Klimawandel - Benutzerbeiträge [de-formal]

Klimawandel:Datenschutz

2014-10-01T15:07:45Z

IngoBlees:

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Landnutzung

2014-02-18T13:18:50Z

IngoBlees: /* Zeitlicher Wandel der Landnutzung */

Unter '''Landnutzung''' versteht man jegliche Art der Inanspruchnahme von [[Boden im Klimasystem|Böden]] und Landflächen (Teilen der festen Erdoberfläche) durch den Menschen. Das muss nicht unbedingt heißen, dass dort gar keine oder andere Pflanzen wachsen als es dem natürlichen Zustand entspräche; auch natürliche [[Ökosystem]]e werden fast immer bewirtschaftet; so wird beispielsweise durch das Fällen von Bäumen oder das Mähen von Wiesen Biomasse entfernt. Der Begriff der Landnutzung bzw. Landnutzungsänderung schließt folglich nicht nur die Änderung der Landbedeckung ein, sondern auch die Art und Weise, wie mit dieser Landbedeckung verfahren wird, z.B. Management-Praktiken, Düngung, Feuer-Vermeidung und die Art des Pflügens. Da solche Effekte in ihrer Wirkung extrem schwer abschätzbar sind, beziehen sich klimatologische Untersuchungen meist nur auf die Art der Landbedeckung und ihren Einfluss auf das Klima.

Das bodennahe Klima wird entscheidend von den Eigenschaften der Oberfläche geprägt, denn dort werden Energie, Wasser, Spurengase und Impuls (der die Bewegung der Luft beschreibt) ausgetauscht. Daher verwundert es nicht, dass Änderungen in der Landbedeckung oder Bewirtschaftung einer Region einen Einfluss auf das dortige Klima und die Stoffkreisläufe haben können. Im Allgemeinen wirken solche Eingriffe unmittelbar und bleiben auf das entsprechende Gebiet beschränkt (lokal bzw. regional). So wird z.B. bei der Ersetzung eines Waldgebietes durch eine hellere Ackerfläche mehr [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Sonnenstrahlung]] reflektiert. Ebenso wird dadurch der Niederschlag verändert, da Ackerpflanzen weniger Wasser speichern als Bäume. Global haben solche Effekte eine geringe Wirkung. Das ist jedoch anders bei der Freisetzung von [[Treibhausgase]]n, insbesondere von [[Kohlendioxid]], durch Waldrodung, die sich auf der ganzen Welt verteilen und daher global wirken.

Die Beeinflussung von Energie-, Wasser- und Impulsaustausch durch solche Landbedeckungsänderungen werden als so genannte biogeophysikalische Effekte zusammengefasst (siehe auch [[Biosphäre im Klimasystem]]). Man unterscheidet sie mithin von biogeochemischen Effekten, die den [[Kohlenstoffkreislauf]] und somit den Treibhauseffekt betreffen.

== Zeitlicher Wandel der Landnutzung ==
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Quelle: J. Pongratz, M. Böttinger, [http://www.dkrz.de/about/media/galerie/Vis/land/ackerland?set_language=de Deutsches Klimarechenzentrum], <shtml hash="%%_HTML_&&_EXECUTE_%%"><a rel="license" href="http://creativecommons.org/licenses/by-nc-sa/3.0/de/"><img alt="Creative Commons Lizenzvertrag" style="border-width:0" src="http://i.creativecommons.org/l/by-nc-sa/3.0/de/88x31.png" /></a></shtml>

Die Umwandlung der Landoberfläche ist wohl der erste nennenswerte Einfluss, den der Mensch auf das Klima hatte, wenn auch lokal begrenzt. Insbesondere die intensive Rodung von [[Wälder im Klimawandel|Wäldern]] und die Umwandlung in Weide- oder Ackerland kann so durch eine erhöhte [[Albedo]] lokal zu einer Reflektionsleistung von –5 W/m2 führen, vor allem über den landwirtschaftlichen Flächen Nordamerikas und Eurasiens. Außerdem wurden Wälder auch wegen des großen Bauholzbedarfs für Häuser und Schiffe gerodet. Diese Art der Beeinflussung des Klimas war vor Beginn der Industrialisierung deutlich entscheidender als der Ausstoß von Treibhausgasen, wirkte aber nicht global. Bereits 1750 waren etwa 6-7% der Landoberfläche landwirtschaftlich genutzt, insbesondere in Europa, Indien und China. Etwa 11 Mio km2 Wald fielen über die letzten 300 Jahre der Rodung zum Opfer.<ref>Forster, P., V. Ramaswamy, P. Artaxo, T. Berntsen, R. Betts, D.W. Fahey, J. Haywood, J. Lean, D.C. Lowe, G. Myhre, J. Nganga, R. Prinn, G. Raga, M. Schulz and R. Van Dorland, 2007: Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA</ref> In den letzten 50 Jahren gab es kaum noch Änderungen der globalen landwirtschaftlichen Fläche. In mittleren und hohen Breiten sind sogar wieder leichte Zugewinne der Waldfläche zu verzeichnen.<ref>FAO, 2006: [ftp://ftp.fao.org/docrep/fao/008/A0400E/A0400E09.pdf Global Forest Resources Assessment 2005. Progress towards sustainable forest management]. FAO, Rom</ref> Allerdings schreitet die Entwaldung in den [[Tropen]] so schnell voran wie nie, unter anderem mit drastischen Folgen für das lokale Klima.

Die vom Menschen durchgeführten historischen Landnutzungsänderungen hatten etliche physikalische Folgen auf das Klima und führten der Atmosphäre insgesamt etwa ein Drittel des bisher insgesamt emittierten [[verursacht::Kohlendioxidemissionen|Kohlendioxids]] zu. Allerdings erfolgen diese Emissionen über viele Jahrhunderte hinweg und konnten so vor allem vom [[Kohlenstoff im Ozean|Ozean]] wieder kompensiert werden. Seitdem durch die Industrialisierung der Kohlendioxidgehalt der Luft gestiegen ist, nehmen auch die Pflanzen an Land zusätzlich CO2 auf, vor allem in den Tropen. Bisher ist noch immer nicht geklärt, ob die historischen Landnutzungsänderungen die Erde erwärmt oder abgekühlt haben. Dies liegt an den zahlreichen Wechselwirkungen, die letztlich alle Eigenschaften des Klimas beinhalten. Einen umfassenderen Überblick über die „biogeophysikalischen“ Auswirkungen von Waldrodungen gibt der nächste Abschnitt.

== Mögliche Klimafolgen durch Entwaldung ==
Die biogeophysikalischen Wechselwirkungen zwischen Vegetation und Atmosphäre bestehen im Austausch von Energie, Impuls und Wasser. Diese Austauschprozesse sind jedoch nicht unabhängig voneinander, so dass eine Änderung der Vegetationsbedeckung im Allgemeinen eine Kette weiterer Folgen nach sich zieht. Das sich neu einstellende Klima ist ein Resultat dieser vielen Beziehungen und das Ergebnis kann deutlich von der Region und von den Eigenschaften der neuen Vegetation abhängen. Die drei physikalischen Schlüsselgrößen, die bei Abholzung geändert werden, sind die [[Albedo]] der Erdoberfläche, ihre Rauhigkeit, sowie die [[Verdunstung|Evapotranspiration]].

=== Albedo ===

Im Allgemeinen wird davon ausgegangen, dass eine Entwaldung generell eine Steigerung der [[Albedo]] zur Folge hat, erstens weil Wälder sehr dunkle Oberflächen darstellen und zweitens weil sie geometrisch kompliziert sind, so dass das Licht mehrfach reflektiert wird und dabei ein größerer Teil geschluckt wird. Allerdings hängt die Albedo der Erdoberfläche von vielen Eigenschaften der Böden und der Vegetation ab, insbesondere von der Blattfläche, Blattorientierung, Lichtdurchlässigkeit und Reflexionsvermögen der Blätter, Bodenstruktur und -feuchte; bei Schneebedeckung von Temperatur und Alter des Schnees, und sogar vom Sonnenstand und dem Anteil des gestreuten Lichts. Daraus ist ersichtlich, dass das Wetter selbst entscheidenden Einfluss auf die Albedo hat und nicht nur umgekehrt. Beispielsweise verdorren während einer Dürreperiode viele Blätter, was die Albedo erhöht, so dass weniger Sonnenlicht aufgenommen wird.

Eine Erhöhung der Albedo, α, hat einen direkten Einfluss auf die [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungsbilanz]], da die aufgenommene Energie an der Oberfläche reduziert wird.

:::::kurzwellig↓ + langwellig↓ – langwellig↑ = Nettostrahlung

Die am Boden einfallende langwellige Strahlung (der zweite Teil der Bilanz) stammt von den Wolken und Treibhausgasen, vor allem Wasserdampf.
Die Nettostrahlung ist ein Energieüberschuss, der in Form von sensibler und latenter Wärme in die Atmosphäre abtransportiert werden muss. Ein sensibler (fühlbarer) Wärmefluss bedeutet, dass Wärme über Luftwirbel vom Boden in die Atmosphäre transportiert wird. Ein latenter Wärmefluss ist dagegen der Transport von Wasserdampf über diese Wirbel, der seine Wärme erst später freigibt, wenn er wieder zu flüssigem Wasser kondensiert.

:::::Nettostrahlung = sensibler + latenter Wärmefluss

Erhöht sich also die Albedo, so sinkt die Temperatur, weil plötzlich weniger solare Strahlung absorbiert wird. Aus der geringeren Nettostrahlung folgt eindeutig, dass die beiden Wärmeflüsse zusammengenommen abnehmen müssen. Wie genau die Aufteilung unter den beiden ist, ist im Einzelfall kompliziert und auch für komplizierte Klimamodelle eine Herausforderung. Leider ergeben sich auch aus dieser Aufteilung wichtige Konsequenzen und weitere Rückkopplungen. Hier nur ein Beispiel:
Steigt der sensible Wärmefluss in die untere Atmosphärenschicht (Grenzschicht), so wächst diese an und es entstehen turbulente Luftwirbel, was das Einmischen meist trockenerer Luft von oben zur Folge hat. Es wird also trockener und die Verdunstung, die bei Trockenheit angeregt wird, und damit der latente Wärmefluss werden wieder stärker.

Außerdem hängt das Entstehen von Gewittern, die vor allem in den Tropen den Niederschlag bringen, stark von dem Verhältnis zwischen sensiblem und latentem Wärmestrom ab.

=== Wasserbilanz ===
Zusätzlich verändert sich aber auch die Wasserbilanz: Ein Herabsetzen der Oberflächenrauhigkeit und -bedeckung reduziert den Anteil des Niederschlags, der von der Vegetation abgefangen wird. Die [[Verdunstung]] von den Oberflächen der Vegetation sinkt also, andererseits wird sie am Boden selbst erleichtert. Die Verdunstung (Evaporation) wird meist mit der Transpiration der Pflanzen als Evapotranspiration zusammengefasst. Transpiration ist die Verdampfung von Wasser aus den Stomata (Spaltöffnungen) der Pflanzen, das über die Wurzeln aus dem Bodenreservoir entnommen wurde. Ohne die tief reichenden Wurzeln der Bäume kann ein großer Teil der Bodenfeuchte daher nicht mehr verdunstet werden.

Der aus der Evapotranspiration resultierende [[Latente Wärme|latente Wärmefluss]] bewirkt eine Verknüpfung der Wasserbilanz mit der Oberflächenenergiebilanz: Steht weniger Wasser für die Verdunstung zur Verfügung, so gibt es auch weniger Verdunstungskälte und die Temperatur steigt.

Aufgrund der Funktionsweise der Spaltöffnungen in den Blättern (Stomata) kann aber auch bei Bewaldung die Transpiration stark eingeschränkt werden: Bei Wassermangel ziehen die Spaltöffnungen sich zusammen, um ein Austrocknen der Pflanze zu verhindern. So gelangt weniger Wasser nach draußen, was die trockenen Bedingungen noch weiter stützt. Zusätzlich hat auch der [[Kohlendioxid-Konzentration|CO2-Gehalt]] einen Einfluss auf die Transpiration: Bei mehr CO2 in der Luft kann der Gasaustausch durch die Stomata effizienter erfolgen, denn die Pflanze braucht nicht mehr so viel Luft, um eine bestimmte Menge Kohlendioxid aufzunehmen. Somit verliert sie auch weniger Wasser. Jedes einzelne Blatt erzeugt also weniger Verdunstungskälte. Allerdings kann eine höhere CO2-Konzentration auch dazu führen, dass mehr und üppigere Pflanzen wachsen, denn sie haben ja mehr Nahrung - die Gesamtfläche aller Blätter auf der Erde kann also steigen. Das Mehr an Blattfläche kann somit das Weniger an Transpiration ausgleichen, so dass die Temperatur nicht unbedingt zusätzlich steigen muss. Die Rückkopplungen, die die Beeinflussung der Vegetationsdichte und der Oberflächen betreffen, nennt man strukturelle Rückkopplungen, jene, die Beeinflussung des Stoffwechsels eines einzelnen Blattes betreffen, nennt man physiologische Rückkopplungen.

Die Störung des [[Wasserkreislauf]]s zieht auch Änderungen der anderen Teile in der obigen Energiebilanz nach sich: Aufgrund des über die Evapotranspiration geänderten Wasserdampfgehalts und möglicher Änderungen der Bewölkung gibt es Rückwirkungen auf die einfallende solare Strahlung und die langwellige Gegenstrahlung, die bei einem Rückgang des Wasserdampfgehalts abnimmt. Gleichzeitig hängt die terrestrische Ausstrahlung stark von der Temperatur und etwas von der Emissivität (Strahlungsvermögen) der Oberfläche ab. Die optischen Eigenschaften der Oberfläche (Albedo und Emissivität) sind wiederum abhängig von der Bodenfeuchte und Schneebedeckung, was weitere Rückwirkungen zur Folge haben kann.

Wegen der verminderten Evapotranspiration steht der Atmosphäre zunächst weniger Wasser zur Verfügung, was einen senkenden Einfluss auf den Niederschlag hat. Dies gilt aber nur, wenn nicht durch Zirkulationsänderungen in der Atmosphäre mehr Wasser als bisher in die entsprechende Region geführt wird. Dieses Zusammenführen von Wasser über einem Punkt heißt Feuchtekonvergenz und entspricht einem Ungleichgewicht zwischen Niederschlag und Evapotranspiration:

:::::Feuchtekonvergenz = Niederschlag - Evapotranspiration

Dies ist eine einfache Bilanz für die Atmosphäre. Was aber geschieht mit dem überschüssigen Wasser am Boden? Natürlich wird dieses Wasser nicht immer dort bleiben, sondern in Bächen und Flüssen an andere Orte fließen. Ein Teil wird aber vorübergehend im Boden gespeichert, so dass dieser auch an sonnigen Tagen feucht ist. (Man erinnere sich z.B. an das Buddeln im Sandkasten. Der Sand am Boden ist immer feuchter und daher dunkler und stabiler.)

Weniger Wurzelwerk reduziert allerdings die Speicherkapazität des Bodens für Wasser und kann so zu stärkerem und rascherem Abfluss führen. Die Folgen von Entwaldung für den Wasserkreislauf kann man regelmäßig in Form von Flutkatastrophen beobachten, die zum Teil dadurch entstehen, dass Wasser bei starkem Regen unmittelbar in die Täler abläuft, statt von den Baumwurzeln zurückgehalten zu werden.

===Oberflächenrauhigkeit===
Die dritte oben genannte Einflussgröße, die Oberflächenrauhigkeit, hat einen Einfluss darauf, wie effizient Wärme zwischen Boden und der Atmosphäre ausgetauscht wird. Je größer die Rauhigkeit, desto mehr Energie kann auch über die Luftwirbel vom Boden abtransportiert werden. Bei einer geringeren Rauhigkeit (also z.B. einer Weide statt einem Wald) kann daher nicht soviel Energie abgeführt werden, wie durch die Strahlungsbilanz ursprünglich zur Verfügung steht. Daher wird die Erdoberfläche wärmer, bis sie genug langwellige Strahlung abgibt und die Bilanz zwischen Energiegewinn und -verlust wieder ausgeglichen ist. Für Oberflächen, die nicht einheitlich, z.B. mit wenigen Bäumen und dazwischen mit Gras bewachsen sind, ist die Beurteilung nicht immer so einfach: gegenüber einem Wald mit geschlossenen Baumkronen ist die Rauhigkeit höher, weil sich zwischen den frei stehenden Bäumen gut Luftwirbel bilden können, die viel Wärme transportieren. Wie sich die Rauhigkeit ändert, wenn Bäume abgeholzt werden, ist also im Einzelfall nicht leicht zu beurteilen.

Ein weiterer Einfluss der Rauhigkeit ist die Änderung des Windes nahe dem Boden: Da dieser bei einer glatten Oberfläche wenig gebremst wird, kann er schneller werden und so einen noch besseren Energietransport bewirken (denn durch schnelleren Wind gibt es auch stärkere Luftwirbel). Dieser Effekt wirkt dem vorigen also entgegen: er wirkt kühlend bei geringer Rauhigkeit, statt wärmend.
Zusätzlich kann auch die Windrichtung betroffen sein, da die [[Corioliskraft]] auf die Bremsung des Windes reagiert und das Gleichgewicht zur Kraft des Luftdruckunterschieds nicht mehr aufrecht erhalten werden kann. Betroffen ist die lokale Zirkulation der Luft, was wiederum Auswirkungen auf den Feuchtetransport, den Niederschlag und schließlich die Evapotranspiration und die Energiebilanz haben kann.

===Globale Effekte===
Zusätzlich zu lokalen Klimaänderungen ist es auch möglich, dass es zu einer Beeinflussung von Gebieten kommt, die außerhalb des von Deforestation (Abholzung) betroffenen Bereichs liegen. Außer durch den direkten Transport von Luftmassen geschieht dies über Änderungen der regionalen oder gar globalen [[Atmosphärische Zirkulation|Zirkulation]]. Solche Zirkulationen werden durch Temperaturunterschiede erzeugt, durch den Wasserkreislauf und Freisetzung latenter Wärme verstärkt und durch den Einfluss der Reibung am Boden beeinflusst, so dass es nicht verwundert, dass Landnutzungsänderungen die Zirkulation auf der Erde nicht unverändert lassen.

All die genannten Prozesse laufen bereits auf kleinen Zeiträumen zwischen Sekunden und Jahren ab. In Zeiträumen ab Jahrzehnten spielen noch weitere Rückkopplungen eine Rolle, die die Zusammensetzung der Arten und ihre Verbreitung betreffen. Man spricht hier von biogeographischen Rückkopplungen.

== Bewertung und rechtliche Regulierung ==
[[Bild:Biogeophysikalische_WW.png|thumb|left|450px|Physikalischen Einflussgrößen der Waldbedeckung und ihre wichtigsten Rückkopplungen. Ein Pluszeichen neben einem Pfeil von A nach B bedeutet eine Verstärkung des Prozesses B durch eine fiktive Verstärkung von A, ein Minuszeichen eine Schwächung (die Vorzeichen geben also nicht den letztendlichen Einfluss der Abholzung wieder). Beide Pfade, verminderte Evapotranspiration und Rauhigkeit (rot) und Albedoerhöhung (blau), sind überall gültig. In borealen Wäldern überwiegt jedoch der blaue, kühlende Pfad, in tropischen Wäldern der rote, erwärmende Pfad.]]

Es zeigt sich, dass an verschiedenen Orten der Erde das Abholzen von Wald das Klima in einer völlig anderen Weise ändern kann, weil das Zusammenspiel der physikalischen Effekte sich verschiebt (siehe dazu die Hauptartikel zu Deforestation in [[Deforestation (Tropen)|Tropen]], [[Deforestation (mittlere Breiten)|mittleren]] und [[Deforestation (hohe Breiten)|hohen Breiten]]). Außerdem kommt es darauf an, wie das räumliche Muster dieser Entwaldung aussieht und welche Art der Landnutzung später dort betrieben wird (in den Tropen beispielsweise ist die Rinderzucht eine bedeutende [[Methan|Methanquelle]]).

Die Abkühlung über den [[Albedo|Albedoeffekt]] (der blaue Zweig im Schaubild) ist im [[Polargebiet|'''borealen Wald''']] auch global und langfristig gemittelt so stark, dass die erwärmende Wirkung des beim Abholzen freigesetzten Kohlendioxids übertroffen wird. Das Pflanzen von Bäumen in diesen Regionen mindert also nicht den [[Klimawandel]], sondern verstärkt und beschleunigt ihn noch! Vor diesem Hintergrund scheint es also widersinnig, dass politische Abkommen wie das Kyoto-Protokoll Ländern zugestehen, sich boreale Wälder als positiven Beitrag zum Klimaschutz anrechnen zu lassen. Eine Warnung vor vorschnellen Schlüssen ist hier aber wohl angebracht: Außer dem Speichern von Kohlenstoff haben Wälder eine ganze Reihe wichtiger Eigenschaften, von denen die Artenvielfalt, der Erholungswert, die Bereitstellung von Nahrung und Holz und die Regulierung des Wasserhaushalts nur einige wenige sind, so dass die Zerstörung von Wäldern zur Minderung des Klimawandels nicht als besonders angemessene Strategie erscheint.

In den '''Tropen''' ist der Einfluss der gesenkten [[Verdunstung|Evapotranspiration]] (roter Zweig im Schaubild) lokal deutlich entscheidender als die Albedoänderung. Daher erwärmen sich die Tropen durch Abholzung. Außerhalb der von der Entwaldung betroffenen Gebiete führt der geringere Wasserdampfgehalt aber eventuell zu einer Abkühlung, die jedoch von der Erwärmung durch freigesetztes Kohlendioxid übertroffen wird. Eine Wiederaufforstung der Tropen hätte daher also durchaus einen kühlenden Einfluss auf das globale Klima, dessen Größe aber nicht gut bekannt ist.

Insgesamt muss aber bedacht werden, dass die globale Mitteltemperatur im Zusammenhang mit Landnutzung kein geeignetes Maß ist, um die Gefährlichkeit des Klimawandels und seine Auswirkungen auf das Leben der Menschen zu beurteilen. Die bislang entwaldeten Gebiete sind insgesamt groß, aber nicht zusammenhängend, sondern als Flickenteppich über den Globus verteilt. Es kann daher an jedem einzelnen Ort deutliche Klimaänderungen gegeben haben, die sich global gemittelt fast ausgleichen. Jeder Mensch erfährt jedoch für sich genommen die konkreten Auswirkungen des Klimawandels zu jedem Zeitpunkt an seinem Wohnort. Ein langzeitlicher und globaler Mittelwert einer Ursache wird die Gesamtheit der Auswirkungen also nicht beschreiben können.

Aufgrund der Klimarelevanz von Landnutzung, Landnutzungsänderungen und [[Landwirtschaft als Klimafaktor|Landwirtschaft]] (sowie speziell der Entwaldung) wird aktuell versucht, diese Bereiche im globalen und europäischen Klimaschutzrecht stärker zu regulieren und in die [[Treibhausgase|Treibhausgas]]-Reduktionsbemühungen verstärkt einzubeziehen. Dies erweist sich wegen Mess- bzw. Erfassbarkeitsproblemen, Vollzugsproblemen, drohenden Verlagerungseffekten sowie der Frage nach der richtigen Baseline (als rechnerischer Bestand, von dem ausgehend Reduktionen bewirkt und dann auch nachgeprüft werden könnten) bisher als schwierig.<ref>Ekardt, F./ Hennig, B., 2010: [http://www.sustainability-justice-climate.eu/files/texts/LandnutzungKlima3.pdf Landnutzung, Klimawandel und Emissionshandel]. In: Zeitschrift für Neues Energierecht, Heft 6</ref>

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* Hamburger Bildungsserver (HBS): [http://bildungsserver.hamburg.de/aenderung-der-bodenbedeckung/ Änderung der Bodenbedeckung]
* Julia Pongratz, Christian Reick (Max-Planck-Institut für Meteorologie, 15.02.2010): [http://www.mpg.de/800435/W005_Umwelt-Klima_076-082.pdf Landwirtschaft pflügt das Klima um]

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[[Kategorie:Vegetation]]
[[Kategorie:Biosphäre]]
[[Kategorie:Landwirtschaft]]
[[Kategorie:Boden]]

CE: ethics and philosophy

2014-02-04T11:04:41Z

IngoBlees:

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[[Datei:ArguBrowser.PNG]]

Datei:ArguBrowser.PNG

2014-02-04T11:03:20Z

IngoBlees:

CE: ethics and philosophy

2014-02-04T10:37:59Z

IngoBlees: Die Seite wurde neu angelegt: „<shtml hash="%%_HTML_&&_EXECUTE_%%"> <iframe src="//player.vimeo.com/video/84849492" width="500" height="281" frameborder="0" webkitallowfullscreen mozallowful…“

Grönländischer Eisschild

2013-11-06T08:54:01Z

IngoBlees:

[[Bild:Groenland.gif|thumb|320px|Abb. 1: Veränderungsraten der Eishöhe 1997-2003 im Vergleich zu 1993-1998]]
Anders als bei der [[Antarktischer Eisschild|Antarktis]] ist das aufgrund der geographischen Lage um 10-15 °C wärmere Klima Grönlands eher fremdbestimmt und wird stark durch die nordamerikanische und eurasische Landmasse und vor allem den Nordatlantik beeinflusst. Einerseits sind daher die Niederschläge deutlich höher als über der Antarktis, andererseits gibt es im Sommer umfangreiche Schmelzvorgänge an der Oberfläche, die sich über nahezu die Hälfte des Eisschildes erstrecken und deren Wasser größtenteils ins Meer abfließt. Ein anderer Teil des Eises geht auch durch das Kalben ins Meer verloren. Während der antarktische Eisschild mit Ausnahme einiger Randgebiete wie der Westantarktischen Halbinsel nur sehr verzögert auf Klimaänderungen reagiert, zeigt der Eisschild auf Grönland deutlich stärker die Folgen des aktuellen Klimawandels.

===Aktuelle Veränderungen===

Eine in jüngster Zeit angewandte Art, die Massenbilanz eines Eisschildes zu bestimmen, ist die geodätische Methode, bei der die Höhenänderungen der Eisoberfläche über einen bestimmten Zeitraum bestimmt werden. Dazu werden die Oberflächenhöhen durch Satellitenmessungen erfasst. Die Satellitendaten müssen jedoch durch Bodenmessungen überprüft und bei Bedarf korrigiert werden, da die Eisoberfläche sich auch durch Dichteschwankungen im Firneis oder durch isostatische Bewegungen des Untergrundes verändern kann. Ein Problem bei diesen Messungen sind u.a. die kurzen Zeitreihen, da Satellitenmessungen nicht weit zurückreichen.

