen sich schmale Bänder mit viel Niederschlag und großen räumlichen Gradienten (ein Gradient ist ein Gefälle in einer Raumrichtung; vgl. → Box 1.4). Entlang des Äquators erstreckt sich zwischen 5° S und 10° N ein Band mit Jahresniederschlägen von über 2000 mm. Auch über den Westseiten der Ozeane regnet es viel. Dagegen erhalten einige subtropische Regionen und die Polkappen nur 100 mm pro Jahr oder weniger Niederschlag (→ Abb. 1-1). Der global gemittelte Niederschlag beträgt knapp 3 mm pro Tag, wobei die Unsicherheit dieser Größe beträchtlich ist.

Tab. 1-2 |Einige Wetterrekorde in den instrumentellen Messungen (Quelle: WMO).

Abb. 1-1 |Langjährige Jahresmittelwerte der Nettostrahlung (kurz- und langwellig) an der Atmosphärenobergrenze (Daten: CERES), der Lufttemperatur am Erdboden, des Niederschlags (man beachte die nichtlineare Skala), des bodennahen Winds (als Vektoren) und der Verdunstung (Daten: ERA-Interim; vgl. Brönnimann 2015).

Die Niederschlagsverteilung wird durch Wind und Feuchte bestimmt

Die Niederschlagsverteilung lässt sich mit dem Windfeld erklären. Niederschlag fällt dort, wo feuchte Luft gehoben wird. Diese kühlt sich dadurch aus, es kommt zu Kondensation und Niederschlagsbildung. In den → Kap. 2, 4 und 6 gehen wir näher darauf ein. Hebung erfolgt außer bei der Überströmung von Gebirgen vor allem dort, wo die Winde in Bodennähe konvergieren, also zusammenströmen (vgl. → Kap. 5, wo die Begriffe mathematisch definiert werden). Daher zeigt → Abb. 1-1 die größten Niederschläge im Bereich der konvergierenden Strömung in Äquatornähe (vgl. → Kap. 6), wo die Luft sehr feucht ist. In Regionen mit divergenter Luftströmung in Bodennähe, also einem Auseinanderfließen, sinken Luftmassen ab, und es fällt wenig Niederschlag. Der Zusammenhang zwischen Hebung respektive Absinken (in der Meteorologie Subsidenz genannt) und horizontaler Konvergenz (respektive Divergenz) ist in → Abb. 1-2 dargestellt.

Abb. 1-2 |Schematische Darstellung von horizontaler Konvergenz im Bodenwindfeld, verbunden mit Hebung und Niederschlagsbildung (links) sowie divergenter Strömung in Bodennähe, verbunden mit absinkenden Luftmassen und Wolkenauflösung (rechts).

Neben Hebung braucht es für die Niederschlagsbildung auch Wasserdampf, der durch Verdunstung in die Atmosphäre gelangt. Verdunstung erfolgt hauptsächlich in den subtropischen Ozeanen sowie über den tropischen Landflächen des Amazonasbeckens und Westafrikas, dagegen tragen die Kontinente der Subtropen und die Mittelbreiten nur wenig bei (→ Abb. 1-1). Sehr wenig verdunstet auch in den kalten Polarregionen.

Können wir all dies physikalisch erklären? Können wir die Vorgänge qualitativ oder sogar quantitativ nachvollziehen? Die hier als erste Abbildung dargestellten mittleren Klimaverhältnisse sind gleichzeitig der Kernpunkt dieses Buches. Wir können als Ziel dieses Buches formulieren, die hier dargestellten Klimaverhältnisse zu verstehen und auf ihre physikalischen Ursachen zurückführen zu können.

Diese Charakterisierung des heutigen Klimas soll nicht darüber hinwegtäuschen, dass es im Verlauf der Erdgeschichte größere Schwankungen gab. Bis Anfang des 19. Jahrhunderts war dies noch kaum bekannt. Doch danach mehrten sich Hinweise auf Eiszeiten, und es wurden Spuren einer vormals grünen Sahara entdeckt. Es dauerte allerdings noch geraume Zeit, bis sich aus einer statischen Sichtweise des Klimas das Bild einer dynamischen Erde mit einem sich ständig ändernden Klima entwickelte.

Das Klima Mitteleuropas schwankte zwischen «Schneeballerde» und tropischem Klima

Die wichtigsten Phasen des globalen Klimas sind in → Abb. 1-3 zusammengefasst. Nach der Entstehung der Erde und der Bildung des Mondes entstand vor 4–4.5 Milliarden Jahren eine treibhausgasreiche Atmosphäre, welche trotz der damals noch schwachen Sonne flüssiges Wasser erlaubte (vgl. → Abb. 2-1, → Kap. 2.1). In ihrer Geschichte durchlief die Erde aber immer wieder kühlere und wärmere Phasen. Es kam möglicherweise sogar zu einer oder mehreren Vereisungen fast des gesamten Erdballs («Schneeballerde», vor 650 Millionen Jahren). Während eines großen Teils der Erdgeschichte war das Klima hingegen wärmer als heute; Eis ist auf der Erde daher keine Selbstverständlichkeit. Im heutigen Europa herrschte über größere Zeiträume der letzten 250 Millionen Jahre tropisches Klima.

Seit 2 Millionen Jahren befinden wir uns im Eiszeitalter

Im Anthropozän (seit ca. 1850) ist der Mensch der dominierende Naturfaktor

Seit ca. 2 Millionen Jahren befindet sich die Erde in einer Eiszeitphase. Die Eiszeiten wurden dabei immer wieder durch kurze Warmzeiten (Interglaziale) unterbrochen; in einer solchen befinden wir uns jetzt. → Kap. 10 geht näher auf die Klimageschichte der letzten 100 000 Jahre ein und zeigt, dass es immer wieder wärmere und kältere Phasen gab. Allerdings gibt es einen wichtigen Unterschied zwischen der Erwärmung der letzten 150 Jahre und früheren Warmphasen: Während frühere Warmphasen natürlichen Ursprungs waren, ist heute der Mensch zum dominierenden Klimafaktor geworden. Man spricht deshalb – in Analogie zu den erdgeschichtlichen Epochenbegriffen – oft vom Anthropozän (anthropos = der aufgerichtete Mensch). Das Anthropozän, das ungefähr um 1850 begann, ist die Ära, in welcher der Mensch die wichtigste treibende Kraft naturräumlicher Veränderungen ist.

Die Entwicklung des Erdklimas ist aber damit noch nicht zu Ende. Der Mensch wird auch in absehbarer Zukunft die treibende Kraft im Klimasystem bleiben (vgl. → Kap. 10). In einer ganz fernen Zukunft, in Milliarden von Jahren, wird die Erde hingegen durch die zunehmende Leuchtkraft der Sonne zu heiß werden für heutige Lebensformen. Gemäß Modellrechnungen wird die Erde aber bereits wesentlich früher, in 500–800 Millionen Jahren, zu einem unbewohnbaren Planeten werden, wenn durch die zunehmende Sonnenstrahlung die Ozeane verdampfen. Der Treibhauseffekt wird dadurch verstärkt, und der Kohlenstoffkreislauf kommt zum Erliegen. Allerdings zeigt die Vergangenheit, dass auch weitere Faktoren, beispielsweise Asteroideneinschläge, den Entwicklungspfad des Lebens auf der Erde beeinflussen können.

Abb. 1-3 |Entwicklung des Klimas auf der Erde (nichtlineare Skala). Blaue Balken zeigen Vereisungen (Quelle: ZAMG).

1.2 | Definitionen und Skalen

Im vorangehenden Unterkapitel wurde das Erdklima in groben Zügen charakterisiert. Aber was ist Klima? Können wir Klima definieren? Obschon sich alle unter alltäglichen Sätzen wie «Das Klima hat sich in den letzten 30 Jahren verändert» oder «Diese Insel verfügt über ein außerordentlich mildes Klima» etwas vorstellen können, ist eine wissenschaftliche Definition nicht einfach.

Wetter als Zustand der Atmosphäre

Betrachten wir zuerst den Begriff Wetter. Eine objektive Definition für Wetter könnte lauten:

«Wetter ist der physikalische Zustand der Atmosphäre zu einem gewissen Zeitpunkt an einem gewissen Ort.»

Wetter als Vorgänge in der Atmosphäre

Der physikalische Zustand lässt sich durch Temperatur, Niederschlag, Wind, Bewölkung, Luftdruck und weitere Größen beschreiben (vgl. → Box 4.1 und → Tab. 9-1). Es ließe sich streiten, ob nicht auch chemische Eigenschaften dazugehören. Doch ergibt es Sinn, «Wetter» als Zustand zu definieren? Es ändert sich ja ständig. Eine andere Möglichkeit zur Definition von «Wetter» ist, genau diese Veränderungsvorgänge anzusprechen: Wetter kann also als Vorgang der Veränderung des atmosphärischen Zustands verstanden werden. Denn würde sich die Atmosphäre nicht verändern, würde uns «Wetter» auch nicht interessieren. Wenn wir aber Wetter als Veränderung der Atmosphäre auffassen, brauchen wir eine Referenz, etwas, womit wir das Wetter von heute vergleichen können. «Klima» liefert genau dies:

Statistische Klimadefinition: Klima als Referenz für Wetter

«Klima ist die Summe der meteorologischen Zustände, inklusive Temperatur, Niederschlag und Wind, welche typischerweise in einer bestimmten Region vorherrschen.»

(nach www.thefreedictionary.com).

«Klima im engeren Sinn ist üblicherweise definiert als durchschnittliches Wetter, oder genauer als die statistische Beschreibung durch Mittelwert und Variabilität der relevanten Größen über eine Zeitperiode»

(nach Weltorganisation für Meteorologie, WMO).

Dabei gilt eine Länge von 30 Jahren als Standard-Zeitperiode. Diese Definitionen lassen sich nicht mehr nur aus der Natur ableiten. Was ist gemeint mit «typischerweise»? Warum gerade 30 Jahre? «Klima» entspringt dem Bedürfnis des Menschen, das Wetter einzuordnen und den Einfluss der Atmosphäre auf Mensch und Umwelt zu verstehen. Jede Klimadefinition ist deshalb auch ein Abbild unserer intuitiven Vorstellung von «Klima». Einige Autoren versuchen deshalb, Klima im Sinn von Prozessen zu definieren:

Klima als langsame Vorgänge in Ozean und Atmosphäre

«Klima beinhaltet die langsam variierenden Aspekte des Atmosphären-Hydrosphären-Land-Systems.» (American Meteorological Society).

Wie bei der Wetterdefinition gibt es also zwei Definitionsmöglichkeiten: Klima als mittlerer Zustand und Klima als systematische Veränderung des Zustands.

Vor einiger Zeit hat der berühmte Meteorologe und Begründer der Chaostheorie Edward Lorenz (vgl. → Kap. 5 und 9) eine leicht humoristische Definition von Wetter und Klima geliefert, welche aber den Kern trifft:

«Climate is what you expect, weather is what you get.»

Klima ist, was man erwartet (ansprechend auf den statistischen Begriff des «Erwartungswerts», vgl. → Box 9.1), Wetter ist, was man kriegt.

Klimadefinitionen spiegeln die Herangehensweisen der Klimatologie

Die unterschiedlichen Definitionen mögen für die Praxis irrelevant sein. Sie drücken aber auch die verschiedenen wissenschaftlichen Herangehensweisen an das Phänomen Klima aus. Die empirische oder statistische Herangehensweise sucht nach Zusammenhängen in Messreihen, die prozessorientierte Sichtweise nach Mechanismen. Es braucht aber beide Sichtweisen. Statistische Zusammenhänge verlangen nach einer Erklärung der Prozesse. Umgekehrt verlangen prozessorientierte Hypothesen nach empirischer Bestätigung. Klimatologie ist damit gleichzeitig eine beschreibende Wissenschaft, welche die Werkzeuge der Statistik nutzt, und eine erklärende Wissenschaft, welche die ablaufenden Prozesse zu verstehen versucht. Beide Kompetenzen – Physik und Statistik – sind für angehende Klimatologinnen und Klimatologen wichtig, und beide Sichtweisen sind in diesem Buch vereint.

