https://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/api.php?action=feedcontributions&feedformat=atom&user=SebastianKlimawandel - Benutzerbeiträge [de-formal]2026-04-17T14:46:15ZBenutzerbeiträgeMediaWiki 1.45.3https://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Benutzer:Sebastian&diff=9076Benutzer:Sebastian2010-01-03T11:55:29Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>* Redaktionelle Betreuung<br />
* Doktorand am Max-Planck-Institut für Meteorologie<br />
* E-Mail-Adresse: sebastian.bathiany(at)zmaw.de</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte&diff=8909Kipppunkte2009-10-22T18:59:22Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Theoretischer Hintergrund ==<br />
[[Bild:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg|thumb|380px|Skizze zur Veranschaulichung von einfachen (A und B) und mehrfachen Gleichgewichten (C).]]<br />
Der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung kann in einem komplexen System wie dem Klima vereinfacht dargestellt drei Formen annehmen (siehe Abbildung).<br /><br />
* A) Die Folge eines Eingriffs ändert sich etwa gleichmäßig mit diesem Eingriff.<br /><br />
* B) Unter bestimmten Bedingungen können auch kleine Eingriffe eine große Wirkung haben. Das System ist dann also sehr sensibel. Trotzdem ist der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung eindeutig (mathematisch gesprochen „eineindeutig“), d.h. es gibt für jeden Wert der Eingriffsgröße nur einen einzigen Gleichgewichtszustand des Systems.<br /><br />
* C) Es kommt zu mehreren möglichen Zuständen des Systems <unter denselben Bedingungen>; die Kurve wird gewissermaßen gefaltet. Beginnt man z. B. auf dem unteren Ast, so verhält sich das System zunächst wie in Bild A, bis der rechte Umkehrpunkt der Kurve erreicht ist. Verstärkt man den auferlegten Einflussfaktor dann aber auch nur um das kleinste bisschen (bewegt sich also weiter nach rechts), so springt das System plötzlich in einen anderen Zustand. Man landet dann auf der oberen Kurve. Der wesentliche Unterschied zum Fall B besteht also darin, dass man den alten Zustand nicht einfach wieder herstellen kann, indem man die Ursache für das Umkippen zurücknimmt. Reduziert man die Einflussgröße, so folgt man nun der oberen Kurve. Erst wenn man bis zum linken Umkehrpunkt gelangt ist, kann das System zurückspringen. Die beobachteten Gesetzmäßigkeiten gelten also immer nur in einem begrenzten Bereich. Das hier beschriebene Verhalten eines Systems nennt man Bifurkation (in diesem Fall genau genommen eine „Sattel-Knoten-Bifurkation“). Der Wert der Einflussgröße (auf der Rechtsachse) an dem das System plötzlich seinen Zustand ändert, nennt man Bifurkationspunkt, bzw. Kipppunkt.<br />
<br />
Wo immer ein System von komplexen Zusammenhängen geprägt ist, kann ein solches Phänomen auftreten. Dies ist eine grundlegende mathematische Eigenschaft, die in den verschiedensten Formen zutage tritt, z. B. an den Finanzmärkten (wo ein Umkippen in einem Börsencrash bzw. einer Finanzkrise besteht), in verschiedensten Ökosystemen (Überdüngung eines Sees), dem menschlichen Körper (Asthma- oder Epilepsieanfall)<ref>Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</ref>, oder Gruppen von Menschen (Massenpanik). Auch im Klimasystem kommt es immer wieder zu abrupten Änderungen. Dies zeigen z. B. die Messungen aus Eisbohrkernen für das gegenwärtige [[Eiszeitalter]] oder die relativ rasche Ausdehnung der Sahara vor etwa 3000 - 5000 Jahren. In beiden Fällen änderte sich die Bestrahlung der Erde durch die Sonne nur langsam und trotzdem reagierte das Klima sehr abrupt. Da man diese Ereignisse in der Realität nicht einfach wiederholen oder gar rückwärts ablaufen lassen kann wie im Computer, ist es bisher auch nicht sicher, ob diese Sprünge tatsächlich die Folge einer Bifurkation sind (also ob Fall B oder C der Skizze zutrifft). Mit einem Kipppunkt im weiteren Sinne soll daher im folgenden gemeint sein, dass es zu einer plötzlichen und starken Reaktion des Klimasystems kommt, obwohl die Änderungen der [[Klimaantrieb|Antriebe]] gering sind. Die Frage nach der Umkehrbarkeit dieser Reaktion ist in vielen Fällen ohnehin nicht relevant, da die Rückkehr zum alten Klima gemessen an einem Menschenleben extrem lange dauern würde und sich inzwischen auch die Einflüsse von außen verändert hätten.<br />
<br />
[[Bild:Tipping_Points_Rauschen.jpg|thumb|left|380px|Skizze zur Veranschaulichung der Rolle von natürlichen Schwankungen. Sobald der Ball die Schwelle überschreitet, rollt er weit nach rechts unten. Die Lage des Balls steht bildhaft für einen bestimmten Klimazustand.]]<br />