Abb.1 stellt die Veränderung der Oberfläche des Grönlandeisschildes seit Mitte der 1990er Jahre dar. Die Daten zeigen starke Niveauabsenkungen zwischen 10 und 60 cm, an manchen Stellen auch über 60 cm pro Jahr im Küstenbereich. In den höheren Regionen ab 2000m herrscht entweder eine ausgeglichene Massenbilanz mit einem Gleichgewicht zwischen Akkumulation und Abschmelzen bzw. Abtransport durch Eisströme oder ein Überwiegen der Akkumulation.<ref name="Rignot">Rignot, E., and P. Kanagaratnam (2006): Changes in the Velocity Structure of the Greenland Ice Sheet, Science 311, 986-990</ref> Als noch zuverlässiger gelten Messungen von Schwereanomalien auf der Erde durch Satelliten seit 2002, die durch das deutsch-amerikanische GRACE-Projekt möglich wurden.<ref>GRACE steht für ''Gravity Recovery And Climate Experiment''; vgl. Die [http://www.dlr.de/rb/desktopdefault.aspx/tabid-6813/11188_read-6309/ Infoseite bei der Deutschen Luft- und Raumfahrtgesellschaft DLR]</ref> Hierdurch konnte nachgewiesen werden, dass sich der Massenverlust des Eisschildes auf Grönland von 137 Gt/Jahr im Zeitraum 2002-2003 auf 286 Gt/Jahr im Zeitraum 2007-2009 mehr als verdoppelt hat.<ref>Velicogna, I. (2009): Increasing rates of ice mass loss from the Greenland and Antarctic ice sheets revealed by GRACE, Geophysical Research Letters, VOL. 36, L19503, doi:10.1029/2009GL040222</ref>
[[Bild:Greenland Melt area12.7.2012.jpg|thumb|320px|Abb. 2: Schmelzfläche des Eises auf Grönland am 12.7.2012]]
In den Jahren nach 2009 ging der Schmelzprozess unvermindert weiter und erreichte z.T. neue Rekordwerte. So dauerte die Schmelzsaison 2010 in Höhenlagen zwischen 1200 und 2400 m um 50 Tage länger als üblich, und 2011 waren es immerhin noch 30 Tage länger als im Mittel der Jahre 1979-2010.<ref name="Blunden 2011">Blunden, J., D.S. Arndt, and M. O. Baringer, Eds. (2011): State of the Climate in 2010. Bulletin of the American Meteorological Society, 92 (6), S1–S266</ref><ref name="Blunden 2012">Blunden, J., and D. S. Arndt, Eds. (2012): State of the Climate in 2011. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93 (7), S1–S264</ref> Die Folge war, dass in der Schmelzsaison April-September 2010 das Schmelzgebiet 32 % der Gesamtfläche Grönlands umfasste und um 8 % größer war als bei dem vorherigen Rekordwert 2007 und um 38 % größer als der Mittelwert der Jahre 1979-2007. Der Schwerpunkt der Eisschmelze lag am Westrand des Eisschildes. Auch die Schmelzfläche 2011 war mit 31 % der Gesamtfläche nur wenig geringer und die drittgrößte seit 1979, nach 2007 (33 %) und 2010.<ref name="Blunden 2011" /> Für 2012 liegt noch keine Gesamtschtzung vor. Im Juli 2012 kam es jedoch auf Grönland zu einem extremen Schmelzereignis, wie es nur alle 150 Jahre auftritt (Abb. 2). Satellitenbeobachtungen zeigten am 12. Juli 2012, dass auf 98,6 % der 1,71 Mio km2 großen Fläche Grönlands das Eis schmolz. Normal wären zu dieser Zeit Schmelzvorgänge auf 40-50 % der Fläche.<ref>Nghiem, S.V., et al. (2012): The extrem melt across the Greenland ice sheet in 2012, Geophysical Research Letters 39, doi:10.1029/2012GL053611</ref>

Das Ergebnis der Schmelz- und anderer Prozesse wie der Eisdynamik (s.u.) seit dem Beginn des neuen Jahrhunderts war nach GRACE-Messungen z.B. im Jahr 2010 ein deutlicher Massenverlust des Grönländischen Eisschildes von 410 Gt, was um 77 % über dem Mittel der Jahre 2001-2009 von 231 Gt/Jahr lag. Dieser Massenverlust entsprach einem Meeresspiegelanstieg von 1,1 mm. Besonders betroffen waren die Auslassgletscher. Sie verloren im Mittel der Jahre 2002-2009 eine Fläche von 121 km2 pro Jahr. Der Massenverlust 2011 lag bei 422 Gt.<ref name="Blunden 2011" /><ref name="Blunden 2012" />

===Ursachen ===

Die Ausdünnung des Eises in den tieferen Lagen ist weitgehend konsistent mit den ansteigenden Sommertemperaturen der letzten Jahre. Gerade in den Jahren nach 2009 kam es zu Wetterlagen, die das Abschmelzen des grönländischen Eises weiter beschleunigten. Die mit einer schwachen NAO verbundenen besonders kalten Winter 2009/10 und 1010/11 in Europa bedeutete vor allem für Westgrönland besonders warme Verhältnisse. Schon während der gesamten 2000er Jahre lag der NAO-Sommer-Index um 2,4 Standardabweichungen unter dem Mittel von 1970-1999. Dadurch strömte zunehmend warme Luft von Süden entlang des westlichen Eisschildes. Zugleich bewirkte Hochdruckwetter über Grönland einen klaren Himmel mit geringer Bewölkung und starker Einstrahlung. Hinzu kam ein geringer Schneefall.<ref name="Box 2012">Box, J.E., et al. (2012): [http://www.the-cryosphere.net/6/821/2012/tc-6-821-2012.html Greenland ice sheet albedo feedback: thermodynamics and atmospheric drivers], The Cryosphere, 6, 821–839</ref> Die Folge waren ungewöhnlich warme Temperaturen vor allem über Westgrönland. Vom Winter 2009/10 bis hin zum Sommer 2010 wurden in Westgrönland die höchsten Temperaturen seit Beginn der Messungen im Jahre 1873 gemessen. Vereinzelt lagen die Werte im Winter um 7 °C über dem Mittel der Jahre 1971-2000.<ref name="Blunden 2011" />

Die zunehmend längere Schmelzsaison und die hohen Temperaturen trugen zum Abschmelzen der Schneedecke aus dem letzten Winter bei, so dass das nackte Eis zum Vorschein kam mit der Konsequenz einer starken Reduktion der Oberflächenalbedo. Hinzu kam, dass der sommerliche Schneefall deutlich unter dem Mittel lag.<ref name="Tedesco 2011">Tedesco, M., et al. (2011): The role of albedo and accumulation in the 2010 melting record in Greenland, Environmental Research Letters 6, doi:10.1088/1748-9326/6/1/014005</ref> Die mittlere Albedo des Eisschildes verringert sich im Jahresverlauf von 0,84 im April auf 0,71 Mitte Juli. 2010 lag die Albedo in der Schmelzsaison um mehr als 2 Standardabweichungen unter dem Mittel von 2000-2011. Noch niedriger war sie im Juni und Juli 2011. Insgesamt sank die Albedo von 0,72 in 2000 auf 0,63 in 2011. Dadurch dehnten sich die Flächen von nacktem Eis zunehmend aus, wodurch die Albedo reduziert wurde. Die Folge war ein positiver Rückkopplungseffekt, da die dunkleren Eisflächen mehr Strahlung absorbierten, wodurch die Eisschmelze weiter angetrieben und die dunkleren Eisflächen sich noch mehr ausbreiteten. Über den Schmelzgebieten hat die positive Eis-Albedo-Rückkopplung in den Jahren 2010 und 2011 mehr als die Hälfte der Zunahme der Eisschmelze bewirkt.<ref name="Box 2012" />

Neben Abschmelzprozessen spielen dynamische Veränderungen des Eisabflusses eine wichtige Rolle. Von dem Eisverlust von 60 km3 (Kubikkilometer) pro Jahr Mitte der 1990er Jahre waren etwa 24 km3 dynamisch bedingt; um das Jahr 2000 gingen von den 80 km3 Eisverlust pro Jahr bereits 34 km3 auf das Konto des verstärkten Eisabflusses. Davon wurden allein 10 km3 pro Jahr durch die Abflussveränderungen eines einzigen Gletschers, des Jakobshavn Isbrae an der Westküste, verursacht, dessen Abflussgeschwindigkeit sich in wenigen Jahren (1997-2002) von 7 auf 12 Kubikkilometer pro Jahr erhöhte.<ref>Krabill, W., Hanna, E.; Huybrechts, P., Abdalati, W., Cappelen, J., Csatho, B., Frederick, E., Manizade, S., Martin, C., Sonntag, J., Swift, R., Thomas, R., Yungel, J. (2004): Greenland Ice Sheet: Increased coastal thinning, Geophys. Res. Lett., Vol. 31, No. 24, L24402 10.1029/2004GL021533</ref> In den letzten Jahren sind zwei Gletscher an der Ostküste mit ähnlichem Verhalten hinzugekommen, der Kangerdlugssuaq und der Helheim-Gletscher.<ref>Luckman, A., T. Murray, R. de Lange, E. Hanna (2006): Rapid and synchronous ice-dynamic changes in East Greenland, Geophys. Res. Lett., Vol. 33, No. 3, L03503, doi:10.1029/2005GL025428</ref>
[[Bild:Jakobshavn.gif|thumb|320px|Abb. 3: Rückzug der Aufsetzlinie des Jakobshavn Isbrae 1850-2004 an der Westküste Grönlands]]
Die unmittelbaren Ursachen für die stärkere Dynamik der Eisströme sind vielfältig und noch keineswegs ganz verstanden. Mit hoher Wahrscheinlichkeit liegen ihnen aber die höheren Luft- und Wassertemperaturen seit Mitte der 1990er Jahre zugrunde. Entgegen dem globalen Trend erlebte Grönland eine Abkühlung von den 1930ern bis zur Mitte der 1990er Jahre, seitdem aber einen deutlichen Temperaturanstieg, der allerdings die außergewöhnliche Erwärmung der 1930er Jahre noch nicht erreicht hat. Ob der jüngsten Erwärmung eine natürliche Dekadenschwankung oder der globale Klimawandel zugrunde liegt, lässt sich gegenwärtig nicht entscheiden. In jedem Fall zeigen die Beobachtungen der letzten 10 Jahre aber, dass ein relativ mäßiger Temperaturanstieg von ca. 1 °C erhebliche Folgen für die Massenbilanz des Eisschildes haben kann.<ref> Joughin, I. (2006): Greenland Rumbles Louder as Glaciers Accelerate, Science 311, 1719-1720</ref>

Eine wichtige Folge der Erwärmung ist das Abschmelzen und Zerbrechen des vorgelagerten Eisschelfs, das zur Instabilität der an der Küste mündenden Auslassgletscher führt. Eine ähnliche Folge ist die Destabilisierung von Gletscherzungen, die direkt ins Meer münden. Wahrscheinlich sind diese Prozesse hauptsächlich angetrieben durch wärmeres Ozeanwasser, das bis zur Aufsetzlinie unterhalb der schwimmenden Gletscherzunge vordringt und dort zu Abschmelzprozessen führt und die Aufsetzlinie, wie in Abb.3 gezeigt, immer weiter zurückverlegt.<ref> Bindschadler, R. (2006): Hitting the Ice Sheets Where It Hurts, Science 311, 1720-1721</ref> Berechnungen an einzelnen Gletschern haben gezeigt, dass die submarinen Abschmelzprozesse wesentlich größer sind als die Eisschmelze an der Oberfläche. Bei einer Erwärmung des Ozeanwassers von 3 °C ist damit zu rechnen, dass einige hundert Meter der ins Meer mündenden Eiszungen pro Jahr abgeschmolzen werden. Auch das Kalben von Eis wird durch submarines Abschmelzen höchstwahrscheinlich stark beschleunigt.<ref>Rignot, E., et al. (2010): Rapid submarine melting of the calving faces of West Greenlands glaciers, Nature geoscience 3, 187-191</ref>

Ein weiterer Antrieb liegt in dem zunehmenden Eindringen von Schmelzwasser in Eisspalten bis auf den Grund, wo es unter dem Eis eine Art Schmierfilm bilden und damit die Abflussgeschwindigkeit der Gletscher beschleunigen kann. Die beobachtete Beschleunigung der Gletscherströme sind allerdings noch zu jung und die Datenreihen zu kurz, um mit Sicherheit zu entscheiden, ob es sich um eine kurzfristige Schwankung oder einen längeren Trend handelt.<ref name="Alley">Alley, R., P.U. Clark, P. Huybrechts and I. Joughin (2005): Ice-sheets and sea-level changes, Science 310, 456-460</ref> Untersuchungen zum jahreszeitlichen Verhalten der Schmelzprozesse lassen allerdings vermuten, dass in einem wärmeren Klima das Wasser noch weiter im Inland unter den Eisschild gelangt und die Bewegung der Eismassen beschleuinigen könnte.<ref>Bartholomew, I., et al.(2010): Seasonal evolution of subglacial drainage and acceleration in a Greenland outlet glacier, Nature Geoscience 3, 408–411</ref>

[[Bild:Groenland3000-5000.jpg|thumb|420px|Abb. 4: Der grönländische Eisschild bei einer CO2-Konzentration von 1000 ppm und einem langfristigen Temperaturanstieg von 8 °C]]

=== Projektionen ===

Wie sehen die Projektionen von Eismodellen für die Zukunft des grönländischen Eisschildes aus? Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird es nach konservativen Modellberechnungen keine größeren Veränderungen geben. Der Massenverlust durch Schmelzen und Kalben von Eisbergen wird die Akkumulation zunehmend, aber nur langsam übertreffen, bei einem durchschnittlichen Beitrag zum Meeresspiegelanstieg von 0,4 mm/Jahr.<ref name="Alley"/> Allerdings berücksichtigen Modellrechnungen die Eisdynamik nicht, so dass diese Einschätzungen von anderen Autoren als deutlich zu niedrig eingestuft werden.<ref name="Rignot"/> Bei einer längerfristigen Temperaturzunahme von 3 °C und mehr wird auch nach Modellsimulationen das Abschmelzen der Oberfläche die Akkumulation deutlich übersteigen und der Eisschild wird sich verkleinern und letztlich verschwinden.

[[Bild:Groenland_Eem.jpg|thumb|360px|Abb. 4: Dicke des grönländischen Eisschilds im Eem in m]]

Wird die atmosphärische CO2-Konzentration in den nächsten 200-300 Jahren auf 1000 ppm steigen und sich auf diesem Niveau stabilisieren (so die Projektion des höchsten [[Klimaszenarien#Die_IPCC-Szenarien|IPCC-Szenarios A1Fl]]), wird die Temperatur um 8 °C zunehmen, was in den nächsten 1000 Jahren zum völligen Abschmelzen des Grönlandeises und einem Meeresspiegelanstieg um 7 m führen wird. Dieses Ergebnis wird wahrscheinlich irreversibel sein. Denn ohne Eisschild wird sich das Klima auf Grönland wegen der wesentlichen geringeren Albedo der nicht mehr vom Eis bedeckten Landoberfläche deutlich erwärmen. Außerdem würde die Oberfläche Grönlands durch das Abschmelzen des Eispanzers in niedrigere und damit wärmere Höhenlagen absinken, was ebenfalls das weitere Abschmelzen beschleuinigen würde. Auch wenn die Konzentration der [[Treibhausgase]] und die globalen Klimaverhältnisse wieder zu den [[Industrielle_Revolution#Erste_Industrielle_Revolution_und_Klimawandel|vorindustriellen]] Bedingungen zurückkehren sollten, wird sich der grönländische Eisschild daher wahrscheinlich nicht wieder aufbauen.<ref> Gregory, J.M., P. Huybrechts, and S.C.B. Raper (2004): Threatened loss of the Greenland ice-sheet. Nature 428, 616</ref>

Eine neuere [[Klimamodelle|Modellstudie]] kommt sogar zu dem Ergebnis, dass eine wesentlich geringere Erwärmung ausreichen würde, um den grönländischen Eisschild völlig abschmelzen zu lassen.<ref name="Robinson 2012">Robinson, A., Calov, R., Ganopolski, A. (2012): Multistability and critical thresholds of the Greenland ice sheet. Nature Climate Change, doi:10.1038/nclimate1449</ref> Schon bei einer längerfristigen Erwärmung von 0,8-3,2 °C, bei einer besten Schätzung von 1,6 °C, über dem vorindustriellen Mittelwert könnte es auf lange Sicht zum kompletten Abschmelzen des Eisschildes mit den Folgen eines [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstiegs]] um mehrere Meter kommen. Wann es dazu kommt, hängt vom Tempo der Erwärmung ab. Bei der gegenwärtigen Zunahme der [[Treibhausgase|Treibhausgaskonzentration]] steuern die Temperaturen über Grönland auf 8 °C zu. Ein vollständiger Eisverlust könnte dann bereits in 2000 Jahren eintreten. Würde die Erwärmung bei 4 °C liegen, würde es 8000 Jahre dauern und bei 2 °C Erwärmung über dem vorindustriellen Wert sogar 50 000 Jahre, bis Grönland eisfrei wäre. Die Gefahr, dass der Abschmelzprozess unumkehrbar wird und damit einen sogenannten [[Kipppunkte|Kipppunkt]] darstellt, besteht aber auch schon bei einer geringen Erwärmung von 1,6 °C.

Interessant sind in diesem Zusammenhang auch Studien über die Verhältnisse in der letzten Zwischeneiszeit vor 130 000 Jahren, dem [[Eiszeitalter#Kalt-_und_Warmphasen|Eem]], als die Temperaturen ungefähr so hoch waren, wie sie für das Ende des 21. Jahrhunderts erwarten werden. Der Meeresspiegel lag damals um 4-6 m über dem heutigen Niveau. Neben Grönland hat aller Wahrscheinlichkeit nach auch die Westantarktis dazu beigetragen. Modellrechnungen bis 2130 lassen für Grönland und besonders für die Antarktis eine deutlich stärkere Erwärmung als während des Eem erwarten, wofür u.a. die anderen Strahlungsverhältnisse, aber auch anthropogene Rußablagerungen auf dem Eis verantwortlich sein könnten.<ref>Overpeck, J.T., B.L. Otto-Bliesner, G.H. Miller, D.R. Muhs, R.B. Alley, and J.T. Kiehl (2006): Paleoclimatic Evidence for Future Ice-Sheet Instability and Rapid Sea-Level Rise, Science 311, 1747-1750</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* Mayer, C. & H.Oerter (2006): Die Massenbilanzen des grönländischen und antarktischen Inlandeises und der Charakter ihrer Veränderungen, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 92-96)

== Weblinks ==
* [http://www.hamburger-bildungsserver.de/index.phtml?site=themen.klima.eis Eis und Schnee: die Kryosphäre] Artikel auf [http://www.klimawissen.de klimawissen.de]

== Lizenzangaben ==
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Unterrichtsmaterial=[http://www.planet-schule.de/wissenspool/klimawandel/inhalt/unterricht/groenlands-gier-reichtum-durch-klimawandel.html Grönlands Gier - Reichtum durch Klimawandel] Arbeitsmaterialien zum Klimawandel und seinen Folgen auf Grönland
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|Regionales Beispiel von=Eisschilde
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Arbeitsmaterial, Grönland, Antarktischer Eisschild, Aktuelle Klimaänderungen, Klimaprojektionen, Aktueller Meeresspiegelanstieg, Meeresspiegel der Zukunft, Ursachen Meeresspiegelanstieg, Kryosphäre, Regionale Klimafolgen</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]

Tropische Wirbelstürme

2013-10-21T13:01:35Z

IngoBlees:

[[Bild:Kate_2003.jpg|thumb|420px|Satellitenbild des Hurrikans Kate aus dem Jahr 2003]]
Tropische Wirbelstürme gehören mit [[ähnlich wie::Hitzewellen]], [[ähnlich wie::Dürren]], [[ähnlich wie::Starkniederschläge und Hochwasser|Starkniederschlägen]], und [[ähnlich wie::Außertropische Stürme|Außertropischen Stürmen]] zu den Wetterextremen, die möglicherweise durch den [[Folge von::Klimawandel]] verstärkt oder häufiger auftreten werden. Von tropischen Wirbelstürmen geht mit die stärkste Zerstörungskraft für natürliche und soziale Systeme aus. Sie treten in den tropischen Regionen aller drei Ozeane auf. Im Atlantik heißen sie '''Hurrikane''', im Pazifik '''Taifune''', im nördlichen Indischen Ozean '''Zyklone.''' Der Einfachheit halber wird der Begriff „Hurrikan“ häufig auch universal gebraucht. Im Focus der Aufmerksamkeit stehen in der westlichen Welt die tropischen Wirbelstürme im Atlantik, wegen ihrer Gefährdung der westlichen Hemisphäre, aber auch weil sie am besten erforscht sind und über sie die längsten Datenreihen vorliegen.

== Schäden durch tropische Wirbelstürme ==
1998 hat der Hurrikan Mitch in Honduras und Nicaragua 11 000 Todesopfer gefordert und einen Sachschaden von 5 Milliarden US–Dollar angerichtet. 2005 setzte der Hurrikan Katrina die amerikanische Stadt New Orleans zu 80 % unter Wasser und machte sie damit weitgehend unbewohnbar, tötete über 1000 Menschen und verursachte einen Sachschaden von mindestens 81 Milliarden US-Dollar, womit er zum teuersten Hurrikan der USA wurde. Insgesamt ging das Jahr 2005 in die Geschichte als das Jahr der mit Abstand stärksten Hurrikanaktivität im Nordatlantik ein, mit 14 Hurrikanen insgesamt, wovon sieben der Kategorie 3-5 und drei der Kategorie 5 angehörten, und mit zwei Hurrikanen der Kategorie 4 bereits im Juli zu Beginn der Hurrikan-Saison.<ref name="Holland&Webster">Holland, G. J. & Webster, P. J. (2007): Heightened tropical cyclone activity in the North Atlantic: natural variability or climate trend? Phil. Trans. R. Soc. A 365, 2695–2716</ref>

Die ökonomischen Schäden durch Hurrikane in den USA haben seit Beginn des 20. Jahrhunderts um ein Vielfaches zugenommen. In erster Linie ist das jedoch auf das Bevölkerungswachstum und die zunehmende Ansammlung von Werten in den betroffenen Küstenzonen zurückzuführen.<ref>Pielke, R. A. Jr et al. (2008): Normalized hurricane damages in the United States: 1900–2005 Natural Hazards Review 9, 29–42</ref> Rechnet man die Schäden frühere Hurrikane auf die heute in der Region vorhandenen Werte und Bevölkerungszahlen hoch, lässt sich kein Trend ausmachen. Hurrikan Katrina stünde danach nach dem Great-Miami-Sturm von 1926, der unter den Bedingungen von 2005 einen Schaden von 157 Milliarden $ angerichtet hätte, nur an zweiter Stelle. Und auch das verlustreiche Jahrzehnt 1996-2005 läge nach 1926-1935 nur auf dem 2. Platz.

Vor allem das katastrophale Hurrikan-Jahr 2005 hat dennoch erneut die Frage nach einem eventuellen Zusammenhang zwischen der Zunahme von Hurrikanen und der globalen Erwärmung aufgeworfen. Die seitdem intensivierte Forschung ist vor allem zwei Fragen nachgegangen:
# Lässt sich über die letzten Jahrzehnte und eventuell Jahrhunderte ein Trend in der Häufigkeit und/oder Stärke tropischer Wirbelstürme feststellen?
# Gibt es einen Zusammenhang zwischen der globalen Erwärmung und Änderungen im Auftreten von tropischen Wirbelstürmen und wie ist ein solcher Zusammenhang für die Zukunft einzuschätzen?

== Entstehung und Funktion ==

=== Dynamik und Aufbau ===
[[Bild:Hurrikan_aufbau.gif|thumb|420 px|Aufbau eines Hurrikans]]
Die Struktur eines tropischen Wirbelsturms ist zylinderförmig. Im Zentrum herrscht in der unteren Atmosphäre ein sehr geringer Druck und die Luft strömt spiralförmig nach innen. Wenn sich die [[Corioliskraft]] und die Wirkung des Drucks die Waage halten, wie es ohne weitere Einflüsse der Fall ist, strömt Luft im Kreis um den tiefen Druck herum. Je tiefer der Druck, desto größer die Windstärke. Nahe am Boden (bzw. der Wasseroberfläche) wird die Luft aber durch Reibung gebremst. Da die ablenkende Kraft der Erdrotation von der Geschwindigkeit abhängt, die Druckkraft aber nicht, strömt die Luft daher am Boden nach innen.

Auf der Nordhalbkugel drehen sich tropische Wirbelstürme gegen den Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Dass sich tropische Wirbelstürme nur in eine Richtung drehen können (wie übrigens ein Tiefdruckgebiet der mittleren Breiten auch) hängt mit der Richtung der Corioliskraft zusammen, die auf der Nordhalbkugel ein Luftpaket nach rechts ablenkt, auf der Südhalbkugel nach links. Sie wirkt der Kraft entgegen, die durch den Druckunterschied erzeugt wird, so dass der tiefe Druck (also das Zentrum des Hurrikans) auf der linken Seite der zirkulierenden Luft liegen muss.

Bei einem tropischen Wirbelsturm gibt es ein Maximum des Windes etwa 10 - 100 km vom Zentrum entfernt. Dieses wird wegen der starken Bewölkung als „wall“ oder „eyewall“ bezeichnet. Dort steigt Luft sehr schnell auf, kühlt sich ab und verursacht so hohe Gewitterwolken. Im Inneren dagegen sitzt das Auge („eye“), das so genannt wird, weil es dort wenig oder keine Wolken gibt, was auf Satellitenbildern oft ein sehr markantes Merkmal ist. Das liegt daran, dass dort Luft absinkt (denn Absinken und Aufsteigen müssen sich über ein sehr großes Gebiet gemittelt natürlich ausgleichen). Absinkende Luft wird wegen des steigenden Drucks wärmer - das ist dasselbe wie bei einer Fahrradpumpe, die aufgrund des Stauchens der Luft darin warm wird. Dies führt dazu, dass sich die Wolken auflösen; das Auge eines tropischen Wirbelsturms ist also wolkenarm und um ca. 8 Grad wärmer als vor dem Auftreten des tropischen Wirbelsturms. Ein großer Teil der im Eyewall aufgestiegenen Luft strömt an der [[Tropopause]] in ca. 12 - 16 km Höhe aber nicht ins Auge, sondern in die Außenbereiche des tropischen Wirbelsturms, wo ebenfalls Absinken vorherrscht. Dieses Ausströmen ist im Gegensatz zum Einströmen am Boden nicht zylinderförmig (in jede Richtung gleich), sondern geschieht in 1 - 2 schnellen Luftströmungen, weil der Luftdruck in der Höhe nicht so stark beeinflusst ist wie am Boden. In den Außenbereichen bilden sich außerdem spiralförmige Regenbänder. Warum das so ist, ist aktueller Gegenstand der Forschung und hat vermutlich mit der Ausbreitung von Wellen in der Atmosphäre zu tun.

=== Mechanismus ===
Die Funktionsweise eines tropischen Wirbelsturms unterscheidet sich deutlich von den Tiefdruckgebieten mittlerer Breiten, die hier vor allem im Winter Niederschlag und Winde hervorrufen. Diese entstehen durch den Temperaturunterschied zwischen Norden und Süden und vermischen die nebeneinander liegenden Luftmassen miteinander. Ein tropischer Wirbelsturm wird dagegen von der Energie aus dem darunterliegenden Ozean angetrieben, die in die Atmosphäre gelangt, diese aufheizt und daher umschichtet, wie es auch bei einem sommerlichen Gewitter passiert. Die zur Verfügung gestellte Energie setzt sich zusammen aus „sensibler Wärme“, also warmer Luft mit hoher Temperatur, und „latenter Wärme“ in Form von Wasserdampf, der in der Atmosphäre zu Wasser kondensieren kann und damit Wärme freisetzt.

Tropische Wirbelstürme entstehen im gegenwärtigen Klima über tropischen Gewässern mit einer Meeresoberflächentemperatur von mindestens 26 °C als gewaltige Tiefdruckwirbel, die einen Durchmesser von 1000 km erreichen können. Der Ursprung der atlantischen Hurrikane liegt in der Passatzone über dem äquatorialen Afrika, wo sich im tropischen Klima Gewitterzellen bilden, nach Westen driften und als kleine [[Tiefdruckgebiet]]e den Atlantik erreichen.

Über dem warmen Meer kommt es zum Aufsteigen wasserdampfgesättigter Luft, die in der Höhe kondensiert und große Gewitterwolken bildet, aus denen gewaltige Niederschläge fallen. Durch die Verdunstung von Meerwasser und die anschließende Kondensation in der Troposphäre wird latente Wärme transportiert, die die Temperatur der umgebenden Luft erhöht. Die erwärmte Luft wird leichter und steigt empor. Dabei dehnt sie sich aus und kühlt ab, was weitere Kondensation und die Freisetzung weiterer latenter Wärme zur Folge hat, wodurch das Aufsteigen weiter angetrieben wird. Es kommt zu einer positiven Feedback-Reaktion, indem die aufsteigende Luft den Luftdruck über dem Meer zunehmend herabsetzt, wodurch am Boden Luft aus der Umgebung angesaugt wird, Wasserdampf aufnimmt und aufsteigt, in der Höhe kondensiert und Energie abgibt, was für weiteren Auftrieb und noch geringeren Luftdruck am Boden sorgt usw.

Bewegt sich das Tiefdruckgebiet genügend nördlich des Äquators (mindestens 5-8°), lenkt die [[Corioliskraft]] die einströmende Luft nach rechts ab und zwingt sie auf einen sich gegen den Uhrzeigersinn drehenden Wirbel. Aus einem tropischen Tiefdruckgebiet wird so ein tropischer Wirbelsturm und schließlich ein Hurrikan. Je geringer der Druck im Kernbereich ist, desto mehr Luft wird angesaugt und desto höhere Windgeschwindigkeiten entwickeln sich um den Kernbereich herum. Dass die Windgeschwindigkeit höher wird, wenn die Luft nach innen strömt, liegt an der Verteilung der Masse um die Drehachse und lässt sich am besten an einer Eiskunstläuferin veranschaulichen: Zieht sie die Arme an, dreht sie sich schneller; streckt sie die Arme aus, wird sie langsamer (siehe auch [[Corioliskraft]] - Physikalische Erklärung).

Durch die Verdunstung von Wasserdampf, der in der Höhe zu Wolken und Niederschlag kondensiert, wird dem Hurrikan immer mehr Energie zugeführt, wodurch Windgeschwindigkeiten bis zu 300 km/h entstehen können. Die Verdunstung und der Aufstieg wasserdampfreicher Luft sind abhängig von der Meeresoberflächentemperatur, die z.B. im Golf von Mexiko 30 °C und mehr betragen kann. Beim Hurrikan "Katrina" wurden im August 2005 Windgeschwindigkeiten von über 300 km/h und bei "Wilma" im Oktober 2005, dem stärksten Hurrikan seit Beginn der Aufzeichnungen, Spitzenböen bis zu 340 km/h gemessen. Nur im Zentrum, dem sogenannten "Auge" des Wirbelsturms, das in der Regel einen Durchmesser von 15 bis 30 km besitzt, ist es windstill.

Wie viele Vorgänge in der Natur ist die Funktionsweise des Hurrikans mit einem Kreislauf verbunden, bei dem Energie zugeführt und umgewandelt wird: Die als Wärme und Wasserdampf verfügbare Energie wird in Bewegungsenergie überführt und macht sich in den starken Winden bemerkbar. Der Kreisprozess besteht dabei aus folgenden Schritten (unter Vernachlässigung des Auges):

# Luft strömt herein in Richtung des tiefen Luftdrucks und dehnt sich daher aus. Sie wird aber nicht kälter, weil ihr aus dem Ozean Wärmeenergie (latent und sensibel) zugeführt wird.
# Im Wall steigt sie auf, das Wasser darin kondensiert. Obwohl das Kondensieren Wärme freisetzt, wird die Luft kälter, denn in der Höhe ist der Luftdruck sehr gering.
# In der Höhe strömt die Luft auseinander. Energie wird durch Abstrahlung an den Weltraum abgegeben.
# Absinken in den Außenbereichen führt zu einer erneuten Erwärmung.

Allerdings haben die hohen Windgeschwindigkeiten auch einen schwächenden Einfluss (negative Rückkopplung): Sie bewirken ein Aufwühlen des Wassers, so dass tiefere und kältere Schichten des Ozeans an die Oberfläche gemischt werden. Dies kann eine Abkühlung um bis zu 5 Grad bewirken.

Dem Energieumsatz in tropischen Zyklonen kommt im Sommerhalbjahr eine wichtige Rolle bei der Abstrahlung von Energie über den aufgeheizten Ozeanflächen zu. Weil die tropische Atmosphäre einen sehr hohen Wasserdampfgehalt besitzt, kann die langwellige Ausstrahlung nicht genügend Energie von der Erdoberfläche in den Weltraum abführen. Diese Aufgabe übernehmen teilweise die tropischen Zyklonen. Sie transportieren durch Verdunstung und Kondensation Energie in die obere Troposphäre, von wo sie in den Weltraum abgestrahlt werden kann. Außerdem wird durch den starken Wind der Wirbelstürme die Meeresoberfläche aufgewühlt und kühleres Wasser aus der Tiefe nach oben befördert.<ref name=IPCC 2007">IPCC (2007): Working Group I, The Physical Science Basis, Box 3.5.</ref>

=== Entstehung und Auflösung ===
Zwar ist der Mechanismus, nach dem ein Hurrikan funktioniert, bekannt, die Art und Weise wie er entsteht, ist jedoch weitgehend unverstanden. Insbesondere die Entstehung des Auges erscheint zunächst nicht zwingend und ist nicht erschöpfend geklärt. Eine Vorhersage, wo und wann ein Hurrikan auftritt, ist damit ein sehr unsicheres Unterfangen. Etwas leichter und auch üblich ist es, die Zugbahn eines bereits entstandenen Hurrikans vorherzusagen.