Box 1.1

Geschichte des Klimabegriffs und der Klimatologie

Der Begriff «Klima» ist abgeleitet vom griechischen Wort für Neigung (κλíμα). Der Begriff bezieht sich vermutlich auf Zonen gleicher geographischer Breite (gleiches «solares Klima») und umfasst dabei ursprünglich mehr als nur die atmosphärischen Größen. Lange Zeit war Klimatologie eine beschreibende Hilfswissenschaft für andere Wissenschaften wie Medizin, Geologie, Botanik oder Naturgeschichte, ohne eigenes Theoriegebäude und ohne eigene Methoden. Mit Wetter und Wettervorhersage beschäftigten sich außerdem die Astrologie und Astrometeorologie; das galt vielen von vornherein als unwissenschaftlich. Sich in diesem Umfeld als wissenschaftliche Disziplin zu etablieren, war nicht leicht. Erst vergleichsweise spät, im ausgehenden 19. Jahrhundert, entwickelten sich Meteorologie und Klimatologie zu eigenständigen Wissenschaften mit eigenen Theoriegebäuden und empirischer Forschung, mit eigenen Zeitschriften und eigenen Lehrstühlen (zum Klimabegriff vgl. → Box. 1.2).

Die Klimadefinition der WMO gibt eine Zeitskala vor: Klima ist die Statistik der Atmosphäre über 30 Jahre. Klimaveränderungen wären nach dieser Definition Veränderungen zwischen zwei 30-Jahres-Perioden, während Schwankungen von Jahr zu Jahr oder von Dekade zu Dekade als Klimavariabilität bezeichnet würden. Allerdings wissen wir – wir erleben es derzeit –, dass sich Klimaänderungen auch rasch abspielen können.

Skalen von Klimaprozessen reichen von Wolkentröpfchen bis zum Globus

Hier soll eine kurze Übersicht über Zeit- und Raumskalen im Klimasystem dargelegt werden. Die Vorgänge in der Atmosphäre umspannen mehrere Größenordnungen von Raum- und Zeitskalen. Chemische und mikrophysikalische Vorgänge (vgl. → Kap. 2) spielen sich auf Skalen von Mikrometern und Sekundenbruchteilen ab, Änderungen in den Erdbahnparametern (vgl. → Kap. 10) wirken sich global und auf Skalen von zehn- bis hunderttausend Jahren aus. Es gibt aber einige für die Meteorologie und Klimatologie typische Skalen, und diesen typischen Skalen können typische Prozesse zugeordnet werden und umgekehrt (→ Abb. 1-4): Turbulenz ist ein Phänomen auf der Skala von Sekunden oder Metern. Etwas größer sind Thermikblasen oder Konvektion (vgl. → Kap. 4). Gewitter oder Stadteffekte (vgl. → Kap. 8) spielen sich auf der Skala von Stunden und von 10–20 km ab. Wettersysteme (vgl. → Kap. 5) und Fronten dominieren auf der Skala von 1000–2000 km im Zeitraum von 2–3 Tagen. Es zeigt sich, dass in der Atmosphäre Raum- und Zeitskalen stark miteinander korreliert sind: Kleinräumige Vorgänge sind oft von kurzer Dauer, großräumige oder globale Prozesse lang anhaltend.

Raum- und Zeitskalen atmosphärischer Prozesse sind korreliert, äußere Einflüsse folgen nicht dieser Korrelation

Für ozeanische Vorgänge (vgl. → Kap. 7) könnte ein sehr ähnliches Diagramm gezeichnet werden. Auch hier wären Raum- und Zeitskalen korreliert, allerdings wären die Vorgänge nach rechts verschoben (hin zu längeren Zeitskalen). Ozean und Atmosphäre sind durch Kopplungsprozesse (Rhomben) miteinander verbunden, wodurch Schwankungen auf unterschiedlichen Skalen hervorgerufen werden können.

Bei externen Klimafaktoren (dargestellt mit Rechtecken) sind Raum- und Zeitskalen nicht immer korreliert. Landnutzungsänderungen können beispielsweise sehr lokal sein, aber über lange Zeit wirken. Umgekehrt kann ein starker Sonnensturm für kurze Zeit die globale Mesosphäre betreffen (vgl. → Kap. 10).

Energiekaskaden beschreiben, wie über viele Skalen hinweg Energie ausgetauscht wird

Die atmosphärischen Prozesse auf verschiedenen Skalen sind miteinander verbunden. Um den Gedanken des Klimasystems als Wärmemaschine weiterzutreiben, deren Aufgabe es ist, Energieungleichgewichte auszugleichen, können wir von «Energiekaskaden» sprechen. So treibt der großräumige Temperaturgradient die globale Zirkulation an, auf der kontinentalen Skala bilden sich planetare Wellen, in welche wiederum Sturmsysteme eingebettet sind. In diesen Systemen findet der Energieaustausch letztlich durch Durchmischung und turbulente Diffusion statt. Umgekehrt können sich kleinere Konvektionszellen (Zirkulationszellen mit warmer aufsteigender Luft in der Mitte und kühlerer absinkender Luft an den Rändern) miteinander verbinden und zu großen Systemen anwachsen, welche wiederum die großräumigeren Verhältnisse beeinflussen.

Abb. 1-4 |Raum- und Zeitskalen von atmosphärischen Prozessen (blaue Ellipsen), Klimaschwankungen (Rhomben) und von externen Einflussgrößen auf das Klimasystem (Rechtecke). Die Raum- und Zeitskalen sind nicht linear (vgl. Brönnimann 2015).

Klima umfasst Prozesse mit unterschiedlichen Raum-Zeit-Beziehungen

Das Verständnis des Klimasystems erfordert daher die Betrachtung von Prozessen auf ganz unterschiedlichen Skalen. Dies ist eine große Herausforderung für die numerische Modellierung, aber auch für das Verständnis von Skalen-Interaktionen. So können gleichzeitige Vorgänge auf ganz unterschiedlichen Skalen oft nicht gleichzeitig modelliert werden, selbst wenn sie physikalisch verstanden sind (vgl. → Kap. 9).

In diesem Schema befasst sich die Klimatologie zwar mit den längeren Zeitskalen (alle grauen Felder), während die Meteorologie die kürzeren Schwankungen (blau) betrachtet. Allerdings lassen sich die grauen Felder ohne die blauen nicht verstehen. Außerdem können auch die Prozesse auf den kürzeren Skalen langfristig schwanken.

1.3 | Das Klimasystem

1.3.1 | Systembegriff und Sphären

Klima kann als System konzeptualisiert werden

Das Klima wird oft als komplexes System bezeichnet. Es umfasst unterschiedliche, miteinander wechselwirkende Bereiche. All diese Beziehungen im Detail zu erfassen, ist kaum möglich. Mit dem Systembegriff wird eine vereinfachte Gesamtsicht angestrebt. Systeme sind konzeptionelle Vereinfachungen der komplexen Realität. Früher dienten sie als gedankliches Werkzeug. Systeme konnten konzeptionell in Teilsysteme zerlegt und so besser untersucht werden. Heute sind Systeme auch abgebildet in Klimamodellen (vgl. → Kap. 9), welche oft als Verbund von Teilmodellen modular aufgebaut sind. Die komplexesten Modelle werden als Erdsystemmodelle bezeichnet, was die Systemsicht deutlich macht.

Box 1.2

Alexander von Humboldts Klimadefinition

Eine der ersten Klimadefinitionen stammt vom Geographen und Naturforscher Alexander von Humboldt (→ Abb. 1-5). In seinem «Kosmos» (1845) stellte er den Menschen in den Mittelpunkt seiner Klimadefinition (S. 345):

«Der Ausdruck Klima bezeichnet in seinem allgemeinen Sinne alle Veränderungen in der Atmosphäre, die unsere Organe merklich afficieren: die Temperatur, die Feuchtigkeit, die Veränderungen des barometrischen Druckes, den ruhigen Luftzustand oder die Wirkungen gleichnamiger Winde, die Größe der electrischen Spannung, die Reinheit der Atmosphäre oder die Vermengung mit mehr oder minder schädlichen gasförmigen Exhalationen, endlich den Grad habitueller Durchsichtigkeit und Heiterkeit des Himmels, welcher nicht bloß wichtig ist für die vermehrte Wärmestrahlung des Bodens, die organische Entwicklung der Gewächse und die Reifung der Früchte, sondern auch für die Gefühle und ganze Seelenstimmung des Menschen.»

Abb. 1-5 |Porträt von Alexander von Humboldt (Gemälde von Friedrich Georg Weitsch, 1806).

Gleichzeitig nahm Humboldt auch die Systemsicht des Klimas vorweg und sah Klima als Interaktion zwischen Teilbereichen des Klimasystems (S. 304):

«Das Wort Klima bezeichnet allerdings zuerst eine specifische Beschaffenheit des Luftkreises; aber diese Beschaffenheit ist abhängig von dem perpetuirlichen Zusammenwirken einer all- und tiefbewegten, durch Strömungen von ganz entgegengesetzter Temperatur durchfurchten Meeresfläche mit der wärmestrahlenden trockenen Erde, die mannigfaltig gegliedert, erhöht, gefärbt, nackt oder mit Wald und Kräutern bedeckt ist.»

Diese Defintion ist aus heutiger Sicht sehr aktuell, beschreibt sie doch exakt, was in einem Erdsystemmodell abgebildet wird: eine Kopplung der Systemkomponenten Ozean, Atmosphäre und Landoberfläche mit den wichtigen Prozessen Zirkulation und Strahlung. Allerdings konnte sich Humboldts Definition nicht durchsetzen. Mit dem Aufkommen von Messnetzen und der Verfügbarkeit langer Datenreihen orientierte sich die Klimatologie an der Klimadefinition von Julius Hann, welche auf Durchschnittswerten oder statistischen Beschreibungen von Beobachtungen beruht. Dieser Definition folgte auch die Weltorganisation für Meteorologie (WMO). Sie definierte die erste Klimanormperiode als 1901–1930, welche dann alle 30 Jahre neu berechnet werden soll. Es folgten die Normperioden 1931 bis 1960 und 1961 bis 1990. Wegen der sehr schnellen Erwärmung sind viele Institutionen zu einer zehnjährlichen Aufdatierung der 30-Jahres-Periode übergegangen, sodass heute oft 1981–2010 als Normperiode verwendet wird.

Das Klimasystem besteht aus den Teilsystemen Atmosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre, Pedosphäre und Biosphäre

Das Klimasystem wird meist in Komponenten oder Teilsphären unterteilt (→ Abb. 1-6): Atmosphäre, Hydrosphäre (die Wassersphäre: Ozeane, Seen, Flüsse, Grundwasser), Kryosphäre (die gefrorene Sphäre: Eisschilde, Gletscher, Meereis), Pedo- oder Lithosphäre (Boden und Gesteinsoberfläche), Biosphäre und Anthroposphäre (derjenige Teil des Erdsystems, der durch den Menschen beeinflusst und verändert wird). Jede der Sphären kann – je nach Gesichtspunkt – weiter unterteilt werden. Die Atmosphäre wird oft weiter unterteilt in Troposphäre (untere Atmosphäre), Stratosphäre und Mesosphäre (zusammen auch als «mittlere Atmosphäre» bezeichnet) und obere Atmosphäre (vgl. → Abb. 2-3). Die Troposphäre kann weiter unterteilt werden in die planetare Grenzschicht (die vom Erdboden beeinflusste Schicht), die freie Troposphäre und die Tropopausenregion. Gliederungskriterien für solche Einteilungen sind die Temperaturschichtung, die mechanische Beeinflussung vom Boden her oder die chemische Zusammensetzung.

