Atmosphäre im Klimasystem

Aus Klimawandel
Version vom 30. März 2008, 14:21 Uhr von Kathi (Diskussion | Beiträge) (Geschichte der Erdatmosphäre)
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Man kann das gesamte Klimasystem als eine riesige Wärmekraftmaschine verstehen, die ihre Energie von der Sonne bezieht. Der unterschiedliche Einfallswinkel, mit dem die Sonnenstrahlung auf die Erdkugel trifft, ist letztlich der Grund dafür, daß es verschiedene Klimazonen auf der Erde gibt (tropisches, subtropisches, gemäßigtes, kaltes und polares Klima). Darauf weist auch die Bedeutung des Wortes `Klima', das dem Griechischen entstammt und "ich neige" bedeutet. In niederen Breiten ist der Neigungswinkel der Sonnenstrahlung steil, in höheren dagegen flach. Daher empfangen die niederen Breiten beiderseits des Äquators relativ viel solare Energie pro Flächeneinheit, die höheren Breiten zu den Polen hin zunehmend weniger, was einen Energieüberschuß in den tropischen Regionen und ein Defizit nördlich und südlich davon zur Folge hat. Die sich daraus ergebenden kalten und warmen Zonen bedingen Unterschiede im Luftdruck, wodurch unter Einwirkung der Erddrehung das atmosphärische Zirkulationssystem entsteht, das im Mittel Energie von den tropischen in die höheren Breiten transportiert. Hinzu kommen die Einstrahlungsunterschiede zwischen Tag und Nacht, Sommer und Winter, die die atmosphärische Zirkulation weiter beeinflussen. Auch die Sonneneinstrahlung selbst ist über mittlere und größere Zeiträume nicht gleichbleibend, wie der Begriff Solarkonstante (die an der Obergrenze der Atmosphäre auftreffende Energie von 1368 W/m2) glauben macht. Sie hat sich im Laufe der Erdgeschichte in den letzten 4 Milliarden Jahren um 25-30% erhöht und unterliegt gegenwärtig auf Zeitskalen von 11 und 80 Jahren charakteristischen Schwankungen, die auch den Energiehaushalt der Atmopshäre geringfügig beeinflussen.

Die Atmosphäre ist das instabilste und sich am schnellsten ändernde Subsystem des Klimasystems. Sie ist der Ort des sich rapide ändernden Wettergeschehens. Auch kleinräumige Unterschiede zwischen warmen und kalten Luftmassen, z.B. zwischen Land- und Seegebieten, werden in der Regel schnell ausgeglichen. Aufeinandertreffende Luftmassen können zu heftigen Wetterreaktionen führen, z.B. zu Stürmen, einem Gewitter, starken Niederschlägen usw. In der Atmosphäre bilden sich aus Wasserdampf bei Abkühlung Wolken, die die Einstrahlung durch die Sonne und die Wärmeausstrahlung vom Erdboden her wesentlich beeinflussen und auch langfristig ein wichtiger Klimafaktor sind. Nicht zuletzt spielt auch die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre, die sich im Laufe der Erdentwicklung deutlich verändert hat (s. Abschnitt Atmosphäre), für das Klima eine große Rolle. Dabei ist bemerkenswert, dass die Hauptbestandteile Stickstoff (78,1%), Sauerstoff (20,9%) und Argon (0,93%) nicht klimarelevant sind, die nur in sehr geringen Mengen vorkommenden Spurengase Wasserdampf, Kohlendioxid, Methan und Distickstoffoxid aber durch ihre Strahlungswirksamkeit das Klima sehr deutlich beeinflussen. Sie sind für den sogenannten natürlichen Treibhauseffekt verantwortlich, durch den die globale Mitteltemperatur von -18 oC auf 15 oC erhöht wird, wodurch flüssiges Wasser und damit Leben im großen Stil auf der Erde überhaupt erst möglich ist. Für das irdische Leben, aber auch für das Klima spielt zudem das Spurengas Ozon eine wichtige Rolle. Es wirkt in der unteren Atmosphäre, wo es nur in geringen Mengen vorkommt, als Treibhausgas und absorbiert in der Stratosphäre die ultraviolette Strahlung der Sonne.