Bisherige Studien haben einige wichtige Voraussetzungen identifiziert, die erfüllt sein müssen, damit ein Hurrikan überhaupt entstehen kann. Dass er es dann tatsächlich tut, ist jedoch nicht zwingend - man sagt, die Bedingungen sind „notwenig aber nicht hinreichend“.

Die wichtigsten davon sind folgende:

* Die Meeresoberflächentemperatur muss mehr als 26 Grad betragen und es muss eine warme Wasserschicht ausreichender Tiefe geben.
* Die relative Feuchte der Luft muss hoch sein. Andernfalls wäre die bei der [[Konvektion]] eingemischte Luft von außen zu trocken, es gäbe weniger Kondensationswärme und die Konvektion würde geschwächt.
* Es darf nur eine schwache vertikale Windscherung geben. Damit ist gemeint, dass die Richtung und die Stärke von Winden in allen Höhen über dem Boden ähnlich sein muss.<ref name="Zeng 2010">Zeng, Z., (2010): A statistical analysis of vertical shear effect on tropical cyclone intensity change in the North Atlantic, Geophysical research letters 37, doi:10.1029/2009GL041788</ref> Der Grund ist, dass sonst Eigenschaften der Luft wie Temperatur oder Feuchte mit der Strömung weggetragen würden. Der Hurrikan würde sozusagen auseinander gerissen.
* Die Luft muss eine hohe Wirbelstärke erhalten, d.h. sich in einer Art und Weise bewegen, dass sie in der Höhe leicht auseinanderströmen kann. Das damit ausgelöste Zusammenströmen am Boden führt zu verstärkter Drehung. Diese ist so gerichtet, wie es auch dem Drehsinn eines Hurrikans entspricht (im Norden gegen den Uhrzeigersinn, im Süden anders herum).

Beim Entstehen eines Hurrikans wird ein sich selbst verstärkender Mechanismus (positive Rückkopplung) ausgelöst:
Im Wall kondensiert Wasser und heizt damit die Luft. So wird das Aufsteigen stärker. Im Auge dagegen herrscht Absinken, was eine Erwärmung der Luft zur Folge hat. Daher sinkt dort der Druck. Der verstärkte Druckunterschied zwischen innen und außen verursacht stärkere Winde, denn diese beschleunigen die Luft. Bei höheren Windgeschwindigkeiten ist aber auch die Wärmezufuhr aus dem Ozean stärker, denn die Wellen sind höher, es entsteht Gischt und die erwärmte und angefeuchtete Luft wird schneller durch neue ersetzt. Die Zirkulation wird durch die Energiezufuhr verstärkt, was den Druck im Zentrum weiter sinken lässt. Der Kreislauf ist damit geschlossen. Diese positive Rückkopplung sorgt dafür, dass sich ein Hurrikan sehr rasch entwickeln kann.

Die Auflösung des Hurrikans kann verschiedene Gründe haben:
* Er gelangt zu weit in hohe Breiten, wo die Temperatur der Meeresoberfläche zu gering ist.
* Es wird Luft eingemischt, die einen falschen Drehsinn hat.
* Der Hurrikan trifft auf Land („Landfall“).

Da von dem warmen Oberflächenwasser immer mehr Wasserdampf nachgeliefert wird und die Reibung über der Wasseroberfläche gering ist, entfaltet ein Hurrikan seine größte Energie über dem Meer. Trifft er auf Land, schwächt er sich zum einen wegen der höheren Reibung, zum anderen weil kein Wasserdampf mehr gebildet wird, schnell ab. Der Druck steigt dann sehr schnell und es kann zu extremen Niederschlägen kommen.

Treten in der Höhe stärkere Scherwinde auf, d.h. Winde, die anders als die Bodenwinde gerichtet sind, kann dieser Auftrieb und damit die Energie eines Hurrikans deutlich geschwächt werden. Unterdurchschnittlich niedrige Windscherungen, wie sie seit 1995 im Golf von Mexiko beobachtet wurden, begünstigen die Hurrikanbildung. Eine wichtige Rolle spielt auch die durch die Temperaturschichtung bedingte Stabilität der Atmosphäre. Je stärker das Temperaturgefälle mit der Höhe ist, desto stärker ist der Antrieb für den Aufstieg warmer Luft, was die Entwicklung von tropischen Zyklonen begünstigt.<ref Name=IPCC 2007" />

=== Klassifizierung ===
{| align="right" style="background-color:#E0EEEE;" border=1; width="60%"
|-
| colspan="4" align="center" | '''Tab. 1: Hurrikan-Kategorien nach der Saffir-Simpson-Skala'''
|- style="background-color:#EEE9E9;"
! width="31%" valign="middle"| Kategorie
! width="23%" valign="middle"| Wind in km/h
! width="23%" valign="middle"| Zentraldruck in hPa
! width="23%" valign="middle"| Sturmflut in m
|-
| Tropischer Wirbelsturm
| align="center" | 56-117
|  
|  
|-
| Hurrikan 1 (schwach)
| align="center" | 118-153
| align="center" | über 980
| align="center" | 1,0-1,7
|-
| Hurrikan 2 (mäßig)
| align="center" | 154-177
| align="center" | 965-979
| align="center" | 1,8-2,6
|-
| Hurrikan 3 (stark)
| align="center" | 178-209
| align="center" | 945-964
| align="center" | 2,7-3,8
|-
| Hurrikan 4 (sehr stark)
| align="center" | 210-249
| align="center" | 920-944
| align="center" | 3,9-5,6
|-
|Hurrikan 5 (verwüstend)
| align="center" | über 249
| align="center" | unter 920
| align="center" | über 5,7
|-
|}

Je nach Windgeschwindigkeit werden Hurrikane in fünf Kategorien eingeteilt (s. Tab. 1). Die Benennung einer Störung als tropischer Wirbelsturm erfolgt ab einer Windgeschwindigkeit von 56 km/h. Ab 118 km/h spricht man von einem Hurrikan, ab 178 km/h liegt ein Hurrikan der Kategorie 3 vor, über 249 km/h ein Hurrikan der Kategorie 5.

=== Namensgebung ===
Wie auch bei Tiefdruckgebieten in den [[Mittlere Breiten| mittleren Breiten]], werden Hurrikane mit Vornamen versehen. Dies vereinfacht die Kommunikation zwischen den Wetterdiensten und Behörden in verschiedenen Ländern aber auch in der Schifffahrt. Seit 1953 werden alle Hurrikane im Atlantik nach einer Liste benannt. Diese wird von einem internationalen Komitee der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) erstellt. Auf der Liste stehen für jede Hurrikansaison 21 alphabetisch angeordnete weibliche und männliche Vornamen. Vor 1979 waren es nur weibliche Namen. Die 21 Namen einer Saison wiederholen sich alle 6 Jahre. So sind zum Beispiel die Namen für alle Hurrikane von 2008 bis 2013 schon vorgegeben. Ein Name kann allerdings auch von der Liste gestrichen und ersetzt werden. Dies geschieht bei zerstörerischen Hurrikanen, wie z.B. Katrina (2005) oder Fay (2008). Sollte es in einer Saison mehr als 21 Hurrikane geben, werden die folgenden nach griechischen Buchstaben benannt (Alpha, Beta, Gamma usw.). Für die anderen Hurrikangebiete (z.B. Indischer Ozean) gelten andere Regeln bei der Benennung.

[[Bild:Verbreitung.jpg|thumb|right|330px|Verbreitung aller tropischer Wirbelstürme]]
=== Verbreitung ===
Jedes Jahr entstehen ca. 80 tropische Stürme, von denen sich ein Drittel bis die Hälfte zu Hurrikanen entwickeln. Die Anzahl ist jedoch von Jahr zu Jahr sehr verschieden. Die meisten Hurrikane (ca.87 %) entstehen zwischen 20°N und 20°S; zwei Drittel aller Hurrikane bilden sich auf der Nordhalbkugel. Die bevorzugten Gebiete sind der westliche Atlantik, der östliche Nordpazifik, der westliche Nordpazifik, der nördliche und der südliche Indische Ozean und der Südwest-Pazifik vor Australien.

[[Bild:Hurrikan_zugbahnen.gif|thumb|right|330px|Mittlere Zugbahnen atlantischer Hurrikane im Monat September]]

=== Zugbahnen ===
Die Hurrikane des Nordatlantiks bewegen sich auf Zugbahnen vom mittleren Atlantik oder der östlichen Karibik nach Westen und Norden Richtung Mittelamerika bzw. den Süden der USA. Stürme der höheren Kategorien treten vor allem im nördlichen Westpazifik auf. Im Südatlantik und Südost-Pazifik gibt es so gut wie keine Hurrikane, da dort zu geringe Meeresoberflächentemperaturen herrschen.
Außerdem treten keine Hurrikane in einem engen Bereich um den Äquator herum auf. Dies liegt daran, dass dort die Corioliskraft zu schwach ist (bzw. genau auf dem Äquator 0 ist), so dass die Luft nicht in Drehung versetzt werden kann.

== Tropische Zyklonen und globale Erwärmung ==
* Hauptartikel: [[Tropische Wirbelstürme und globale Erwärmung]]

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* [http://www.naturgewalten.de/hurrikan/hurrfaq.htm Hurrikan-FAQ] Thomas Sävert
* [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/hurrikan Tropische Wirbelstürme]
* [http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress23D.pdf Verstärkt die globale Erwärmung Wirbelstürme?] Climate Press Nr. 23
== Lizenzhinweis ==

{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
ähnlich wie=Hitzewellen
|ähnlich wie=Dürren
|ähnlich wie=Starkniederschläge und Hochwasser
|ähnlich wie=Außertropische Stürme
|beeinflusst von=Corioliskraft
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|umfasst=Tropische Wirbelstürme und globale Erwärmung
|Unterrichtsmaterial=[http://www.lehrer-online.de/hurrikan.php Entstehung und Zugweg eines Hurrikans] Unterrichtseinheit bei Lehrer-Online
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_778/ Tropischer Wirbelsturm] Lernmodul über die Entstehung tropischer Wirbelstürme
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Hitzewellen, Dürren, Starkniederschläge und Hochwasser, Außertropische Stürme, Corioliskraft, ENSO, Tropische Wirbelstürme und globale Erwärmung, Hurrikan, Unterrichtseinheit, Lehrer-Online, Lernmodul Entstehung tropischer Wirbelstürme, Extremereignisse</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]

Aufbau der Atmosphäre

2013-10-21T12:58:53Z

IngoBlees: /* Lizenzhinweis */

[[Bild:Aufbau der Atmosphäre.gif|thumb|420 px|Abb. 1: Der Stockwerkaufbau der Atmosphäre]]
== Die Stockwerke der Atmosphäre ==

Die Atmosphäre ist die dünne Gas-Hülle der Erdkugel. Die Schichtdicke der Atmosphäre bis zur Obergrenze der Stratosphäre (50 km) beträgt weniger als 1 % des Erdradius (6 378 km). Die Gesamt-Luftmasse der Erdatmosphäre beträgt 5,13 × 1015 t (das ist ca. ein Dreihundertstel der [[Wasserressourcen|Wassermasse der Ozeane]] bzw. ca. ein Millionstel der Erdmasse).<ref name="Gericke"> K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel II. Atmosphärenchemie - [http://www.pci.tu-bs.de/aggericke/PC5/Kap_II/Atmosphaere.htm Die Atmosphäre als Hülle der Erde]</ref>

Charakteristisch ist der vertikale Aufbau, der einen wesentlichen Einfluss darauf hat, wie Wetter- und Klimaprozesse ablaufen. Man kann den Aufbau der Atmosphäre natürlich je nach der Art der Klassifikation verschieden darstellen, je nachdem ob man die chemischen, dynamischen, thermischen, optischen oder andere Eigenschaften betrachtet. In der [[Meteorologie]] macht es aber am meisten Sinn, den Temperaturverlauf mit der Höhe als entscheidendes Kriterium heranzuziehen, weil dadurch auch die Wetterphänomene bestimmt sind.

Von unten nach oben gliedert sich die Atmosphäre demnach in die "Stockwerke" [[umfasst räumlich::Troposphäre]], [[umfasst räumlich::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 [[umfasst räumlich::Tropopause]], der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, nur noch 0,36 kg pro m3. Entsprechend nimmt der [[Luftdruck]] von 1013 hPa am Boden auf etwa 200 hPa an der Tropopause und 1 hPa an der Stratopause, der Obergrenze der Stratospäre, ab. Allerdings ist hierbei zu beachten, dass diese Genzen eben über den Temperaturverlauf definiert sind und sich daher je nach Wetterlage Druck und Dichte dort stark ändern können. In extremen Ausnahmefällen kann die Tropopause in mittleren und höheren Breiten durchaus schon bei 500 hPa liegen. (Die genannten Zahlen sind nicht etwa Konstanten, sondern vielmehr als "typische" Werte zu betrachten.)

== Chemische Zusammensetzung ==
{| border="2" cellspacing="0" align="right" width="400" cellpadding="4" rules="all" style="border-collapse:collapse; empty-cells:show; margin: 1em 0em 1em 1em; border: solid 1px #aaaaaa;"
|+ '''Zusammensetzung der Luft'''<ref name="Luft">Amt für Umweltschutz: [http://www.stadtklima-stuttgart.de/index.php?luft_grundlagen_zusammen Natürliche Zusammensetzung der Luft]</ref><ref>Wikipedia: [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft Luft]</ref>
|- style="background-color:#E0EEEE;" align="center"
! Gas
! Formel || Volumenanteil<ref>'''''Beachte:''' Volumenanteil '''≠''' Massenanteil! *) ppm = parts per million (Anteile pro Million) 
Umrechnung (ppm in Prozent): 1 ppm = 0,0001 %</ref><ref name="Ruess">''Die Anteilsgrößen (Massenanteil; Volumenanteil; Stoffmengenanteil) sind dimensionslos, das heißt sie haben keine Einheit. Zur Angabe aller Anteile sind Kürzel wie % , ‰, ppm, ppb usw. erlaubt bzw. üblich, wobei in diesem Fall die Bezeichnung der jeweiligen '''Anteilsgröße zwingend erforderlich''' ist. Zur Vermeidung von Missverständnissen (resp. Berechnungsfehlern) ist es sinnvoll, Einheits-Quotienten z.B. µg/g , µmol/mol , ml/m3 zu verwenden.'' - Vgl.: Klaus-Peter Rueß (Institut für Analytische Chemie, Uni Regensburg, Oktober 2006): [http://www-analytik.chemie.uni-regensburg.de/ruess/ruess1-Dateien/0_Stoech-SB-Gesamt-Vorlesung.pdf Stöchiometrisches Rechnen mit Größengleichungen, Seite 34 ff. von 112(PDF-Datei)]</ref>
! Massenanteil
|- style="background-color:#E4F4B3;" align="center"
| colspan="4" | '''''Hauptbestandteile der trockenen Luft bei Normalnull'''''
|-
| Stickstoff || N2 ||align="right"| 78,084 % ||align="right"| 75,518 %
|-
| Sauerstoff || O2 ||align="right"| 20,942 % ||align="right"| 23,135 %
|-
| Argon || Ar ||align="right"| 0,934 % ||align="right"| 1,288 %
|-
|colspan="2" align="center" | Zwischensummen ||align="right"| 99,960 % ||align="right"| 98,941 %

|- style="background-color:#E4F4B3;" align="center"
| colspan="4" | '''''Gehalt an Spurengasen'''''
|-
| Wasserdampf || H2O ||align="right"| 0,4 % ||align="right"| 0,4 %
|-
| Kohlenstoffdioxid || CO2 ||align="right"| 0,038 % ||align="right"| 0,058 %
|-
| Neon || Ne ||align="right"| 18,180 ppm ||align="right"| 12,67 ppm
|-
| Helium || He ||align="right"| 5,240 ppm ||align="right"| 0,72 ppm
|-
| Methan || CH4 ||align="right"| 1,760 ppm ||align="right"| 0,97 ppm
|-
| Krypton || Kr ||align="right"| 1,140 ppm ||align="right"| 3,30 ppm
|-
| Wasserstoff || H2 ||align="right"| ~500 ppb ||align="right"| 36 ppb
|-
| Distickstoffoxid || N2O ||align="right"| 317 ppb ||align="right"| 480 ppb
|-
| Kohlenstoffmonoxid || CO ||align="right"| 50–200 ppb ||align="right"| 50–200 ppb
|-
| Xenon || Xe ||align="right"| 87 ppb||align="right"| 400 ppb
|-
|}

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 (Volumenanteil = 78,1 %), Sauerstoff (Volumenanteil = 20,9 %) und Argon (Volumenanteil = 0,93 %) zusammen. Klimawirksam sind allerdings nur die sogenannten [[umfasst::Treibhausgase]] wie Wasserdampf (H2O), [[umfasst::Kohlendioxid]] (CO2), [[umfasst::Methan]] (CH4), [[umfasst::Lachgas | Distickstoffoxid]] (N2O) und [[umfasst::Troposphärisches Ozon|Ozon]] (O3), deren Anteil zusammen unter 1 % liegt. Der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre ist regional und zeitlich aber sehr verschieden und liegt im Mittel bei etwa 1 %.

Die Spurengase [[Absorption|absorbieren]] zum Teil die kurzwellige Solarstrahlung und vor allem die [[Terrestrisch|terrestrische]] Infrarotstrahlung und tragen damit über den natürlichen [[umfasst Prozess::Treibhauseffekt]] entscheidend zur Erwärmung der Atmosphäre bei. Ohne die Wirksamkeit dieser Spurengase wäre es in Bodennähe um 33 °C kälter; d.h. wir hätten auf der Erde statt der gegenwärtigen +15 °C eine globale Durchschnittstemperatur von -18 °C. Mit Ausnahme des Ozons befinden sich diese Spurengase vor allem in der unteren Troposphäre, da ja dort die Luftdichte am größten ist. Da die untere Atmosphäre so gut durchmischt ist, ist die Zusammensetzung mit Ausnahme von Wasserdampf und Ozon dort etwa gleich. Erst in Höhen von ca. 100 km beginnen die Gase sich gemäß ihrem Gewicht zu schichten, d.h. leichte Gase sind in großen Höhen stärker konzentriert als schwere. Außerdem herrscht in solchen Höhen eine starke UV-[[Strahlung]], die Moleküle spalten kann und so die Zusammensetzung der Luft mit prägt.

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 oder von der Erdoberfläche aufgewirbelt werden. Sie wirken im wesentlichen abkühlend, da sie Sonnenstrahlen zurückstreuen. Außerdem spielen Aerosole als [[Kondensation]]skerne 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 Sulfat-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 [[anthropogen]]e Aerosole durch ihre Rolle bei der Wolkenbildung aus, auch wenn die Mechanismen hier noch weitgehend ungeklärt sind.

== Temperaturprofil der Atmosphäre ==

Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre bestimmt teilweise das charakteristische vertikale Temperaturprofil der Atmosphäre. In der Troposphäre nimmt die Temperatur vom Erdboden bis zur [[Tropopause]], der Obergrenze der Troposphäre, von im Mittel 15 °C auf -50 °C 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 [[Treibhausgase]]n absorbiert. In der darüber liegenden Stratosphäre nimmt die Temperatur wieder zu, da ein Teil der Sonnenstrahlen in der Stratosphäre von dem hier konzentrierten [[Stratosphärisches Ozon|(stratosphärischen) 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.

== Wasserdampf ==

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 Sonnenstrahlung eher durchlassen, die Wärmestrahlung aber absorbieren.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel [http://www.pci.tu-bs.de/aggericke/PC5/#II II. Atmosphärenchemie]

{{#set:
Folge von=CO2-Emissionen durch private Haushalte
| umfasst Prozess=Atmosphärische Zirkulation
| Vergangenheit=Geschichte der Erdatmosphäre
| einfach=Atmosphäre (einfach)
| Teil von=Atmosphäre im Klimasystem
|Unterrichtsmaterial=[http://www.lehrer-online.de/stratosphaere.php?sid=76046581756024410023428172820370 Aufbau der Atmosphäre] Unterrichtseinheit bei Lehrer Online
|Unterrichtsmaterial=[http://www.atmosphere.mpg.de/enid/9c0ca987e42688ad5f91d8072835c98e,0/1__Aufbau___Zusammensetzung/__Arbeitsblatt_1_2sa.html Arbeitsblatt 1: Luft und Temperatur] ESPERE Klimaenzyklopädie
}}

== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, CO2-Emissionen durch private Haushalte, Atmosphärische Zirkulation, Geschichte der Erdatmosphäre, Atmosphäre (einfach), Atmosphäre im Klimasystem, Unterrichtseinheit, Lehrer Online, Arbeitsblatt Luft und Temperatur</metakeywords>

[[Kategorie:Atmosphäre]]

Eiszeitalter

2013-10-21T12:55:35Z

IngoBlees:

[[Bild:Erdbahnparameter.jpg|thumb|420px|[[Erdbahnparameter]] und ihre Zyklen in den letzten 1000 Millionen Jahren]]
Als '''Eiszeitalter''' werden Perioden der Erdgeschichte bezeichnet, in denen sich um beide Pole herum, z.T. bis in die mittleren Breiten reichend, größere Vereisungen gebildet haben. Im Laufe der Erdgeschichte gab es mindestens sechs solcher Eiszeitalter, z. B. vor 600 und vor 300 Millionen Jahren. Die jüngste Epoche der Erdgeschichte, die vor etwa 2,7 Millionen Jahre begann, ist in diesem Sinne ebenfalls ein Eiszeitalter. Sie ist gekennzeichnet durch deutliche Schwankungen zwischen kälteren und wärmeren Phasen, den sogenannten Kaltzeiten oder Glazialen (gelegentlich auch "Eiszeit" genannt) und Warmzeiten oder Interglazialen. Gegenwärtig befinden wir uns in einer Warmzeit dieses Eiszeitalters.

== Das Quartär ==
[[Bild:Klimageschichte uebersicht.jpg|thumb|400px|Gliederung des Erdzeitalters]]
Eiszeitalter gab es auch in früheren Epochen der Erdgeschichte, die jedoch während der meisten Zeit eisfrei war. Das gegenwärtige Eiszeitalter wird in der Fachsprache als Quartär bezeichnet und in das Pleistozän (das eigentliche Eiszeitalter) und das [[Holozän]] (die Nacheiszeit) untergliedert. Es ist die jüngste Phase des [[Känozoikum]]s, der Erdneuzeit. Die jüngste Vereisung der Erde setzte allerdings bereits sehr viel früher als das gegenwärtige Eiszeitalter ein. Bereits ca. 35 Mill. Jahre vor heute bildete sich der [[Antarktischer Eisschild|antarktische Eisschild]]. Erst mit der Vereisung auch der Arktis um etwa 2,7 Mill. Jahre v.h. begann dann das Quartär. Zusammen mit anderen Eiszeitaltern der Erdgeschichte zeichnet sich das Quartär dadurch aus, dass um beide Pole herum größere [[Eisschilde]] zu finden sind. Diese Eismassen stießen vor allem auf der Nordhalbkugel in den Kaltzeiten weit nach Süden vor und banden so viel Wasser, dass sich der Meeresspiegel um 100 m und mehr gegenüber den Warmzeiten senkte. So lag der Meeresspiegel im Letzten Glazialen Maximum (LGM) vor etwa 20 000 Jahren um 130 m niedriger als heute, woraus sich ableiten lässt, dass das gesamte globale Eisvolumen um 50 Millionen km3 größer als das gegenwärtige war.
[[Bild:CO2_640000.jpg|thumb|420px|Temperatur und CO2 in den letzten 640 000 Jahren]]

===Kalt- und Warmphasen===
Während des gegenwärtigen Eiszeitalters wechseln sich warme und kalte Phasen in einem Zyklus von ungefähr 100 000 Jahren ab. Das Quartär umfasste über 20 Kalt-/Warmzeit-Zyklen, wobei die Amplitude der früheren Zyklen wahrscheinlich geringer war als die der späteren. Dem Holozän der Gegenwart ging vor ungefähr 130 000 bis 116 000 Jahren das Eem und vor etwa 230 000 Jahren die Holstein-Warmzeit voraus. Das Eem war um etwa 2 °C wärmer als das Holozän. Vor allem die Winter waren offensichtlich wesentlich milder. Die Warmzeiten dauerten zwischen 10 000 und 30 000 Jahren.<ref name="IPCC 2007">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 6.4.1.5</ref> Dazwischen lagen verschiedene Kaltzeiten wie die Weichsel-, die Saale- oder die Elster-Kaltzeit (Benennungen nach der norddeutschen Nomenklatur). Eine besonders lange Warmzeit von ca. 30 000 Jahren gab es vor etwa 400 000 Jahren. Auch für die jetzige Warmzeit ist unter natürlichen CO2-Bedingungen eine ähnliche Dauer berechnet worden.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 6.4.1.8</ref> Bleibt der jetzige [[Kohlendioxid-Konzentration|Kohlendioxidgehalt]] der Atmosphäre über viele Tausend Jahre erhalten oder steigt sogar noch weiter an, könnte die nächste Kaltzeit ausfallen und das seit 2,6 Millionen Jahren andauernde Eiszeitalter beendet sein. Die Menschheit hätte dann möglicherweise eine neue Klimaepoche eingeleitet, das "[[Anthropozän]]".<ref>Paul J. Crutzen (2002): Geology of mankind, Nature 415, 23; Jan Zalasiewicz et al. (2008): Are we now living in the Anthropocene?, GSA TODAY, 18/2, 4-8</ref>

===Kaltzeitliche Klimaschwankungen===
Bei einem Vergleich zwischen der aktuellen Warmzeit und der letzten Kaltzeit fällt auf, dass es in der Kaltzeit starke Temperaturschwankungen gab, die für das Holozän unbekannt sind. Es gab relativ warme Perioden, die sogenannten Dansgaard-Oeschger-Zyklen, und besonders kalte Perioden, die sogenannten Heinrich-Events. Diese Ereignisse waren auf den Nordatlantikraum konzentriert, während auf der Südhalbkugel jeweils umgekehrte Verhältnisse herrschten. Als Ursache wird eine Verstärkung bzw. ein Aussetzen der kaltzeitlichen [[Globales Förderband|thermohalinen Zirkulation]] angenommen, bedingt durch die Verringerung bzw. Verstärkung der Frischwasserzufuhr von den [[Eisschilde]]n der Nordhalbkugel. Auch das Ende der letzten Kaltzeit war von heftigen Klimaschwankungen begleitet, der warmen Alleröd- und der kalten Jüngeren Dryas-Phase.
* Hauptartikel [[Abrupte Klimaänderungen]]

== Ursachen ==
[[Bild:Erdachse.jpg|thumb|420px|Bedingungen für Warmzeit und Kaltzeit in Abhängigkeit von den Erdbahnparametern]]

===Kalt- und Warmzeiten===
[[Bild:Solarantrieb400000.jpg|thumb|420px|[[Strahlungsantrieb]] durch die [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]], bedingt durch Änderungen der Erdbahnparameter]]
====Milankovitch-Theorie====

Die grundlegende Ursache für die verhältnismäßig regelmäßigen Schwankungen zwischen Kalt- und Warmzeiten im Quartär wird in der Variabilität der [[Erdbahnparameter]] gesehen. Diese Erklärung wird nach dem Pionier der Erforschung des orbitalen Antriebs auch als Milankovitch-Theorie bezeichnet. Sie besagt, dass sich die Erde nicht gleichmäßig wie ein Uhrwerk um die Sonne bewegt, sondern aufgrund der Anziehungskraft durch andere Planeten quasi regelmäßige Abweichungen davon aufweist, die verschiedenen Zeitskalen folgen und sich vorausberechnen lassen. Es gibt zum einen die Abweichung der elliptischen Erdbahn von der Kreisbahn, die Exzentrizität, dann die Variation in der Neigung der Erdachse gegen die Erdbahnebene, die Obliquität, und schließlich die Präzession, eine Art Pendelbewegung der Achse der Erde. In der Summe kommt es zu komplizierten Überlagerungen und Abhängigkeiten der einzelnen Effekte.

