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àKlimasystem àTreibhausgas
Treibhausgase, wie Kohlendioxid, Methan, Ozon, Distickstoffoxid und Wasserdampf, sind natürliche Bestandteile des Klimasystems und haben es auch vor dem industriellen Zeitalter maßgeblich beeinflusst. Aus Eisbohrkernen in der Antarktis geht hervor, dass auch schon frühere Temperaturzunahmen mit einem Anstieg der CO2-Konzentration einhergingen und umgekehrt.[1] Unklar ist hier jedoch, ob z.B. bei einer Abkühlung diese die Abnahme der CO2-Konzentration hervorgerufen hat oder eine geringere CO2-Konzentration (unabhängig von Rückkopplungsprozessen, z.B. aufgrund der Evolution einer neuen Lebensform) zur Abkühlung führte. [1]
In unserem Zeitalter sind die Konzentrationen der oben genannten Treibhausgase durch (direkte und indirekte) anthropogene Emission deutlich erhöht. Die größere Menge an Treibhausgase sorgt durch Absorption (und Emission) der langwelligen Strahlung, die von der Erde ausgeht, für eine zusätzliche Erwärmung. Hinzu kommen noch die allein durch den Menschen entstandenen FCKWs (Fluorchlorkohlenwasserstoffe), die in einem Wellenlängenbereich die Strahlung absorbieren, der von natürlichen Stoffen nicht abgedeckt wird und somit zu einer weiteren Erwärmung führen.[2] Generell ist zu sagen, dass bei Treibhausgasen, die in kleinen Konzentrationen in der Atmosphäre vorhanden sind, die Absorption der Wärmestrahlung quasi linear zur Erhöhung der Konzentration erfolgt. Bei Treibhausgasen mit ohnehin schon höheren Konzentrationen (z.B. Methan, Distickstoffoxid oder CO2) nimmt die Absorption nur proportional zur Wurzel bzw. dem Logarithmus der Konzentrationserhöhung zu. [1]
Die veränderten Konzentrationen der Treibhausgase haben aber nicht nur auf die Temperatur einen Einfluss. Indirekt bleiben auch Konvektion, Wolkenbildung, Niederschlag und das Vorkommen von Extremwetterereignissen von der veränderten Zusammensetzung nicht unberührt.[1] [3] Hinzu kommt, dass die verschiedenen Treibhausgase teilweise untereinander reagieren: Bei der Oxidation von Methan oder Distickstoffoxid wird beispielsweise in der Troposphäre Ozon abgebaut.[1] Je nach Region können außerdem sog. Rückkopplungsmechanismen in Gang gesetzt werden.
Rückkopplungsmechanismen
Rückkopplungsmechanismen sind Prozesse, die ausgehend von der Änderung eines Faktors Änderungen anderer Faktoren anstoßen, die wiederum auf den ersten Faktor verstärkend (positive Rückkopplung) oder abschwächend (negative Rückkopplung) zurückwirken. Höhere Temperaturen der Atmosphäre erwärmen z.B. auch den Ozean, der dadurch weniger CO2 aus der Atmosphäre aufnehmen kann, wodurch sich diese weiter erwärmt (positive Rückkopplung). Höhere Temperaturen verstärken aber auch das Pflanzenwachstum, wodurch mehr CO2 aus der Atmosphäre für die Photosynthese verbraucht wird, was für die Atmosphäre einen Abkühlungseffekt bedeutet (negative Rückkopplung).