Abb. 1-6 |Das Klimasystem mit seinen Teilsystemen (fett) und einigen wichtigen Komponenten der Atmosphäre. Die Höhe ist nicht maßstabsgetreu dargestellt. Durch die Systemgrenze zum Weltall tauscht das Klimasystem Energie aus.

Aber was ist ein System genau? Ein System ist eine Menge miteinander in Beziehung stehender Elemente (→ Abb. 1-7), die durch ihre Interaktionen ein sinnvolles Ganzes ergeben. Zwischen den Teilsystemen und Elementen werden Eigenschaften ausgetauscht respektive in ihnen gespeichert. Hier betrachten wir Energie, Masse und Impuls, wie wir im folgenden Kapitel darlegen; in anderen Systemen können das auch Güter, Kapital, Informationen oder Menschen sein.

Abb. 1-7 |Schematische Darstellung eines Systems mit Grenzen, Teilsystemen, Elementen und Austauschbeziehungen dazwischen. Als Beispiel sind zwei Eigenschaften (blau und grau) gezeigt. Das System ist geschlossen bezüglich der blauen Eigenschaft, aber offen bezüglich der grauen.

Box 1.3

Begriffsdefinitionen zum Systemverhalten

Stabilität: Zustand geringerer potentieller Energie des Systems. Kräfte wirken in die Richtung des stabilen Zustands. Das Gegenteil ist ein labiler Zustand. Hier wirken Kräfte vom Zustand weg. Metastabile Zustände sind bis zu einem gewissen Grad der Störung stabil, darüber hinaus instabil. Die Geschichte des Erdklimas zeigt oft Anzeichen des Letzteren.

Rückkopplung: Führt eine Veränderung zu einer weiteren Veränderung, welche sich wiederum auf die erste Veränderung auswirkt, spricht man von einer Rückkopplung. Wenn die Rückkopplung die ursprüngliche Veränderung verstärkt, ist die Rückkopplung positiv, wenn sie sie abschwächt, negativ. Im Klimasystem sind Rückkopplungen häufig; ein bekanntes Beispiel ist die Eis-Albedo-Rückkopplung (→ Kap. 7.3).

Irreversibilität: Wenn ein Zurück in den alten Zustand nicht möglich ist, oder allgemein, wenn die Zeitskala der Erholung des Systems von einer Störung sehr viel länger dauert als die Störung selber, spricht man von Irreversibilität. Lokal kann dies beispielsweise die Erosion eines Bodens und damit das Fehlen einer Pflanzendecke sein.

Kipppunkte (tipping points): Wenn ein System mehrere stabile Zustände hat, können Übergänge zwischen diesen Zuständen abrupt sein. Das System kippt dann schnell von einem Zustand in den anderen. Ein solches Verhalten ist aus biologischen Systemen bekannt. Über Kipppunkte im Klimasystem ist noch nicht sehr viel bekannt.

Hysterese: Die Abhängigkeit des Systemzustands von einer Variablen kann pfadabhängig sein. Beim gleichen Variablenwert sind dann zwei stabile Zustände möglich. Je nachdem von welcher Seite her sich das System diesem Zustand nähert, gelangt das System in den einen oder den anderen Zustand. Diese Pfadabhängigkeit heißt Hysterese. In Klimamodellen weist die dichtegetriebene Umwälzzirkulation des Atlantiks ein Hystereverhalten auf (vgl. → Kap. 7).

Ein System hat eine definierte Grenze. Je nachdem, ob Beziehungen durch diese Grenze hindurch stattfinden können oder nicht, wird das Modell offen, geschlossen oder abgeschlossen (in der Folge als isoliert bezeichnet) genannt. In einem geschlossenen System findet kein Massenaustausch mit der Umgebung statt, in einem isolierten System kein Energieaustausch. Die Grenzen des Klimasystems sind der obere Rand der Atmosphäre sowie die Lithosphäre. Durch die Obergrenze wird Energie in Form von Strahlung ausgetauscht. Die Atmosphäre verliert auch Masse an den Weltraum, dies ist aber klimatisch nicht relevant, sodass das Klimasystem für die allermeisten Fragestellungen als ein geschlossenes System betrachtet werden darf. Die Untergrenze ist dort, wo die Flüsse für die betrachteten Zeitskalen als irrelevant angesehen werden können. So spielen Sedimentation und Verwitterung für das Klima nur auf langen Zeitskalen eine Rolle; für Zeitskalen von Jahren bis Jahrzehnten muss die Lithosphäre damit nicht mitbetrachtet werden.

Systeme weisen als Ganzes ein Verhalten auf

Systeme haben als Ganzes eine Dynamik. Sie können keinen, einen oder mehrere Gleichgewichtszustände kennen, in denen sie verharren. Sie können Eigenschaften wie Hysterese (Pfadabhängigkeit) zeigen. Rückkopplungseffekte können einen Zustand verstärken oder abschwächen. Manche Systeme kennen Schwellenwerte, ober- oder unterhalb derer sich das Systemverhalten ändert. Solche Änderungen können reversibel oder irreversibel sein. Die wichtigsten Begriffe sind in → Box 1.3 definiert.

1.3.2 | Flüsse und Bilanzen von Energie, Masse und Impuls

Systemsicht stellt Klimaprozesse als Austausch und Speicherung von Energie, Masse und Impuls dar

Die Komponenten des Klimasystems sind durch physikochemische Prozesse miteinander verbunden. Diese Wechselwirkungen beinhalten Austausch (physikalisch: Flüsse) und Speicherung von drei fundamentalen Eigenschaften:

Energie (in Form von Strahlung, Wärme, Lageenergie etc.)

Masse (beispielsweise Wasser, Gase, Aerosole etc.)

Impuls (in Form von bewegter Luft und bewegtem Wasser)

→ Abb. 1-8 zeigt eine systematische Darstellung der Flüsse dieser drei Eigenschaften im Klimasystem. Die Flüsse spielen sich einerseits zwischen Elementen innerhalb einer Teilsphäre ab, andererseits aber auch zwischen den Teilsphären (beispielsweise zwischen Atmosphäre und Ozean), wodurch diese Sphären gekoppelt werden. Innerhalb der Atmosphäre sehen wir bestimmte Elemente (Wolken, Aerosole, Treibhausgase), welche sowohl im Massen- als auch im Energiehaushalt eine wichtige Rolle spielen. Das Buch orientiert sich an dieser Systemsicht und wird immer wieder auf Flüsse und Bilanzen der drei Eigenschaften eingehen. Treibhausgase, Aerosole und Wolken werden in → Kap. 2 eingeführt. Die Energiebilanz ist das Thema von → Kap. 3. Die Massenflüsse werden am Beispiel Kohlenstoff und Wasser später in diesem Kapitel (→ Kap. 1.3.4 und 1.3.5) vorgestellt, die Impulsflüsse in → Kap. 5.

Energie, Masse und Impuls bleiben erhalten

Die Sichtweise des Klimasystems als Austausch von Energie, Masse und Impuls zwischen Teilsystemen oder Elementen erlaubt das Formulieren von Erhaltungssätzen. Das Klimasystem ist zwar offen für Energie (Einstrahlung, Ausstrahlung), befindet sich jedoch quasi in einem Gleichgewicht mit dem Weltraum, sodass die Energie als erhalten betrachtet werden kann. Das bedeutet, dass gleich viel Energie in den Weltraum abgestrahlt wird, wie von der Sonne eingestrahlt wird. Für Masse ist das System geschlossen, sofern man den geringen Massenverlust an den Weltraum, der für meteorologische Fragestellungen nicht relevant ist, vernachlässigt. Dasselbe gilt für den Impuls. Man kann also davon ausgehen, dass im Klimasystem Energie, Masse und Impuls erhalten bleiben. Diese Eigenschaften macht man sich bei der Formulierung der atmosphärischen Grundgleichungen (vgl. → Kap. 5) zunutze.

Abb. 1-8 |Schematische Darstellung des Klimasystems mit den wichtigsten Flüssen von Energie (oben), Masse (Mitte) und Impuls (unten).

Innerhalb eines Systems kann Masse oder Energie in Elementen oder Teilsystemen gespeichert werden. Manche Stoffe haben zudem Quellen und Senken inner- oder außerhalb der Systemgrenzen. Außerdem kann es zu chemischen Umwandlungen kommen.

Eine zentrale Rolle im Verständnis des Klimas nimmt die Energiebilanz ein. Die Energie kommt im Klimasystem in unterschiedlichen Formen vor. Strahlung, die von der Sonne oder Erde abgegebene elektromagnetische Strahlung verschiedenster Wellenlänge, ist die wichtigste Energieform und wird über die Systemgrenzen ausgetauscht. Zur Energiebilanz an der Erdoberfläche tragen neben der Strahlung, welche als steuernde Größe wirkt, auch drei Wärmeflüsse bei: der Fluss sensibler Wärme (die fühlbare Wärme der Luft), der Fluss latenter Wärme (die Energie, welche in Form von Wasserdampf gespeichert ist und bei der Kondensation wieder frei wird) sowie die Wärmeleitung in den Untergrund. Weitere Energieformen in der Atmosphäre sind kinetische Energie und potentielle Energie, welche ineinander umgewandelt werden. In → Kap. 4.6 werden gängige Diagnostiken des atmosphärischen Energiegehalts vorgestellt.

Energiegefälle ist Antrieb des Klimasystems

Räumliche Unterschiede in der Energiebilanz sind der Antrieb des Klimasystems, welches danach strebt, diese Unterschiede auszugleichen. Außer bei Strahlungsvorgängen geschieht dies vor allem über Massenflüsse (beispielsweise in Form von fühlbarer oder latenter Wärme) sowohl in der Atmosphäre als auch im Ozean, welche wiederum an Impulsflüsse gebunden sind. Dadurch sind Energie-, Massen- und Impulsbilanz miteinander gekoppelt.

Energie-, Masse- und Impulsflüsse verbinden das Klimasystem mit anderen Systemen

In der Systemsicht lassen sich atmosphärische Prozesse hinsichtlich ihrer Rolle für die Flüsse und Bilanzen von Energie, Masse und Impuls darstellen. Umgekehrt sind die Flüsse wichtig als Diagnostik der zugrunde liegenden Prozesse. Energie-, Masse- und Impulsflüsse verbinden das Klimasystem mit anderen Aspekten des Mensch-Umwelt-Systems, wie beispielsweise marinen Ökosystemen oder der Landwirtschaft.

1.3.3 | Physikalische Beschreibung

Wie werden diese Flüsse und Bilanzen dargestellt? Bevor wir uns den Wasserkreislauf und Kohlenstoffkreislauf anschauen, werden in diesem Kapitel die physikalischen Grundlagen zu deren Beschreibung repetiert, beginnend mit den Einheiten.

Wer in alten meteorologischen Arbeiten blättert, findet oft eine Vielzahl von heute nicht mehr gebräuchlichen Einheiten. Im Internationalen Einheitensystem, kurz SI (frz. «Système international d’unités»), werden Einheiten für physikalische Größen festgelegt, und heute richtet sich die Meteorologie danach. Einheiten sind aber nicht nur eine Konvention, sondern sind auch für das Verständnis der Vorgänge wichtig. Die Einheitenkontrolle ist ein unabdingbares Mittel zur Fehlerdetektion, und mit der Dimensionsanalyse können anhand von Einheiten sogar physikalische Gesetze gefunden werden. In diesem Buch sind die Einheiten jeweils hinter den Formeln in eckigen Klammern angegeben. → Tab. 1-3 stellt die wichtigsten physikalischen Basisgrößen, abgeleitete Größen sowie deren Einheiten vor. In → Box 4.1 gehen wir dann auf meteorologische Größen und Variablen ein.