Entscheidend ist dabei, wie viel Sonnen[[strahlung]] die Kontinente der Nordhalbkugel im Sommer erhalten: Fällt sie unter einen kritischen Wert, schmilzt der Schnee des letzten Winters nicht mehr ab, im nächsten Winter fällt darauf neuer Schnee und allmählich entsteht ein [[Eisschilde|Eisschild]]. Günstige Bedingungen für warme Sommer auf der Nordhalbkugel liegen in folgenden Fällen vor:
# Die Erde befindet sich auf ihrer elliptischen Bahn im Nordsommer deutlich näher zur Sonne als im Nordwinter (Exzentrizität).
# Die Erdachse ist relativ stark geneigt (Obliquität), und zwar gerade im Nordsommer zur Sonne hin (Präzession).
Die nächste stärkere Reduzierung der solaren Einstrahlung auf die Nordhalbkugel im Sommer beginnt in 30 000 Jahren.<ref name="IPCC 2007">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, FAQ 6.1 und Box 6.1</ref>

====Rückkopplungsprozesse====
Die Unterschiede in der [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] durch die Schwankungen der Erdbahnparameter sind jedoch viel zu schwach, um das ganze Ausmaß der Temperaturunterschiede zwischen Kalt- und Warmzeiten zu erklären. Tatsächlich lässt sich aus ihnen nur ein Temperaturunterschied von höchstens 0,5 °C ableiten, während der tatsächliche Unterschied typischerweise bei 5 °C lag. Es muss also Prozesse im [[Klimasystem]] selbst gegeben haben, die durch positive Rückkopplungen den [[Strahlungsantrieb|solaren Antrieb]] wesentlich verstärkt haben. Diese werden heute in zwei Faktoren gesehen:
# in der [[Albedo]], vor allem der [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Eis-Albedo]],
# in den [[Treibhausgase]]n der Atmosphäre, vor allem dem [[Kohlendioxid]].<ref name="Hansen et al. 2008">Hansen, J. et al. (2008): [http://www.columbia.edu/~jeh1/2008/TargetCO2_20080407.pdf Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim?]</ref>
[[Bild:Antrieb20000_heute.jpg|thumb|320px|Der [[Strahlungsantrieb]] zwischen dem Letzten Glazialen Maximum (LGM) und heute]]
Bei einer Abkühlung durch verminderte solare [[Strahlung]], die orbital verursacht ist, wachsen die Eis- und Schneeflächen. Die Folge ist eine verstärkte Reflexion der [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]], die eine weitere Abkühlung und ein weiteres Wachsen der Eis- und Schneeflächen zur Folge haben usw. Auch die [[Biosphäre im Klimasystem|Vegetation]] spielt dabei eine, wenn auch geringere Rolle. In einem kälteren Klima gehen die Vegetationsflächen zurück, wodurch ebenfalls die solare Einstrahlung stärker reflektiert wird. Außerdem verstärkt auch eine höhere Konzentration von mineralischem Staub in der Atmosphäre die globale Albedo. Aus vegetationsfreien Flächen kann auch mehr Staub ausgeweht werden. Eine weitere Rolle spielt die Absenkung des Meeresspiegels, wodurch Landflächen mit geringer Albedo frei werden. Durch die Albedo-Rückkopplung lassen sich mindestens 3,5 Watt/m2 bzw.2,5 °C der Temperaturdifferenz zwischen Kalt und Warmzeiten erklären.<ref name="Hansen et al. 2008">Hansen, J. et al. (2008): [http://www.columbia.edu/~jeh1/2008/TargetCO2_20080407.pdf Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim?]</ref> Der IPCC-Bericht von 2007 nimmt sogar 4,2 Watt/m2 an, mit allerdings großen Unsicherheiten bei der Wirkung von Vegetation und Staub.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, Figure 6.5</ref>

Die [[Treibhausgase]] spielen eine ähnliche Rolle wie die Albedo. Sie stehen für etwa 3 Watt/m2 bzw. ca. 2 °C des Temperaturunterschieds.<ref name="Hansen et al. 2008">Hansen, J. et al. (2008): [http://www.columbia.edu/~jeh1/2008/TargetCO2_20080407.pdf Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim?]</ref> Nach IPCC-Angaben liegt der Strahlungseffekt bei 2 Watt/m2.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 6.4.1.2</ref> Warum ist das so? In den Kaltzeiten lag der CO2-Gehalt bei 190 ppm (heute 385 ppm)<ref>ppm (Teile pro Million) ist das Verhältnis der Anzahl von Treibhausgasmolekülen zur Gesamtzahl der Moleküle in trockener Luft.</ref>, in den Warmzeiten bei 280 ppm. Der Grund liegt vor allem in der Aufnahmekapazität des Ozeans, der bei einer Abkühlung der Atmosphäre CO2 entzieht und bei einer Erwärmung CO2 an sie abgibt. Auch hier spielt sich über die Landvegetation eine sekundäre (in diesem Fall negative) Rückkopplung ab. Die verminderte Vegetation in Kaltzeiten kann weniger Kohlendioxid speichern als eine üppige Vegetationsdecke in Warmzeiten. Neben Kohlendioxid spielen dabei auch andere Treibhausgase eine Rolle. CO2 steht allerdings für 75% des Antriebs durch Treibhausgase, [[Methan]] für 14% und [[Lachgas|Distickstoffoxid]] für 11%.<ref name="Hansen et al. 2008">Hansen, J. et al. (2008): [http://www.columbia.edu/~jeh1/2008/TargetCO2_20080407.pdf Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim?]</ref>

Die verzögerte Aufnahme bzw. Abgabe des sich abkühlenden bzw. erwärmenden [[Ozean im Klimasystem|Ozeans]] hat zur Folge, dass sich in den Daten der Eisbohrkern zunächst eine Temperaturab- bzw. -zunahme zeigt und erst nach einigen Hundert Jahren auch ein Anstieg des Kohlendioxids.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 6.4.1</ref> Von Klimaskeptikern ist dieses Phänomen als Argument dafür benutzt worden, dass Kohlendioxid für Klimaänderungen keine Rolle spiele. Übersehen wird dabei, dass die orbital bedingten Temperaturschwankungen nur für einen anfänglichen kleinen Teil des Gesamtunterschiedes zwischen Kalt- und Warmzeiten verantwortlich sind, der als Ganzes nur durch die oben beschriebenen Rückkopplungsprozesse erklärt werden kann. Auch die Klimaentwicklung im gesamten [[Känozoikum]] zeigt, dass Klimaänderungen ganz entscheidend durch Kohlendioxid beeinflusst werden.

===Der Beginn des Eiszeitalters===
Die Erde hat sich auch vor Beginn des Eiszeitalters schon mit ähnlichen Schwankungen um die Sonne bewegt.
: Warum hat dann aber das gegenwärtige Eiszeitalter erst vor 2,7 Mill. Jahren eingesetzt?

Dafür werden vor allem zwei Ursachen diskutiert. Die bedeutendste Ursachen ist wahrscheinlich die veränderte atmosphärische Zusammensetzung der Atmosphäre seit dem frühen [[Känozoikum]].<ref name="Ruddiman 2010">Ruddiman, W.F. (2010): A Paleoclimatic Enigma?, Science 328, 838-839</ref> Am Beginn des Känozoikums vor 50-60 Millionen Jahren lag der CO2-Gehalt bei 1000-1500 ppm (ein Wert, der nach dem extremen [[IPCC]]-[[Klimaszenarien|Szenario]] A1Fl bis zum Jahr 2100 erreicht werden könnte). Vor 10-20 Millionen Jahren v.h. war dieser Wert auf 350-400 ppm gesunken und ging dann zwischen 5 und 2 Mio. Jahren auf weniger als 300 ppm zurück.<ref name="Sarntheim 2011">Sarnthein, M. (2011): Beginn der großen Vereisung im Quartär und und zur Rolle von Ozean und CO2, in: José L. Lozán et al. (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen und Risiken. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 120-125</ref> Die letzte Absenkung des Kohlendioxidgehalts der Atmosphäre hatte eine Abkühlung auf Grönland um 2-3 °C zur Folge. Als Begründung für den CO2-Rückgang werden verschiedene Vorgänge angenommen. Durch große Gebirgsbildungsprozesse, vor allem die Aufwölbung des Himalayas und des tibetischen Plateaus, der zentralen Anden mit dem Altiplano und der kanadischen Rocky Mountains, wurde ab etwa 36 Millionen Jahre v.h. Kohlendioxid bei Verwitterungsprozessen in hohen Maßen aus der Atmosphäre gebunden und dem Ozean zugeführt. Damit begann eine tendenzielle Abkühlung, die zunächst die Bildung des [[Antarktischer Eisschild|antarktischen Eisschildes]] einleitete und später zur Vereisung der Nordhalbkugel geführt haben soll.

Auch die Schließung der mittelamerikanischen Landbrücke, die bereits vor 13 Millionen Jahre begann und vor 2,7 Millionen Jahren nahezu beendet war, wird als Ursache für den Beginn des Eiszeitalters diskutiert.<ref name="Ruddiman 2010" /><ref name="Sarntheim 2011" /> Hierdurch entstand erst die heute das nordatlantische Klima bestimmende Thermohaline Zirkulation mit Golf- und Nordatlantikstrom.<ref>Haug, G., R. Tiedemann und R. Zahn (2002): Vom Panama-Isthmus zum Grönlandeis, Spektrum der Wissenschaft Dossier 1/2002, 50-52; Driscoll, N.W. and G.H. Haug (1998): A Short Circuit in Thermohaline Circulation: A Cause for Northern Hemisphere Glaciation?, Science 282, 436-438; Haug, G.H. and R. Tiedemann (1998): Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation, Nature 393, 673-676</ref> Das ozeanische Strömungssystem, das bis dahin zwischen den beiden amerikanischen Kontinenten den Atlantik mit dem Pazifik verband, organisierte sich neu und nahm das heutige Aussehen im Nordatlantik an. Dadurch wurde wie in der Gegenwart warmes und salzreiches Wasser weit nach Norden transportiert, die Verdunstung in den höheren nördlichen Breiten verstärkt und Wasserdampf zunehmend über die großen Landmassen transportiert. Damit war genügend Feuchtigkeit in der Atmosphäre zur Bildung von großen Eismassen vorhanden. Die verminderte [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] der nächsten "kühlen" Phase der Milankovitch-Zyklen sorgte dann dafür, dass der [[Niederschlag]] als [[Schnee]] auf die Landflächen der höheren Breiten fiel und auch im Sommer liegen blieb. Und als Folge entwickelten sich die ersten großen [[Eisschilde]] auf der Nordhalbkugel, und der Beginn des Pleistozäns war eingeleitet.

Wahrscheinlich lässt sich der Beginn des Eiszeitalters jedoch nicht auf einen einzigen tektonischen Vorgang zurückführen.<ref>Ravelo, A.C. et al. (2004): Regional climate shifts caused by gradual global cooling in the Pliocene epoch, Nature 429, 263-267</ref> Weitere Vorgänge spielten möglicherweise ebenfalls eine Rolle, so die Anhebung großer Landmassen in kühlere Zonen der Atmosphäre oder die allmähliche plattentektonische Verschiebung der Kontinenten der Nordhalbkugel Richtung Pol.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Unterricht ==
* [[Eiszeitalter: Arbeitsblatt]]

== Literatur ==
* Edmund Blair Bolles: ''Eiszeit. Wie ein Professor, ein Politiker und ein Dichter das ewige Eis entdeckten.'' Argon, Berlin 2000
* Hansjürgen Müller-Beck: ''Die Eiszeiten. Naturgeschichte und Menschheitsgeschichte.'' Beck, München 2005: Knappe Einführung aus der Beck'schen Reihe
* Josef Klostermann: ''Das Klima im Eiszeitalter.'' Schweizerbart, Stuttgart 1999
* Christian-Dietrich Schönwiese: ''Klima im Wandel. Tatsachen, Irrtümer, Risiken.'' Deutsche Verlagsanstalt, 1992
* Wolfgang Fraedrich: ''Spuren der Eiszeit - Landschaftsformen in Europa'', Springer Verlag
* William Ruddiman: ''Earth´s climate: past and future'', New York 2002, 465 S.(englisch)
* Roland Walter: ''Erdgeschichte - Die Entstehung der Kontinente und Ozeane'', 5. Auflage, Walter de Gruyter, Berlin, New York, 2003

== Weblinks ==
* [http://www.climate-service-center.de/012806/index_0012806.html.de Klimawandel in den letzten 450.000 Jahren] Woher weiß man, wie das Klima vor Tausenden von Jahren war? - Eine Darstellung des Climate Service Center
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Eiszeitalter Eiszeitalter] und [http://de.wikipedia.org/wiki/Pleistoz%C3%A4n Pleistozän] bei Wikipedia
* O. Bubenzer, U. Radtke (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28155 Natürliche Klimaänderungen im Laufe der Erdgeschichte], aus: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 17-26
* T. Litt (2003): [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU22/klimastatusbericht/einzelne__berichte/ksb2003__pdf/02__2003,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/02_2003.pdf Klimaentwicklung in Europa während der letzten Warmzeit 126.000 - 115.000 Jahre vor heute] Darstellung der Eem-Warmzeit beim Deutschen Wetterdienst

== Lizenzangaben ==
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AbfrageTest4

2013-07-25T13:51:36Z

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Ursachen Treibhauseffekt und ihre weiteren Wirkungen

2013-07-25T13:51:36Z

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Tropische Wirbelstürme

2013-07-25T12:04:39Z

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[[Bild:Kate_2003.jpg|thumb|420px|Satellitenbild des Hurrikans Kate aus dem Jahr 2003]]
Tropische Wirbelstürme gehören mit [[ähnlich wie::Hitzewellen]], [[ähnlich wie::Dürren]], [[ähnlich wie::Starkniederschläge und Hochwasser|Starkniederschlägen]], und [[ähnlich wie::Außertropische Stürme|Außertropischen Stürmen]] zu den Wetterextremen, die möglicherweise durch den [[Folge von::Klimawandel]] verstärkt oder häufiger auftreten werden. Von tropischen Wirbelstürmen geht mit die stärkste Zerstörungskraft für natürliche und soziale Systeme aus. Sie treten in den tropischen Regionen aller drei Ozeane auf. Im Atlantik heißen sie '''Hurrikane''', im Pazifik '''Taifune''', im nördlichen Indischen Ozean '''Zyklone.''' Der Einfachheit halber wird der Begriff „Hurrikan“ häufig auch universal gebraucht. Im Focus der Aufmerksamkeit stehen in der westlichen Welt die tropischen Wirbelstürme im Atlantik, wegen ihrer Gefährdung der westlichen Hemisphäre, aber auch weil sie am besten erforscht sind und über sie die längsten Datenreihen vorliegen.

== Schäden durch tropische Wirbelstürme ==
1998 hat der Hurrikan Mitch in Honduras und Nicaragua 11 000 Todesopfer gefordert und einen Sachschaden von 5 Milliarden US–Dollar angerichtet. 2005 setzte der Hurrikan Katrina die amerikanische Stadt New Orleans zu 80 % unter Wasser und machte sie damit weitgehend unbewohnbar, tötete über 1000 Menschen und verursachte einen Sachschaden von mindestens 81 Milliarden US-Dollar, womit er zum teuersten Hurrikan der USA wurde. Insgesamt ging das Jahr 2005 in die Geschichte als das Jahr der mit Abstand stärksten Hurrikanaktivität im Nordatlantik ein, mit 14 Hurrikanen insgesamt, wovon sieben der Kategorie 3-5 und drei der Kategorie 5 angehörten, und mit zwei Hurrikanen der Kategorie 4 bereits im Juli zu Beginn der Hurrikan-Saison.<ref name="Holland&Webster">Holland, G. J. & Webster, P. J. (2007): Heightened tropical cyclone activity in the North Atlantic: natural variability or climate trend? Phil. Trans. R. Soc. A 365, 2695–2716</ref>

Die ökonomischen Schäden durch Hurrikane in den USA haben seit Beginn des 20. Jahrhunderts um ein Vielfaches zugenommen. In erster Linie ist das jedoch auf das Bevölkerungswachstum und die zunehmende Ansammlung von Werten in den betroffenen Küstenzonen zurückzuführen.<ref>Pielke, R. A. Jr et al. (2008): Normalized hurricane damages in the United States: 1900–2005 Natural Hazards Review 9, 29–42</ref> Rechnet man die Schäden frühere Hurrikane auf die heute in der Region vorhandenen Werte und Bevölkerungszahlen hoch, lässt sich kein Trend ausmachen. Hurrikan Katrina stünde danach nach dem Great-Miami-Sturm von 1926, der unter den Bedingungen von 2005 einen Schaden von 157 Milliarden $ angerichtet hätte, nur an zweiter Stelle. Und auch das verlustreiche Jahrzehnt 1996-2005 läge nach 1926-1935 nur auf dem 2. Platz.

Vor allem das katastrophale Hurrikan-Jahr 2005 hat dennoch erneut die Frage nach einem eventuellen Zusammenhang zwischen der Zunahme von Hurrikanen und der globalen Erwärmung aufgeworfen. Die seitdem intensivierte Forschung ist vor allem zwei Fragen nachgegangen:
# Lässt sich über die letzten Jahrzehnte und eventuell Jahrhunderte ein Trend in der Häufigkeit und/oder Stärke tropischer Wirbelstürme feststellen?
# Gibt es einen Zusammenhang zwischen der globalen Erwärmung und Änderungen im Auftreten von tropischen Wirbelstürmen und wie ist ein solcher Zusammenhang für die Zukunft einzuschätzen?

== Entstehung und Funktion ==

=== Dynamik und Aufbau ===
[[Bild:Hurrikan_aufbau.gif|thumb|420 px|Aufbau eines Hurrikans]]
Die Struktur eines tropischen Wirbelsturms ist zylinderförmig. Im Zentrum herrscht in der unteren Atmosphäre ein sehr geringer Druck und die Luft strömt spiralförmig nach innen. Wenn sich die [[Corioliskraft]] und die Wirkung des Drucks die Waage halten, wie es ohne weitere Einflüsse der Fall ist, strömt Luft im Kreis um den tiefen Druck herum. Je tiefer der Druck, desto größer die Windstärke. Nahe am Boden (bzw. der Wasseroberfläche) wird die Luft aber durch Reibung gebremst. Da die ablenkende Kraft der Erdrotation von der Geschwindigkeit abhängt, die Druckkraft aber nicht, strömt die Luft daher am Boden nach innen.

Auf der Nordhalbkugel drehen sich tropische Wirbelstürme gegen den Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Dass sich tropische Wirbelstürme nur in eine Richtung drehen können (wie übrigens ein Tiefdruckgebiet der mittleren Breiten auch) hängt mit der Richtung der Corioliskraft zusammen, die auf der Nordhalbkugel ein Luftpaket nach rechts ablenkt, auf der Südhalbkugel nach links. Sie wirkt der Kraft entgegen, die durch den Druckunterschied erzeugt wird, so dass der tiefe Druck (also das Zentrum des Hurrikans) auf der linken Seite der zirkulierenden Luft liegen muss.

Bei einem tropischen Wirbelsturm gibt es ein Maximum des Windes etwa 10 - 100 km vom Zentrum entfernt. Dieses wird wegen der starken Bewölkung als „wall“ oder „eyewall“ bezeichnet. Dort steigt Luft sehr schnell auf, kühlt sich ab und verursacht so hohe Gewitterwolken. Im Inneren dagegen sitzt das Auge („eye“), das so genannt wird, weil es dort wenig oder keine Wolken gibt, was auf Satellitenbildern oft ein sehr markantes Merkmal ist. Das liegt daran, dass dort Luft absinkt (denn Absinken und Aufsteigen müssen sich über ein sehr großes Gebiet gemittelt natürlich ausgleichen). Absinkende Luft wird wegen des steigenden Drucks wärmer - das ist dasselbe wie bei einer Fahrradpumpe, die aufgrund des Stauchens der Luft darin warm wird. Dies führt dazu, dass sich die Wolken auflösen; das Auge eines tropischen Wirbelsturms ist also wolkenarm und um ca. 8 Grad wärmer als vor dem Auftreten des tropischen Wirbelsturms. Ein großer Teil der im Eyewall aufgestiegenen Luft strömt an der [[Tropopause]] in ca. 12 - 16 km Höhe aber nicht ins Auge, sondern in die Außenbereiche des tropischen Wirbelsturms, wo ebenfalls Absinken vorherrscht. Dieses Ausströmen ist im Gegensatz zum Einströmen am Boden nicht zylinderförmig (in jede Richtung gleich), sondern geschieht in 1 - 2 schnellen Luftströmungen, weil der Luftdruck in der Höhe nicht so stark beeinflusst ist wie am Boden. In den Außenbereichen bilden sich außerdem spiralförmige Regenbänder. Warum das so ist, ist aktueller Gegenstand der Forschung und hat vermutlich mit der Ausbreitung von Wellen in der Atmosphäre zu tun.

=== Mechanismus ===
Die Funktionsweise eines tropischen Wirbelsturms unterscheidet sich deutlich von den Tiefdruckgebieten mittlerer Breiten, die hier vor allem im Winter Niederschlag und Winde hervorrufen. Diese entstehen durch den Temperaturunterschied zwischen Norden und Süden und vermischen die nebeneinander liegenden Luftmassen miteinander. Ein tropischer Wirbelsturm wird dagegen von der Energie aus dem darunterliegenden Ozean angetrieben, die in die Atmosphäre gelangt, diese aufheizt und daher umschichtet, wie es auch bei einem sommerlichen Gewitter passiert. Die zur Verfügung gestellte Energie setzt sich zusammen aus „sensibler Wärme“, also warmer Luft mit hoher Temperatur, und „latenter Wärme“ in Form von Wasserdampf, der in der Atmosphäre zu Wasser kondensieren kann und damit Wärme freisetzt.

Tropische Wirbelstürme entstehen im gegenwärtigen Klima über tropischen Gewässern mit einer Meeresoberflächentemperatur von mindestens 26 °C als gewaltige Tiefdruckwirbel, die einen Durchmesser von 1000 km erreichen können. Der Ursprung der atlantischen Hurrikane liegt in der Passatzone über dem äquatorialen Afrika, wo sich im tropischen Klima Gewitterzellen bilden, nach Westen driften und als kleine [[Tiefdruckgebiet]]e den Atlantik erreichen.

Über dem warmen Meer kommt es zum Aufsteigen wasserdampfgesättigter Luft, die in der Höhe kondensiert und große Gewitterwolken bildet, aus denen gewaltige Niederschläge fallen. Durch die Verdunstung von Meerwasser und die anschließende Kondensation in der Troposphäre wird latente Wärme transportiert, die die Temperatur der umgebenden Luft erhöht. Die erwärmte Luft wird leichter und steigt empor. Dabei dehnt sie sich aus und kühlt ab, was weitere Kondensation und die Freisetzung weiterer latenter Wärme zur Folge hat, wodurch das Aufsteigen weiter angetrieben wird. Es kommt zu einer positiven Feedback-Reaktion, indem die aufsteigende Luft den Luftdruck über dem Meer zunehmend herabsetzt, wodurch am Boden Luft aus der Umgebung angesaugt wird, Wasserdampf aufnimmt und aufsteigt, in der Höhe kondensiert und Energie abgibt, was für weiteren Auftrieb und noch geringeren Luftdruck am Boden sorgt usw.

Bewegt sich das Tiefdruckgebiet genügend nördlich des Äquators (mindestens 5-8°), lenkt die [[Corioliskraft]] die einströmende Luft nach rechts ab und zwingt sie auf einen sich gegen den Uhrzeigersinn drehenden Wirbel. Aus einem tropischen Tiefdruckgebiet wird so ein tropischer Wirbelsturm und schließlich ein Hurrikan. Je geringer der Druck im Kernbereich ist, desto mehr Luft wird angesaugt und desto höhere Windgeschwindigkeiten entwickeln sich um den Kernbereich herum. Dass die Windgeschwindigkeit höher wird, wenn die Luft nach innen strömt, liegt an der Verteilung der Masse um die Drehachse und lässt sich am besten an einer Eiskunstläuferin veranschaulichen: Zieht sie die Arme an, dreht sie sich schneller; streckt sie die Arme aus, wird sie langsamer (siehe auch [[Corioliskraft]] - Physikalische Erklärung).

Durch die Verdunstung von Wasserdampf, der in der Höhe zu Wolken und Niederschlag kondensiert, wird dem Hurrikan immer mehr Energie zugeführt, wodurch Windgeschwindigkeiten bis zu 300 km/h entstehen können. Die Verdunstung und der Aufstieg wasserdampfreicher Luft sind abhängig von der Meeresoberflächentemperatur, die z.B. im Golf von Mexiko 30 °C und mehr betragen kann. Beim Hurrikan "Katrina" wurden im August 2005 Windgeschwindigkeiten von über 300 km/h und bei "Wilma" im Oktober 2005, dem stärksten Hurrikan seit Beginn der Aufzeichnungen, Spitzenböen bis zu 340 km/h gemessen. Nur im Zentrum, dem sogenannten "Auge" des Wirbelsturms, das in der Regel einen Durchmesser von 15 bis 30 km besitzt, ist es windstill.

Wie viele Vorgänge in der Natur ist die Funktionsweise des Hurrikans mit einem Kreislauf verbunden, bei dem Energie zugeführt und umgewandelt wird: Die als Wärme und Wasserdampf verfügbare Energie wird in Bewegungsenergie überführt und macht sich in den starken Winden bemerkbar. Der Kreisprozess besteht dabei aus folgenden Schritten (unter Vernachlässigung des Auges):

# Luft strömt herein in Richtung des tiefen Luftdrucks und dehnt sich daher aus. Sie wird aber nicht kälter, weil ihr aus dem Ozean Wärmeenergie (latent und sensibel) zugeführt wird.
# Im Wall steigt sie auf, das Wasser darin kondensiert. Obwohl das Kondensieren Wärme freisetzt, wird die Luft kälter, denn in der Höhe ist der Luftdruck sehr gering.
# In der Höhe strömt die Luft auseinander. Energie wird durch Abstrahlung an den Weltraum abgegeben.
# Absinken in den Außenbereichen führt zu einer erneuten Erwärmung.

Allerdings haben die hohen Windgeschwindigkeiten auch einen schwächenden Einfluss (negative Rückkopplung): Sie bewirken ein Aufwühlen des Wassers, so dass tiefere und kältere Schichten des Ozeans an die Oberfläche gemischt werden. Dies kann eine Abkühlung um bis zu 5 Grad bewirken.

Dem Energieumsatz in tropischen Zyklonen kommt im Sommerhalbjahr eine wichtige Rolle bei der Abstrahlung von Energie über den aufgeheizten Ozeanflächen zu. Weil die tropische Atmosphäre einen sehr hohen Wasserdampfgehalt besitzt, kann die langwellige Ausstrahlung nicht genügend Energie von der Erdoberfläche in den Weltraum abführen. Diese Aufgabe übernehmen teilweise die tropischen Zyklonen. Sie transportieren durch Verdunstung und Kondensation Energie in die obere Troposphäre, von wo sie in den Weltraum abgestrahlt werden kann. Außerdem wird durch den starken Wind der Wirbelstürme die Meeresoberfläche aufgewühlt und kühleres Wasser aus der Tiefe nach oben befördert.<ref name=IPCC 2007">IPCC (2007): Working Group I, The Physical Science Basis, Box 3.5.</ref>

=== Entstehung und Auflösung ===
Zwar ist der Mechanismus, nach dem ein Hurrikan funktioniert, bekannt, die Art und Weise wie er entsteht, ist jedoch weitgehend unverstanden. Insbesondere die Entstehung des Auges erscheint zunächst nicht zwingend und ist nicht erschöpfend geklärt. Eine Vorhersage, wo und wann ein Hurrikan auftritt, ist damit ein sehr unsicheres Unterfangen. Etwas leichter und auch üblich ist es, die Zugbahn eines bereits entstandenen Hurrikans vorherzusagen.

Bisherige Studien haben einige wichtige Voraussetzungen identifiziert, die erfüllt sein müssen, damit ein Hurrikan überhaupt entstehen kann. Dass er es dann tatsächlich tut, ist jedoch nicht zwingend - man sagt, die Bedingungen sind „notwenig aber nicht hinreichend“.

Die wichtigsten davon sind folgende:

* Die Meeresoberflächentemperatur muss mehr als 26 Grad betragen und es muss eine warme Wasserschicht ausreichender Tiefe geben.
* Die relative Feuchte der Luft muss hoch sein. Andernfalls wäre die bei der [[Konvektion]] eingemischte Luft von außen zu trocken, es gäbe weniger Kondensationswärme und die Konvektion würde geschwächt.
* Es darf nur eine schwache vertikale Windscherung geben. Damit ist gemeint, dass die Richtung und die Stärke von Winden in allen Höhen über dem Boden ähnlich sein muss.<ref name="Zeng 2010">Zeng, Z., (2010): A statistical analysis of vertical shear effect on tropical cyclone intensity change in the North Atlantic, Geophysical research letters 37, doi:10.1029/2009GL041788</ref> Der Grund ist, dass sonst Eigenschaften der Luft wie Temperatur oder Feuchte mit der Strömung weggetragen würden. Der Hurrikan würde sozusagen auseinander gerissen.
* Die Luft muss eine hohe Wirbelstärke erhalten, d.h. sich in einer Art und Weise bewegen, dass sie in der Höhe leicht auseinanderströmen kann. Das damit ausgelöste Zusammenströmen am Boden führt zu verstärkter Drehung. Diese ist so gerichtet, wie es auch dem Drehsinn eines Hurrikans entspricht (im Norden gegen den Uhrzeigersinn, im Süden anders herum).

Beim Entstehen eines Hurrikans wird ein sich selbst verstärkender Mechanismus (positive Rückkopplung) ausgelöst:
Im Wall kondensiert Wasser und heizt damit die Luft. So wird das Aufsteigen stärker. Im Auge dagegen herrscht Absinken, was eine Erwärmung der Luft zur Folge hat. Daher sinkt dort der Druck. Der verstärkte Druckunterschied zwischen innen und außen verursacht stärkere Winde, denn diese beschleunigen die Luft. Bei höheren Windgeschwindigkeiten ist aber auch die Wärmezufuhr aus dem Ozean stärker, denn die Wellen sind höher, es entsteht Gischt und die erwärmte und angefeuchtete Luft wird schneller durch neue ersetzt. Die Zirkulation wird durch die Energiezufuhr verstärkt, was den Druck im Zentrum weiter sinken lässt. Der Kreislauf ist damit geschlossen. Diese positive Rückkopplung sorgt dafür, dass sich ein Hurrikan sehr rasch entwickeln kann.

Die Auflösung des Hurrikans kann verschiedene Gründe haben:
* Er gelangt zu weit in hohe Breiten, wo die Temperatur der Meeresoberfläche zu gering ist.
* Es wird Luft eingemischt, die einen falschen Drehsinn hat.
* Der Hurrikan trifft auf Land („Landfall“).

Da von dem warmen Oberflächenwasser immer mehr Wasserdampf nachgeliefert wird und die Reibung über der Wasseroberfläche gering ist, entfaltet ein Hurrikan seine größte Energie über dem Meer. Trifft er auf Land, schwächt er sich zum einen wegen der höheren Reibung, zum anderen weil kein Wasserdampf mehr gebildet wird, schnell ab. Der Druck steigt dann sehr schnell und es kann zu extremen Niederschlägen kommen.

