Factsheet Das Klima Abc

Klimawandel: die Grundlagen
Das Klima-Abc
Treibhauseffekt
Immer wieder taucht in der Diskussion um den Klimawandel der Begriff «Treibhauseffekt» auf. Die
Wortschöpfung ist nicht etwa neu, sondern stammt aus dem 19. Jahrhundert. Verschiedene
Wissenschafter behaupteten damals, die Atmosphäre könne genau wie ein Gartentreibhaus Energie
zurückhalten, die von aussen einstrahle. Genau besehen, ist der Vergleich mit dem Treibhaus nicht
sehr zutreffend, aber die Bezeichnung blieb hängen. Um 1860 lieferte der englische Wissenschafter
John Tyndall eine exaktere Erklärung des Phänomens. Er erklärte, gewisse Gase, darunter
Wasserdampf und Kohlendioxid (CO2), absorbierten nicht das sichtbare Licht, sondern längerwellige
Strahlen, also Wärme- oder so genannte Infrarotstrahlung. Und er stellte die Behauptung auf, dass
diese Gase die Erde isolierten.
Heute wissen wir genau, wie der Treibhauseffekt funktioniert: Sichtbares Sonnenlicht trifft auf die
Erdatmosphäre, wo es teilweise reflektiert wird – zum Beispiel von Wolken oder Flugzeugen. Der
grösste Anteil des Sonnenlichts aber durchquert die Atmosphäre ungehindert und wird von der
Erdoberfläche absorbiert, die sich dadurch aufheizt. Die Erde strahlt Wärme von der Oberfläche zurück
in die Atmosphäre, wo sie entweder zurück ins All gelangt oder erneut reflektiert wird. Die von der Erde
austretende Strahlung verfügt über eine andere Wellenlänge als das eintretende Sonnenlicht und kann
von Wasserdampf, Kohlendioxid, Methan und anderen in der Atmosphäre vorkommenden
Treibhausgasen absorbiert werden. Durch die Absorption dieser langwelligen Strahlung werden die
Wasserdampf-, Methan- oder CO2-Moleküle aufgeheizt und strahlen nun ihrerseits Wärme ab. Ein Teil
dieser Strahlung verliert sich im All, ein anderer aber gelangt zurück auf die Erdoberfläche und heizt sie
weiter auf.
Abb. 1
Abbildung 1 zeigt, welcher Teil der solaren Einstrahlung absorbiert und welcher zurück ins All reflektiert
wird. Dieser Prozess läuft ohne das Dazutun des Menschen ab und trägt entscheidend dazu bei, dass
auf der Erde überhaupt Leben möglich ist: Der Treibhauseffekt hilft mit, die Erde so warm zu halten,
dass flüssiges Wasser existieren kann. Ohne Treibhausgase betrüge die Temperatur auf der
Erdoberfläche unwirtliche –17 ºC, rund 33 ºC weniger als mit der isolierenden Hülle.
Was aber geschieht, wenn die Konzentration der isolierenden Gase zunimmt? Der soeben
beschriebene Prozess, so könnte man vermuten, wird verstärkt. Genau diese Vermutung untermauerte
1896 der schwedische Chemie-Nobelpreisträger Svante Arrhenius. Ihm war bekannt, wie CO2 die
Wärmestrahlung der Erdoberfläche absorbiert, und er versuchte nun zu ermitteln, was bei einer
Verdoppelung des CO2-Gehalts der Atmosphäre geschehen würde. Arrhenius schätzte, dass eine
Verdoppelung des CO2 zu einer Zunahme der durchschnittlichen globalen Oberflächentemperatur um
2 ºC führen würde. Ein Wert, der im Bereich der aktuellen Vorhersagen liegt.
Rückkoppelung
Rückkoppelungen sind Mechanismen, bei denen der Output eines Prozesses dessen Input beeinflusst.