Auch eine erhöhte CO2-Konzentration in der Atmosphäre kann negative Rückkopplungsprozesse nach sich ziehen. Die mit der Konzentrationserhöhung einhergehende Temperaturerhöhung führt auf längeren (geologischen) Zeitskalen zu einer stärkeren chemischen Verwitterung und auf kürzeren ähnlich wie bei erhöhter Temperatur zu verstärktem Pflanzenwachstum und Photosynthese. Hierdurch kommt es zu einem größeren Abbau von CO2 in der Atmosphäre und somit zu einer Abschwächung der anfänglichen Erwärmung (siehe Schema). [4] [5]
Eine der wichtigsten Rückkopplungen bei der globalen Erwärmung betrifft den Wasserdampfgehalt der Atmosphäre. Die vom Menschen verursachten Emissionen von Treibhausgasen wie Kohlendioxid, Methan oder Distickstoffoxid erhöhen die Temperatur der Atmosphäre. Mit jedem Grad Erhöhung der Temperatur verstärkt sich aber auch der Wasserdampfgehalt, und zwar um 7 %. Denn der Temperaturanstieg führt zu höherem Sättigungsdampfdruck. Das bedeutet, dass die Atmosphäre mehr Wasserdampf aufnehmen kann. [6] Der höhere Wasserdampfgehalt wirkt zurück auf die Temperatur und verstärkt die Treibhauswirkung der anthropogenen Treibhausgase (siehe Schema). [7] [8] Dies ist ein positiver Rückkopplungsmechanismus, der sich immer weiter verstärkt.
Gleichzeitig wird bei Erwärmung flüssiges Wasser zum Verdunsten gebracht. Bei der Verdunstung wird Energie verbraucht, wodurch die Luft abkühlt. Hierbei handelt es sich also um eine negative Rückkopplung.
Die Wasserdampf-Rückkopplung ist regional jedoch sehr unterschiedlich. Während CO2 global gleichmäßig verteilt ist und in etwa gleicher Konzentration vorkommt, hängt der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre sehr stark von lokalen Bedingungen wie Temperatur und Wasservorkommen an der Erdoberfläche ab. [6] In Regionen mit hoher Wasserdampf-Konzentration wie z.B. in den Tropen hat eine global erhöhte CO2-Konzentration zwar ebenso Auswirkungen wie in Regionen mit trockenerer Luft, etwa den Subtropen, allerdings ist der Effekt deutlich geringer.[6] Das hat zwei Gründe.
Der eine hängt mit dem Wellenlängenbereich der Wärmestrahlung zusammen, auf denen Wasserdampf und Kohlendioxid absorbieren. [9]Wasserdampf absorbiert Wärmestrahlung mit Wellenlängen von etwa 5,5-7,5 µm und länger als 22 µm vollständig (siehe Abbildung). Für andere Wellenlängen gibt es dagegen sog. Fenster: Die von der Erde abgestrahlte Wärmestrahlung dieser Wellenlängen kann größtenteils ungehindert in den Weltraum gelangen. Für diese Wellenlängen ist Wasserdampf „transparent“. CO2 absorbiert die Strahlung für weitaus weniger Wellenlängen vollständig (siehe Abbildung), allerdings auch in einigen wenigen Bereichen, wo Wasserdampf nicht absorbiert. In Kombination mit Wasserdampf erhöht es allerdings die gesamte Absorption und verkleinert die Wasserdampf-Fenster. [9] Denn die Absorption von Wärmestrahlung steigt dann z.B. im Wellenlängenbereich 12-15 µm aufgrund des CO2-Gehalts nicht von 0 % auf 100%, sondern beispielsweise nur von 50 % auf 100%(siehe Abbildung). [9] CO2 wirkt aber auch in solchen Regionen stark erwärmend, wo aufgrund von sehr geringem Wasserdampf in der Atmosphäre dieser nur eine schwache Treibhauswirkung besitzt, wie z.B. in Wüstengebieten.
Der zweite Grund dafür, dass die Wasserdampf-Rückkopplung von CO2 regional unterschiedlich ausfällt, hängt mit der Verdunstungskälte zusammen, die der Erwärmung durch CO2 und Wasserdampf entgegenwirkt. Sie entsteht dadurch, dass bei Erwärmung Wasser verdunstet, was der Umgebungsluft Energie entzieht. Verdunstungskälte macht sich jedoch nur dann deutlich bemerkbar, wenn genügend Wasser zum Verdunsten zur Verfügung steht. Das ist in den Tropen der Fall, weshalb hier der Treibhauseffekt durch CO2 und Wasserdampf abgeschwächt wird, nicht aber über den wasserarmen Landgebieten der Subtropen.