Treten in der Höhe stärkere Scherwinde auf, d.h. Winde, die anders als die Bodenwinde gerichtet sind, kann dieser Auftrieb und damit die Energie eines Hurrikans deutlich geschwächt werden. Unterdurchschnittlich niedrige Windscherungen, wie sie seit 1995 im Golf von Mexiko beobachtet wurden, begünstigen die Hurrikanbildung. Eine wichtige Rolle spielt auch die durch die Temperaturschichtung bedingte Stabilität der Atmosphäre. Je stärker das Temperaturgefälle mit der Höhe ist, desto stärker ist der Antrieb für den Aufstieg warmer Luft, was die Entwicklung von tropischen Zyklonen begünstigt.<ref Name=IPCC 2007" />

=== Klassifizierung ===
{| align="right" style="background-color:#E0EEEE;" border=1; width="60%"
|-
| colspan="4" align="center" | '''Tab. 1: Hurrikan-Kategorien nach der Saffir-Simpson-Skala'''
|- style="background-color:#EEE9E9;"
! width="31%" valign="middle"| Kategorie
! width="23%" valign="middle"| Wind in km/h
! width="23%" valign="middle"| Zentraldruck in hPa
! width="23%" valign="middle"| Sturmflut in m
|-
| Tropischer Wirbelsturm
| align="center" | 56-117
|  
|  
|-
| Hurrikan 1 (schwach)
| align="center" | 118-153
| align="center" | über 980
| align="center" | 1,0-1,7
|-
| Hurrikan 2 (mäßig)
| align="center" | 154-177
| align="center" | 965-979
| align="center" | 1,8-2,6
|-
| Hurrikan 3 (stark)
| align="center" | 178-209
| align="center" | 945-964
| align="center" | 2,7-3,8
|-
| Hurrikan 4 (sehr stark)
| align="center" | 210-249
| align="center" | 920-944
| align="center" | 3,9-5,6
|-
|Hurrikan 5 (verwüstend)
| align="center" | über 249
| align="center" | unter 920
| align="center" | über 5,7
|-
|}

Je nach Windgeschwindigkeit werden Hurrikane in fünf Kategorien eingeteilt (s. Tab. 1). Die Benennung einer Störung als tropischer Wirbelsturm erfolgt ab einer Windgeschwindigkeit von 56 km/h. Ab 118 km/h spricht man von einem Hurrikan, ab 178 km/h liegt ein Hurrikan der Kategorie 3 vor, über 249 km/h ein Hurrikan der Kategorie 5.

=== Namensgebung ===
Wie auch bei Tiefdruckgebieten in den [[Mittlere Breiten| mittleren Breiten]], werden Hurrikane mit Vornamen versehen. Dies vereinfacht die Kommunikation zwischen den Wetterdiensten und Behörden in verschiedenen Ländern aber auch in der Schifffahrt. Seit 1953 werden alle Hurrikane im Atlantik nach einer Liste benannt. Diese wird von einem internationalen Komitee der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) erstellt. Auf der Liste stehen für jede Hurrikansaison 21 alphabetisch angeordnete weibliche und männliche Vornamen. Vor 1979 waren es nur weibliche Namen. Die 21 Namen einer Saison wiederholen sich alle 6 Jahre. So sind zum Beispiel die Namen für alle Hurrikane von 2008 bis 2013 schon vorgegeben. Ein Name kann allerdings auch von der Liste gestrichen und ersetzt werden. Dies geschieht bei zerstörerischen Hurrikanen, wie z.B. Katrina (2005) oder Fay (2008). Sollte es in einer Saison mehr als 21 Hurrikane geben, werden die folgenden nach griechischen Buchstaben benannt (Alpha, Beta, Gamma usw.). Für die anderen Hurrikangebiete (z.B. Indischer Ozean) gelten andere Regeln bei der Benennung.

[[Bild:Verbreitung.jpg|thumb|right|330px|Verbreitung aller tropischer Wirbelstürme]]
=== Verbreitung ===
Jedes Jahr entstehen ca. 80 tropische Stürme, von denen sich ein Drittel bis die Hälfte zu Hurrikanen entwickeln. Die Anzahl ist jedoch von Jahr zu Jahr sehr verschieden. Die meisten Hurrikane (ca.87 %) entstehen zwischen 20°N und 20°S; zwei Drittel aller Hurrikane bilden sich auf der Nordhalbkugel. Die bevorzugten Gebiete sind der westliche Atlantik, der östliche Nordpazifik, der westliche Nordpazifik, der nördliche und der südliche Indische Ozean und der Südwest-Pazifik vor Australien.

[[Bild:Hurrikan_zugbahnen.gif|thumb|right|330px|Mittlere Zugbahnen atlantischer Hurrikane im Monat September]]

=== Zugbahnen ===
Die Hurrikane des Nordatlantiks bewegen sich auf Zugbahnen vom mittleren Atlantik oder der östlichen Karibik nach Westen und Norden Richtung Mittelamerika bzw. den Süden der USA. Stürme der höheren Kategorien treten vor allem im nördlichen Westpazifik auf. Im Südatlantik und Südost-Pazifik gibt es so gut wie keine Hurrikane, da dort zu geringe Meeresoberflächentemperaturen herrschen.
Außerdem treten keine Hurrikane in einem engen Bereich um den Äquator herum auf. Dies liegt daran, dass dort die Corioliskraft zu schwach ist (bzw. genau auf dem Äquator 0 ist), so dass die Luft nicht in Drehung versetzt werden kann.

== Tropische Zyklonen und globale Erwärmung ==
* Hauptartikel: [[Tropische Wirbelstürme und globale Erwärmung]]

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* [http://www.naturgewalten.de/hurrikan/hurrfaq.htm Hurrikan-FAQ] Thomas Sävert
* [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/hurrikan Tropische Wirbelstürme]
* [http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress23D.pdf Verstärkt die globale Erwärmung Wirbelstürme?] Climate Press Nr. 23
== Lizenzhinweis ==

{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
ähnlich wie=Hitzewellen
|ähnlich wie=Dürren
|ähnlich wie=Starkniederschläge und Hochwasser
|ähnlich wie=Außertropische Stürme
|beeinflusst von=Corioliskraft
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|umfasst=Tropische Wirbelstürme und globale Erwärmung
|Unterrichtsmaterial=[http://www.lehrer-online.de/hurrikan.php Entstehung und Zugweg eines Hurrikans] Unterrichtseinheit bei Lehrer-Online
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_778/ Tropischer Wirbelsturm] Lernmodul über die Entstehung tropischer Wirbelstürme
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Hitzewellen, Dürren, Starkniederschläge und Hochwasser, Außertropische Stürme, Corioliskraft, ENSO, Tropische Wirbelstürme und globale Erwärmung, Hurrikan Unterrichtseinheit bei Lehrer-Online, Lernmodul Entstehung tropischer Wirbelstürme, Extremereignisse</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]

Hadley-Zelle

2013-07-25T12:02:53Z

IngoBlees:

[[Bild:Hadley-Zelle.jpg|thumb|520px|Schematische Darstellung der Hadley-Zirkulation]]
Die '''Hadley-Zirkulation''' ist ein wichtiger Bestandteil der [[Teil von::Atmosphärische Zirkulation]]. Sie ist eine planetarische, thermisch bedingte Vertikalzirkulation
zwischen dem [[Subtropen]]-Hochdruckgürtel und der äquatorialen Tiefdruckrinne. In
Beobachtungen ist sie recht gut zu erfassen, zeigen doch Wolkenkonvektion, Lage des
[[Jetstream|Subtropenjets]] oder die permanent wehenden [[umfasst::Passat]]winde stets die Ausdehnung der Zelle an.

== Aufbau und Dynamik ==

Die mit der geographischen Breite variable Strahlungsbilanz bewirkt ein permanentes
Temperaturgefälle zwischen den äquatorialen und den polaren Gebieten der Erde. Zum
Ausgleich muss ein meridionaler Energietransport stattfinden, der sowohl über die Ozeane als
auch über die [[Atmosphäre]] erfolgt. Beobachtungen zeigen, dass diese thermisch angeregte
Zirkulation jedoch nicht von den [[Tropen]] bis zu den [[Polargebiete|Polen]] reicht, sondern nur bis ca. 30°
geographischer Breite realisiert ist. Diese Strömung wird Passatzirkulation oder auch Hadley-
Zirkulation genannt und in einfachen, idealisierten Beschreibungen als eine geschlossene
Zelle angesehen.

Im Bereich des [[Subtropen]]-Hochdruckgürtels sinkt trockene Luft ab (absteigender Ast der
Hadley-Zelle) und fließt bodennah in den sogenannten Passatwinden zum Äquator. Dabei nimmt sie vor allem über den Ozeanen große Mengen an thermischer Energie in Form von
fühlbarer und latenter Wärme auf. Im Bereich der äquatorialen Tiefdruckrinne (ITC) wird sie
durch Konvergenz zum Aufsteigen gezwungen, was schnell zu Sättigung und anschließender
[[Kondensation]] führt. Folglich ist der aufsteigende Ast der Hadley-Zelle durch starke
Quellbewölkung und ergiebige konvektive [[Niederschlag|Niederschläge]] geprägt (tropische Regenzone). Die
Energie wird über die [[Konvektion]] in die polwärts gerichteten Höhenströme (Antipassate)
eingeführt. Der mit ihnen vollzogene Energietransfer erfolgt sowohl über einen Wärme- als
auch über einen Drehimpulstransport, denn aus der Äquatornähe stammende Luftpakete
haben infolge des größeren Abstandes zur Rotationsachse einen stärkeren Drehimpuls als die
Luft der Höheren Breiten. Auf dem Weg zu den Polen kühlt die Luft ab und sinkt.

Für die Begrenzung der Hadley-Zelle ist die [[Corioliskraft]] verantwortlich. Sie lenkt die
zunächst meridional gerichteten Antipassate mit wachsender Entfernung vom Äquator
zunehmend wirksamer ab, bis diese im Bereich von 30° geographischer Breite zu einer zonal
gerichteten Westströmung werden. Die äquatorwärts wehenden Passate erfahren
gleichermaßen eine Rechts-Ablenkung, sodass sie aus östlicher Richtung zum Äquator
strömen. Da die Einstrahlung durch die Sonne sich mit den Jahreszeiten ändert, ist die Position der Hadleyzelle unterschiedlich. Besonders gut erkennbar ist sie während der Sommer- und Wintermonate, der Bereich des Absinkens liegt dabei immer auf der Winterhemisphäre. Mittelt man die Strömung also über ein ganzes Jahr, so sieht man einen aufsteigenden und zwei absinkende Äste, die aber in Wahrheit immer nur abwechselnd aktiv sind, da die Zelle hin- und her wandert.

Ein großer Teil des meridionalen Temperaturgefälles wird innerhalb der Hadley-Zelle
weitgehend abgebaut. Durch ihre Begrenzung erfolgt dieser Ausgleich jedoch nicht über die
gesamte Hemisphäre, wodurch sich der Temperaturgegensatz der anschließenden Zonen auf
einen relativ schmalen und dadurch stark baroklinen Bereich verdichtet. In dieser Zone findet
der weitere meridionale Energietransport durch horizontale zyklonale (entgegen dem Uhrzeigersinn drehende) und [[antizyklonal]]e (mit dem Uhrzeigersinn drehende)
Wirbel statt, die durch die Instabilitäten der oberen Westwindströmung ausgelöst werden.

== Veränderungen durch die globale Erwärmung ==
Die Hadley-Zirkulation umfasst grob den tropischen Klimagürtel. Andere Merkmale dieses Klimagürtels sind eine hohe [[Tropopause]] von ca. 15 km und eine geringe Ozonkonzentration über der Tropopause in der unteren Stratosphäre. Nach Modellpronognosen soll sich der tropische Klimagürtel durch die globale Erwärmung im 21. Jahrhundert um etwa 2 Längengrade ausdehnen. Erstaunlicherweise zeigen empirische Untersuchungen, dass sich der Tropengürtel bereits in der Zeit seit Ende der 1970er Jahre um diesen Betrag oder sogar mehr ausgeweitet hat. Misst man die Tropen an der Höhe der Tropopause, so haben sie sich zwischen 1979 und 2005 um 5-8 Breitengrade ausgedehnt. Da sich gleichzeitig auch die Tropopause um einige Zehner von Metern angehoben hat, hat sich das Volumen des Tropengürtels um etwa 5 % ausgeweitet. Mit der Ausweitung der Tropen verschieben sich auch die anderen Klimazonen, insbesondere die Subtropen, und die Jetstreams polwärts. Damit wandern aber auch die Niederschlagszonen mit gravierenden Folgen für die Landwirtschaft und die Wasserversorgung in Richtung Pole. Besonders kritisch ist dies für die subtropischen Trockengürtel einschließlich des Mittelmeerraumes, des Südwestens der USA, Südaustraliens, Südafrikas und anderer Gebiete. <ref>Seidel, D.J., et al. (2008): Widening of the tropical belt in a changing climate, Nature Geoscience 1, 21-24</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

==Lizenzhinweis==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
einfach=Hadley-Zelle (einfach)
|ähnlich wie=Ferrel-Zelle
|Teil von=Atmosphärische Zirkulation
|umfasst=innertropische Konvergenzzone
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_774/ Hadley-Zirkulation] Lehrmodul über das klassische Modell und seine Modifizierungen
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_771 Konvergenz erzeugt Konvektion] Lehrmodul über tropische Konvergenz
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_772/ Konvektion erzeugt Konvergenz] Lehrmodul über tropische Konvektion
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Hadley-Zelle (einfach), Ferrel-Zelle, Atmosphärische Zirkulation, innertropische Konvergenzzone, Lehrmodul klassisches Modell und Modifizierungen, Lehrmodul tropische Konvergenz, Lehrmodul tropische Konvektion, Atmosphäre, Grundbegriffe</metakeywords>

[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Grundbegriffe]]

Aufbau der Atmosphäre

2013-07-25T11:44:56Z

IngoBlees:

[[Bild:Aufbau der Atmosphäre.gif|thumb|420 px|Abb. 1: Der Stockwerkaufbau der Atmosphäre]]
== Die Stockwerke der Atmosphäre ==

Die Atmosphäre ist die dünne Gas-Hülle der Erdkugel. Die Schichtdicke der Atmosphäre bis zur Obergrenze der Stratosphäre (50 km) beträgt weniger als 1 % des Erdradius (6 378 km). Die Gesamt-Luftmasse der Erdatmosphäre beträgt 5,13 × 1015 t (das ist ca. ein Dreihundertstel der [[Wasserressourcen|Wassermasse der Ozeane]] bzw. ca. ein Millionstel der Erdmasse).<ref name="Gericke"> K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel II. Atmosphärenchemie - [http://www.pci.tu-bs.de/aggericke/PC5/Kap_II/Atmosphaere.htm Die Atmosphäre als Hülle der Erde]</ref>

Charakteristisch ist der vertikale Aufbau, der einen wesentlichen Einfluss darauf hat, wie Wetter- und Klimaprozesse ablaufen. Man kann den Aufbau der Atmosphäre natürlich je nach der Art der Klassifikation verschieden darstellen, je nachdem ob man die chemischen, dynamischen, thermischen, optischen oder andere Eigenschaften betrachtet. In der [[Meteorologie]] macht es aber am meisten Sinn, den Temperaturverlauf mit der Höhe als entscheidendes Kriterium heranzuziehen, weil dadurch auch die Wetterphänomene bestimmt sind.

Von unten nach oben gliedert sich die Atmosphäre demnach in die "Stockwerke" [[umfasst räumlich::Troposphäre]], [[umfasst räumlich::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 [[umfasst räumlich::Tropopause]], der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, nur noch 0,36 kg pro m3. Entsprechend nimmt der [[Luftdruck]] von 1013 hPa am Boden auf etwa 200 hPa an der Tropopause und 1 hPa an der Stratopause, der Obergrenze der Stratospäre, ab. Allerdings ist hierbei zu beachten, dass diese Genzen eben über den Temperaturverlauf definiert sind und sich daher je nach Wetterlage Druck und Dichte dort stark ändern können. In extremen Ausnahmefällen kann die Tropopause in mittleren und höheren Breiten durchaus schon bei 500 hPa liegen. (Die genannten Zahlen sind nicht etwa Konstanten, sondern vielmehr als "typische" Werte zu betrachten.)

== Chemische Zusammensetzung ==
{| border="2" cellspacing="0" align="right" width="400" cellpadding="4" rules="all" style="border-collapse:collapse; empty-cells:show; margin: 1em 0em 1em 1em; border: solid 1px #aaaaaa;"
|+ '''Zusammensetzung der Luft'''<ref name="Luft">Amt für Umweltschutz: [http://www.stadtklima-stuttgart.de/index.php?luft_grundlagen_zusammen Natürliche Zusammensetzung der Luft]</ref><ref>Wikipedia: [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft Luft]</ref>
|- style="background-color:#E0EEEE;" align="center"
! Gas
! Formel || Volumenanteil<ref>'''''Beachte:''' Volumenanteil '''≠''' Massenanteil! *) ppm = parts per million (Anteile pro Million) 
Umrechnung (ppm in Prozent): 1 ppm = 0,0001 %</ref><ref name="Ruess">''Die Anteilsgrößen (Massenanteil; Volumenanteil; Stoffmengenanteil) sind dimensionslos, das heißt sie haben keine Einheit. Zur Angabe aller Anteile sind Kürzel wie % , ‰, ppm, ppb usw. erlaubt bzw. üblich, wobei in diesem Fall die Bezeichnung der jeweiligen '''Anteilsgröße zwingend erforderlich''' ist. Zur Vermeidung von Missverständnissen (resp. Berechnungsfehlern) ist es sinnvoll, Einheits-Quotienten z.B. µg/g , µmol/mol , ml/m3 zu verwenden.'' - Vgl.: Klaus-Peter Rueß (Institut für Analytische Chemie, Uni Regensburg, Oktober 2006): [http://www-analytik.chemie.uni-regensburg.de/ruess/ruess1-Dateien/0_Stoech-SB-Gesamt-Vorlesung.pdf Stöchiometrisches Rechnen mit Größengleichungen, Seite 34 ff. von 112(PDF-Datei)]</ref>
! Massenanteil
|- style="background-color:#E4F4B3;" align="center"
| colspan="4" | '''''Hauptbestandteile der trockenen Luft bei Normalnull'''''
|-
| Stickstoff || N2 ||align="right"| 78,084 % ||align="right"| 75,518 %
|-
| Sauerstoff || O2 ||align="right"| 20,942 % ||align="right"| 23,135 %
|-
| Argon || Ar ||align="right"| 0,934 % ||align="right"| 1,288 %
|-
|colspan="2" align="center" | Zwischensummen ||align="right"| 99,960 % ||align="right"| 98,941 %

|- style="background-color:#E4F4B3;" align="center"
| colspan="4" | '''''Gehalt an Spurengasen'''''
|-
| Wasserdampf || H2O ||align="right"| 0,4 % ||align="right"| 0,4 %
|-
| Kohlenstoffdioxid || CO2 ||align="right"| 0,038 % ||align="right"| 0,058 %
|-
| Neon || Ne ||align="right"| 18,180 ppm ||align="right"| 12,67 ppm
|-
| Helium || He ||align="right"| 5,240 ppm ||align="right"| 0,72 ppm
|-
| Methan || CH4 ||align="right"| 1,760 ppm ||align="right"| 0,97 ppm
|-
| Krypton || Kr ||align="right"| 1,140 ppm ||align="right"| 3,30 ppm
|-
| Wasserstoff || H2 ||align="right"| ~500 ppb ||align="right"| 36 ppb
|-
| Distickstoffoxid || N2O ||align="right"| 317 ppb ||align="right"| 480 ppb
|-
| Kohlenstoffmonoxid || CO ||align="right"| 50–200 ppb ||align="right"| 50–200 ppb
|-
| Xenon || Xe ||align="right"| 87 ppb||align="right"| 400 ppb
|-
|}

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 (Volumenanteil = 78,1 %), Sauerstoff (Volumenanteil = 20,9 %) und Argon (Volumenanteil = 0,93 %) zusammen. Klimawirksam sind allerdings nur die sogenannten [[umfasst::Treibhausgase]] wie Wasserdampf (H2O), [[umfasst::Kohlendioxid]] (CO2), [[umfasst::Methan]] (CH4), [[umfasst::Lachgas | Distickstoffoxid]] (N2O) und [[umfasst::Troposphärisches Ozon|Ozon]] (O3), deren Anteil zusammen unter 1 % liegt. Der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre ist regional und zeitlich aber sehr verschieden und liegt im Mittel bei etwa 1 %.

Die Spurengase [[Absorption|absorbieren]] zum Teil die kurzwellige Solarstrahlung und vor allem die [[Terrestrisch|terrestrische]] Infrarotstrahlung und tragen damit über den natürlichen [[umfasst Prozess::Treibhauseffekt]] entscheidend zur Erwärmung der Atmosphäre bei. Ohne die Wirksamkeit dieser Spurengase wäre es in Bodennähe um 33 °C kälter; d.h. wir hätten auf der Erde statt der gegenwärtigen +15 °C eine globale Durchschnittstemperatur von -18 °C. Mit Ausnahme des Ozons befinden sich diese Spurengase vor allem in der unteren Troposphäre, da ja dort die Luftdichte am größten ist. Da die untere Atmosphäre so gut durchmischt ist, ist die Zusammensetzung mit Ausnahme von Wasserdampf und Ozon dort etwa gleich. Erst in Höhen von ca. 100 km beginnen die Gase sich gemäß ihrem Gewicht zu schichten, d.h. leichte Gase sind in großen Höhen stärker konzentriert als schwere. Außerdem herrscht in solchen Höhen eine starke UV-[[Strahlung]], die Moleküle spalten kann und so die Zusammensetzung der Luft mit prägt.

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 oder von der Erdoberfläche aufgewirbelt werden. Sie wirken im wesentlichen abkühlend, da sie Sonnenstrahlen zurückstreuen. Außerdem spielen Aerosole als [[Kondensation]]skerne 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 Sulfat-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 [[anthropogen]]e Aerosole durch ihre Rolle bei der Wolkenbildung aus, auch wenn die Mechanismen hier noch weitgehend ungeklärt sind.

== Temperaturprofil der Atmosphäre ==

Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre bestimmt teilweise das charakteristische vertikale Temperaturprofil der Atmosphäre. In der Troposphäre nimmt die Temperatur vom Erdboden bis zur [[Tropopause]], der Obergrenze der Troposphäre, von im Mittel 15 °C auf -50 °C 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 [[Treibhausgase]]n absorbiert. In der darüber liegenden Stratosphäre nimmt die Temperatur wieder zu, da ein Teil der Sonnenstrahlen in der Stratosphäre von dem hier konzentrierten [[Stratosphärisches Ozon|(stratosphärischen) 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.

== Wasserdampf ==

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 Sonnenstrahlung eher durchlassen, die Wärmestrahlung aber absorbieren.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel [http://www.pci.tu-bs.de/aggericke/PC5/#II II. Atmosphärenchemie]

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Folge von=CO2-Emissionen durch private Haushalte
| umfasst Prozess=Atmosphärische Zirkulation
| Vergangenheit=Geschichte der Erdatmosphäre
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|Unterrichtsmaterial=[http://www.atmosphere.mpg.de/enid/9c0ca987e42688ad5f91d8072835c98e,0/1__Aufbau___Zusammensetzung/__Arbeitsblatt_1_2sa.html Arbeitsblatt 1: Luft und Temperatur] ESPERE Klimaenzyklopädie
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[[Kategorie:Atmosphäre]]

Arktische Ökosysteme

2013-07-25T11:42:34Z

IngoBlees:

== Aktuelle Entwicklung ==
[[Bild:Tundra_strauch.gif|thumb|320px|Positive Rückkopplung zwischen einer Zunahme der Strauchvegetation und Bodenprozessen in der Tundra im nördlichen Alaska]]
===Terrestrische Ökosysteme===
[[Ökosystem]]e in der Arktis sind durch den [[Aktuelle Klimaänderungen|Klimawandel]] besonders stark betroffen, da hier der Temperaturanstieg überdurchschnittlich hoch ist. So war die Erwärmung in der Arktis in den letzten Jahrzehnten doppelt so stark wie im globalen Mittel, vor allem im Winter. Alaska und das westliche Kanada zeigen z.B. in den letzten 50 Jahren einen winterlichen Temperaturanstieg von 3-4 °C. Die Folgen für die physische Natur sind vielfältig und überall deutlich festzustellen. Besonders gravierend ist das Abschmelzen des arktischen [[Meereis|Meereises]], das sich im September 2012 gegenüber den 1980er Jahren um etwa die Hälfte verringert hat.<ref> National Snow and Ice Data Center: [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2012/09/arctic-sea-ice-extent-settles-at-record-seasonal-minimum/ Arctic sea ice extent settles at record seasonal minimum]</ref> Aber auch das Eis auf Grönland und die arktischen [[Gletscherschmelze|Gletscher]] schmelzen unerwartet schnell. Ebenso hat sich die Schneedecke vor allem in den 2000er Jahren stark verringert. Sie ging auf der gesamten Nordhalbkugel von ca. 7 Mill. km2 im Jahr 2000 auf nur noch zwischen 2 und 3 Mill. km2 im Juni 2012 zurück.<ref>C. Derksen, and R. Brown (2012): Spring snow cover extent reductions in the 2008–2012 period exceeding climate model projections, Geophysical Research Letters 39, doi:10.1029/2012GL053387</ref> Und der arktische [[Permafrost]] erwärmt sich in immer größere Tiefen und taut im Sommer über immer größeren Gebieten auf.<ref>Impacts of a Warming Arctic: [http://amap.no/acia/ Arctic Climate Impact Assessment] </ref>

Nahezu alle Ökosysteme in dieser Region zeigen daher deutliche Veränderungen. U.a. ist im nördlichen Alaska, in Nord-Kanada und Teilen Sibiriens die Strauchvegetation in frühere Tundragebiete vorgedrungen. In Alaska hat sich die Temperatur in den letzten 30 Jahren vor allem im Winter um 0,5 °C pro Jahrzehnt erhöht, d.h. um das Fünffache des globalen Wertes. Eine Folge ist eine deutliche Zunahme der Strauchvegetation in den Tundragebieten. Die Gründe liegen nicht nur in wärmeren und längeren Sommern. Offensichtlich spielen auch winterliche Rückkopplungsprozesse eine wichtige Rolle: Durch die Strauchvegetation wird die Schneedecke besser gehalten, die wiederum die obere Bodenschicht vor allzu starker Auskühlung schützt. In ihr können dadurch Bodenmikroorganismen eine höhere Aktivität entfalten, was wiederum das Nährstoffangebot für die Strauchwurzeln erhöht. Dadurch wird die Strauchvegetation weiter gefördert usw.<ref>Sturm M., Schimel .J, Mechaelson G.,Welker J.M., Oberbauer S.F., et al. (2005): Winter biological processes could help convert Arctic tundra to shrubland. BioScience 55,17-26</ref>
[[Bild:Eisbaer_gewicht.gif|thumb|420px|Vorverlegung des Eisaufbruchs und abnehmendes Körpergewicht von Eisbären (Hudson-Bay)]]

=== Ozeanische Ökosysteme ===
Auch bei ozeanischen Ökosystemen der höheren Breiten zeigen sich die Folgen der Erwärmung deutlich. Durch den starken Rückgang von [[Meereis]] sind zahlreiche vom Eis abhängige Ökosysteme betroffen. Zunächst hat sich seit den 1970er Jahren die Population von Eisalgen erheblich verringert. Das führte zu einer starken Reduzierung von Krill, z.B. um 38-75 % pro Jahrzehnt in großen Teilen des südwestlichen Atlantik. Krill ist eine wichtige Nahrungsquelle für Fische Seevögel und Meeressäuger. Auch Pinguine zeigen eine dramatische Reaktion auf die abnehmende Ausdehnung des Meereises. Aus ihren nördlichsten Gebieten sind die vom Meereis abhängigen Adele- und Kaiser-Pinguine seit 1970 nahezu ganz verschwunden. So sind die Kaiser-Pinguine an der westlichen Antarktischen Halbinsel von 300 Brutpaaren auf 9 zurückgegangen. Vom Eis elementar abhängig sind die zahlreichen Arten der Seerobben, die am Eisrand und unter dem Eis jagen und auf dem Eis ihre Jungen zur Welt bringen und aufziehen.

Der Meereisrückgang ist in der Arktis noch stärker und umfassender als in der Antarktis. Besonders betroffen ist davon der Eisbär. Eisbären sind abhängig von einer intakten Eisdecke, da sie nur von dieser Plattform aus das Nahrungsangebot des Meeres, vor allem die Seerobbe, effektiv nutzen können. Trächtige Weibchen bauen in hohen Schneedecken auf Meereis oder an Land Höhlen für den Nachwuchs. In den südlichen Randgebieten ihres Vorkommens ziehen sich die Eisbären beim Aufbrechen des Eises im Frühjahr auf das Land zurück, um hier mehr oder weniger fastend zu überleben.
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420px|Eisbär auf schwindendem Eis]]
In der Arktis sind aufgrund der [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] die Temperaturen besonders stark angestiegen, in der Hudson Bay z.B., einem wichtigen Lebensraum von Eisbären, im Frühling um 2-3 °C in den letzten 50 Jahren. Das dadurch bedingte frühere Aufbrechen des Eises um 7-8 Tage pro Jahrzehnt, d.h. in den letzten 30 Jahren um ca. drei Wochen, zwingt die Bären, früher an Land zu gehen, und zu einer längeren Fastenzeit. Die Folge ist ein Verlust des Körpergewichts. So wurden in der Westlichen Hudson Bay von 1980 bis 2004 bei erwachsenen weiblichen Tieren Gewichtsverluste um durchschnittlich 65 kg (von 295 auf 235 kg) festgestellt. Auch die Anzahl der Eisbären hat sich hier zwischen 1987 und 2004 deutlich von 1194 auf 935, d.h. um 22 %, reduziert. Bei einem Forschreiten dieser Entwicklung wären die Bären in 20-30 Jahren nicht mehr in der Lage, Nachwuchs aufzuziehen, da bei ca. 190 kg die Untergrenze für eine erfolgreiche Reproduktion liegt.<ref>Stirling, I., and Parkinson, C.L. 2006. Possible Effects of Climate Warming on Selected Populations of Polar Bears (Ursus maritimus) in the Canadian Arctic. Arctic 59: 261-275 </ref> Heute existieren etwa 20000-25000 Eisbären. Sollte das Schmelzen des arktischen Meereises sich so stark wie beobachtet fortsetzen, werden Eisbären und andere vom Eis abhängige Arten in wenigen Jahrzehnten vom Aussterben bedroht sein.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter4.pdf Kap. 4, Box 3.2]</ref> Eine andere Gefahr droht von frühen und starken Regenfällen, die die Höhlen junger Eisbärfamilien zerstören.