Rückkoppelungsprozesse können sich ausgleichend oder hemmend auswirken (negative
Rückkoppelung), oder sie können eine Veränderung verstärken (positive Rückkoppelung). Ein Beispiel
für eine negative Rückkoppelung ist das Aufrechterhalten der menschlichen Körpertemperatur: Ist uns
zu heiss, löst der Körper verschiedene Mechanismen wie etwa das Schwitzen aus, um sich Kühlung zu
verschaffen. Ein Beispiel positiver Rückkoppelung lässt sich an Rockkonzerten beobachten: Ist ein
Mikrophon zu nahe an einem Lautsprecher platziert, gelangt der verstärkte Ton aus den Boxen ins
Mikrophon und wird wieder und wieder verstärkt, bis schliesslich nur noch ein Jaulen zu hören ist.
Für das Klimasystem sind verschiedene Rückkoppelungen von Bedeutung. Zum Beispiel die
Auswirkungen von schmelzendem Polar- und Gletschereis: Erwärmt sich die Atmosphäre, so der erste
Teil des Mechanismus, schmilzt Eis. Da Eis und Schnee einen grossen Teil der einfallenden
Sonnenstrahlung reflektieren, wirkt sich die abnehmende Eisbedeckung auf die Strahlungsbilanz der
Erde aus. Wird weniger Strahlung reflektiert, wärmt sich die Atmosphäre weiter auf – eine positive
Rückkoppelung. Andererseits wachsen gewisse Pflanzen schneller, wenn die CO2-Konzentration in der
Atmosphäre zunimmt. Sie absorbieren durch das beschleunigte Wachstum mehr CO2 und reduzieren
so das CO2 in der Atmosphäre – eine negative Rückkoppelung.
Gerade der Umstand, dass das Klimasystem von Rückkoppelungsmechanismen beeinflusst wird,
macht es so komplex. Wollen wir die Veränderungen des Klimas simulieren, müssen wir das System
daher so vollständig wie möglich wiedergeben. Und dazu müssen wir verstehen, wie und wo
Rückkoppelungen wirken und wie gross sie sind.
Globales Energiebudget
Von zentraler Bedeutung für das Verständnis des Klimasystems ist das globale Energiebudget. Wie
bei jedem ausgeglichenen Budget müssen sich Ein- und Ausgänge entsprechen. Im Fall der Planeten,
die um die Sonne kreisen, bedeutet dies, dass die Energie der einfallenden Solarstrahlung der
ausgehenden Strahlung entsprechen muss, da sich der Planet sonst abkühlt oder aufwärmt, bis ein
neues Gleichgewicht entsteht.
Wenn wir uns Sonnenstrahlen vorstellen, die am Äquator auf die Erde auftreffen, so fallen sie in einem
praktisch rechten Winkel zur Erdoberfläche ein. Die beschienene Fläche entspricht also der Breite des
Strahlenbündels. Näher bei den Polen bedeckt ein Strahlenbündel derselben Breite eine viel grössere
Fläche, weil es in einem anderen Winkel zur Erdoberfläche auftritt. Dies bedeutet, dass die
Erdoberfläche in den Tropen mehr Energie pro Einheit erhält als an den Polen. Auch das Verhältnis der
einfallenden Sonnenenergie (kurzwellig) und der austretenden Erdabstrahlung (langwellig) ist je nach
Standort verschieden und hängt von der geographischen Breite ab.
Abb. 2
Die Tropen sind Energieabsorbierer, sie nehmen mehr Solarenergie auf, als sie durch Abstrahlung
abgeben. Die Pole hingegen sind Energieemittenten. Dies müsste theoretisch zur Folge haben, dass
die Tropen immer stärker aufgeheizt werden und sich die Pole immer weiter abkühlen. Dies ist aber
nicht der Fall, denn die Erde pumpt kontinuierlich Wärme von den Tropen zu den Polen – sie ist eine
Art Wärmepumpe.
Abbildung 2 zeigt, wie die Sonneneinstrahlung nicht nur vom geographischem Standort, sondern auch
von der Jahreszeit abhängt. Das Bild gibt die durchschnittliche tägliche Einstrahlung in kWh/m2 im
Januar wieder. Am Nordpol ist sie zu diesem Zeitpunkt minimal (Polarnacht), am Südpol maximal
(Mitternachtssonne). Zu beachten ist, dass am Südpol zwar mehr Sonnenenergie einfällt als in den
Tropen, die Temperaturen jedoch konstant tief bleiben. Grund dafür ist die grosse Reflexion der
Einstrahlung durch Eis und Schnee.