Tab. 1-3 |Physikalische Größen und Einheiten (Basisgrößen im SI-System sind grau unterlegt). Zu Konzentrationen vgl. → Box 2.2. Wichtige Konstanten sind in → Box 4.2 zusammengestellt.

Masse m, Impuls und Energie E sind die drei wichtigen Systemeigenschaften, für welche wir Bilanzen bilden und Austauschvorgänge betrachten. Flüsse (im Folgenden F) beschreiben den Austausch und sind definiert als Größe pro Zeit. Die Einheiten sind kg s–1 für den Massenfluss, kg m s–2 für den Impulsfluss und J s–1 für den Energiefluss. Die Stärke des Impulsflusses ist bezüglich den Einheiten eine Kraft, die Stärke des Energieflusses eine Leistung. So können Flüsse in und aus einem Speicher, also einem Volumen, quantifiziert werden. Wenn wir von Flüssen sprechen, meinen wir allerdings oft Flussdichten, das sind Flüsse pro Fläche. Die Massenflussdichte hat dabei die Einheit kg m–2 s–1, die Impulsflussdichte die Einheit kg m–1 s–2 und die Energieflussdichte J m–2 s–1 oder W m–2 (da letztere besonders wichtig ist, beispielsweise als Einheit für Strahlung, ist sie in → Tab. 1-3 angegeben). Strahlungsflussdichten werden in diesem Buch mit Q bezeichnet. Die Fläche, auf welche sie sich beziehen, ist in der Regel die Erdoberfläche oder die Obergrenze der Atmosphäre.

Die Atmosphäre ist ein Kontinuum und die Betrachtung von Volumeneinheiten manchmal wenig sinnvoll. Flüsse innerhalb der Atmosphäre können auch als Vektorfeld dargestellt werden. Dabei wird die Eigenschaft duch das Volumen dividiert und mit dem Windvektor multipliziert. Der Massenfluss wird zu:

Bezüglich der Einheit ist das eine Massenflussdichte.

Bilanzgleichung

Mit Flüssen und Bilanzen lassen sich für ein Volumen Bilanzgleichungen in der folgenden Art formulieren (schematisch in → Abb. 1-9 dargestellt):

Hier steht C für eine Eigenschaft (Masse, Impuls, Energie), t für die Zeit, F1 ist der Fluss in das Volumen hinein, F2 ist der Fluss aus dem Volumen heraus (Einheit: Eigenschaft pro Zeit). Die Gleichung geht davon aus, dass C im Volumen nicht entsteht oder zerstört wird und besagt, dass die Flüsse in und aus dem Volumen durch eine Änderung des Inhalts des Volumens ausgeglichen werden. Wenn mehr ausströmt (F2) als einströmt (F1), dann sinkt die Menge C, also ist dC/dt negativ (vgl. → Box 1.4 für die Notation dC/dt). Umgekehrt formuliert bedeutet dies, dass nicht die Flüsse an sich, sondern nur deren Differenz zu einer Veränderung der Eigenschaft C in dem Volumen führen können.

Box 1.4

Differenz, Gradient, partielle Ableitung, Differential

In der Klimatologie – und in diesem Buch – kommen die Begriffe «Differenz», «Gradient», «partielle Ableitung» und «Differential» oft vor. Hier sind diese Begriffe kurz erklärt.

Die Differenz zwischen zwei Werten der Funktion h, beispielsweise h1 – h0, braucht nicht weiter erklärt zu werden. Ist h eine Funktion im dreidimensionalen Raum, also h = f (x, y, z), oder in der Zeit, h = f (t), wird oft die Delta-Schreibweise verwendet:

Dagegen werden Differenzen zum zeitlichen Mittelwert (sie werden «Anomalien» genannt) meist apostrophiert geschrieben als h′ = h – (vgl. → Box. 6.3), wobei den zeitlichen Mittelwert darstellt. Abweichungen vom Mittel entlang eines Längenkreises werden oft mit *, das Mittel mit [ ] bezeichnet: h* = h – [h].

Wird die Differenz auf die Veränderung der zugrunde liegenden Dimension bezogen, sprechen wir von einem Gradienten. Der Begriff «Gradient» ist in der Klimatologie zentral. Mathematisch ist der Gradient definiert als Differentialoperator (vgl. unten). In der Meteorologie wird er in aller Regel auf den Raum bezogen, beschreibt also die räumliche Änderung einer Variablen. Wird eine Änderung auf die Zeit bezogen, sprechen wir von einer Tendenz oder einem Trend. Eindimensional (beispielsweise in der Vertikalen) kann der Gradient durch den Differenzenquotienten, beispielsweise:

angenähert werden. Geht die Distanz Δz gegen 0, wird daraus der Differentialquotient

Oft betrachten wir in der Klimatologie Variablen im dreidimensionalen Raum (x, y, z), und zwar entweder skalare Größen (wie beispielsweise Temperatur) oder vektorielle Größen (beispielsweise Wind). Der Gradient einer skalaren Größe ist ein Vektorfeld, wobei die Komponenten des Vektors die Änderungen in der entsprechenden Richtung sind. Der Gradientvektor deutet in Richtung des stärksten Anstiegs.

In der Meteorologie betrachten wir den Gradienten in der Regel zweidimensional horizontal (x, y) oder eindimensional in der Vertikalen (z). Für h = f (x, y) resp. h = f (z) wäre der Gradient an der Stelle (x, y) resp. an der Stelle z:

Hier ist das Nabla-Symbol, d.h. der Vektor der partiellen Ableitungsoperatoren:

Das Symbol ∂ steht hier für die partielle Ableitung der Funktion f nach den Argumenten x und y resp. z. Der Gradient ist somit der Vektor der partiellen Ableitungen erster Ordnung nach allen Argumenten.

Verwandt mit dem Gradient ist das totale Differential:

Es entspricht der Änderung von h, wenn man sich in Richtung (dx, dy) bewegt. Oft wird das totale Differential mit einem großen D, also beispielsweise Dh, geschrieben. Für Vektorfelder entspricht dem Gradienten der Begriff der Divergenz, die wiederum ein Skalarfeld ist (vgl. → Box 5.1).

Abb. 1-9 |Schematische Darstellung einiger Beziehungen zwischen Flüssen und Mengen in Volumen-elementen.

Nicht Flüsse, sondern Flussdivergenzen führen zu Änderungen der Bilanz

Wenn die Differenz zwischen Flüssen auf den Raum bezogen wird, sprechen wir von Flussdivergenz oder Flusskonvergenz (der Begriff «Divergenz» wird fluiddynamisch in → Kap. 5 und speziell in → Box 5.1 eingeführt). Veränderungen von C sind also immer die Folge einer Flussdivergenz oder Flusskonvergenz. Wir werden dieses Konzept bei den folgenden Unterkapiteln für die Masse anwenden. In → Kap. 3 werden wir diesem Konzept in Zusammenhang mit Energie und in → Kap. 5 in Zusammenhang mit den atmosphärischen Grundgleichungen wieder begegnen.

Flüsse sind oft proportional zu den Gradienten

Wir haben jetzt ein Volumenelement angeschaut. Wenn wir zwei benachbarte Volumenelemente mit unterschiedlichen Eigenschaften C anschauen, stellen wir fest, dass Flüsse zwischen den beiden Elementen oft durch Unterschiede in den Größen bedingt sind (→ Abb. 1-9 rechts). Für physikalische Vorgänge, wie z. B. Diffusion oder Konduktion (Wärmeleitung), sind Flüsse direkt proportional zu den Konzentrations- oder Temperaturunterschieden (oder auf den Raum bezogen: Temperaturgradienten).

Box 1.5

Einheiten-Konventionen in der Meteorologie

Die Atmosphäre ist ein Kontinuum. Volumeneinheiten oder Masseeinheiten sind nicht im Vornherein definiert. In der Meteorologie werden physikalische Größen deshalb oft auf die «Einheitsmasse» bezogen, d.h., durch die Masse dividiert (oder normiert). Das ändert nun aber die Einheiten. Eine Kraft wird dadurch zu einer Beschleunigung. Leider wird das nicht immer explizit geschrieben und beispielsweise von «Corioliskraft» statt «Coriolisbeschleunigung» gesprochen (diese Kraft wird in → Kap. 5 eingeführt). Andere Größen werden auf Einheitsfläche oder -volumen bezogen. Auch das ändert die Einheiten – umso wichtiger ist eine Einheitenkontrolle! (In diesem Buch werden wir immer explizit schreiben, wenn eine Gleichung auf die Einheitsmasse bezogen wurde.)

Für Flussdichten werden besonders in der Grenzschichtmeteorologie manchmal kinematische Einheiten verwendet. Bei diesen Einheiten werden die Impulsflussdichte und die Massenflussdichte durch die Dichte der Luft ρ (Einheit kg m–3) dividiert; Wärmeflussdichten (vgl. → Tab. 1-3) werden zusätzlich durch die Wärmekapazität der Luft bei konstantem Druck cLp (J kg–1 K–1) dividiert (vgl. → Kap. 4). In kinematischen Einheiten wird so aus einer Massenflussdichte (kg m–2 s–1) eine Geschwindigkeit (m s–1), aus einer Impulsflussdichte (kg m–1 s–2) wird das Produkt von zwei Geschwindigkeiten (m s–1 m s–1). Die Einheit der Wärmeflussdichte (W m–2, was dasselbe ist wie J m–2 s–1) wird in kinematischen Einheiten zu K m s–1. Diese Einheiten haben den Vorteil, dass sie sich direkt messen lassen: Die Massenflussdichte in kinematischen Einheiten ist ganz einfach der Wind, die Impulsflussdichte ist das Produkt zweier Winde, und die Wärmeflussdichte ist das Produkt von Temperatur und Wind.

Die Systeme für Massen- und Energieflüsse sind durch den Wasserdampf, der sowohl Masse als auch latente Energie darstellt, verbunden. Der Massenfluss (Einheit: kg s–1) muss dazu mit der spezifischen Verdampfungsenthalpie für Wasser Lv (Einheit J kg–1; vgl. → Box 4.2) multipliziert werden; es ergibt sich ein Energiefluss J s–1 (genau gleich ist mit Flussdichten und kinematischen Einheiten zu verfahren). In → Kap. 4 gehen wir näher auf die Thermodynamik in der Atmosphäre ein, wo diese Zusammenhänge verwendet werden.

Umwälzdauer, Verweilzeit und Lebensdauer charakterisieren Stoffumsätze im Klimasystem

Wichtige Größen zur Beschreibung von Zeitskalen von Massenveränderungen in Systemen sind Umwälzdauer, Verweilzeit und Lebensdauer oder Gleichgewichtslebensdauer. Die Umwälzdauer eines Volumens setzt den gesamten Masseninhalt eines Volumens und alle Flüsse aus diesem Volumen (oder alle Flüsse in das Volumen, was unter Gleichgewichtsbedingungen dasselbe ist) zueinander ins Verhältnis. Die Verweilzeit ist gleich definiert, bezieht sich aber auf einzelne Stoffe. Während also die Umwälzdauer beispielsweise die gesamte Wassermasse eines Sees betrachtet, bezieht sich die Verweilzeit beispielsweise auf einen Schadstoff im Wasser eines Sees. Wenn die Flüsse über die Zeit konstant sind, entspricht die Verweilzeit derjenigen Zeit, welche ein Molekül eines bestimmten Stoffs durchschnittlich in dem betrachteten Volumen verbringt.

Die chemische Lebensdauer beruht auf dem gleichen Konzept. Statt Flüssen werden hier chemische Umwandlungsvorgänge betrachtet. Oft wird dabei davon ausgegangen, dass sich das System in einem Gleichgewicht befindet (Gleichgewichtslebensdauer), da sich die Lebensdauer sonst schwer quantifizieren lässt.