Die arktischen Regionen haben seit den 1960er Jahren in Übereinstimmung mit den Simulationen der [[Klimamodelle]] eine deutliche Erwärmung erfahren, in einigen Regionen und vor allem im Frühjahr sogar um 0,5 °C pro Jahrzehnt. Vor allem im Frühling und Sommer hat folglich die Ausdehnung der [[Schnee]]decke seit 1966 um 10 % abgenommen, auch die Mächtigkeit der Schneebedeckung ist in den meisten Regionen geringer geworden.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Sientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 2.2.5</ref> Auch die [[Meereis]]ausdehnung ist in der Arktik seit Ende der 1970er Jahre im Gegensatz zur Antarktis um 2,9 % pro Jahrzehnt zurückgegangen.<ref>Serreze, M.C., J.E. Walsh, F.S. Chapin III, T. Osterkamp, M. Dyurgerov, V. Romanovsky, W.C. Oechel, J. Morison, T. Zhang, R.G. Barry (2000): Observational Evidence of Recent Change in the Northern High-Latitude Environment, Climatic Change 46, 159-207
</ref> Auf den Landgebieten in den höheren Breiten der Nordhalbkugel werden durch die höhere Temperatur besonders die [[Permafrost]]böden angegriffen. Im westlichen Nordamerika haben sich die Permafrostböden zwischen 1940 und 1980 um 2-4 °C erwärmt und in Sibirien um 0,6 bis 0,7 °C von 1970 bis 1990.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: Impacts, Adaption, and Vulnerability. Contribution of the Working Group II to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 5.9.1.1.</ref> Da 20-30 % des Permafrostbodens aus Eis besteht, kann ein Schmelzen des Eises dazu führen, dass sich Hohlräume bilden (Thermokarst), der Boden einsinkt und an der Oberfläche Senken entstehen, aus denen später Seen, Torfmoore oder Wiesen entstehen können. An Hängen wird der Boden instabil und es kommt zu Bodenfließen (Solifluktion), das große Gefahren für Transportwege, Pipelines, Versorgungsleitungen, Bergwerke usw. zur Folge hat. Außerdem ändern sich die hydrologischen Bedingungen. Regenwasser kann tiefer versickern und Grundwasserflüsse bilden, die den Abfluss in die Flüsse verzögern.<ref>vgl. Siegert C. und H.-W. Hubberten (1998): Klimaveränderung und ihre Folgen für den Permafrost, in: Lozán, J.L., H. Graßl und P. Hupfer: Warnsignal Klima, Hamburg, 229-233</ref>

== Arktische Ökosysteme als Kohlenstoff-Quelle ==

Auf die arktischen und borealen Klimazonen entfallen 40% des globalen [[Kohlenstoffkreislauf|Kohlenstoffs]], der sich in [[Erwärmung und Kohlenstoff im Boden|Böden]] befindet. Im Gegensatz zu der Netto-Akkumulation von Kohlenstoff durch die Tundra während der gesamten Nacheiszeit, lassen Messungen in Alaska vermuten, dass die Tundra von einer Kohlenstoff-Senke zu einer Netto-Quelle von Kohlenstoff im Umfang von 0,7 Gt C pro Jahr geworden ist, auch wenn die regionalen Ergebnisse nicht einheitlich sind.<ref>Serreze, M.C., J.E. Walsh, F.S. Chapin III, T. Osterkamp, M. Dyurgerov, V. Romanovsky, W.C. Oechel, J. Morison, T. Zhang, R.G. Barry (2000): Observational Evidence of Recent Change in the Northern High-Latitude Environment, Climatic Change 46, 159-207</ref> Als Ursache wird dafür vor allem eine Verringerung der Bodenfeuchte infolge der Erwärmung angenommen. Aus Feuchtgebieten und Seen der höheren Breiten entweichen 5-10% des globalen [[Methan]]-Flusses in die Atmosphäre. Mit der Bildung von Thermokarst erhöht sich die Methan-Emission, besonders in den Sumpfgebieten Nordkanadas und Westsibiriens, dramatisch. Es handelt sich dabei um einen wichtigen positiven Feedbackfaktor der [[Klimawandel|globalen Erwärmung]].

== Projektionen ==

Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird mit einer [[Klimaprojektionen Polargebiete|Erwärmung der arktischen Regionen]] um 4-10 °C gerechnet.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: Impacts, Adaption, and Vulnerability. Contribution of the Working Group II to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 5.9.2.1.</ref> Böden an Hängen werden wahrscheinlich trockener, wenn die Auftautiefe zunimmt, in Tiefländern kann sich ausgedehnter Thermokarst bilden. Durch eine Erwärmung und Austrocknung der Böden werden sich die Zersetzungsprozesse, die Mineralisierung der Nährstoffe und die Produktivität erhöhen. Die potenzielle Baumgrenze wird sich polwärts verschieben, die tatsächliche Baumgrenze jedoch mit einer zeitlichen Verzögerung von Jahrzehnten bis Jahrhunderten folgen. Veränderungen der Artenzusammensetzung, besonders der Wechsel von Tundra zu Taiga, können sich langfristig als ein positiver klimatischer Feedbackfaktor auswirken. Die Tundra hat eine drei bis sechs Mal so hohe [[Albedo]] wie der boreale Wald. Unmittelbarer wird sich in dieser Hinsicht allerdings der Rückzug der Schneebedeckung auswirken.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* J.L. Lozán u.a. (Hg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen. Hamburg 2006

== Weblinks ==
* [http://www.acia.uaf.edu/ Arctic Climate Impact Assessment] Kurzfassung und wissenschaftlicher Bericht über den Klimawandel und seine Folgen in der Arktis - Vgl. auch die [http://www.awi-bremerhaven.de/AWI/Presse/PM/pm04-2.hj/0411008Erwaerumg-d.html Deutschsprachige Zusammenfassung]
* Arctic Monitoring and Assessment Programme: [http://amap.no/documents/index.cfm?action=getfile&dirsub=&filename=Climate%5FUpdate%5F2009.pdf&sort=default Update on Selected Climate Issues of Concern]
* [http://www.unep.org/geo/geo%5Fice/ Global Outlook for Ice and Snow] Umfangreicher Report der UNEP mit großem Bildmaterial

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|umfasst räumlich=Einfluss des Klimawandels auf die Bodenfauna polarer Schelfmeere
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Alpine Ökosysteme, Marine Ökosysteme, Einfluss Klimawandel auf Bodenfauna polarer Schelfmeere, Verbreitung Arten Polare_Gebiete, Meereis, Permafrost, Auswirkungen des Klimawandels auf Ökosysteme, Aktuelle Klimaänderungen, Eis-Albedo-Rückkopplung, Klimaprojektionen Polargebiete, Biosphäre</metakeywords>

[[Kategorie:Ökosysteme]]
[[Kategorie:Biosphäre]]

Strahlungshaushalt der Atmosphäre

2013-07-25T11:19:15Z

IngoBlees:

== Der Treibhauseffekt ==
* Hauptartikel: [[Treibhauseffekt]]
[[Bild:Strahlung.gif|thumb|420 px|Abb. 1: Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre]]
Wenn in der Öffentlichkeit heute vom „[[Treibhauseffekt]]“ die Rede ist, so ist meist der anthropogene oder vom Menschen verursachte Treibhauseffekt gemeint. Der [[Treibhauseffekt|anthropogene Treibhauseffekt]] ist jedoch nichts anderes als eine Verstärkung des [[Treibhauseffekt|natürlichen Treibhauseffekts]], der eine Folge von natürlichen Strahlungsvorgängen in der [[Atmosphäre im Klimasystem|Atmosphäre]] ist. Ohne den natürlichen Treibhauseffekt wäre Leben auf der Erde undenkbar, da durch ihn die durchschnittliche globale Temperatur der Erdoberfläche um 33 °C von –18 °C auf gegenwärtig ca. 15 °C erhöht wird.

== Die Solarkonstante ==

Um diese Vorgänge zu verstehen, ist zunächst ein Blick auf den natürlichen Strahlungshaushalt nötig. Die mit Abstand wichtigste Energiequelle der Erde und des Klimasystems ist die [[Sonnenenergie]]. Aufgrund ihrer hohen Temperatur von etwa 5700 °C strahlt die Sonne ungleich viel mehr Energie ab als die relativ kühle Erde. Die hohe Temperatur an der Sonnenoberfläche bewirkt auch, dass die von der Sonne abgegebene Strahlung hauptsächlich im kurzwelligen Bereich bis etwa 3,5 µm (1 µm = 10-6 m = 1 Millionstel Meter), d.h. im Bereich des sichtbaren Lichts liegt. Die Energie der kurzwelligen Sonneneinstrahlung besitzt oberhalb der Erdatmosphäre einen Wert von etwa 1366 W/m2 (Watt pro Quadratmeter). Dieser Wert wird als Solarkonstante bezeichnet.

== Reflexion und Absorption ==

Im Durchschnitt erhält die Atmosphäre von der gesamten [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] wegen der Kugelgestalt der Erde und der sonnenabgewandten Nachtseite jeweils einer Erdhälfte nur ein Viertel<ref>Ein Viertel deswegen, weil die Sonneneinstrahlung in der ursprünglichen Menge nur in Bezug auf die Querschnittsfläche der Erde ΠR2 wirksam ist und nicht in Bezug auf die gesamte Erdoberfläche 4ΠR2.</ref> der Solarkonstanten oder 342 W/m2. Von dieser Strahlung stehen aber nur 235 W/m2 oder 69% für die Erwärmung der Atmosphäre und der Erdoberfläche tatsächlich zur Verfügung, da durch die Reflexion an der Erdoberfläche und in der Atmospäre 31% bzw. 107 W/m2, die sogenannte planetare [[Albedo]], in den Weltraum wieder unmittelbar zurückgestrahlt werden. Von den 342 W/m2 werden 67 W/m2 von Wolken, Wasserdampf, Staub und Ozon in der Atmosphäre absorbiert und erwärmen so die Atmosphäre direkt, während 168 W/m2 von der Erdoberfläche absorbiert werden und diese erwärmen.

== Die Strahlungsbilanz ==
[[Bild:Strahlungshaushalt.gif|thumb|420 px|Abb. 2: Der Strahlungshaushalt der Atmosphäre. Die Werte sind in W/m2 angegeben.]]
Das auf diese Weise erwärmte System Erde-Atmosphäre gibt die aufgenommene Energie entsprechend seiner gegenüber der Sonne deutlich geringeren Temperatur im langwelligen Infrarotbereich als Wärmestrahlung wieder ab (Ausstrahlung). Die Menge der gesamten an den Weltraum zurückgestrahlten Energie an der Obergrenze der Atmosphäre, d.h. der reflektierten [[Sonnenenergie|Solarstrahlung]] und der emittierten Wärmestrahlung, entspricht genau der aufgenommenen Solarenergie. Andernfalls würde die Erde sich stetig aufheizen bzw. abkühlen. Abb. 1 macht vereinfacht den Vorgang an der Obergrenze der Atmosphäre deutlich: Die Atmosphäre nimmt die kurzwellige Solarstrahlung von 342 W/m2 auf und gibt die reflektierte Strahlung von 107 W/m2 sowie die langwellige Wärmestrahlung von 235 W/m2 an den Weltraum wieder ab.

== Antriebe des Klimawandels ==
Änderungen der atmosphärischen [[Treibhausgase|Treibhausgas]]- und [[Aerosole|Aerosolkonzentrationen]], der [[Landnutzung]] und der [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] verändern die Energiebilanz des [[Klimasystem]]s und treiben den Klimawandel an. Sie beeinflussen die [[Absorption]], Streuung und Emission von [[Strahlung]] innerhalb der [[Atmosphäre]] und an der Erdoberfläche. Die resultierenden positiven oder negativen Änderungen in der Energiebilanz aufgrund dieser Faktoren werden in Form des [[Strahlungsantrieb]]s ausgedrückt, der für den Vergleich von wärmenden oder kühlenden Einflüssen auf das Weltklima herangezogen wird.<ref name="IPCC-AR4-SYR">Text nach: [http://www.de-ipcc.de/download/IPCC-SynRep_d_final_20081001.pdf Klimaänderung 2007: Synthesebericht, Seite 40 (48 von 117 der PDF-Datei),] Kapitel 2.2 Antriebe des Klimawandels (offizielle deutsche Übersetzung der [http://www.de-ipcc.de Deutschen IPCC Koordinierungsstelle])</ref>

* ''Hauptartikel: [[Strahlungsantrieb]]''

== Einzelnachweise ==
<references />

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|Unterrichtsmaterial=[http://www.lehrer-online.de/strahlungsbilanz.php?sid=76046581756024410023428172817690 Die Strahlungsbilanz] Unterrichtseinheit mit Internetrecherche bei Lehrer online
|Unterrichtsmaterial=[http://www.scientific-beginner.de/geographie/Strahlungsbilanz/Strahlungsbilanz.html Animation zur Strahlungsbilanz / Treibhauseffekt] Animation über die Mechanismen des Strahlengangs durch die Atmosphäre
|Unterrichtsmaterial=[http://www.atmosphere.mpg.de/enid/62406f85d219702fad127324472ae541,0/ss_Sonnenenergie/Experiment_Sonnenzyklus_6di.html Einfallende Sonnenstrahlen] Experiment zur Sonneneinstrahlung bei ESPERE
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_306/ Einfluss der Atmosphäre auf die solare Strahlung] Unterrichtsmodul zum Strahlungshaushalt
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_307/ Streuung der solaren Strahlung in der Atmosphäre] Unterrichtsmodul zum Strahlungshaushalt
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_308/ Absorption solarer Strahlung in der Atmosphäre] Unterrichtsmodul zum Strahlungshaushalt
|Unterrichtsmaterial=[http://www.klimedia.ch/kap2/a17.html Strahlungs- und Energiebilanz] Unterrichtsmodul mit Animation
|Unterrichtsmaterial=[http://www.schule-bw.de/unterricht/faecher/geografie/matmed/materialien/klima/exp_erwaermung/erwaermung/ Erwärmung der Atmosphäre] Modellversuch: Erwärmung der Atmosphäre durch die Umwandlung von Licht in Wärme an der Erdoberfläche
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Treibhauseffekt, Atmosphäre im Klimasystem, Sonnenenergie, Treibhausgase, Aerosole, Landnutzung, Strahlungsantrieb, Strahlungsbilanz Unterrichtseinheit bei Lehrer-online, Animation zur Strahlungsbilanz / Treibhauseffekt, Experiment zur Sonneneinstrahlung, Unterrichtsmodul zum Strahlungshaushalt, Streuung solare Strahlung, Absorption solarer Strahlung, Unterrichtsmodul mit Animation Strahlungs- und Energiebilanz, Modellversuch Erwärmung der Atmosphäre, Klimasystem, Strahlung</metakeywords>

[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Strahlung]]

Folgen des Meeresspiegelanstiegs

2013-07-25T10:56:42Z

IngoBlees:

Nicht nur der bloße Anstieg des Meeresspiegels stellt für die tiefer liegenden Küstenzonen eine Gefahr dar. Wichtig sind auch die mit dem Anstieg unmittelbar verbundenen Folgen. Dazu gehören die Erosion von Küstengebieten, ein höheres Auflaufen von Sturmfluten und die Versalzung von Grundwasser durch das Eindringen von Meerwasser. Die Gefährdung hängt dabei nicht zuletzt von den Küstenformen ab. Steile Felsküsten sind durch Erosion weniger gefährdet als Sandküsten oder Deltas. Gerade aber flache Küsten und insbesondere Deltas sind bevorzugte Siedlungsgebiete.
[[Bild:Meeresspiegel_bevoelkerung.gif|thumb|420px|Die Verteilung der globalen Landfläche (ohne Antarktis) und der Bevölkerung im Jahre 1995 in Abhängigkeit von der Höhe über der mittleren Hochwasserlinie.]]
Von einem künftigen Meeresspiegelanstieg werden vor allem niedrig liegende Küstenregionen betroffen sein. Global liegen etwa 2 Millionen km2 Land weniger als 2 m über der mittleren Hochwasserlinie. Gerade diese Grenzzone zwischen Land und Meer ist durch besonders artenreiche Ökosysteme ausgezeichnet, und hier hat sich auch der Mensch bevorzugt angesiedelt. 1995 lebten ca. 60 Millionen Menschen auf Landflächen, die weniger als 1 m über dem Meeresspiegel lagen, und 275 Millionen in weniger als 5 m. Acht der zehn größten Städte der Welt liegen gegenwärtig in niedrigen Küstenbereichen, in denen zugleich die Wachstumsrate der Bevölkerung doppelt so hoch wie im globalen Durchschnitt ist. Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts werden daher wahrscheinlich 130 Millionen Menschen in den tiefen Küstenbereichen bis zu 1 m und 410 Millionen bis 5 m über dem Meer leben.<ref>Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere - zu warm, zu hoch, zu sauer, Sondergutachten, Berlin, S. 33; auch als [http://www.wbgu.de/wbgu_sn2006.pdf Download]</ref>

== Deltas ==

Als besonders gefährdete Gebiete durch einen Meeresspiegelanstieg gelten die großen und dicht besiedelten Deltagebiet der Erde wie etwa das Mississippi-Delta, das Po-Delta, das Nil-Delta, das Ganges-Brahmaputra-Delta usw. An vielen Deltaküsten ist der Meeresspiegel auch ohne den Einfluss des Klimas seit etlichen Jahrzehnten durch direkte menschliche Aktivitäten bereits deutlich angestiegen. So hat der Bau von großen Staudämmen im Landesinnern, wie das Beispiel des Assuan-Damms am Nil zeigt, dazu geführt, dass die Ablagerung von Sedimenten im Delta deutlich abgenommen hat. Weltweit halten etwa 45 000 Staubecken 25-30% der Sedimentfracht der Flüsse, die normalerweise in den flachen Deltagebieten abgelagert würden, zurück. Am Gelben Fluss (Hwangho) wurde sogar eine Abnahme der Sedimentation seit den 1950er Jahren um 90% festgestellt. Da Deltas von Natur aus Absinkgebiete sind, falls es keinen Ausgleich durch ständige Sedimentation der Flüsse gibt, kommt es zu einem relativen Anstieg des Meeresspiegels. Dieser wird vielfach noch dadurch beschleunigt, dass in den dicht besiedelten Deltas die Entnahme von Grundwasser, aber auch die Errichtung von Bauten der immer mehr ausufernden Städte die Oberfläche zusätzlich absinken lassen. Gegenwärtig verursachen diese Prozesse je nach Delta eine Anstiegsrate des Meeresspiegels von 0,5 bis 12,5 cm pro Jahrzehnt und sind deutlich wichtiger als der klimabedingte Meeresspiegelanstieg, der verstärkend hinzukommt.<ref>Ericson, J.P., C. J. Vörösmarty, S.L. Dingman, L.G. Ward, M. Meybeck (2006): Effective sea-level rise and deltas: Causes of change and human dimension implications, Global and Planetary Change 50, 63-82</ref> Die Folgen sind eine größere Exponiertheit der Deltaküsten gegenüber Erosion und Sturmfluten durch den globalen Anstieg des Meeres sowie eine verstärkte Versalzung der Oberflächengewässer und Grundwasserspeicher mit weit reichenden Folgen für die Landwirtschaft und die Wasserversorgung.

== Sandküsten ==

Nicht weniger gefährdet durch Meeresspiegelanstieg und Erosion sind Sandküsten, die nicht selten auch die Außenfront von Deltas bilden. Sandstrände und andere sandige Küstenformen machen etwa 20% der globalen Küstenlinie aus. Der Rückzug der Strandlinie kann auch bei einem geringen Meeresspiegelanstieg beträchtlich sein, da Strandoberflächen oft nur in einem sehr flachen Winkel ansteigen. Nach der so genannten Brun'schen Regel sind die Erosionsraten ungefähr 50 bis 100 mal höher als die Anstiegsraten des Meeresspiegels, d.h. ein Meeresspiegelanstieg von 1 m würde den Verlust eines 50-100 m breiten Küstenstreifens zur Folge haben. Schon gegenwärtig befinden sich laut groben Schätzungen 70% der weltweiten Sandstrände durch Erosion auf dem Rückzug. Als Hauptursache kommt dafür der weltweite Meeresspiegelanstieg der letzten Jahrzehnte in Frage.<ref>Zhang, K., B.C. Douglas, and S.P. Leatherman (2004): 'Global Warming and Coastal Erosion', Climatic Change 64, 41-58</ref> Singulär auftretende Stürme spielen offenbar nur eine untergeordnete Rolle, da sich nach bisherigen Beobachtungen die durch Stürme zerstörten Küstenlinien nach einer gewissen Zeit durch Strömungen und Ablagerungen immer wieder auf den alten Zustand einpendeln.

== Küstennahe Feuchtgebiete ==

Eine weitere Küstenform, die von einem Meeresspiegelanstieg stark betroffen ist, sind küstennahe Feuchtgebiete. Die wichtigsten im Küstenbereich liegenden Feuchtgebiete sind Salzmarschen, Watten und Mangroven. Küstennahe Feuchtgebiete sind jedoch keine passiven Elemente der Landschaft und können durch Sedimentation oder Pflanzenwachstum mit einem langsamen Anstieg des Meeresspiegels vertikal mitwachsen. Der seewärtige Verlust von Feuchtgebieten kann außerdem durch eine Wanderung landeinwärts wettgemacht werden, falls die angrenzenden Gebiete tief liegen und nicht durch menschliche Schutzmaßnahmen abgesperrt sind. Mit der Zunahme der Bevölkerung in Küstenzonen, die an Feuchtgebiete angrenzen, verhindern allerdings immer mehr Dämme und Schutzanlagen die landwärtige Migration von Feuchtgebieten. Ohnehin werden Feuchtgebiete durch menschliche Aktivitäten zunehmend dezimiert.

Zu den besonders bedrohten Feuchtgebieten gehören die Mangrovenwälder, die gegenwärtig etwa 8% der weltweiten Küstenlinien einnehmen. Mangrovenwälder kommen in tropischen und subtropischen Deltagebieten, Ästuaren, Lagunen und anderen Küsten im Gezeitenbereich vor. Sie sind nicht nur wertvolle Ökosysteme, sondern schützen auch die Küstenlinie vor Erosion durch Wellen und Sturmfluten. An vielen Küsten sind Mangrovenwälder schon heute durch menschliche Aktivitäten, z.B. durch Holzgewinnung, stark dezimiert. Bei einem Anstieg des Meeresspiegels könnten die küstennahen Mangrovenwälder landeinwärts gedrängt werden. Die intensive Nutzung der anschließenden Landzonen durch den Menschen, z.B. durch Landwirtschaft und Küstenschutzanlagen, wird die Migration der Mangroven aber in vielen Fällen verhindern. Die Folge ist ein verminderter Schutz der Küsten gegen Erosion.

== Korallenriffe ==

Durch den Meeresspiegelanstieg gefährdet ist auch ein anderer sehr wirksamer natürlicher Küstenschutz, nämlich die ebenfalls in den Tropen verbreiteten Korallenriffe. Korallenriffe gelten heute neben dem tropischen Regenwald als artenreichster Lebensraum der Erde, der nach Schätzungen zwischen 0,5 und 2 Mio. Arten beherbergt. Der Fischreichtum in Korallenriffen ist eine bedeutende Quelle für die Ernährung vieler Küstengemeinden. Korallenriffe liefern Baustoffe und ziehen den Tourismus an. Riffbarrieren wirken als Wellenbrecher und schützen tropische Küsten vor Erosion. Die räumliche Ausdehnung der weltweiten Korallenriffe wird auf 255 000 km2 geschätzt. Etwa 50% der Korallenriffe, in einigen Gebieten Südostasiens sogar über 80%, sind durch menschliche Aktivitäten wie industrielle Entwicklung, Umweltverschmutzung, Tourismus und Verstädterung, Überfischung und Korallenabbau stark gefährdet. Die fortschreitende Erwärmung und [[Versauerung der Meere|Versauerung der Ozeane]] gefährdet die Korallen zusätzlich. Eine schwerwiegende Folge ist das berüchtigte Korallenbleichen, das an Riffen im Indischen Ozean, Pazifischen Ozean und in der Karibik beobachtet wurde. Auch der Meeresspiegelanstieg bedeutet eine Gefahr für die Korallen. Zwar könnten gesunde Korallenriffe mit einem Meeresspiegelanstieg von 10mm pro Jahr mithalten, wie das vertikale Wachstum in der Nacheiszeit gezeigt hat. Ob das auch für die heutigen unter vielfachem Stress stehenden Koralleriffe gilt, ist jedoch sehr fraglich.<ref>Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere - zu warm, zu hoch, zu sauer, Sondergutachten, Berlin, S. 33; auch als [http://www.wbgu.de/wbgu_sn2006.pdf Download]</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Regionale Folgen ==
* [[regionales Beispiel::Meeresspiegelanstieg in Europa]]
* [[regionales Beispiel::Meeresspiegelanstieg in Asien]]
* [[regionales Beispiel::Meeresspiegelanstieg in Afrika]]
* [[regionales Beispiel::Meeresspiegelanstieg in tropischen Inselstaaten]]

== Literatur ==
* IPCC 2007: The Physical Science Basis, Chapter 5: Oceanic Climate Change and Sea Level; auch als [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch05.pdf Download]

== Unterricht ==
* [http://www.germanwatch.org/rio/ab-tuv.pdf Land unter] Arbeitsblätter für den Unterricht von Germanwatch über die Gefahren des Meeresspiegelanstiegs für den kleinen Inselstaat Tuvalu
* [http://www.germanwatch.org/rio/ab-ms.pdf Folgen für Küstenräume und Tiefländer] Arbeitsblätter für den Unterricht von Germanwatch über die Folgen des Meeresspiegelanstiegs für Bangladesch und die Niederlande
* [http://www.lehrer-online.de/meeresspiegelanstieg.php Simulation des Meeresspiegelanstieges mit GIS] Unterrichtseinheit bei Lehrer-online
* [http://141.39.208.205:16080/klimawandel/index.php?option=com_content&task=view&id=140&Itemid=157 Ursachen und Veränderungen des Meeresspiegelanstiegs]Schülerarbeit des NaT-Working-Projekts [http://www.klimaprojekt.de/ ''Klimawandel und seine Folgen'']

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[[Kategorie:Meeresspiegel]]

Treibhauseffekt

2013-07-25T10:52:19Z

IngoBlees:

[[Bild:Treibhauseffekt.gif|thumb|420 px|Der natürliche Treibhauseffekt]]
== Der natürliche Treibhauseffekt ==
[[Bild:Absorption.gif|thumb|420 px|'''links (a):''' theoretische Ausstrahlung (Wärmeabstrahlung) der Erdoberfläche ohne Treibhauswirkung (rote Kurve) und tatsächliche Ausstrahlung (Wärmeabstrahlung) aufgrund der Wirkung der [[Treibhausgase]] (blaue Fläche); '''rechts (b): '''IR-Spektren der Treibhausgase; dem jeweiligen IR-Spektum sind die Wellenlängenbereiche zu entnehmen, in denen die genannten Treibhausgase die Wärmestrahlung absorbieren. Der [[Absorption]]skoeffizient gibt die Intensität dieser Absorption an.]]

===Wärmestau in der unteren Atmosphäre===
Von entscheidender klimatischer Bedeutung ist bei den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungsvorgängen in der Atmosphäre]], dass die langwellige Wärmestrahlung der erwärmten Erdoberfläche die Atmosphäre größtenteils nicht auf direktem Wege verlässt, sondern von atmosphärischen Spurengasen, den natürlichen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]], und Wolken zunächst absorbiert wird. Spurengase und [[Wolken]] emittieren diese Energie einerseits an den Weltraum und strahlen sie andererseits in Richtung Erdoberfläche zurück, die dadurch zusätzlich aufgeheizt wird und wiederum langwellige Strahlung an die Atmosphäre emittiert, die diese wieder Richtung Erdoberfläche abstrahlt usw.

Der auf diese Weise hervorgerufene Wärmestau in der unteren Atmosphäre bewirkt - gegenüber dem Fall ohne Treibhausgase - einen Temperaturunterschied von +33 °C bzw. (mit anderen Worten) eine Erwärmung von -18 °C ''(das ist die durch einfache Modellrechnungen ermittelte '''Erdoberflächentemperatur''''' [vgl. hierzu: [http://de.wikipedia.org/wiki/Erdkruste Erdkruste]] ''bei Annahme einer planetaren [[Albedo]] von 30 %, wie sie für das System Erde/Atmosphäre gilt<ref name="DMG">Stellungnahme der Deutschen Meteorologischen Gesellschaft zu den Grundlagen des Treibhauseffektes: [http://www.dmg-ev.de/gesellschaft/aktivitaeten/pdf/treibhauseffekt.pdf Die Basis des anthropogenen Treibhauseffektes (Fußnote 1 auf Seite 1 von 4 der PDF-Datei)]</ref>)'' auf eine [[Lufttemperatur#Jahresgang|'''Lufttemperatur''' (globaler Jahresmittelwert)]] von +14 °C<ref name="Jones-et-al">P. D. Jones et. al.: [http://seaice.apl.washington.edu/Papers/JonesEtal99-SAT150.pdf SURFACE AIR TEMPERATURE AND ITS CHANGES OVER THE PAST 150 YEARS (PDF-Datei)]</ref> und ermöglicht damit überhaupt erst Leben auf der Erde.

===Strahlungshaushalt===
Die Erdoberfläche erhält durch die Sonneneinstrahlung und den Treibhauseffekt insgesamt eine Energie von 492 W/m2 (168 W/m2 Solarstrahlung + 324 W/m2 atmosphärische Wärmestrahlung) und gibt an die Atmospäre 350 W/m2 als Wärmeausstrahlung (terrestrische Strahlung) wieder ab. Der resultierende Energieüberschuss von 142 W/m2 wird zum einen dadurch ausgeglichen, dass ein geringer Teil der Wärmeausstrahlung (40 W/m2) von den Treibhausgasen nicht absorbiert wird und durch das sogenannte [[Absorption]]sfenster in den Weltraum entweicht. Zum anderen gibt die Erdoberfläche im Mittel etwa 24 W/m2 als fühlbare Wärme und 78 W/m2 als latente Wärme an die Atmosphäre ab. Der Fluss fühlbarer Wärme transportiert Energie vom erwärmten Erdboden durch das Aufsteigen warmer Luft in die untere Atmosphäre. Latente Wärme wird durch Wasserdampf in die Atmosphäre transportiert, indem durch [[Verdunstung]] von Wasser der Umgebung zunächst Energie entzogen wird, die dann bei der [[Kondensation]] in größerer Höhe wieder frei gesetzt wird (siehe auch [http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Lufttemperatur#Einfl.C3.BCsse Lufttemperatur]).