1 Aufbau und Zusammensetzung der Atmosphäre

Aufbau der Erdatmosphäre
chemische Zusammensetzung der Erdatmosphäre

Die Atmosphäre ist die flache Gashülle der Erdkugel, die in ca. 10 km Höhe in den Weltraum übergeht. Bezeichnend ist der vertikale Aufbau, der einen wesentlichen Einfluss darauf hat, wie Wetter- und Klimaprozesse ablaufen. Von unten nach oben gliedert sich die Atmosphäre in die "Stockwerke" Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Ionosphäre und Exosphäre. Klimatisch bedeutsam sind allerdings nur die beiden unteren Stockwerke, da sich hier 99% der Masse der Luft befinden. Ein wichtiger Grund ist die rasche Abnahme der Luftdichte nach oben. Sie beträgt am Boden 1,225 kg pro m3, an der Tropopause, der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, nur noch 0,36 kg pro m3.1 Entsprechend nimmt der Luftdruck von 1013 hPa am Boden auf 226 hPa an der Tropopause und 1 hPa an der Stratopause, der Obergrenze der Stratospäre, ab.

Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre ist ein weiterer wichtiger Klimafaktor, da sie einen entscheidenden Einfluss auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre besitzt. Die Atmosphäre setzt sich hauptsächlich aus Stickstoff (78,1 %), Sauerstoff (20,9 %) und Argon (0,93 %) zusammen. Klimawirksam sind allerdings nur die sogenannten Spurengase wie Kohlendioxid (CO2), Methan (CH4), Distickstoffoxid (N2O) und Ozon (O3), deren Anteil zusammen unter 1% liegt. Hinzu kommt noch der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre, der regional sehr verschieden ist, aber im Mittel bei 1% liegt. Die Spurengase absorbieren die kurzwellige Solarstrahlung und vor allem die terrestrische Infrarotstrahlung und tragen damit über den natürlichen Treibhauseffekt entscheidend zur Erwärmung der Atmosphäre bei. Ohne die Wirksamkeit dieser Spurengase wäre es in Bodennähe um 33 oC kälter; d.h. wir hätten auf der Erde statt der gegenwärtigen +15 oC eine globale Durchschnittstemperatur von -18 oC. Mit Ausnahme des Ozons befinden sich diese Spurengase vor allem in der unteren Troposphäre.

Zu den klimawirksamen Bestandteilen der Atmosphäre gehören auch die Aerosole, kleine, in der Luft schwebende feste und flüssige Partikel, die aus verschiedensten Ausgangsprozessen (Vulkanausbrüchen, Verbrennungen, Staub, Eiskristallen) entstehen. Sie wirken im wesentlichen abkühlend, da sie Sonnenstrahlen reflektieren. Außerdem spielen Aerosole als Kondensationskerne bei der Wolkenbildung eine wichtige Rolle, und einige Aerosole absorbieren auch Strahlung. Klimatisch von besonderer Bedeutung sind die bei Vulkanausbrüchen bis in die untere Stratosphäre geschleuderten Aerosole, die über einige Jahre durch Absorption von Solarstrahlung die Temperatur in der unteren Stratosphäre erhöhen und am Erdboden absenken können. Anthropogene Aerosole, die durch Verbrennung fossiler Energieträger entstehen, haben insgesamt einen abkühlenden Effekt, da sie Sonnenstrahlen in der Troposphäre reflektieren. Ähnlich wirken sich anthropogene Aerosole durch ihre Rolle bei der Wolkenbildung aus, auch wenn die Mechanismen hier noch weitgehend ungeklärt sind.

Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre ist z.T. für das charakteristische vertikale Temperaturprofil der Atmosphäre verantwortlich. In der Troposphäre nimmt die Temperatur vom Erdboden bis zur Tropopause, der Obergrenze der Troposphäre, von im Mittel 15 oC auf -50 oC ab (s. Abb. 1). Der Grund liegt einerseits darin, dass, die Troposphäre durch die Absorption der Solarstrahlung durch die Erdoberfläche primär von unten erwärmt wird. Andererseits werden die von der Erdoberfläche ausgesandten Wärmestrahlen in der unteren Troposphäre von den hier besonders stark konzentrierten Treibhausgasen absorbiert. In der darüber liegenden Stratosphäre nimmt die Temperatur wieder zu, da ein Teil der Sonnenstrahlen in der Stratosphäre von dem hier konzentrierten Ozon absorbiert wird. Das Ozon wird hier aus der Photolyse (d.h. Spaltung durch UV-Strahlung) von Sauerstoffmolekülen erzeugt. Die gegenüber der oberen Troposphäre höheren Temperaturen in der Stratosphäre begrenzen vertikale Luftbewegungen und schränken damit das Wettergeschehen auf die Troposphäre ein.