Allgemein können die von Treibhausgasen ausgelösten höheren Temperaturen aber auch die (Meer)Eis-Albedo-Rückkopplung oder die Taiga-Tundra-Rückkopplung (vor allem im kontinentalen Russland) in Gang setzen. Bei ersterer schmilzt aufgrund der höheren Temperaturen der Schnee bzw. das (Meer-)Eis und gibt den darunterliegenden Boden bzw. das Wasser frei. Erdoberflächen und Wasser haben eine wesentlich niedrigere Albedo als Schnee und Eis, sodass jetzt mehr Strahlung vom Boden bzw. der Meeresoberfläche absorbiert wird und diese sich erwärmen. [8] Bei der Taiga-Tundra-Rückkopplung führt eine erhöhte Temperatur zu längeren Wachstumsperioden und ermöglicht Baumwachstum auch in Gebieten der Tundra (Grasland und Steppe). Im Winter haben die nicht vollständig mit Schnee bedeckten Bäume dann eine geringere Albedo als die zuvor komplett schneebedeckte Graslandschaft und führen zu früherem Schneeschmelzen und weiter verlängerten Wachstumsperioden. [10] Diese Rückkopplung findet im Gegensatz zur Eis-Albedo-Rückkopplung auf längeren Zeitskalen statt, was mit der Wachstumszeit von Bäumen zusammenhängt.
3. Einzelnachweise
1. ↑ 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 Brasseur, G. P., Orlando, J. J., Tyndall, G. S. (1999): Atmospheric Chemistry and Global Change. Oxford University Press, Inc. ISBN:0-19-510521-4.
2. ↑ Kiehl, J. T., Trenberth, K. E. (1997): Earth’s Annual Global Mean Energy Budget. Bulletin of the American Meteorological Society, Vol. 78, No.2, February 1997, pages 197-208.
3. ↑ Boucher, O., Myhre, G., Myhre, A. (2004): Direct human influence of irrigation on atmospheric water vapour and climate. Climate Dynamics 22, pages 597-603. DOI 10.1007/sO0382-004-0402-4.
4. ↑ Ruddiman, Willim F. (2008): Earth’s Climate. Past and Future. Second edition. W. H. Freeman and Company, New York. ISBN-13:978-0-7167-8490-6.
5. ↑ Kulmala, M., Suni, T., Lehtinen, K. E. J., Dal Maso, M., Boy, M., Reillell, A., Rannik, Ü., Aalto, P., Keronen, P., Hakola, H., Bäck, J., Hoffmann, T., Vesala, T., Hari, P. (2004): A new feedback mechanism linking forests, aerosols, and climate. European Geosciences Union, Atmospheric Chemistry and Physics, 4, pages 557-562. Sref-ID: 1680-7324/acp/2004-4-557.
6. ↑ 6,0 6,1 6,2 Dommenget, D., Flöter, J. (2011): Conceptual understanding of climate change with a globally resolved energy balance model. Climate Dynamics, Springer Verlag. DOI 10.1007/s00382-011-1026-0.
7. ↑ Hansen, J., Lacis, A., Rind, D., Russell, G, Stone, P., Fung, I., Ruedy, R., Lerner, J. (1984): Climate Sensitivity: Analysis of feedback mechanisms. Eds Hansen, J. & Takahashi, T., pp. 130-153, Am. Geophys. Un., Washington DC.
8. ↑ 8,0 8,1 Ramanathan, V., Feng, Y. (2009): Air pollution, greenhouse gases and climate change: Global and regional perspectives, Atmospheric Environment 43, pages 37-50.
9. ↑ 9,0 9,1 9,2 http://earthobservatory.nasa.gov/Features/EnergyBalance/page7.php
10.↑ Harding, R., Kuhry, P., Christensen, T. R., Sykes, M. t., Dankers, R., van der Linden, S. (2002): Climate feedbacks at the tundra taiga interface. Spec No 12:47-55.
Gastbeitrag aus: Klimawiki