==="Treibhauseffekt"===
In Anlehnung an das Garten-Treibhaus bezeichnet man den Wärmestau in der unteren Atmosphäre als "Treibhauseffekt". Die Vergleichbarkeit zwischen beiden 'Treibhäusern' ist allerdings begrenzt. Die Glasabdeckung des echten Treibhauses lässt wie die Atmosphäre kurzwellige Sonnenstrahlen weitgehend passieren. Das Innere des Treibhauses wird dadurch erwärmt und emittiert langwellige Wärmestrahlung, die vom Glas ähnlich wie von den Treibhausgasen der Atmosphäre absorbiert wird. Das Glas unterbindet aber im Gegensatz zu den Treibhausgasen der Atmosphäre auch den Luft- und Wasserdampftransport und damit weitgehend den Fluss fühlbarer und latenter Wärme.

===Treibhausgase===
Die eigentlichen Verursacher des Treibhauseffektes sind Wasserdampf (H2O) und eine Reihe von Spurengasen wie [[Kohlendioxid]] (CO2), [[Methan]] (CH4), [[Lachgas|Distickstoffoxid]](N2O), [[Troposphärisches Ozon]] (O3) u.a., deren Anteil an der Gesamtmasse der Atmosphäre zusammen weniger als 1% ausmacht. Diese [[Treibhausgase]] lassen die kurzwellige Solarstrahlung weitgehend passieren, absorbieren aber die langwellige Wärmestrahlung der Erdoberfläche im Infrarotbereich; sie tun das ab ca. 3µm. Dabei absorbieren die einzelnen Spurengase in unterschiedlichen Absorptionsbanden, das sind bestimmte Wellenlängenbereiche, in denen die Absorption stark ist. Der Grund liegt darin, dass die Moleküle dieser Gase schwingen und rotieren können. Entspricht die Energie des einfallenden Lichts genau dem Energieunterschied einer ihrer Schwingungen und Rotationen, wird das Licht absorbiert und wieder abgestrahlt. Die Moleküle wirken also wie eine kleine Antenne, die nur auf bestimmte Wellenlängen reagiert (wie ein Radio, das auf einen Sender eingestellt werden muss). Zwischen den Absorptionsbanden (die aus vielen einzelnen Linien bestehen, eine Linie für jede Energie der Schwingungen und Rotationen) befinden sich Wellenlängenbereiche, auf die diese Gase nicht reagieren. Da die Strahlung dort ungehindert passieren kann, heißen diese Bereiche auch "Fenster", nur dass eben Infrarotstrahlung gemeint ist und nicht sichtbare Strahlung, wie sie durch ein tatsächliches Fenster gelangen kann. Ein bedeutendes Fenster in der Atmosphäre liegt etwa zwischen 8 und 12 µm Wellenlänge, nur unterbrochen von einer Ozon-Absorptionsbande bei 9,6 µm.

Das wichtigste natürliche Treibhausgas ist Wasserdampf, das für fast zwei Drittel des natürlichen Treibhauseffekts verantwortlich ist.<ref name="FzJülich">Forschungszentrum Jülich (31. Mai 2001): [http://www.fz-juelich.de/portal/index.php?cmd=show&index=163&mid=89 Wasserdampf ist Treibhausgas Nr. 1]</ref> <ref name="RadiationBudget"> J.T Kiehl, K.E. Trenberth (1997): [http://www.atmo.arizona.edu/students/courselinks/spring04/atmo451b/pdf/RadiationBudget.pdf Earth's annaul global mean energy budget, in: American Meteorological Society, Vol. 78, S. 197-208 (PDF-Datei)]</ref> Es absorbiert in breiten Spektralbereichen um 3 µm, 5 µm und 20 µm nahezu vollständig. In anderen Wellenlängenbereichen wie um 4 µm und um 10 µm lässt es die Infrarotstrahlung aber nahezu vollständig passieren. In diesen Bereichen wirken dagegen die anderen Treibhausgase. So absorbiert das zweitwichtigste natürliche Treibhausgas, das Kohlendioxid, gerade um 4 µm und 15 µm. Ozon, Distickstoffoxid und Methan füllen weitere Lücken des Wellenlängenspektrums ''(vgl. die IR-Spektren in [[Treibhauseffekt#W.C3.A4rmestau_in_der_unteren_Atmosph.C3.A4re|der obigen Grafik "Absorption.gif"]] - In der Literatur findet sich für den eben beschriebenen Effekt relativ häufig die Formulierung, CO2 schließe "das Strahlungsfenster".<ref name ="Kehl">''Vgl. dazu auch:''
[http://www2.tu-berlin.de/~kehl/project/lv-twk/002-electromagnet_radabsorption.htm Elektromagnetisches Spektrum, Strahlungsenergie und Absorption (H. Kehl, TU-Berlin, Inst. f. Ökologie)]</ref>)'' Natürlich kommt es auch zu Überlappungen, d.h. Bereichen im Spektrum, wo mehrere Gase gleichzeitig absorbieren. Wenn dies eintritt oder ein Gas schon stark vorhanden ist, kann das dazu führen, dass die Strahlung einer solchen Wellenlänge gar nicht mehr durch die Atmosphäre gelangen kann. Zusätzliche Gase führen dann nicht mehr zu einer stärkeren Absorption. Trotzdem steigt aber der Treibhauseffekt noch etwas, weil an den Rändern der Linien die Absorption noch zunimmt. Die Vorstellung, zusätzliches Kohlendioxid in der Atmosphäre habe wegen dieser "Sättigung" gar keinen Effekt mehr, ist daher falsch.

== Der anthropogene Treibhauseffekt ==

[[Bild:Strahlungsantrieb.gif|thumb|420 px|Mittlerer globaler und jährlicher [[Strahlungsantrieb]] durch Treibhausgase, [[Aerosole]] und Solarvariabilität (1750-2000)]]

Seit [[Industrielle Revolution|Beginn des Industriezeitalters]] beeinflusst der Mensch die klimatische Wirksamkeit der Atmosphäre durch einen zusätzlichen Treibhauseffekt. Durch unterschiedliche menschliche Aktivitäten wird einerseits die Konzentration der natürlichen Treibhausgase wie Kohlendioxid, Methan, Distickstoffoxid usw. erhöht, andererseits werden mit den [[FCKW]]s neue Treibhausgase in die Atmosphäre emittiert. Die Wirksamkeit der anthropogenen Beiträge hängt u.a. davon ab, wie stark die jeweiligen Absorptionsbanden durch die Wirkung der natürlichen Treibhausgase bereits gesättigt sind.

Da eine Temperaturerhöhung auch zu einer höheren Verdunstung führt, erhöht sich durch die menschliche Klimabeeinflussung auch der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre.<ref name="Rahmstorf-APuZ-47-2007">Stefan Rahmstorf: [http://www.bpb.de/publikationen/MQNZOC,2,0,Klimawandel_einige_Fakten.html Klimawandel - einige Fakten] in: Aus Politik und Zeitgeschichte (APuZ 47/2007)</ref> Die Temperaturwirksamkeit des zusätzlichen Wasserdampfes ist jedoch relativ gering, da die Absorptionsbanden von Wasserdampf nahezu gesättigt sind. Einen etwas größeren Temperatureffekt hat die Erhöhung des CO2-Gehalts durch die Verbrennung von fossilen Energierohstoffen und Veränderungen in der [[Landnutzung]]. Aber auch hier ist die wichtigste Absorptionsbande bei 15 µm weitgehend gesättigt und nur die gewaltige Menge an anthropogener CO2-Zufuhr von über 9 Milliarden Tonnen pro Jahr bewirkt, dass CO2 für weit über die Hälfte des anthropogenen Treibhauseffekts verantwortlich ist.

Bei den übrigen anthropogenen Treibhausgasen sind die natürlichen Absorptionsbanden dagegen nur bis zu einem geringen Grad bzw. (bei den FCKWs) gar nicht gesättigt. Außerdem reagieren verschiedene Molekülsorten (also verschiedene Gase) unterschiedlich stark auf die einfallende Strahlung. Ein Molekül von FCWK-12 z.B. absorbiert etwa 23000 Mal stärker als ein Molekül Kohlendioxid. Für die Treibhauswirkung ist aber auch entscheidend, wie viele Moleküle in der Atmosphäre vorhanden sind und wie lange sie dort verbleiben, d.h. wie hoch die "Lebensdauer" des Gases ist. Berechnet man diese Lebensdauer mit ein, so besitzt z.B. ein Kilogramm Methan das 25fache und ein Kilogramm des erwähnten FCKW-12-Moleküls das 10900fache Treibhauspotential eines kg CO2. Man spricht bei diesen Zahlen vom [[Global Warming Potential]] (GWP).

Die Verweildauer ergibt sich aus der Menge selbst und aus den Senken, die steuern, wie schnell ein Stoff aus der Atmosphäre wieder entfernt wird. Kohlendioxid wird durch sehr unterschiedliche Prozesse, z.B. durch die Photosynthese der Pflanzen, die Lösung im Ozean oder die Aufnahme im Boden, wieder aus der Atmosphäre entfernt und besitzt daher keine eindeutige mittlere Verweilzeit in der Atmosphäre. Demgegenüber wird etwa die atmosphärische Lebensdauer von Methan fast ausschließlich durch die Oxidation mit OH in der Atmosphäre kontrolliert, woraus ein mittlerer Verbleib in der Atmosphäre von 12 Jahren resultiert. Die lange Verweilzeit von Distickstoffoxid von 114 Jahren erklärt sich daraus, dass dieses Treibhausgas fast nur durch Photolyse in der Stratosphäre entfernt wird.

Im Gegensatz zu den langlebigen Treibhausgasen, die Jahrzehnte und länger in der Atmosphäre verbleiben und daher auch rund um den Globus eine gute Durchmischung aufweisen, beträgt die Lebensdauer des bodennahen Ozons nur wenige Stunden bis Tage. Ozon entsteht durch Photo-Oxidation von Kohlenmonoxid, Methan und anderen Hydrokarbonaten unter Beteiligung von NOx und wird zerstört durch ultraviolette Photolyse und Reaktion mit OH-Radikalen. Seine Konzentration variiert daher stark, sowohl räumlich wie zeitlich. Während die anthropogen bedingte Ozon-Zunahme in der [[Troposphäre]] einen (lokalen) Erwärmungseffekt besitzt, wirkt die stratosphärische Ozonzerstörung durch anthropogene FCKW-Emission abkühlend.

Die Emissionsmenge, das relative Treibhauspotential und die atmosphärische Verweilzeit bestimmen den Anteil der einzelnen Gase am gesamten zusätzlichen Treibhauseffekt. Die seit dem vorigen Jahrhundert zu beobachtende Zunahme der Konzentration treibhauswirksamer Spurengase führt zu einer Veränderung des Strahlungsgleichgewichts der Atmosphäre und damit zu einem Klimawandel. Die Störung des Strahlungshaushalts bzw. der [[Strahlungsantrieb]] (engl. "radiative forcing") durch den anthropogenen Treibhauseffekt seit Beginn der Industrialisierung wird durch die Veränderung der Nettostrahlungsflussdichte an der [[Tropopause]] in Watt pro m2 angegeben. Die langlebigen und gleichmäßig verteilten Treibhausgase haben zu einem Strahlungsantrieb von etwa 2,7 Wm-2 (± 10 %) seit dem Anfang des Industriezeitalters geführt. Daran ist die Zunahme des Kohlendixids mit 1,66 Wm-2 beteiligt, die von Methan mit 0,58 Wm-2, die von Distickstoffoxid mit 0,16 Wm-2 und mit 0,3 Wm-2 die der halogenierten Kohlenwasserstoffe (FCKW's) und anderer langlebiger Treibhausgase. Der Strahlungsantrieb des troposphärischen Ozons ist wegen der ungleichen Verteilung und der Kurzlebigkeit dieses Treibhausgases nur sehr schwer zu quantifizieren und wird auf 0,25-0,65 Wm-2 geschätzt.

Die Abnahme des O3-Gehalts in der Stratosphäre hat dagegen einen negativen [[Strahlungsantrieb]] von -0,15 Wm-2. Dem anthropogenen Treibhauseffekt entgegen wirkt auch die vom Menschen verursachte Erhöhung der Aerosolkonzentration in der Atmosphäre, die ihre Ursache hauptsächlich in der Verbrennung fossiler Energierohstoffe hat und einer starken räumlichen und zeitlichen Variation unterliegt, da die anthropogen verursachten [[Aerosole]] nur für wenige Tage in der Nähe der Entstehungszentren in der Luft schweben und dann wieder absinken oder mit dem Regen ausgewaschen werden. Aerosole sind erstens direkt strahlungsaktiv, indem sie Sonnenlicht reflektieren oder auch absorbieren, und zweitens indirekt, da sie einen Einfluss auf die Wolkenbildung besitzen. Beide Effekte, besonders der letzte, sind schwer abzuschätzen. Gegenüber den anthropogen verursachten Veränderungen der Strahlungsbilanz nimmt sich die Wirkung der Erhöhung der Solarstrahlung auf den Strahlungsantrieb von ca. 0,12 Wm-2 seit 1750 sehr bescheiden aus.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Unterricht ==


* [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/6256cd93c2236e4e9ad6132042733fe9,0/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_2_2sk.html Modellversuch zum Treibhauseffekt] Der Versuch weist den Treibhauseffekt von Kohlendioxid nach.
* [http://www.familie-schuon.de/multimed/treibh_a.htm ''"Der anthropogene Treibhauseffekt"''] Schülerarbeitsblatt, Klasse 11 (StD Th. Schuon, Heinrich-Heine-Gymnasium, Ostfildern)

== Weblinks ==
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Treibhauseffekt Treibhauseffekt] Wikipedia-Artikel
* [http://www.waldundklima.net/klima/treibhaus_01.php Der Treibhauseffekt] Einführungsartikel bei "Wald und Klima": Entstehung der Erdatmosphäre, Natürlicher Treibhauseffekt, Einfluss des Menschen
* [http://www.klimabuero-polarmeer.de/de/fragen_antworten/frage_1_3/ Was ist der Treibhauseffekt?] Darstellung vom Klimabüro für Polargebiete und Meeresspiegelanstieg

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[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Treibhausgase]]
[[Kategorie:Strahlung]]

Klimasystem

2013-07-25T10:50:48Z

IngoBlees:

[[Bild:Klimasystem.jpg|thumb|500px|Das Klimasystem und seine Subsysteme]]

Das '''Klimasystem''' ist ein höchst komplexes System, das aus fünf Hauptbestandteilen besteht:
# der [[Atmosphäre im Klimasystem]],
# der [[Ozean im Klimasystem|Hydrosphäre]] (Ozean, Seen, Flüsse),
# der [[Kryosphäre im Klimasystem|Kryosphäre]] (Eis und Schnee),
# der [[Lithosphäre und Pedosphäre im Klimasystem|Lithosphäre]] (Landoberfläche: festes Gestein und [[Boden_im_Klimasystem|Böden]]) und
# der [[Biosphäre im Klimasystem]] (auf dem Land und im Wasser)
sowie
* den Wechselbeziehungen zwischen diesen Bestandteilen.
Das Klimasystem verändert sich über die Zeit unter dem Einfluss seiner eigenen inneren Dynamik und durch [[Klimaantrieb|äußere Antriebe]] (wie [[Vulkanismus|Vulkanausbrüche]], [[Sonnenenergie|solare Schwankungen]] und anthropogene Einflüsse wie die Änderung der [[Treibhausgase|Zusammensetzung der Atmosphäre]] und der [[Landnutzung]]).<ref name="IPCC-AR4-SYR">Klimaänderung 2007: [http://www.de-ipcc.de/download/IPCC-SynRep_d_final_20081001.pdf Synthesebericht, Seite 92 (100 von 117 der PDF-Datei),] Anhang II (Glossar): "Klimasystem" (offizielle deutsche Übersetzung der [http://www.de-ipcc.de Deutschen IPCC Koordinierungsstelle])</ref>

== Wechselbeziehungen zwischen den Klima-Subsystemen ==
Klimaänderungen können durch eine Veränderung der [[Atmosphärische Zirkulation|Dynamik der Atmosphäre]], ihrer chemischen Zusammensetzung oder anderer atmosphärischen Eigenschaften zustande kommen. Diese stehen jedoch in enger Wechselwirkung mit den Komponenten anderer Systeme wie den Strömungen des Ozeans, der Ausdehnung der Vegetation, der Eis- und Schneebedeckung der Erde usw. und wirken auf diese zurück. So transportiert das [[Meeresströmungen|ozeanische Strömungssystem]], das selbst unter dem Einfluss der [[Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Windsysteme]] steht, große Energiemengen von niederen in höhere Breiten und erwärmt z.B. im nordwestatlantischen Raum dadurch ganz erheblich die untere Atmosphäre. In anderen Regionen, z.B. an der nordamerikanischen Ostküste, sorgen kalte Meeresströmungen für ein eher unwirtliches Klima. Die Vegetation steuert erheblich den [[Kohlendioxid-Konzentration|Kohlendioxidgehalt]] der Atmosphäre und damit deren [[Treibhauseffekt|Treibhauswirkung]], ist selbst aber wiederum ganz entscheidend von Eigenschaften der Atmosphäre wie [[Temperatur]] oder Wasserdampfgehalt abhängig. Die Bildung von Eis- und Schnee setzt bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt ein, die hohe [[Albedo|Reflexion von Sonnenstrahlen]] durch Eis- und Schneeoberflächen beeinflusst aber wiederum stark die atmosphärische Temperatur.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* J. Jacobeit (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28154 Zusammenhänge und Wechselwirkungen im Klimasystem], in: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 1-16
* [http://www.naturama.ch/forum/animation.cfm Animation mit Erklärungen zum Klimasystem]

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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Atmosphäre im Klimasystem, Ozean im Klimasystem, Kryosphäre im Klimasystem, Boden im Klimasystem, Biosphäre im Klimasystem, Lithosphäre und Pedosphäre im Klimasystem, Klimaantrieb</metakeywords>

[[Kategorie:Klimasystem]]

Klimaszenarien

2013-07-25T10:49:47Z

IngoBlees:

[[Bild:SRES RCP Szenarien.jpg|thumb|520px|Die neuen RCP-Emissionspfade im Vergleich zu den SRES-Emissionspfaden bis 2050]]
== Unsicherheiten bei Klimaprognosen ==

Neben der Frage nach den Ursachen der beobachteten globalen Erwärmung sind die Versuche einer Abschätzung des künftigen Klimas der Bereich der [[Klimaforschung]], der in der Öffentlichkeit höchste Aufmerksamkeit erhält.

Im Gegensatz zu einer Wettervorhersage beanspruchen sie nicht, einen bestimmten Zustand der Atmosphäre an einem beliebigen Ort der Erde vorherzusagen, z.B. die Temperatur am 4. Januar 2058 in Berlin, sondern zielen auf statistische Durchschnittswerte über größere Räume und Zeitabschnitte, z.B. die globale Durchschnittstemperatur oder den mittleren [[Niederschlag]] einer ganzen Klimazone über ein oder mehrere Jahrzehnte (siehe auch [[Klima und Wetter]]). Dennoch sind auch solche Berechnungen mit zahlreichen und gravierenden Unsicherheiten behaftet. Diese lassen sich grob in drei Gruppen einteilen:
# Unsicherheiten, die die [[Ursachen von Klimaänderungen|externen Einflussfaktoren auf das Klima]] betreffen,
# Unsicherheiten, die aus der begrenzten Kenntnis über das [[Klimasystem]] resultieren und
# Unsicherheiten, die in den Defiziten von [[Klimamodelle|Klimamodellen]] begründet sind.

===Externe Einflussfaktoren===
Klimaprojektionen über die nächsten 100 Jahre gehen aufgrund der Beobachtung der Vergangenheit davon aus, dass in diesem relativ kurzen Zeitraum die natürlichen externen Einflussfaktoren keine wesentlichen Veränderungen des globalen Klimas bewirken werden, auch wenn solche Möglichkeiten, z.B. eine Serie von starken [[Vulkanismus|Vulkanausbrüchen]] oder bisher nicht beobachtete Veränderungen in der [[Sonnenenergie|Sonnenaktivität]], nicht völlig ausgeschlossen werden können. Der größte Unsicherheitsfaktor wird vielmehr in der Wirkung des Menschen auf das Klima gesehen. Niemand kennt die Entwicklung der Weltgesellschaft über die nächsten Jahrzehnte bzw. kann die Bevölkerungsentwicklung genau bestimmen, die Veränderung des Konsumverhaltens, den Energieverbrauch, die Nutzung von Energiequellen, die technologische Entwicklung, das Ausbrechen von Kriegen usw. vorhersagen. Diese Unsicherheit findet ihren Ausdruck darin, dass der [[IPCC]] ein differenziertes Spektrum von Emissionsszenarien für [[Treibhausgase]] entwickelt hat, um auf diese Weise den unterschiedlichen Entwicklungsmöglichkeiten der Weltgesellschaft Rechnung zu tragen. Klimaprojektionen sind folglich immer Wenn-dann-Aussagen. Sie haben nicht den Anspruch, "'''die'''" Zukunft zu zeigen, sondern sie projezieren mögliche bzw. unter bestimmten [[#Die IPCC-Emissionszenarien|Grundannahmen]] wahrscheinliche zukünftige Entwicklungen.

===Kenntnis über das Klimasystem===
Die zweite Unsicherheit liegt darin begründet, dass trotz aller sich beeindruckend entwickelnden Forschung die Kenntnis über das [[Klimasystem]] und seine Dynamik immer noch begrenzt ist. Das betrifft besonders Fälle, in denen Rückkopplungsprozesse, kleinräumige Vorgänge oder beide zusammen eine Rolle spielen. So ist zumindest quantitativ ungewiss, wie sich ein wärmeres Klima zusammen mit einem höheren [[Kohlendioxid-Konzentration|Kohlendioxidgehalt]] der Atmosphäre auf die [[Biosphäre_im_Klimasystem#Vegetation_im_Klimasystem|Vegetation]] auswirken und deren Veränderung wiederum das Klima und den CO2-Gehalt beeinflussen wird. Noch nicht hinreichend erfasst sind außerdem viele Aspekte der Atmosphärenchemie und -physik mit ihrem Einfluss auf die Wolkenbildung und deren Einfluss auf den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|atmosphärischen Strahlenhaushalt]]. Auch kann nicht mit Sicherheit gesagt werden, ob und wann das Klima bei Überschreitung gewisser Grenzzustände "Sprünge" machen wird, d. h. plötzlich in einen anderen Zustand umkippt, wie es z.B. durch ein Aussetzen der [[Thermohaline Zirkulation|thermohalinen Zirkulation]] am Ende der letzten Kaltzeit tatsächlich vorgekommen ist.

* ''Siehe auch: [[Kipppunkte im Klimasystem]]''

===Klimamodelle===
*Hauptartikel: [[Klimamodelle]]
Drittens ist die Klimaforschung bei der Berechnungen des zukünftigen Klimas auf Computermodellsimulationen angewiesen, die in einer Art Ersatzrealität das hochkomplexe [[Klimasystem]], seine interne Dynamik und den Einfluss von externen Faktoren, insbesondere den Einfluss des Menschen, darzustellen versuchen. Auch hier gab es eine nahezu schwindelerregende Entwicklung zu immer mehr Computerleistung. Trotzdem ist die Leistungsfähigkeit weiterhin begrenzt, was sich anschaulich in der räumlichen Auflösung von globalen Atmosphärenmodellen zeigt, die gegenwärtig bei einem Gitternetz von über 100 km Breite liegt, wodurch viele kleinräumige Prozesse wie etwa die Wolkenbildung oder die Dynamik der großen [[Eisschilde]] immer noch nicht erfasst werden können. Die Erfolge, die mit Klimamodellen bei der Simulation des vergangenen und gegenwärtigen Klimas erzielt werden konnten, verleihen den Modellsimulationen dennoch ein erhebliches Gewicht. Ihre Aussagen nicht ernst zu nehmen wäre angesichts der weitreichenden Folgen einer fortgesetzten Klimaänderung und der Eintrittswahrscheinlichkeit, die die Modelle vorhersagen, höchst unverantwortlich (Näheres s. [[Klimamodelle]]).

=== Zusammenfassung der Unsicherheiten ===
[[Bild:szenarien.jpg|thumb|450px|Szenariendiagramm für die IPCC-Emissionsszenarien. Jedem Emissionsszenario entspricht dabei ein konkretes Konzentrations- und Klimaszenario.]]
Die Kombination aller Unsicherheiten führt zu einer unbegrenzten Anzahl von möglichen Zukünften mit einer großen Spanne an möglichen Klimazuständen zum Ende des 21. Jahrhunderts und darüber hinaus. Die wichtigsten Fragen lauten in diesem Zusammenhang:
# Wie wird sich die Menschheit weiter entwickeln, und welche Emissionen und sonstigen Einflüsse hat das zur Folge?
# Wie werden sich die Emissionen auf die Konzentrationen von Treibhausgasen auswirken? Wieviel wird durch die Senken im [[Kohlenstoffkreislauf]], nämlich Land-Biosphäre und Ozean, wieder aufgenommen und wieviel verbleibt in der Atmosphäre?
# Wie wird sich eine bestimmte Konzentration auf das Klima der Zukunft auswirken (siehe auch [[Klimasensitivität]])?

Aus einer Reihe von möglichen gesellschaftlichen Entwicklungen von der Gegenwart bis in die Zukunft folgen Szenarien der Treibhausgas-Emissionen. Aus diesen resultieren verschiedene Möglichkeiten der Treibhausgas-Konzentration und daraus wiederum mehrere mögliche Klimaentwicklungen.
Ergebnisse mit verschiedenen Modellen des [[Kohlenstoffkreislauf|Kohlenstoffkreislaufs]] zeigen, dass die Unsicherheitsspanne der CO2-Konzentrationen und des Klimas um 2100 für ein und dasselbe Emissionsszenario ungefähr so groß ist wie der Unterschied zwischen den Szenarien bei einem bestimmten Kreislaufmodell. Kurz gesagt: Die Unsicherheiten des menschlichen Verhaltens sind ungefähr genauso wichtig wie die Unsicherheiten des Klimasystems; sie tragen zur am Ende resultierenden Unsicherheitsspanne etwa gleich viel bei.

== Die IPCC-Emissionszenarien ==
[[Bild:IPCC_szenarien.jpg|thumb|420px|Anschauliche Darstellung der vier SRES-Szenario-Familien<ref name="SRES-Kap4-Scenarios" /> des [[IPCC]]]]
Bei dem Versuch, Aussagen über das künftige Klima zu machen, beschränkt sich die Klimaforschung in der Regel auf Projektionen für die nächsten 100 Jahre. Die zentrale Frage ist: Wie entwickelt sich das globale Klima durch den weiteren Anstieg der anthropogenen Emissionen von [[Treibhausgase]]n und welche [[Klimawandel:Portal#Folgen_des_Klimawandels|Folgen]] hat der zu erwartende Klimawandel?

Die zukünftigen Emissionen sind von ökonomischen, sozialen und politischen Entwicklungen abhängig, die grundsätzlich nicht vorhersagbar sind. Die Klimaforschung geht daher von einer breiten Varianz von Annahmen über die künftige Entwicklung der Menschheit aus, aus denen sie eine vielfältige Palette von Emissionsszenarien ableitet, die wiederum die Grundlage für Projektionen über die künftige Klimaentwicklung bilden. Der [[IPCC]]-Bericht von 2001 ''("Third Assessment Report")'' basiert auf nahezu 40 Szenarien, die je nach Annahme über die weitere Entwicklung der menschlichen Weltgesellschaft in vier "Familien" (A1, B1; A2, B2; vgl. die nebenstehende Grafik) gegliedert sind.<ref name="SRES-Kap4-Scenarios">IPCC Special Report on Emissions Scenarios (SRES): [http://www.grida.no/publications/other/ipcc%5Fsr/?src=/climate/ipcc/emission/089.htm Chapter 4: An Overview of Scenarios]</ref> <ref name="IPCC-TAR">IPCC Third Assessment Report (TAR), Climate Change 2001: [http://www.ipcc.ch/pdf/reports-nonUN-translations/deutch/2001-wg1.pdf Zusammenfassung für politische Entscheidungsträger • Klimaänderung 2001: Wissenschaftliche Grundlagen (Seite 18 der PDF-Datei)]</ref>

Die den früheren IPCC-Berichten zugrundeliegenden IS92-Szenarien (IPCC-Szenarien von 1992) wurden ab 1996 gründlich überarbeitet. Das Ergebnis sind die 40 neuen sogenannten SRES-Szenarien (nach: ''"Special Report on Emissions Scenarios"''<ref name="SRES-Kap4-Scenarios" />), die die möglichen Entwicklungen im 21. Jahrhundert in den Bereichen Bevölkerungswachstum, ökonomische und soziale Entwicklung, technologische Veränderungen, Ressourcen-Verbrauch und Umweltmanagement differenzierter als bisher berücksichtigen. Sie lagen sowohl dem [[IPCC]]-Bericht von 2001 ''("Third Assessment Report")'' als auch dem ''"Fourth Assessment Report" (AR4)'' des IPCC von 2007 zugrunde. Die 40 Szenarien werden in vier Haupt-Typen, nämlich die "Szenario-Familien" A1, B1, A2 und B2 unterteilt.