Die Umwälzdauer eines Volumens und die Verweilzeit eines Stoffs in einem Volumenelement oder Teilsystem können beide ausgedrückt werden als:

Verweilzeit = Inhalt des Volumens/(Summe der Flüsse aus dem Volumen),

symbolisch:

und die chemische Lebensdauer entsprechend als:

Lebensdauer = Konzentration/(Summe der Abbauraten)

Oft gibt es zwischen zwei Teilsystemen große Flüsse in beide Richtungen. In feuchter Luft über einer Wasserfläche wechseln beispielsweise fast ebenso viele Moleküle vom Wasser in die Luft wie umgekehrt; aber eben nur fast. Für Klimavorgänge sind oft weniger die absoluten Flüsse als die Differenzen (Nettoflüsse) relevant. In diesem Fall ist der Nettofluss die Verdunstung. Verweilzeit oder (Gleichgewichts-)Lebensdauer werden deshalb oft auf die Nettoflüsse bezogen.

Die Verweilzeit von Wasserdampf in der Atmosphäre beträgt 9 Tage

Im Folgenden berechnen wir die Verweilzeit von Wasser in der Atmosphäre. Die Atmosphäre enthält geschätzte 12700 Gt (Gigatonnen, vgl. → Tab. 1-4) Wasser in Form von Wasserdampf (vgl. → Kap. 1.3.4), also C = 12700 Gt. Der global aufsummierte Niederschlag (Fluss aus dem Volumen) beträgt ungefähr 2.87 mm pro Tag oder ca. 1462 Gt pro Tag. Gleichzeitig gibt es keinen anderen Fluss aus der Atmosphäre als Niederschlag, also Σ F = F = 1462 Gt d–1 (d ist das Einheitenzeichen für Tag). Somit kann die Verweilzeit von Wasser in der Atmosphäre berechnet werden:

Die Verweilzeit beträgt also 9 Tage.

Manchmal ist die Konzentration nicht im Gleichgewicht, oder man will eine Zeitskala spezifisch für einen Vorgang beziffern. Dieser Prozess ist dann oft proportional zur Stoffmenge selbst, beispielsweise beim radioaktiven Zerfall:

Hier ist N die Stoffmenge. Die Proportionalitätskonstante k ist die Zerfallsrate (in s–1). Dies ist eine lineare Differentialgleichung; die Lösung resultiert in einer exponentiell abfallenden Kurve mit N0 als Anfangsbedingung und der Zeitdauer dt:

Tab. 1-4 |Vorsilben von Einheiten und Anwendungsbeispiele in der Meteorologie.

Tab. 1-5 |Perturbationslebensdauer einiger Gase in der Atmosphäre (aus Myhre et al. 2013).

Halbwertszeit ist diejenige Zeit, die es braucht um eine Konzentration zu halbieren

Eine Zeitdauer von 1/k wird auch Lebensdauer genannt. Sie ist anders definiert als oben und wird als Abgrenzung von der Gleichgewichtslebendsauer englisch als e-folding lifetime bezeichnet: diejenige Zeit, innerhalb welcher sich die Bilanz auf (1/e) reduziert hat. Man könnte deutsch von einer e-fach Lebensdauer sprechen. Bei der Radioaktivität wird oft die Halbwertszeit angegeben: die Zeit, in welcher sich die Bilanz halbiert hat.

Umwandlungsprozesse können auch komplizierter sein. Chemische Reaktionsraten können beispielsweise von mehreren Reaktionspartnern und von der Temperatur abhängig sein. Oft erfolgt der chemische Abbau eines Stoffs über mehrere Reaktionen. Es gilt dann, den limitierenden dieser Schritte zu identifizieren.

Die Perturbationslebensdauer berücksichtigt die Reaktion des Klimasystems

Die eingangs definierte Verweilzeit geht davon aus, dass die Flüsse konstant sind. Das ist aber nicht immer der Fall, besonders wenn ein System gestört wird. Die Berechnung wird dann komplizierter. Die Perturbationslebensdauer gibt an, wie lange eine Störung im System erhalten bleibt. → Tab. 1-5 gibt die Perturbationslebensdauer einiger wichtiger Gase in der Atmosphäre an. Trichlorfluormethan ist ein Fluorchlorkohlenwasserstoff (FCKW), der zum Abbau der Ozonschicht beiträgt, Fluroform ist ein Ersatzstoff für FCKWs, der ein geringes Ozonabbaupotential hat, aber eine längere Lebensdauer. Alle aufgeführten Gase sind Treibhausgase. Auf CO2 wird in → Kap. 1.3.5 eingegangen.

1.3.4 | Der Wasserkreislauf

Verdunstung verbindet Wasser- und Energiekreislauf

In der Folge möchten wir zwei wichtige Kreisläufe eingehender betrachten: den Wasserkreislauf und den Kohlenstoffkreislauf. Der Wasserkreislauf ist nicht nur für das Klimasystem entscheidend, er ist zusammen mit dem Kohlenstoffkreislauf die wohl wichtigste Schnittstelle im Erdsystem. Die Verdunstung und Kondensation von Wasser verbindet innerhalb des Klimasystems die Energie- und Massenbilanz, sie verbindet auch die Biosphäre, Hydrosphäre und Kryosphäre mit der Atmosphäre.

Wasser kommt im Klimasystem in allen drei Aggregatzuständen vor: fest, flüssig und gasförmig. Wasser ist nicht nur für das Leben auf der Erde wichtig, sondern spielt auch im Klimasystem eine entscheidende Rolle. Wasserdampf in der Atmosphäre ist ein Treibhausgas, ein Lösungs- oder Reaktionsmittel und leistet einen wichtigen Beitrag zum globalen Energietransport. Schließlich fällt Wasser als Niederschlag auf die Erdoberfläche und steht so der Biosphäre zur Verfügung. Nicht zufällig ist Wasser bei fast allen Klimarückkopplungsmechanismen beteiligt.

Das Wassermolekül bildet einen Dipol aus

Besonders am Wassermolekül ist seine Geometrie, mit einem 105°-Winkel zwischen den beiden Wasserstoffatomen (vgl. → Abb. 2-2). Als Folge ist die Ladung ungleich verteilt, und es bildet sich, obschon das Molekül als Ganzes elektrisch neutral ist, ein Dipol aus, also eine räumlich ungleiche Ladungsverteilung. Wassermoleküle können sich in der flüssigen Phase durch Wasserstoffbrücken stärker binden (vgl. → Kap. 2.4). Es braucht zusätzliche Energie, um diese Bindungen aufzulösen (hohe Verdampfungsenthalpie, hoher Siedepunkt), und die größte Dichte wird bei 4 °C im flüssigen Zustand erreicht («Anomalie des Wassers»).

Phasenumwandlungen des Wassers benötigen viel Energie

Wegen dieser Eigenschaften spielt das Wassermolekül auch im globalen Energiehaushalt eine große Rolle. Um ein Gramm Luft von 20 °C auf 21 °C zu erwärmen, ist 1 J nötig. Um aber ein Gramm flüssiges Wasser von 20 °C auf 21 °C zu erwärmen, braucht es bereits 4.2 J. Zum Schmelzen eines Gramms Eis benötigt man sogar 333.4 J; und um ein Gramm flüssiges Wasser bei 20 °C zu verdunsten, sind schließlich 2450 J nötig. Dieses Beispiel verdeutlicht die riesigen Energiemengen, die mit der Umwandlung von Wasser verbunden sind und im Klimasystem entzogen und wieder freigesetzt werden.

Abb. 1-10 |Schematische Darstellung des globalen Wasserkreislaufs. Reservoire sind in tausend km3 angegeben, Flüsse in tausend km3 pro Jahr

96.5 % des Wassers der Erde ist in Ozeanen, 1.75 % in den Eiskappen gespeichert

Fast das gesamte Wasser der Erde befindet sich an deren Oberfläche – obschon die Masse der Erde zu 0.02 % aus Wasser besteht, ist über 70 % der Oberfläche des Planeten von Wasser (Ozeane, Eis) bedeckt. Auch innerhalb des Klimasystems ist Wasser ungleich verteilt. → Abb. 1-10 zeigt schematisch den Wasserkreislauf. Obwohl die Gasphase für die Klimavorgänge entscheidend ist, ist sie mengenmäßig unbedeutend. Der gesamte atmosphärische Speicher, inklusive dem flüssigen Wasser und Eis der Wolken, ist sehr klein; er entspricht ungefähr 0.001 % des Wassers auf der Erde. Dagegen befinden sich 96.5 % des Wassers der Erde in den Ozeanen, etwa 2.5 % ist Süßwasser, der Rest salzhaltiges Grundwasser. Von diesen 2.5 % Süßwasser sind wiederum 70 % in Form von Eis vorhanden, fast der gesamte Rest als Gundwasser. Nur 1.3 % des Süßwassers ist Oberflächenwasser an Land, vor allem in Seen. Der Baikalsee, der Tanganyika-See, der Malawi-See sowie die Großen Seen in Nordamerika machen zusammen einen großen Teil dieses Wassers aus.

Obwohl der atmosphärische Speicher sehr klein ist, sind die Flüsse in und aus diesem Speicher sehr groß. Beachtlich ist auch der große atmosphärische Fluss an Wasser vom Meer zum Land. Als Folge der sehr unterschiedlichen Reservoirgrößen und Flüsse ist auch die Verweildauer in den einzelnen Speichern sehr unterschiedlich. Die Verweildauer im Ozean beträgt ca. 3000 Jahre, in Gletschern und Eisschilden sogar gegen 10 000 Jahre. In Seen bleibt das Wasser ungefähr 100 Jahre, in Flüssen 3 Wochen. Am kürzesten ist die Verweildauer in der Atmosphäre; sie beträgt 9 Tage.

1.3.5 | Der Kohlenstoffkreislauf

Der Kohlenstoffkreislauf ist relevant für den Treibhausgashaushalt

Ein weiterer zentraler Kreislauf im Klimasystem ist der Kohlenstoffkreislauf. Auch er ist nicht nur für das Klimasystem wichtig, sondern verbindet das Klimasystem mit den anderen Sphären des Erdsystems und letztlich mit dem ökonomischen System der Menschen. Da die beiden neben Wasserdampf wichtigsten Treibhausgase Kohlenstoffverbindungen sind (Kohlendioxid CO2 und Methan CH4, vgl. → Abb. 2-2 für ein Schema der Moleküle), ist der Kohlenstoffkreislauf für klimatologische Betrachtungen besonders relevant.

Die größten Kohlenstoffspeicher sind Ozeane und Böden

Die Kohlenstoffflüsse sind in → Abb. 1-11 quantifiziert. Die schwarzen Pfeile und Zahlen zeigen die Flüsse und Speicher in vorindustrieller Zeit, die blauen Pfeile und Zahlen zeigen die Störung durch den Menschen seit der Industrialisierung. Der größte Kohlenstoffspeicher der Erde sind die Karbonatgesteine, welche in den für die Klimatologie betrachteten Zeitskalen allerdings nicht relevant und in → Abb. 1-11 nicht dargestellt sind. Die Flüsse in diesen und aus diesem Speicher sind klein, weil die verantwortlichen Prozesse (Sedimentation und Verwitterung) sehr langsam ablaufen. Nur die oberflächennahen Sedimente sowie die fossilen Kohlenstofflagerstätten sind in → Abb. 1-11 berücksichtigt. Die nächstgrößten Speicher sind Ozeane, Böden und Vegetation. Die größten Flüsse finden zwischen Vegetation und Atmosphäre sowie zwischen Atmosphäre und Ozean statt.