Globale Zirkulation
Die Erde funktioniert als eine Art Wärmepumpe. Zentraler Mechanismus dieser Pumpe sind Ozeanund Atmosphärenzirkulation, die je etwa die Hälfte zum Energietransport vom Äquator zu den Polen
beitragen. Der grundlegende Mechanismus der globalen atmosphärischen Zirkulation ist einfach zu
verstehen: Über den Tropen steigt warme Luft auf, die so genannte Konvektion. Dabei wird der
Luftdruck am Boden verringert und steigt in der Höhe an. Dies zwingt die Luftmassen dazu, sich in
grossen Höhen polwärts auszubreiten, in tieferen Schichten werden sie angesaugt. Sobald die warme
Luft auf ihrem Weg zu den Polen in Zonen mit weniger eintreffender Solarstrahlung vorstösst, kühlt sie
ab und sinkt, womit sich der Kreislauf schliesst. Dieses simple Muster wäre allerdings nur dann
zutreffend, stände unser Planet still. Die Erdrotation aber macht die Dinge komplizierter. Die so
genannte Corioliskraft, die dadurch entsteht, dass die Rotationsgeschwindigkeit am Äquator am
grössten und an den Polen null ist, wirkt sich auch auf die Zirkulation der Luftmassen aus. Wegen der
Corioliskraft wehen die polwärts ziehenden Winde auf der oberen Zirkulationsebene von West nach
Ost, während die Winde, die an der Erdoberfläche Richtung Äquator wehen, von Ost nach West
ziehen.
Auf die Atmosphäre bezogen, bedeutet dies, dass die polwärts ziehenden Winde eine immer grössere
westliche Geschwindigkeit erhalten. Ihren Höhepunkt erreicht die Geschwindigkeit in den so genannten
subtropischen Jetstreams, wo die Geschwindigkeiten in der oberen Troposphäre typischerweise
40 m/s betragen. Bei grossem Geschwindigkeitsgefälle wird die Luft instabil und es entstehen Wellen.
Die Wellen im westlichen Jetstream zum Beispiel sind uns als Tiefdrucksysteme vertraut, die
regelmässig über Nordeuropa ziehen. Diese Systeme durchmischen die Luft, was den Transport von
kalter Luft gegen den Äquator und von warmer Luft gegen die Pole zur Folge hat.
Abb. 3
Die Zirkulation der Ozeane gehorcht einem komplizierteren Mechanismus als die der Atmosphäre. Er
nennt sich thermohaline Zirkulation und funktioniert vereinfacht so: Im Atlantik fliesst auf beiden
Hemisphären Oberflächenwasser nordwärts und Tiefenwasser vom Nordatlantik bis zur Antarktis. An
der Wasseroberfläche wird dieser Mechanismus von Winden in Gang gehalten, wichtigster Antrieb
jedoch ist der Dichteunterschied im Wasser. Die Dichte des Wassers ist abhängig von Salzgehalt und
Temperatur.
Wenn Wasser verdunstet oder gefriert, lässt es Salz zurück, was das zurückbleibende Wasser salziger
und deshalb dichter macht. Das nordatlantische Tiefenwasser zum Beispiel besteht aus Wasser der
Grönlandsee, das zugleich sehr kalt und sehr salzig ist. Deshalb sinkt es und fliesst Richtung Süden.
Die dreidimensionale Struktur des Ozeans ist sehr kompliziert und bis heute nicht vollständig bekannt.
Abbildung 3 zeigt eine vereinfachte Darstellung der Zirkulation in den Weltmeeren. Um den ganzen
Kreislauf zu durchlaufen benötigt ein Wassermolekül rund tausend Jahre. Da der Ozean über eine
grössere Wärmekapazität verfügt als die Atmosphäre, reagiert er langsamer auf Veränderungen in der
Strahlungsbilanz. Dies bedeutet, dass sich die Meerestemperaturen langsamer verändern als jene der
Atmosphäre, ganz gleich ob auf einer täglichen, saisonalen oder mehrjährigen Zeitskala.