Wesentliche Prozesse des Wettergeschehens sind Verdunstung und Kondensation und die durch Temperaturunterschiede bedingte atmosphärische Dynamik. Bei Erwärmung von feuchten Oberflächen entsteht durch Verdunstung Wasserdampf, der mit der erwärmten Luft aufsteigt und bei Abkühlung durch Kondensation in flüssiges Wasser übergeht, wodurch es zur Bildung von Wolken und Niederschlag kommt. Bei der Verdunstung wird Energie verbraucht, die in dem entstehenden Wasserdampf gespeichert wird, als latente Wärme mit der Luft aufsteigt und bei Kondensation wieder frei wird. Wolken spielen eine wichtige Rolle im Energiehaushalt und sind hochgradig klimawirksam. Sie absorbieren und reflektieren sowohl die kurzwellige Sonnenstrahlung wie die langwellige Wärmestrahlung. Ihr Nettoeffekt auf den Energiehaushalt der Erde ist eine leichte Abkühlung. Dabei wirken die niedrigen Wolken deutlich abkühlend, da bei ihnen die Reflexion der Solarstrahlung überwiegt, während die hohen Eiswolken (Cirren) einen erwärmenden Effekt haben, da sie wie Treibhausgase die Sonnestrahlung eher durchlassen, die Wärmestrahlung aber absorbieren.


2 Geschichte der Erdatmosphäre

Datei:Geschichte der Erdatmosphäre.gif
Veränderung des Kohlendioxid- und des Sauerstoffgehalts der Atmosphäre seit 4,5 bzw. 3,5 Milliarden Jahren

Die vor etwa 4,5 Milliarden Jahren entstandene Erde besaß zunächst keine Atmosphäre und war schutzlos einem Bombardement von Meteoriten ausgesetzt, der den ohnehin heißen Erdkörper noch weiter erhitzte. In den Ausgasungen einer sich in einem schmelzflüssigen Zustand befindlichen Erde und in den Gasen gewaltiger Vulkanausbrüche wird der Ursprung der Atmossphäre vor über 4 Milliarden Jahre vermutet. Die wichtigsten Entgasungsprodukte waren Wasserdampf und Kohlendioxid, aus denen die Uratmosphäre damals zu 90% bestand, daneben in kleineren Mengen aus Methan und Stickstoff. Es gab in dieser Atmosphäre keinen Sauerstoff. Die sehr hohe Konzentration von Kohlendioxid und Wasserdampf lässt ein sehr extremes Treibhausklima über ca. 2 Milliarden Jahre vermuten, wie wir es heute auf der Venus finden und in dem kein Leben möglich war. Aufgrund der günstigen Position der Erde zur Sonne führte jedoch eine zunehmende Abkühlung zur Kondensation des Wasserdampfes und zur Bildung des Urozeans. Die Kondensation entzog der Atmosphäre das eine Treibhausgas, den Wasserdampf. In dem entstehenden Ozean wurde dann das andere, das Kohlendioxid, gelöst, verband sich mit Kalzium aus der Verwitterung und sank auf den Meeresboden, wo es über lange Zeiträume in Kalkgestein gebunden und damit der Atmosphäre völlig entzogen wurde.

Im Urozean der Erde entstanden vor etwa 3,5 Milliarden Jahren oder früher die ersten Organismen, Bakterien und einfachste Einzeller. Diese Organismen entwickelten die Photosynthese und banden auf diese Weise weiteres Kohlendioxid, wodurch der CO2-Gehalt der Atmosphäre weiter gesenkt wurde. Sie produzierten außerdem als "Abfallprodukt" Sauerstoff, der zunächst mit Eisen und Schwefel im Meer reagierte, später aber in die Atmosphäre entwich und dort die Grundlage für die Entwicklung komplexerer, vielzelliger Lebensformen bildete. Der Sauerstoffgehalt der Atmosphäre blieb allerdings über die lange Zeit des gesamten Archaikums (4-2,5 Milliarden Jahre v.h.) sehr gering und betrug deutlich weniger als 1% des heutigen Anteils. Die abnehmende Oxidation im Meer und die zunehmende Photosynthese, bald auch von höher entwickelten Pflanzen wie Bäumen, ließ danach den Sauerstoffgehalt aber zunehmend ansteigen. Vor 2-2,3 Milliarden Jahren gab es einen deutlichen Sprung von 10-13 auf 10-5 bar. Bis zum Beginn des Kambriums (540-500 Millionen Jahre v.h.) kletterte der Wert weiter und schwankt seitdem bis heute zwischen 20 und 30 %. Durch die Senkung des CO2- und den Anstieg des O2-Gehalts war eine Atmosphäre entstanden, die eine Voraussetzung für die Entwicklung höherer Lebensformen war. Es entstanden riesige Wälder, in denen Dinosaurier lebten, und schließlich der Mensch.

3 Quellen

Hupfer, P (1998): Klima und Klimasystem, in Lozan, J.L., H. Graßl und P. Hupfer: Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S. 17-24

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