Die Atmosphäre ist ein kleines Reservoir, aber Änderungen wirken sich direkt auf das Klima aus

Die Atmosphäre ist zwar ein eher kleiner Speicher, doch wirken hier mehrere Kohlenstoffverbindungen (CO2, CH4) ebenso wie Wasserdampf als Treibhausgase. Deshalb sind Veränderungen direkt relevant für das Klima. Der atmosphärische Speicher würde durch Flüsse zwischen Atmosphäre, Ozean und Biosphäre innerhalb von drei Jahren umgesetzt. Das bedeutet aber nicht, dass das menschgemachte CO2 innerhalb von 3 Jahren aus dem System entfernt wird. In dieser Zeit tauschen atmosphärisches und ozeanisches CO2 lediglich die Plätze. Relevant sind daher nur die Nettoflüsse.

In vorindustrieller Zeit waren die Flüsse in den und aus dem Ozean fast perfekt ausgeglichen. Heute ist der Fluss in den Ozean leicht größer als umgekehrt, daher gibt es einen kleinen, in den Ozean gerichteten Nettofluss. Dieser beträgt allerdings nur 2 % des gesamten Flusses. Im Ozean besorgen zwei Mechanismen den Transport von Kohlenstoff vom oberflächennahen Wasser in das Tiefenwasser, in welchem die Löslichkeit für Kohlendioxid höher ist. Einerseits ist dies die vertikale Durchmischung (vgl. → Kap. 7), andererseits das Absinken gestorbener Lebewesen. Im Ozean bilden sich wiederum neue, kohlenstoffhaltige Sedimente. Auch zwischen Vegetation und Atmosphäre gibt es große Flüsse in beide Richtungen und einen kleinen verbleibenden Nettofluss. Auch hier bewegt sich der Nettofluss in Richtung der Vegetation. Von der Vegetation fließt ein Teil des Kohlenstoffs in die Böden und von dort in die Flüsse.

Der Mensch hat den Kohlenstoffkreislauf nun aber tiefgreifend verändert. Nach einer Arbeit von Le Queré und Ko-Autoren (2016) stößt der Mensch aktuell (2006–2015) jährlich 9.3 GtC (Gigatonnen Kohlenstoff, 1 GtC entspricht 3.67 Gigatonnen CO2) aus fossilen Brennstoffen aus, dazu kommt nochmals 1 GtC aus Landnutzungsänderungen wie beispielsweise Abholzung. Die Vegetation nimmt jährlich netto 3.1 GtC aus der Atmosphäre auf, die Ozeane 2.6 GtC. Das verbleibende CO2, ungefähr 4.6 GtC, reichert sich in der Atmosphäre an und führt hier zu einem zusätzlichen Treibhauseffekt (vgl. → Kap. 3). Dieser zusätzliche Treibhauseffekt ist für den weitaus größten Teil der Klimaerwärmung der letzten 50 Jahre verantwortlich (vgl. → Kap. 10).

Abb. 1-11 |Der globale Kohlenstoffkreislauf für die 1990er-Jahre. Anthropogene Reservoire und Flüsse sind in Blau angegeben. Rechtecke kennzeichnen Reservoire in Gigatonnen Kohlenstoff (GtC) und Pfeile Flüsse zwischen den Reservoiren in GtC pro Jahr (nach Ciais et al. 2013).

Bis das fossile CO2 wieder in den Sedimenten ist, dauert es sehr lange

Wie lange bleibt der Kohlenstoffkreislauf durch den Menschen gestört? Betrachtet man das ganze System, dann erhöht der Mensch durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe zunächst den Fluss der Lithosphäre in die Atmosphäre. Dieser Fluss ist ungefähr 20 Mal höher als der Rückfluss durch Sedimentation. Dadurch reichert sich also Kohlenstoff im gesamten Klimasystem an. Was wir Menschen innerhalb von 250 Jahren an Kohlenstoff ausstoßen, bleibt Tausende von Jahren im Klimasystem.

Wenn wir nur die Atmosphäre betrachten, muss berücksichtigt werden, dass die Flüsse nicht konstant sind. CO2 verursacht eine Erwärmung, verändert das terrestrische und marine Leben und wirkt sich deshalb auf die Flüsse zwischen der Atmosphäre und dem Ozean resp. der Vegetation aus. Das menschgemachte CO2 hat so gerechnet eine atmosphärische Verweildauer, die nicht mit einer einzigen Zahl angegeben werden kann, sondern von der betrachteten Zeitskala und Größe des Pulses abhängig ist. Gemäß Schätzungen von Joos und Ko-Autoren (2013) verweilen ungefähr 15 % bis 35 % eines vom Menschen emittierten CO2-Pulses von 100 Gt Kohlenstoff länger als 1000 Jahre in der Atmosphäre.

Ebenfalls Teil des Kohlenstoffkreislaufs ist Methan (CH4). Zwar kommt Methan in der Atmosphäre heute in rund 200 Mal kleineren Konzentrationen vor als CO2, auch ist die Lebensdauer mit 11 Jahren wesentlich kürzer. Die Wirkung eines einzelnen Methan-Moleküls auf die Strahlungsbilanz ist jedoch bedeutend größer als diejenige eines CO2-Moleküls. Seine klimatische Wirkung ist daher bedeutsam. Wichtige Quellen sind neben menschgemachten Emissionen, wovon etwa ein Drittel aus fossilen Quellen stammt, anaerobe Oxidationsprozesse in der Biosphäre. Dies sind Prozesse, welche sich unter Ausschluss von Sauerstoff abspielen. Natürliches Methan ist auch in vermutlich großen Mengen in Form von Methanhydraten (auch -klathrate genannt) in den Kontinentalabhängen der Ozeane und im Permafrost gelagert.

Der Schwefelkreislauf ist wichtig für atmosphärische Aerosole

Weitere relevante Kreisläufe im Klimasystem sind die Kreisläufe von Schwefel (S), Phosphor (P) und Stickstoff (N). Alle drei sind für die Biosphäre wichtig; Schwefel spielt darüber hinaus im Klimasystem eine besondere Rolle als Quelle von Aerosolen (vgl. → Kap. 2.3). Im nächsten Kapitel gehen wir näher auf die Zusammensetzung der Atmosphäre ein.

Verwendete Literatur

Brönnimann, S. (2015) Climatic Changes Since 1700. Springer.

Ciais, P. et al. (2013) Carbon and Other Biogeochemical Cycles. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T. F. et al. (Hrsg.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, S. 465–570.

Humboldt, A. v. (1845–58) Kosmos (4 Bde). Cotta, Stuttgart.

Joos, F. et al. (2013) Carbon dioxide and climate impulse response functions for the computation of greenhouse gas metrics: a multi-model analysis. Atmos Chem Phys, 13, 2793–2825.

Le Quéré, C. et al. (2016) Global Carbon Budget 2016. Earth Syst. Sci. Data, 8, 605–649.

Myhre, G. et al. (2013) Anthropogenic and Natural Radiative Forcing. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T. F. et al. (Hrsg.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, S. 659–740.

Weiterführende Literatur

Fohrer, N., H. Bormann, K. Miegel, M. Casper, A. Bronstert, A. Schumann, M. Weiler (2016) Hydrologie. Haupt, UTB basics.

Grotzinger, J., T. Jordan (2017) Press/Siever Allgemeine Geologie. 7. Aufl. Springer.

Pfiffner, A., M. Engi, F. Schlunegger, K. Mezger, L. Diamond (2012) Erdwissenschaften. Haupt, UTB Bascis.

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Die Atmosphäre

Inhalt

2.1 Zusammensetzung

2.2 Aufbau

2.3 Ozon, Aerosole und chemische Vorgänge

2.4 Kondensation und Wolkenbildung

2.5 Die Clausius-Clapeyron-Beziehung

In diesem Kapitel stehen die Zusammensetzung sowie der Aufbau der Atmosphäre im Vordergrund. Die trockene Atmosphäre besteht aus 78 % Stickstoff, 21 % Sauerstoff, einem knappen Prozent Argon sowie Spurengasen, welche durch natürliche Prozesse (aus Pflanzen, Böden oder Feuer) oder durch den Menschen ausgestoßen werden. Besonders wichtig sind dabei langlebige Treibhausgase und Ozon. Außerdem enthält die Atmosphäre eine variable Menge an Wasserdampf sowie Aerosole, d.h. flüssige oder feste Schwebeteilchen. Sie wirken sich auf den Strahlungshaushalt, die Wolkenbildung und auf chemische Vorgänge aus.

Die Atmosphäre ist gemessen am Erdumfang extrem dünn. Die unterste Schicht, die Troposphäre, in welcher sich die gesamten Wettervorgänge der Atmosphäre abspielen, erstreckt sich über die untersten 8 bis 16 km. Hier findet vertikaler Austausch (in Form von Konvektion) statt, und die Temperatur nimmt mit der Höhe rasch ab. Darüber liegt die trockene Stratosphäre, in welcher sich die Ozonschicht befindet. In ihr nimmt die Temperatur infolge der Strahlungsabsorption durch Sauerstoff und Ozon nach oben zu. Vertikale Bewegungen sind weitgehend unterbunden.

Atmosphärenchemische Vorgänge sind für das Klimasystem wichtig. Die Bildung und Zerstörung von Ozon (dreiatomigem Sauerstoff) aus zweiatomigem Sauerstoff wirkt als Filter gegen energiereiche Ultraviolettstrahlung. In der Troposphäre fördert Ozon die Selbstreinigungskapazität der Atmosphäre, indem es den Abbau vieler Spurengase einleitet. Ozon ist auch für Strahlungsvorgänge zentral. Aerosole spielen bei der Wolkenbildung eine wichtige Rolle, indem sie durch ihre Löslichkeit die für Tröpfchenbildung nötige Übersättigung heruntersetzen.

Wolkentröpfchen entstehen bevorzugt, wenn genügend Aerosole vorhanden sind. Die Niederschlagsbildung erfolgt dann oft über die Eisphase. Regentropfen sind also in der Regel geschmolzene Schneeflocken. Die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks für Wasserdampf von der Temperatur (Clausius-Clapeyron-Gleichung) ist eine zentrale Beziehung für das Klimasystem. Temperaturänderungen, Wasserkreislauf, Energietransport und damit die atmosphärische Zirkulation hängen über die Clausius-Clapeyron-Beziehung miteinander zusammen.

2.1 | Zusammensetzung

Die Atmosphäre wird durch Schwerkraft auf der Erde gehalten

Warum hat die Erde eine Atmosphäre? Die Schwerkraft der Erde ist stark genug, um die meisten Gase vom Entweichen in den Weltraum (durch die Eigenbewegung der Moleküle) abzuhalten. Planeten mit geringerer Schwerkraft haben keine oder nur viel dünnere Atmosphären (vgl. → Tab. 1-1). Zwar ist in der oberen Atmosphäre die kinetische Energie und die freie Weglänge für Wasserstoff (H2) und Helium (He) genügend groß, sodass diese Moleküle das Schwerefeld der Erde überwinden und in den Weltraum entweichen können. Mengenmäßig ist dies allerdings nicht relevant.

Atmosphärischer Sauerstoff wurde durch Lebewesen produziert

Die Zusammensetzung der Erdatmosphäre war nicht immer so, wie sie sich uns heute präsentiert, und ihre Zusammensetzung ändert sich weiter. Die Ur-Atmosphäre bestand aus Wasserstoff, Helium, Methan und Ammoniak. Diese leichten Gase gingen aber in der Folge fast vollständig an den Weltraum verloren. Es bildete sich eine Atmosphäre aus Wasserdampf, CO2 und H2S. Die Atmosphäre war lebensfeindlich, sodass Leben nur im Wasser entstehen konnte. Erst allmählich reicherte sich Sauerstoff an. → Abb. 2-1 zeigt die Entwicklung des Sauerstoffs und des Ozons in der Erdatmosphäre. Frühe Lebensformen wie das Cyanobakterium gaben Sauerstoff (O2) an die Umwelt ab. Dieser konnte sich allerdings zunächst nicht in der Atmosphäre anreichern: Die Atmosphäre und die Erdoberfläche waren stark reduzierend und damit eine Senke für Sauerstoff. Bevor sich also eine hohe Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre aufbauen konnte, mussten die gesamte Atmosphäre und die Erdoberfläche (beispielsweise eisenhaltige Gesteine) oxidiert werden.