Austausch zwischen Ozean und Atmosphäre
Ozeane und Atmosphäre interagieren auf viele verschiedene Arten. Sie tauschen zum Beispiel
Wärme, Salz, Wasser und Impuls aus. Wenn der Wind über das Meer bläst, wird er abgebremst,
wodurch Energie vom Wind auf die Oberflächenschichten des Ozeans übertragen wird. Ein Teil dieser
Energie treibt die Meeresströme an. Wasser verdampft, besonders bei Wind, besser in warmer als in
kalter Luft. Beim Verdampfen entzieht es dem Meer Energie. Wenn das Wasser später kondensiert
und Tropfen bildet, gibt es die Wärme in der Atmosphäre wieder frei. Dies ist einer der wichtigsten
Mechanismen, durch den Hurrikane ihre Energie erhalten.
Die Ströme, die sich von den Kontinenten ins Meer ergiessen, führen dem Ozean beständig Salz zu.
Es stammt aus Mineralien, das die Flüsse aus den Felsen, über die sie fliessen, herauslösen und auf
dem Meeresboden als Sedimente zurücklassen. Wenn Wasser verdunstet oder an der
Meeresoberfläche gefriert, steigt die Salzkonzentration. Regen jedoch führt zu einer Reduktion des
Salzgehalts durch Verdünnung des Oberflächenwassers. Zusätzlich kann sehr starker Wind
Meerwasser in die Luft blasen. Sobald das Wasser dieser Tröpfchen verdunstet ist, bleiben kleine
Salzkristalle in der Atmosphäre zurück, die wiederum zur Bildung von Wolken beitragen können.
Da der Ozean der grösseren Wärmekapazität des Wassers wegen gewöhnlich eine andere
Temperatur aufweist als die Luft direkt über der Oberfläche, tauschen Atmosphäre und Ozean
kontinuierlich Wärme aus. Zwischen Ozean und Atmosphäre existieren auch viele
Rückkoppelungsmechanismen. Zum Beispiel kann verdunstetes Wasser in der Atmosphäre
kondensieren und Wolken bilden. Diese reflektieren einfallende und austretende Strahlung – weshalb
bewölkte Nächte wärmer als wolkenlose sind – und bestimmen so die Temperatur der
Meeresoberfläche.
Die Verteilung von Landmassen und Meer verzerrt das einfache Bild der globalen Zirkulation – sie wird
von den Kontinenten, die die Weltmeere zerteilen, unterbrochen. Auch werden die Zirkulationsmuster
davon beeinflusst, dass sich Land schneller erwärmt und abkühlt als Wasser. Ein Umstand, der unter
anderem zum asiatischen Monsun beiträgt. In kleinerem Massstab entstehen durch denselben Effekt
die Meeresbrisen. Sie sind an den Küsten, wo der Wind tagsüber vom Meer weht und in der Nacht vom
Land, ein verbreitetes Phänomen.
Die Strömung der Atmosphäre wird von Bergmassiven abgelenkt. So beeinflusst zum Beispiel der
Himalaja das Verhalten des Monsuns. Niederschlagsmuster sind zu einem grossen Teil durch die
Kontraste zwischen Land und Meer bestimmt, aber auch die Unterschiede zwischen kontinentalen
Landmassen und Bergketten sowie zahlreiche weitere Faktoren spielen eine Rolle. Da auf der
südlichen Hemisphäre viel weniger Land existiert als auf der nördlichen, ist die atmosphärische
Zirkulation dort wesentlich einfacher. So verlaufen im Süden zum Beispiel die so genannten
Stormtracks gleichmässiger rund um die Erde.
Quelle: www.climateprediction.net (Ein gross angelegtes Klimamodellierungsprojekt, das unter
anderem von der Oxford University und vom Hadley Centre in England getragen wird.)