<blockquote style="border: 2px solid black; padding: 1em;"> Die A1-Szenarien-Familie ist unterteilt in die nachstehend genannten drei Szenario-Gruppen,
die unterschiedliche Ausrichtungen technologischer Änderungen im [http://de.wikipedia.org/wiki/Weltenergiebedarf Energiesektor] beschreiben:
# Szenario-Gruppe A1FI = [http://de.wikipedia.org/wiki/Fossile_Energie '''f'''ossil'''i'''ntensiv];
# Szenario-Gruppe A1T = nichtfossile Energiequellen;
# Szenario-Gruppe A1B = ('''b'''alanced) ausgewogene Nutzung fossiler und nichtfossiler Energiequellen.<ref name="SRES-Kap4-Scenarios">IPCC Special Report on Emissions Scenarios (SRES): [http://www.grida.no/publications/other/ipcc%5Fsr/?src=/climate/ipcc/emission/089.htm Chapter 4: An Overview of Scenarios]</ref>, <ref name="IPCC-AR4">IPCC Fourth Assessment Report (AR4), Climate Change 2007, WG I: [http://www.ipcc.ch/pdf/reports-nonUN-translations/deutch/IPCC2007-WG1.pdf Zusammenfassung für politische Entscheidungsträger • Klimaänderung 2007: Wissenschaftliche Grundlagen (Seite 18 von 18 der PDF-Datei)]</ref></blockquote>''

{| style="background-color:#EEE9E9;" width="100%" align="center"||
|-
|width="100%" valign="top"|
'''Die Emissions-Szenarien des IPCC-Sonderberichtes über Emissions-Szenarien (SRES )'''<ref name="IPCC-AR4">Text nach: IPCC Fourth Assessment Report (AR4), Climate Change 2007, WG I: [http://www.ipcc.ch/pdf/reports-nonUN-translations/deutch/IPCC2007-WG1.pdf ''Zusammenfassung für politische Entscheidungsträger • Klimaänderung 2007: Wissenschaftliche Grundlagen'' (Seite 18 von 18 der PDF-Datei)]; offizielle deutsche Übersetzung der [http://www.de-ipcc.de/ Deutschen IPCC Koordinierungsstelle]</ref>

'''A1.''' Die A1-Modellgeschichte bzw. -Szenarien-Familie beschreibt eine zukünftige Welt mit sehr raschem Wirtschaftswachstum, einer Mitte des 21. Jahrhunderts kulminierenden und danach rückläufigen Weltbevölkerung, und rascher Einführung neuer und effizienterer Technologien. Wichtige grundlegende Themen sind Annäherung von Regionen, Entwicklung von Handlungskompetenz sowie zunehmende kulturelle und soziale Interaktion bei gleichzeitiger substantieller Verringerung regionaler Unterschiede der Pro-Kopf-Einkommen. Die A1-Szenarien- Familie teilt sich in drei Gruppen auf, die unterschiedliche Ausrichtungen technologischer Änderungen im Energiesystem beschreiben. Die drei A1-Gruppen unterscheiden sich in ihrer technologischen Hauptstossrichtung: '''f'''ossil-'''i'''ntensiv (A1'''FI'''), nichtfossile Energiequellen (A1T) oder eine ausgewogene Nutzung aller Quellen (A1B) (wobei ausgewogene Nutzung definiert ist als eine nicht allzu große Abhängigkeit von einer bestimmten Energiequelle und durch die Annahme eines ähnlichen Verbesserungspotentials für alle Energieversorgungs- und -verbrauchstechnologien).

'''A2.''' Die A2-Modellgeschichte bzw. -Szenarien-Familie beschreibt eine sehr heterogene Welt. Das Grundthema ist Autarkie und Bewahrung lokaler Identitäten. Regionale Fruchtbarkeitsmuster konvergieren nur sehr langsam, was eine stetig zunehmende Bevölkerung zur Folge hat. Die wirtschaftliche Entwicklung ist vorwiegend regional orientiert und das Pro-Kopf-Wirtschaftswachstum und technologische Veränderungen sind bruchstückhafter und langsamer als in anderen Modellgeschichten.

'''B1.''' Die B1- Modellgeschichte bzw. -Szenarien-Familie beschreibt eine sich näher kommende Welt, mit der gleichen, Mitte des 21. Jahrhunderts kulminierenden und danach rückläufigen Weltbevölkerung wie in der A1-Modellgeschichte, jedoch mit raschen Änderungen der wirtschaftlichen Strukturen in Richtung einer Dienstleistungs- und Informationswirtschaft, bei gleichzeitigem Rückgang des Materialverbrauchs und Einführung von sauberen und ressourcen-effizienten Technologien. Das Schwergewicht liegt auf globalen Lösungen für eine wirtschaftliche, soziale und umweltgerechte Nachhaltigkeit, einschließlich erhöhter sozialer Gerechtigkeit, aber ohne zusätzliche Klimainitiativen.

'''B2.''' Die B2-Modellgeschichte bzw. -Szenarien-Familie beschreibt eine Welt mit Schwerpunkt auf lokalen Lösungen für eine wirtschaftliche, soziale und umweltgerechte Nachhaltigkeit. Es ist eine Welt mit einer stetig, jedoch langsamer als in A2 ansteigenden Weltbevölkerung, wirtschaftlicher Entwicklung auf mittlerem Niveau und weniger raschem, dafür vielfältigerem technologischem Fortschritt als in den B1- und A1-Modellgeschichten. Obwohl das Szenario auch auf Umweltschutz und soziale Gerechtigkeit ausgerichtet ist, liegt der Schwerpunkt auf der lokalen und regionalen Ebene. Für jede der '''sechs Szenarien-Gruppen''' A1B, A1FI, A1T, A2, B1 und B2 wurde ein illustratives Szenario gewählt. Alle sollten als gleich stichhaltig betrachtet werden. Die SRES-Szenarien beinhalten keine zusätzlichen Klimainitiativen, d.h. es sind keine Szenarien berücksichtigt, die ausdrücklich eine Umsetzung des Rahmenübereinkommens der Vereinten Nationen über Klimaänderungen (UNFCCC) oder den Emissionszielsetzungen des Kyoto-Protokolls annehmen.
|-
|}

== Verwendung der Szenarien in den IPCC-Berichten ==

Da bislang kaum Klimamodelle existierten, die die Quellen und Senken von Kohlendioxid und deren Abhängigkeit von CO2-Konzentration und Klima mit beinhalteten, musste man diesen Modellen einen CO2-Gehalt vorgeben, aus dem sie dann das Klima berechneten. Nur die roten Pfeile des Diagramms ganz oben sind also in den klassischen Szenarien berücksichtigt. Für jede der vier Emissionsszenario-Familien wurden dazu CO2-Konzentrationen mit zwei verschiedenen Modellen eines vereinfachten Kohlenstoffkreislaufs errechnet. Diese wurden dann als Grundlage für den dritten und vierten IPCC-Sachstandsbericht verwendet. <ref>[http://www.grida.no/publications/other/ipcc_tar/?src=/climate/ipcc_tar/wg1/122.htm#box37 Dritter IPCC-Sachstandbericht, Box 3.7]: Die Modelle Bern-CC und ISAM zur Errechnung der CO2-Konzentrationen</ref>
Die Weiterentwicklung der Klimamodelle macht es in Zukunft möglich, diese Abschätzung nicht mehr getrennt vorzunehmen, sondern das Klima direkt aus den Emissionen zu berechnen. Auch bei der herkömmlichen Methode wurde natürlich eine Vielzahl von Klimamodellen benutzt, so dass auch bei einem einzigen Emissions- und Konzentrationsszenario der Klimawandel immer etwas verschieden ausfällt. Deshalb gibt es zu jedem Szenario eine Unsicherheitsspanne.

Die folgende Tabelle bietet dazu eine Übersicht, getrennt nach den vier Szenariofamilien. Näheres findet sich in dem Artikel [[Klima im 21. Jahrhundert]].

{| style="width: 500px;" border=1; align="center"
| colspan="3" align="center" style="background: #b3b7ff;" |Die vier Szenariofamilien<ref name="WBGU2003">Vgl. ''Grundannahmen der SRES-Szenarien,'' Seite 106 ff. in: [http://www.wbgu.de/fileadmin/templates/dateien/veroeffentlichungen/hauptgutachten/jg2003/wbgu_jg2003.pdf WBGU (Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen): ''Welt im Wandel: Energiewende zur Nachhaltigkeit'', 21. März 2003 (PDF-Datei, etwa 5,4 MB)]</ref> des ''Fourth Assessment Report'' des [[IPCC]] und die prognostizierte Erhöhung der globalen Durchschnittstemperatur bis 2100
|- valign="middle" align="middle"
|<center>[http://www.de-ipcc.de/_media/IPCC2007-WG1.pdf AR4 Summary (PDF)]</center>
|'''Wirtschaftsorientiert''' (ökonomisch ausgerichtet)
|'''Umweltorientiert''' (ökologisch ausgerichtet)
|- valign="middle" align="middle"
|'''Globalisierung''' (homogene Welt)
| align="center" |<big>'''A1'''</big>(Hohes Wirtschaftswachstum) (Szenario-Gruppen: A1T; A1B; A1FI) '''1,4–6,4 °C'''
| align="center" |<big>'''B1'''</big>(Globale Nachhaltigkeit)   '''1,1–2,9 °C'''
|- valign="middle" align="middle"
|'''Regionalisierung''' (heterogene Welt)
| align="center" |<big>'''A2'''</big>(Regionale Wirtschaftsentwicklung) '''2,0–5,4 °C'''
| align="center" |<big>'''B2'''</big>(Regionale Nachhaltigkeit) '''1,4–3,8 °C'''
|}

== Die neuen RCP-Szenarien für den 5. IPCC-Sachstandsbericht ==
[[Bild:RCP Bev Pv.jpg|thumb|520px|Bevölkerungsentwicklung und Primärenergieverbrauch bis 2100 nach den neuen Repräsentativen Konzentrationspfaden (Representative Concentration Pathways - RCPs)]]

Für den 5. Sachstandsbericht des [[IPCC]], der 2013/14 erscheinen wird, werden sogenannte „Repräsentative Konzentrationspfade“ (Representative Concentration Pathways - RCPs) entwickelt, von denen einige Ergebnisse schon vorliegen.<ref>Vgl. E. Kriegler (Klimanavigator): [http://www.klimanavigator.de/dossier/artikel/012038/index.php Die neuen RCP-Szenarien für den kommenden 5. IPCC-Sachstandsbericht]</ref> Diese neuen sozioökonomischen und Konzentrations-Szenarien werden nicht vom IPCC, sondern von frei arbeitenden Wissenschaftlern erarbeitet und stützen sich auf Ergebnisse der wissenschaftlichen Literatur. Das Ergebnis sind bisher vier Szenarien mit den folgenden Strahlungsantrieben und Treibhausgaskonzentrationen im Jahr 2100 gegenüber den vorindustriellen Werten von 1850:

{| border="1" width="100%" align="center"|
| colspan="5" align="center" |'''RCP-Szenarien für den 5. IPCC-Sachstandsbericht'''<ref name="Vuuren 2011">Van Vuuren, D.P., et al. (2011): The representative concentration pathways: an overwiev, Climatic Change 109, 5-31</ref>
|-
|width="15%" valign="top"|
'''''Bezeichnung'''''
|width="15%" valign="top"|
'''RCP8.5'''
|width="15%" valign="top"|
'''RCP6.0'''
|width="15%" valign="top"|
'''RCP4.5'''
|width="15%" valign="top"|
'''RCP2.6'''
|-
|-
|width="15%" valign="top"|
'''''Treibhausgaskonzentration''''' 
im Jahre 2100
|width="15%" valign="top"|
1370 ppm CO2-äq
|width="15%" valign="top"|
850 ppm CO2-äq
|width="15%" valign="top"|
650 ppm CO2-äq
|width="15%" valign="top"|
400 ppm CO2-äq
|-
|-
|width="15%" valign="top"|
'''''Strahlungsantrieb''''' 
1850-2100
|width="15%" valign="top"|
8,5 W/m2
|width="15%" valign="top"|
6,0 W/m2
|width="15%" valign="top"|
4,5 W/m2
|width="15%" valign="top"|
2,6 W/m2
|-
|-
|width="15%" valign="top"|
'''''Einstufung'''''
|width="15%" valign="top"|
sehr hoch
|width="15%" valign="top"|
hoch
|width="15%" valign="top"|
mittel
|width="15%" valign="top"|
sehr niedrig
|-
|}

Außerdem wurden ergänzende Szenarien bis 2300 entwickelt, die als Extended Concentration Pathways (ECPs) bezeichnet werden.

Die Bezeichnung "repräsentativ" weist darauf hin, dass es sich um Repräsentationen für einen größeren Satz an Szenarien handelt. Anders als bei den SRES-Emissionsszenarien wird bei den neuen Szenarien der Schwerpunkt nicht auf die Emission, sondern auf die Konzentration und den [[Strahlungsantrieb]] der [[Treibhausgase]] gelegt. Nach dem Strahlungsantrieb sind denn auch die Szenarien benannt (RCP6.0 steht für 6,0 W/m2 von 1850 bis 2100). Die zugrunde liegenden sozio-ökonomischen Annahmen berücksichtigen die Bevölkerungszunahme, das Bruttosozialprodukt, den Energieverbrauch u.a. Faktoren. So geht RCP8.5 von 12 Milliarden Menschen auf der Erde um 2100 aus, RCP2.6 dagegen nur von 9 Milliarden. Der Primärenergieverbrauch wird von RCP8.5 dreimal so hoch wie heute angenommen, von den anderen Szenarien doppelt so hoch. Unterschiede bestehen auch im Energiemix, z.B. mit einem sehr geringen Öl-Anteil bei RCP2.6 und einem sehr hohen Anteil von fast 50 % von Kohle bei RCP8.5. Die Kohlendioxid-Emissionen werden nach RCP8.5 von fast 10 GtC/Jahr in der Gegenwart auf fast 30 GtC/Jahr am Ende des Jahrhunderts steigen, bei RCP2.6 dagegen um das Jahr 2080 auf Null fallen.<ref name="Vuuren 2011" /> Dem Szenario RCP2.6 ähnlich ist RCP3-PD (PD steht für "peak and decline"). Es soll Ende des 21. Jahrhunderts ebenfalls eine globale Mitteltemperatur von unter 2 °C ermöglichen, jedoch über einen Umweg, der auf dem Weg dahin Temperaturen von über 2 °C beinhaltet. Das ist nur möglich über sog. 'negative Emissionen' nach dem Erreichen des Wendepunkts, z.B. durch die CCS-Technik (Carbon Capture and Storage = CO2-Abscheidung und -Speicherung).<ref name=Peters 2012">Peters, G.P., et al. (2012): The challenge to keep global warming below 2 °C, Nature Climate Change, advance online publication, doi:10.1038/nclimate1783</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Unterricht ==
* Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (BMU): [http://www.bmu.de/files/pdfs/allgemein/application/pdf/klima_de_gesamt.pdf Einmal Zukunft und zurück - Szenarien für die Entwicklung unseres Klimas]'' Seite 53 ff. der PDF-Datei (Schülerarbeitsheft und Lehrerhandreichung)

== Weblinks ==
* H. Paeth (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28158 Klimamodellsimulationen], aus: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 44-55
* Bundeszentrale für politische Bildung: [http://www.bpb.de/themen/DQUV8L,0,0,Klimaszenarien.html Klimaszenarien] (2 Seiten)
* Deutscher Wetterdienst (DWD): [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop;jsessionid=82b3NYxGvMKrGKWVKPrSvRJ2hHLV9QKk33JFytcJ0hm6J6D0mzXF!346754326!NONE?_nfpb=true&_state=maximized&_windowLabel=T99803827171196328354269&T99803827171196328354269gsbDocumentPath=Navigation%252FOeffentlichkeit%252FHomepage%252FKlimawandel%252FKlimawandel__neu__Klimaszenarien__node.html%253F__nnn%253Dtrue&_pageLabel=dwdwww_start&switchLang=de Klimaszenarien - Einblicke in unser zukünftiges Klima]
*E. Kriegler (Klimanavigator): [http://www.klimanavigator.de/dossier/artikel/012038/index.php Die neuen RCP-Szenarien für den kommenden 5. IPCC-Sachstandsbericht]

== Lizenzhinweis ==
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimaprojektionen, Langfristige Klimaänderungen, Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Zukünftige Aerosolkonzentrationen, Strahlungsantrieb, Strahlungshaushalt der Atmosphäre, Klimamodelle, Klimaszenarien (einfach), Klimaforschung</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Klimaforschung]]

Sonnenenergie

2013-07-25T10:48:19Z

IngoBlees:

== Die Sonne als Motor des Klimasystems ==
Die Sonne und die von ihr ausgehende [[Strahlung]]sleistung sind die Energielieferanten des irdischen Wetters und Klimas. Nur durch die verschieden starke Einstrahlung in [[Tropen]] und [[Polargebiet|Polargebieten]] werden die [[Atmosphärische Zirkulation|globalen Zirkulationssysteme]] aufrecht erhalten und damit die Mechanismen, die die Klimazonen und unser tägliches [[Wetter]] prägen. Die Intensität sowie die räumliche und zeitliche Verteilung der Sonnenstrahlung bestimmen über ihren Einfluss auf den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] auf der Erde ganz entscheidend das Klima.

Die Strahlungsleistung der Sonne am Oberrand der [[Atmosphäre]] beträgt bei senkrechter Einstrahlung etwa 1366 W/m2, die so genannte Solarkonstante. Da die Erde jedoch nur zur Hälfte von der Sonne angestrahlt wird und keine Scheibe ist, sondern eine Kugelgestalt besitzt, wird sie im Mittel nur von 239 W pro m2 angestrahlt.<ref name="Gray 2010">Gray, L.J., et al. (2010): Solar influence on climate, Reviews of Geophysics 48, doi:10.1029/2009RG000282</ref> Die Solarkonstante ist nun allerdings keineswegs konstant, sondern unterliegt Schwankungen, welche auf unterschiedlichen Zeitskalen die Veränderung des Klimas mitbestimmen.

== Änderungen der Solarstrahlung ==

Insgesamt gibt es drei wichtige Veränderungen der Solarstrahlung auf die Erde:
# die Zunahme der Strahlung seit Bestehen der Erde um 30-35 %,
# die Schwankungen der Solarstrahlung durch Änderungen der Erdbahnparamneter,
# die Schwankungen der Solarstrahlung durch Aktivitäten auf der Sonne selbst.

Die langfristige Zunahme der Sonneneinstrahlung gehört zur Entwicklung der Sonne von ihrer Entstehung zum Roten Riesen und Weißen Zwerg.<ref>vgl. [http://de.wikipedia.org/wiki/Sonne#Entwicklung_der_Sonne Entwicklung der Sonne] bei Wikipedia</ref> Auf das Klima der Erde hat sich diese Veränderung bis jetzt nicht wesentlich bemerkbar gemacht. Im Gegenteil: die [[Geschichte der Erdatmosphäre|Erdatmosphäre]] war in der ersten Milliarde Jahre ihrer Geschichte aufgrund der hohen Treibhausgaskonzentration deutlich wärmer als heute.

Eine wesentlich größere Bedeutung für das Klima haben Schwankungen der Sonneneinstrahlung, die durch Änderungen der [[Erdbahnparameter]] bedingt sind. Als Erdbahnparameter werden die Merkmale der Umlaufbahn der Erde um die Sonne bezeichnet. Die Erde bewegt sich nicht gleichmäßig wie ein Uhrwerk um die Sonne, sondern weist aufgrund der Anziehungskraft durch andere Planeten und den Mond fast regelmäßige Abweichungen davon auf, die sich auf die Einstrahlung der Sonne auswirken. Diese werden als eigentliche Ursache für die verhältnismäßig regelmäßigen Schwankungen zwischen Kalt- und Warmzeiten in den [[Eiszeitalter]]n der Erde gesehen. Dabei kommt es zum einen zu Abweichungen der elliptischen Erdbahn von der Kreisbahn, zweitens zu Variationen in der Neigung der Erdachse gegen die Erdbahnebene und drittens zu Pendelbewegungen der Achse der Erde. In der Summe entstehen dabei komplizierte Überlagerungen und Abhängigkeiten der einzelnen Effekte. So ist für die Entstehung einer Kaltzeit entscheidend, dass die Sonnenstrahlung auf die Kontinente der Nordhalbkugel im Sommer so gering ist, dass das Wintereis nicht mehr vollständig abschmilzt. So war die Sonneneinstrahlung auf die hohen Breiten der Nordhalbkugel vor 115 000 Jahren, bei Beginn der letzten Kaltzeit, um 10 % geringer als heute.<ref name="Cubasch 2007">U. Cubasch (2009): [http://www2.hu-berlin.de/leibniz-sozietaet/archiv%20sb/103/12_cubasch.pdf Die Rolle der Sonne im Klimasystem], Sitzungsberichte der Leibniz-Sozietät der Wissenschaften zu Berlin 103, 149–158</ref> Grund war vor allem eine in Bezug auf die Nordhalbkugel sonnenabgewandte Neigung der Erdachse.

Die Änderungen der Sonneneinstrahlung durch den Einfluss der Erdbahnparameter vollziehen sich für menschliche Dimensionen auf sehr langfristigen Zeitskalen von mehreren zehntausend Jahren. Zu kürzeren Strahlungsänderungen von Jahrzehnten kommt es durch Aktivitäten auf der Sonne selbst.

== Formen der Sonnenaktivität ==
[[Bild:solareinstrahlung1980.jpg|thumb|500px|Die Solarstrahlung zeigt den typischen 11-Jahres-Zyklus (Schwabe-Zyklus); gelb: Monatsmittel, schwarz: laufende Jahresmittel. Der Trend des Temperaturanstiegs ist von der Solarstrahlung nahezu unbeeinflusst.]]
Die Schwankungen der Solarstrahlung auf kurzen Zeitskalen von Jahrzehnten hängen von den Aktivitäten auf der Sonne selbst ab. Dabei muss unterschieden werden zwischen der elektromagnetischen Strahlung, die die Sonne zur Erde sendet, und der Partikelstrahlung, die aus geladenen Teilchen wie Protonen, Elektronen und Ionen besteht. Solche Teilchenstrahlung kommt nicht nur von der Sonne, sondern aus dem gesamten Weltall und wird kosmische Strahlung genannt; der Teil der direkt von unserer Sonne stammt, wird oft auch als Sonnenwind bezeichnet.

Das Verhalten der Sonne unterliegt wiederkehrenden zyklischen Schwankungen. Ein besonders prägnanter Sonnenzyklus, also der Zeitraum zwischen zwei Maxima der Strahlungsleistung, dauert etwa 11 Jahre (der sog. [[Schwabe-Zyklus]]). Auf dem Zyklus-Höhepunkt, der das letzte Mal 2001/02 erreicht worden ist, wird der Sonnenwind zu einem regelrechten Sonnensturm. Auf der Sonnenoberfläche ereignen sich dann gewaltige Eruptionen, die große Mengen energiereicher Partikel ins All schleudern. Die dabei freigesetzten Urgewalten entsprechen etwa der Explosion von 66 Milliarden Hiroshima-Bomben. Allerdings konnte ein Trend der Sonnenaktivität in den letzten Jahrzehnten aus Satellitendaten nicht festgestellt werden. Seit Beginn der [[Industrielle Revolution|Industrialisierung]] stieg die Sonnenaktivität zwar um etwa 0.05 % an. Das ist aber viel zu schwach ist, um den beobachteten [[Klimawandel]] in der letzten 100 Jahre zu erklären. Die gegenwärtige Strahlungsleistung der Sonne ist also zwar hoch, aber nicht in außergewöhnlicher Weise. In den letzten Jahrzehnten ist sogar ein leichter Abwärtstrend zu beobachten.
[[Bild:Sonnenaktivitaet.jpg|thumb|320px|Aktivitäten der Sonne. Je heller die Farbe, desto heißer die Oberfläche der Sonne. Oben rechts ist eine große Protuberanz (Materiestrom, der u.a. Polarlichter verursacht) zu erkennen.]]
Der wichtigste Mechanismus bei der Beeinflussung der Strahlkraft der Sonne sind Emissivitätsänderungen durch magnetische dunkle ("sun spots") und helle ("faculae") Sonnenflecken. Die dunklen Sonnenflecken sind es, die von der Erde aus am besten beobachtet werden können. An den entsprechenden Stellen strahlt die Sonne schwächer als gewöhnlich. Dieser Effekt wird meistens durch die gleichzeitig auftretenden hellen Flecken überkompensiert, so dass Zeiten vieler Sonnenflecken mit einer erhöhten Strahlungsleistung einhergehen. Ein weiterer Mechanismus besteht in der Änderung des Sonnendurchmessers, dieser Effekt ist jedoch um einen Faktor 100 schwächer als der Sonnenfleckenzyklus.

Die ersten Beobachtungen der Sonnenflecken gehen auf das Jahr 1610 zurück. Damals wurden diese unter anderen von Galileo Galilei mit einem Fernrohr gemacht. Regelmäßige Zählungen gibt es allerdings erst seit 1860 vom astronomischen Observatorium in Zürich. Die einzigen Daten für die Zeit vor 1610 stammen aus so genannten Proxies (Stellvertreterdaten), das heißt Untersuchungen von Objekten wie Bäumen und Eisschilden, die damals durch die Sonne beeinflusst worden sind. So bilden sich die Isotope 14C und 10Be durch die Einwirkung kosmischer Strahlung, die durch das solare Magnetfeld beeinflusst wird. Außerdem existieren Computersimulationen der Sonne, die eine langfristige Entwicklung ihrer Strahlkraft darstellen können.

== Einflüsse von UV- und kosmischer Strahlung auf das Klima ==

Etwa 1 % der gesamten Strahlungsenergie der Sonne wird von der UV-Strahlung (kurzwelliger elektromagnetischer Strahlung) eingenommen. 
Sowohl für den 11-jährigen Zyklus als auch langfristige Trends gilt: Je kürzer die Wellenlänge, desto größer ist die Änderung in einem Spektralbereich, die Schwankungen im UV-Bereich sind also wesentlich größer als die der Gesamtstrahlung bzw. der Solarkonstanten (8 % gegenüber 0,2 %). Die UV-Strahlung hat Einfluss auf die [[Stratosphärisches Ozon|Ozon-Konzentration der Stratosphäre]], da die energiereiche Strahlung Sauerstoffmoleküle spalten kann, welche dann zur Ozonbildung zur Verfügung stehen. Bei starker UV-Strahlung wird die stratosphärische Ozonkonzentration um 2-3 % erhöht, was aufgrund der [[Absorption]] solarer Strahlung durch Ozon zu einer Erwärmung der Stratosphäre führt, was auch das Klima der [[Troposphäre]] beeinflussen kann. Da sich die Stratosphäre aber seit Beginn der Satellitenmessungen abgekühlt hat, ist dieser Effekt offensichtlich nicht von relevanter Bedeutung für den gegenwärtigen Klimawandel. Ein genereller Einfluss der UV-Strahlung auf die stratosphärische Ozonkonzentration, die Temperatur und den Wind ist jedoch nachgewiesen. So existiert beispielsweise eine 11-jährige Temperaturschwankung auch in der Stratosphäre.

[[Bild:Kosmische_strahlung.jpg|thumb|420px|Verlauf der kosmischen Strahlung und der bodennahen globalen Temperatur]]
Ein weiterer indirekter Einfluss der Sonne auf das Klima der Erde wird von einigen Forschern in der [[Kosmische Strahlung|kosmischen Strahlung]] gesehen. Diese hochenergetische Teilchenstrahlung aus dem Weltall wird durch das Magnetfeld der Sonne und die Sonnenaktivität beeinflusst: Eine starke Sonnenaktivität verringert die auf die Erde auftreffende kosmische Strahlung, da diese dann durch das Magnetfeld der Sonne abgelenkt wird. Die kosmische Strahlung ist verantwortlich für die Bildung von Ionen in der Atmosphäre, die nach Meinung einzelner Forscher die Tröpfchenbildung von Wolken begünstigen könnte. Bei geringer kosmischer Strahlung würde es hiernach weniger Wolken geben und damit mehr solare Einstrahlung, also eine Erwärmung der Atmosphäre. Die vermutete Korrelation von einfallender kosmischer Strahlung und Wolkenbildung hat sich jedoch durch Beobachtungen nicht bestätigt. Zwar wurden in Messungen innerhalb ausgewählter Zeitintervalle schwache Korrelationen zwischen kosmischer Strahlung und niedriger Bewölkung gefunden<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch02.pdf Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing]</ref>, diese könnten jedoch auch durch andere Mechanismen zustande kommen. So würde eine veränderte Einstrahlung zum Beispiel zunächst die Meeresoberflächentemperaturen beeinflussen, welche sich dann wiederum auf die Bewölkung auswirken. Eine Korrelation zwischen solarer Aktivität und Bewölkung ist also möglich, ohne dass beide in direktem ursächlichem Zusammenhang stehen. Nach den vorliegenden Daten gibt es jedenfalls keinen Beleg für eine Korrelation zwischen Wolkenbedeckung und kosmischer Strahlung nach den frühen 1990er Jahren.<ref name="Gray 2010" /> Ein genereller Trend in der kosmischen Strahlung wurde ebenfalls nicht nachgewiesen und scheidet damit als eine Ursache des gegenwärtigen Klimawandels aus.

Noch weiß man wenig über die Bedeutung, die den einzelnen Mechanismen zukommt. Neben dem schon angesprochenen 11-jährigen Zyklus wurden noch weitere beobachtet. So gibt es beispielsweise den Gleißberg-Zyklus, der alle 80 bis 90 Jahre wiederkehrt, sowie einen weiteren Zyklus von etwa 208 Jahren. Außerdem kann die Sonne auch eine verringerte Aktivität über Jahrzehnte hinweg aufweisen. Edward Maunder untersuchte 1890 die historisch beobachteten Sonnenflecken und entdeckte ein Ausbleiben des 11-jährigen Zyklus zwischen dem späten 17. und beginnenden 18. Jahrhundert (Maunder-Minimum), das auffallend mit der „kleinen Eiszeit“ zusammenfiel.

Obwohl der Stand der Forschung also noch erhebliche Wissenslücken aufweist, ist gesichert, dass die solaren Aktivitätsschwankungen in den letzten Jahrzehnten eindeutig so schwach sind, dass die anthropogene Beeinflussung des Klimas durch die Emission von [[Treibhausgase]]n und [[Landnutzung]]sänderungen deutlich überwiegt.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Literatur ==
* Bestimmt die kosmische Strahlung das Klima?, [http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress19D.pdf Climate Press Nr. 19, Dez. 2004] - Auseinandersetzung mit der These dänischer Forscher, dass der Einfluss kosmischer Strahlung auf Wolkenbeckung und Sonneneinstrahlung für die gegenwärtige Erwärmung verantwortlich sei.

== Weblinks ==
* [http://sidc.oma.be/sunspot-index-graphics/sidc_graphics.php Sunspot index graphics] Graphiken zur Solaraktivität am SIDC (Solar Influences Data Analysis Center)
* [http://klimafakten.de/behauptungen/behauptung-kosmische-strahlung-verursacht-den-klimawandel Bislang fehlen Belege für eine Klimawirkung kosmischer Strahlung.] - kritische Stellungnahme zur Theorie der kosmischen Strahlung als Klimafaktor bei [http://klimafakten.de klimafakten.de].

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[[Kategorie:Strahlung]]

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