Abb. 2-1 |Entwicklung der Sauerstoff- und Ozonkonzentration in der Erdgeschichte (nach Wayne 2000).

78 % Stickstoff, 21 % Sauerstoff, 1 % Argon und Wasserdampf

Spurengase machen <0.05 % der Atmosphäre aus, sind aber wichtig für das Klima

Erst danach konnte sich Sauerstoff in der Atmosphäre anreichern. Es bildete sich eine Ozonschicht, wodurch die Erdoberfläche für Leben bewohnbar wurde. Der atmosphärische Stickstoff (N2) stammt aus der festen Erde und gelangt durch Vulkanausbrüche oder andere geologische Vorgänge in die Atmosphäre. Stickstoff ist praktisch inert, d.h., reagiert in der Atmosphäre kaum (außer bei Blitzen oder bei Beschuss durch kosmische Strahlung), und konnte sich deswegen anreichern. Heute machen Stickstoff 78 % und Sauerstoff 21 % des atmosphärischen Volumens aus. Argon, ein ebenfalls inertes Edelgas, kommt mit knapp 1 % an dritter Stelle. An vierter Stelle kommt global gesehen der Wasserdampf, der allerdings räumlich und zeitlich hoch variabel ist. Abgesehen von Wasserdampf und den Spurengasen verändert sich die Zusammensetzung der Atmosphäre in klimatischen Zeitskalen nicht. Die Konzentrationen von N2 und O2 sind auch bis in große Höhen unverändert. Die weiteren Bestandteile der Atmosphäre machen zusammen weniger als 0.05 % aus, haben aber auf das Klima einen bedeutenden Einfluss. Einige dieser Gase (CO2, CH4) haben wir bereits kennengelernt. Je nach chemischer Lebensdauer sind diese Spurengase global gut gemischt oder geprägt von großen regionalen oder lokalen Unterschieden und vor allem auch von Unterschieden in der Höhenverteilung (vgl. → Kap. 2.2). → Abb. 2-2 zeigt die wichtigsten Spurengasmoleküle der Atmosphäre: die Treibhausgase Kohlendioxid (CO2), Lachgas (N2O) und Methan (CH4) sowie Ozon (O3) und Wasserdampf (H2O).

Abb. 2-2 |Struktur einiger wichtiger mehratomiger Moleküle in der Atmosphäre.

Tab. 2-1 |Die Zusammensetzung der trockenen reinen Atmosphäre (NOAA, Bliefert 2002). Ebenfalls angegeben ist der variable Wasserdampfgehalt, ppm = parts per million = 0.0001 % (zu Konzentrationsmassen vgl. → Box 2.2).

2.2 | Aufbau

Die Atmosphäre ist eine dünne Schicht

Nach der Zusammensetzung der Atmosphäre wollen wir in diesem Kapitel den Aufbau der Atmosphäre betrachten, also die Stockwerke der Atmosphäre, die sich bezüglich Temperatur und Druck (und damit Dichte), aber auch hinsichtlich der Spurengaskonzentration (vgl. oben) unterscheiden. Als Folge davon unterscheiden sich auch Strahlungsvorgänge sowie Transport- und Mischungsprozesse in den einzelnen Stockwerken deutlich voneinander. → Abb. 2-3 zeigt die Dicke der atmosphärischen Schichten maßstabgetreu im Verhältnis zur Erdkugel. Die Atmosphäre ist eine sehr dünne Schicht. Es ist leicht ersichtlich, dass Bewegungen vor allem horizontal sind, obschon Vertikalbewegungen eine besonders wichtige Rolle spielen. Aber auch die Sicht aus dem Weltraum (→ Abb. 2-4) zeigt die Atmosphäre als dünne Hülle.

Abb. 2-3 |Die Erde und ihre Atmosphäre, maßstabgetreu dargestellt. Die Vergrößerung zeigt das Vertikalprofil der Temperatur sowie schematisch der Konzentrationen von Wasserdampf und Ozon. Links ist eine Höhenskala, rechts eine Druckskala angegeben.

Die Troposphäre ist die «Wetterschicht» und enthält fast den gesamten Wasserdampf

Temperatur nimmt mit der Höhe rasch ab

Das zentrale Studienobjekt der Meteorologie und Klimatologie ist die Troposphäre. Sie umfasst die untersten 8 km (in den hohen Breiten) bis 16 km der Atmosphäre (in den Tropen). In ihr spielen sich die meisten wetterbildenden Prozesse ab. Der Name leitet sich aus dem griechischen Wort «tropos» ab, welches «Wendung» oder «Bewegung» bedeutet. Die Troposphäre ist also die bewegte Schicht. Sie umfasst 85–90 % der Masse der Atmosphäre und beinhaltet fast den gesamten Wasserdampf. In der Troposphäre findet vor allem durch Konvektion intensiver vertikaler Austausch statt. Die Temperatur nimmt mit der Höhe rasch ab, an einem Sommertag in Mitteleuropa von ca. 25 °C auf ca. –65 °C (vgl. → Kap. 4). Dieses Buch wird sich in der Folge fast ausschließlich mit der Troposphäre befassen.

Die Troposphäre wird in sich noch weiter unterteilt (vgl. auch → Abb. 1-6). Die untersten 1–1.5 km bilden die planetare Grenzschicht (→ Abb. 2-6), welche durch den Erdboden thermisch und mechanisch beeinflusst wird und in welcher die meisten Stoffflüsse in die Atmosphäre stattfinden (vgl. → Kap. 8.3). Darüber liegt die freie Troposphäre, welche von der Erdoberfläche nicht mehr direkt beeinflusst wird und in welcher sich die meisten Wettervorgänge abspielen. Die Tropopausenregion, die kälteste Region der Atmosphäre, stellt den Übergang in die Stratosphäre dar. Die Tropopause unterbindet respektive reguliert den Austausch zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre.

Die Tropopause ist keine klare Grenze, sondern eine Übergangsschicht

Die Tropopause ist die Grenze zwischen der turbulenten Troposphäre und der von Strahlungsvorgängen bestimmten Stratosphäre. Sie wird in der Regel durch den plötzlichen Temperaturanstieg mit der Höhe definiert. Hier ändern sich auch andere Eigenschaften der Atmosphäre. So nimmt oberhalb der Tropopause der Wasserdampf stark ab und die Ozonkonzentration zu. Auch die Vorticity (vgl. → Kap. 5, auf Deutsch auch «Wirbelstärke» oder «Wirbelgröße» genannt; wir bleiben hier aber beim englischen Ausdruck) nimmt sprunghaft zu. Prozesse an der Tropopause spielen für meteorologische Vorgänge, aber vor allem auch für den Spurengashaushalt eine zentrale Rolle. Sie regulieren den Austausch mit der Stratosphäre, wo einige in der Troposphäre stabile Spurengase photolytisch abgebaut werden, andere dagegen aufgrund der Trockenheit und Kälte eine sehr lange Lebensdauer haben. Sich die Tropopause als klar definierte Fläche zu denken, wäre allerdings sehr vereinfachend. Die Tropopausenregion ist vielmehr eine Übergangsschicht.

Abb. 2-4 |Foto der Atmosphäre aus dem Weltraum. Die Atmosphäre wird als dünne Hülle sichtbar (Bild: NASA).

Durch UV-Absorption in der Ozonschicht nimmt die stratosphärische Temperatur mit der Höhe zu

In der Stratosphäre befindet sich die Ozonschicht, hier wird Ozon durch photochemische Prozesse gebildet, gleichzeitig wird dadurch UV-Strahlung absorbiert, sodass sie die Erdoberfläche nicht erreicht. Auf die chemischen Mechanismen sowie auf die Rolle des Ozons im Strahlungshaushalt wird in diesem sowie im nächsten Kapitel eingegangen.

Wegen der Strahlungsabsorption durch Sauerstoff und Ozon wird die Stratosphäre erwärmt. Die Temperatur nimmt deshalb in der Stratosphäre mit der Höhe zu. Wie wir in → Kap. 4 sehen werden, unterbindet eine solche Temperaturschichtung vertikale Austauschprozesse fast vollständig. Daher rührt auch der Name der Stratosphäre (aus dem Lateinischen: straetum = Decke). Auch für meteorologische Vorgänge hat die Stratosphäre eine gewisse Bedeutung, insbesondere für Wettersysteme in den Mittelbreiten.

Oberhalb der Stratosphäre befindet sich die Mesosphäre, darüber die Thermosphäre, welche den Übergang in den Weltraum darstellt. In diesen beiden Sphären befinden sich Schichten mit ionisierter Luft, Ionosphäre genannt. Diese Schichten ermöglichen die Radioverbindung zwischen weit voneinander entfernt liegenden Stationen, und sie sind der Ursprung der spektakulären Nordlichter. Die Mesosphäre und Thermosphäre sind allerdings für das Klima am Erdboden praktisch nicht von Bedeutung und werden hier nicht weiter behandelt.

Die Höhe der Tropopause ist räumlich und zeitlich variabel. Über den Mittelbreiten ist die Tropopause im Sommer höher als im Winter, und sie ist während Hochdrucklagen höher als bei Tiefdrucklagen. Ein Querschnitt der atmosphärischen Temperatur (→ Abb. 2-5) zeigt, dass die Höhe der Tropopause auch räumlich stark variiert. Über den Tropen liegt die Tropopause oft auf 16 km Höhe, während sie über den polaren Regionen eher um 8–9 km Höhe liegt. In Bodennähe nimmt die Temperatur von den äquatorialen Regionen zu den Polen um 40–50 °C ab. Auf einer Höhe von ca. 15 km ist es allerdings über den Tropen kühler als über den Polen, der Gradient dreht sich also um. Die niedrigsten Temperaturen in der Erdatmosphäre werden vermutlich in der tropischen Tropopausenregion erreicht, wo –90 °C vorkommen (vgl. → Box 2.1).

Abb. 2-5 |Links Temperaturquerschnitt durch die Atmosphäre als Funktion der geographischen Breite (Daten: NCEP/NCAR). Die gestrichelte Linie zeigt die Tropopause. Rechts: Historische Temperaturprofile von Assmann und Berson in Berlin und Ostafrika (Brönnimann und Stickler 2013).

Box 2.1

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.

Lösungseffekt: Wasseranlagerung an Aerosole und deren Löslichkeit senken den Sättigungsdampfdruck

Wie können jetzt Wolken entstehen? In der Anfangsphase eines Wolkentropfens ist dieser sehr klein, der benötigte Dampfdruck deshalb sehr hoch (→ Abb. 2-11). Um in dieser Situation überhaupt Wolkentröpfchen zu bilden, wären massive Übersättigungen im Vergleich zur Sättigung über einer ebenen Fläche nötig. Es könnte sich kaum Niederschlag bilden. Aerosole dienen in dieser Situation als Kondensationskerne: Wassermoleküle können sich an diese anlagern. Dies geschieht bereits, bevor Sättigung erreicht ist. Dadurch wachsen die Aerosole, und es entstehen allmählich Tröpfchen und damit chemische Lösungen. Dieser Effekt wird Lösungseffekt genannt. Auch diese Tröpfchen benötigen zum Wachstum noch eine Übersättigung relativ zu einer ebenen Wasserfläche. Je nach Aerosolzusammensetzung und Löslichkeit ist die benötigte Übersättigung aber weit geringer als über reinen Wassertröpfchen, denn die Wassermoleküle sind in den Lösungstropfen stärker gebunden. Diese Kombination von Lösungseffekt und Kelvin-Effekt wird Köhler-Effekt genannt. → Abb. 2-11 zeigt diese entsprechenden Kurven für Ammoniumsulfat (NH4)2SO4. Auf diese Weise können in der Atmosphäre Tröpfchen entstehen.

Abb. 2-11 |Abhängigkeit der zur Kondensation von Wasser bei 293 K benötigten Übersättigung als Funktion des Tröpfchenradius. Gezeigt sind Kurven für reines Wasser sowie für Ammoniumsulfataerosole verschiedenen Durchmessers (nach Andreae und Rosenfeld 2008).

Damit können wir die Bildung von Wolkentröpfchen erklären: In einem aufsteigenden Luftpaket sinkt die Temperatur (und damit der Sättigungsdampfdruck), und die Luft nähert sich der Sättigung. Gewisse Aerosole in der Atmosphäre erlauben eine Anlagerung von Wasser, sodass kleine Lösungströpfchen entstehen, deren Sättigungsdampfdruck kleiner ist als derjenige über reinem Wasser. Wenn eine bestimmte, von der Größe und Art der Aerosole abhängige Übersättigung (0.1–0.4 %) erreicht ist, können die Tröpfchen wachsen, solange das Luftpaket weiter aufsteigt, da der Sättigungsdampfdruck weiter abnimmt. Durch Koagulation und Zusammenfließen wachsen die Tröpfchen weiter, allerdings nicht beliebig, denn große Tropfen ab einigen Millimetern sind hydrodynamisch instabil und zerfallen wieder. Nur Niederschlagsereignisse mit kleinen Tröpfchen wie Regen aus tiefen Schichtwolken im Sommer oder Nieselregen können so erklärt werden, zumal die Tröpfchen außerdem unterhalb der Wolke zu verdunsten beginnen. Für größere Regenereignisse wie Gewitterregen ist noch ein weiterer Vorgang entscheidend: der Übergang in die Eisphase.

Im oberen Teil einer Wolke liegen die Temperaturen oft weit unter dem Gefrierpunkt. Reine Wassertropfen brauchen allerdings sehr hohe Unterkühlung, um zu gefrieren (homogenes Gefrieren). Auch hier spielen Aerosole eine Rolle. Als Eiskeime können sie heterogenes Gefrieren auslösen. Wenn ein unterkühltes Wolkentröpfchen mit einem solchen Kern kollidiert (oder bereits einen solchen enthält), kann es bereits bei wenigen Minusgraden gefrieren. Wasser kann sich auch direkt an Aerosole anlagern. Eiskeime sind allerdings selten, sodass oft sehr hohe Übersättigungen beziehungsweise Unterkühlungen erreicht werden. Nicht alle Kondensationskerne sind auch gute Eiskeime. Typische Eiskeime sind Tonmineralien, aber auch biologische Aerosole wie Pollen und Sporen.

Für das weitere Wachstum ist nun entscheidend, dass der Sättigungsdampfdruck über Eis geringer ist als über Wasser (vgl. → Abb. 2-12).

Bergeron-Findeisen-Prozess: Eiskristalle wachsen auf Kosten der Wassertröpfchen

Wasserdampf lagert sich deshalb bevorzugt an Eis an. Wenn ein Luftpaket sowohl Eiskristalle als auch Wassertröpfchen enthält, kann sich die Feuchtigkeit in einem Bereich einpendeln, in welchem die Luft bezüglich des flüssigen Wassers untersättigt ist, also Wasser verdunstet wird, während sie gleichzeitig in Bezug auf Eis übersättigt ist, also dort Eis angelagert wird. Als Resultat wachsen die Eiskristalle auf Kosten der Wassertropfen. Diese Tatsache ist uns aus dem Alltag bekannt: Ein schlecht abgetauter Kühlschrank mit einem stark vereisten Kühlaggregat wird dem im Kühlschrank gelagerten Salat Wasser entziehen, der Salat trocknet aus, während das Eis am Kühlaggregat schnell zunimmt. Nach seinen Entdeckern wird der Vorgang Bergeron-Findeisen-Prozess oder auch Wegener-Bergeron-Findeisen-Prozess genannt (zu Wegener vgl. → Box 10.2).

Durch Anlagerung und Gefrieren kleinster Wassertröpfchen an vorhandene Eiskristalle entstehen Schneeflocken. Diese können zu umfangreicheren Größen heranwachsen als Wassertropfen. Fallen sie aus der Wolke, dann schmelzen sie beim Durchgang durch die wärmeren Luftschichten. Die Tropfen können weitere Tropfen anlagern oder wieder in kleinere Tröpfchen zerfallen. Die Tropfen, welche die Erdoberfläche erreichen, sind bei diesen Niederschlagsformen aber größer als bei Niederschlag aus reinen Wassertröpfchen. Typische Gewitterregen laufen auf diese Weise ab.

Abb. 2-12 |Sättigungsdampfdruck über Eis und über Wasser.

Abb. 2-13 |Schematische Darstellung der Prozesse bei der Wolken- und Niederschlagsbildung.

Wolkenteilchen können auch mehrmals durch einen solchen Zyklus laufen, weil sie immer wieder von Aufwinden nach oben getragen werden. So können große Hagelkörner heranwachsen.

Der gesamte Prozess der Wolken- und Niederschlagsbildung mit Eisphase ist in → Abb. 2-13 zusammengefasst. Sie zeigt links ein aufsteigendes Luftpaket, in welchem Wolkenkondensationskerne aktiviert werden (d.h., Wasser angelagert wird), dann Tröpfchen gebildet werden, welche durch Kollision und Zusammenfließen weiter wachsen. Im kalten Teil der Wolke ermöglichen Eiskeime das Gefrieren. Dann kommt der Bergeron-Findeisen-Prozess zum Tragen. Das direkte Gefrieren von Wassertropfen kann nur bei sehr tiefen Temperaturen, also in großer Höhe erfolgen. Die Schneeflocken wachsen in der Wolke durch Anlagern von Wasserdampf und unterkühlten Wassertröpfchen. Beim Fallen durch den warmen Teil der Wolke schmelzen die Schneeflocken. Unterhalb der Wolke schließlich kommt es zur Verdunstung, wenn die Luftfeuchtigkeit entsprechend gering ist.

2.5 | Die Clausius-Clapeyron-Beziehung

Die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks von der Temperatur haben wir für die Wolkenbildung eingangs angesprochen. Nur deshalb führt Aufsteigen zum Kondensieren. Die Bedeutung dieser Abhängigkeit, der sogenannten Clausius-Clapeyron-Beziehung, geht aber weit über die Wolkenbildung hinaus. Sie ist eine der fundamentalen physikalischen Grundlagen des Klimasystems, denn diese Beziehung verknüpft die Frage der Energie mit derjenigen der Massenflüsse (Wasserdampf) und schließlich mit der atmosphärischen Zirkulation.

Clausius-Clapeyron: Pro °C Erwärmung nimmt die Feuchte um 7 % zu

In einfachster Form ausgedrückt besagt die Clausius-Clapeyron-Beziehung, dass der Sättigungsdampfdruck pro 1 K Temperaturzunahme um ca. 7 % ansteigt (→ Abb. 2-14). Das bedeutet, dass warme Luft mehr Wasserdampf enthalten kann als kalte Luft (oft wird gesagt, warme Luft kann mehr Wasserdampf «aufnehmen», allerdings ist es nicht die Luft, die Wasserdampf «aufnimmt»; dasselbe würde der Fall sein, wenn es in der Atmosphäre nur Wasserdampf gäbe).

Etwas genauer sagt die Gleichung, dass eine Änderung des Sättigungsdampfdrucks es abhängig ist von der spezifischen Verdampfungsenthalpie (Lv für Wasser bei 20 °C: 2453 kJ kg–1, vgl. → Tab. 4-1) und der Temperatur T (RW ist die spezifische Gaskonstante für Wasser, 461.4 J kg–1 K–1; in → Kap. 4 gehen wir näher auf die Gaskonstante ein):

Für Temperaturen zwischen 0 und 20 °C ergibt sich daraus eine Zunahme von es um 6–7 % K–1. Diese Beziehung hat weitreichende Folgen für die Art und Weise, wie die Atmosphäre Energie transportieren kann. Wenn die Verdunstung nicht limitierend ist und die relative Feuchte konstant bleibt, dann wird um 1 K erwärmte Luft um 7 % feuchter. Entsprechend wird sie auch sehr viel energiereicher. Damit werden die Energieströme bei gleichbleibender Zirkulation viel größer. Dies wiederum hat Folgen für die atmosphärische Zirkulation und deren Aufgabe, Energieunterschiede auszugleichen.

Abb. 2-14 |Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks für Wasserdampf von der Temperatur: die Clausius-Clapeyron-Beziehung.

Wenn mehr Wasserdampf transportiert wird und kondensiert, wird auch mehr Energie freigesetzt. Diese muss letztlich abgestrahlt werden. Die Abstrahlung nimmt gemäß dem Stefan-Boltzmann-Gesetz (vgl. → Kap. 3) mit der Temperatur nur um ca. 1.4 % K–1 zu. Dazu kommen zwar komplizierte Rückkopplungseffekte, doch letztlich kann die Strahlungszunahme nicht mit der Clausius-Clapeyron-Zunahme mithalten. Die frei werdende Energie erwärmt die obere Troposphäre stärker als die bodennahen Schichten und führt somit – im zeitlichen Mittel – zu einer Stabilisierung der Atmosphäre (vgl. → Kap. 4). Das betrifft auch die Zirkulation und den Energietransport durch die Atmospäre, zumindest unter Annahme konstanter relativer Feuchte und konstanten Energietransports durch Atmosphäre und Ozean. Diese Annahmen treffen in der realen Welt zwar nicht zu. Global gemittelt nimmt die relative Feuchte ab, und die Ozeane spielen ebenfalls eine wichtige Rolle. Das Beispiel zeigt aber, wie eng globale Temperaturzunahme, Wasserkreislauf, Energieflüsse und atmosphärische Zirkulation miteinander verknüpft sind. Ursache dafür ist vor allem die Clausius-Clapeyron-Beziehung. Wir werden in den folgenden Kapiteln darauf zurückkommen. Im nächsten Kapitel werden wir dazu die Grundlagen der Energiebilanz der Erde erarbeiten.

Verwendete Literatur

Andreae, M. O., D. Rosenfeld (2008) Aerosol–cloud–precipitation interactions. Part 1. The nature and sources of cloud-active aerosols. Earth-Science Reviews, 89, 13–41.

Bliefert, C. (2002) Umweltchemie. 3. Aufl. Wiley, Weinheim.

Brönnimann, S. (2013) Ozon in der Atmosphäre. Haupt und Geographica Bernensia, Bern.

Brönnimann, S. (2015) Climatic Changes Since 1700. Springer.

Brönnimann, S., A. Stickler (2013) Aerological observations in the Tropics in the Early Twentieth Century. Meteorol. Z., 3, 349–358.

Wayne, R. P. (2000) Chemistry of Atmospheres. 3. Aufl. Oxford University Press, Oxford.

Weiterführende Literatur

Lohmann, U., F. Lüönd, F. Mahrt (2016) An Introduction to Clouds: From the microscale to climate. Cambridge University Press.

Seinfeld, J. H., S. N. Pandis (2006) Atmospheric Chemistry and Physics: From Air Pollution to Climate Change. 2. Aufl. Wiley, New York.

Wallace, J. M., P. V. Hobbs (2006) Atmospheric Science. An Introductory Survey, 2. Aufl. Academic Press.

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