Von größerer Bedeutung ist dagegen der Einfluss von natürlichen Schwankungen. In einem realitätsnahen System kommt es aufgrund der zahlreichen Störeffekte zu ständigen Fluktuationen von allen Größen. Die nebenstehende Skizze gibt ein Beispiel davon, welche Folgen dies haben kann. Angenommen, das Klima befindet sich nahe an einem Gleichgewicht, welches in dem Beispiel durch eine Mulde repräsentiert wird, in der sich ein Ball befindet. Dessen Position steht stellvertretend für den Zustand des Systems. Zwischen den beiden stabilen Gleichgewichten befindet sich übrigens auch noch ein instabiles, nämlich der Hügel, der dem gestrichelten Ast in Abb. 1 C entspricht. Dort würde der Ball zwar theoretisch ebenfalls liegen bleiben, aber jeder noch so kleine Stoß bewirkt, dass er nach rechts oder links rollt. Daher heißt das Gleichgewicht instabil und wird in der Realität nicht angenommen. Das Erreichen eines Kipppunkts durch die Veränderung einer Randbedingung wie es oben dargestellt wurde, würde wie folgt ablaufen: Durch die Veränderung der Randbedingung wird sich die Form der Kurve so verändern, dass das Tal, in der der Ball liegt, langsam flacher wird und schließlich ganz verschwindet. In diesem Moment würde der Ball zwangsläufig in das verbleibende Tal rollen und dort liegenbleiben, auch wenn man das erste Tal wieder erzeugen würde. Jetzt zu den Schwankungen: In Wahrheit befindet sich der Ball niemals ganz in Ruhe, sondern wird durch natürliche Schwankungen (z. B. das Wetter) ständig und scheinbar willkürlich hin- und herbewegt. Sind diese Schwankungen klein, verbleibt der Ball dennoch in der Nähe des Gleichgewichts, da ihn die Schwerkraft dorthin zurück zieht. Ist aber eine Schwankung groß genug, so kann der Ball über den Berg ins nächste Tal hinein rollen, <ohne dass eine Beeinflussung des Systems stattgefunden hätte>. Je tiefer und breiter ein Tal also ist, desto stabiler ist das System in dieser Umgebung. Die Steigung der Oberfläche steht dabei für die Stärke der negativen Rückkopplungen, die Grenze eines Tals (Hügel) kennzeichnet den Zustand, bei dem die positiven Rückkopplungen stärker als die negativen werden, so dass das bisherige Gebiet verlassen wird. Eine Strategie zur Vermeidung von Katastrophen sollte daher nicht nur darauf abzielen, einen Kipppunkt nicht zu erreichen und Störungen zu vermeiden, sondern sicherzustellen, dass die natürlichen Systeme nicht zu anfällig gegenüber (meist unvermeidbaren) Störungen werden.<br />
<br />
== Beispiele in der Natur ==<br />
Nach diesen sehr abstrakten Gedankenspielen sollen hier einige Beispiele angeführt werden, die beweisen, dass die Theorie der Kipppunkte viele Ereignisse in der Realität beschreiben und erklären kann. Im ersten Fall spielt sich die Änderung des Systems in einem konkreten und sehr großen Gebiet ab, nämlich der westlichen Sahara, die anderen Beispiele betreffen kleinräumige Ökosysteme.<br />
<br />
* Zur jüngeren '''Geschichte der westlichen Sahara''' wird folgendes vermutet: Bis vor etwa 6000 Jahren gab es nur ein einziges Gleichgewicht, welches durch im Vergleich zu heute hohe Niederschläge und viel Pflanzenbewuchs gekennzeichnet war. Dies war möglich, weil die etwas andere Erdumlaufbahn und die stärkere Achsenneigung der Erde einen auf der Nordhemisphäre wärmeren Sommer als heute bewirkten. Der Westafrikanische Monsun reichte deshalb weiter ins Landesinnere hinein und war stärker, so dass dort, wo sich heute nur Sandwüste befindet, Gras und Büsche wachsen konnten. Weil diese Vegetation vor allem aufgrund ihrer geringen [[Albedo]] wiederum den Niederschlag steigert, stabilisiert sie ihre eigenen Lebensbedingungen zusätzlich.<ref>Charney, J. G., 1975: Dynamics of deserts and drought in the Sahel. Quarterly Journal of the<br />
Royal Meteorological Society, 101, 193202.</ref> Aufgrund der langsamen Veränderung der [[Erdbahnparameter]] tat sich dann jedoch ein neues Gleichgewicht auf, welches dem heutigen Wüstenzustand entspricht. Allerdings zeigen einige Modelle, dass auch unter heutigen Bedingungen eine „grüne Sahara“ möglich wäre.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><ref>de Noblet-Ducoudré, N., Claussen, M., und Prentice, C. (2000): Mid-Holocene greening of the Sahara: first results of the GAIM 6000 year BP Experiment with two asynchronously coupled atmosphere/biome models. Climate Dynamics 16, 634-659.</ref> Dieser Zustand entspricht aber einem Gleichgewicht, welches anfälliger für Schwankungen ist. Gibt es z. B. einmal eine große Dürre, würde sich die Vegetation nicht mehr erholen und die Sahara somit in den Wüstenzustand fallen, aus dem sie nicht mehr herausfindet. <ref>Brovkin, V., Claussen, M., Petoukhov, V., and Ganopolski, A. (1998), [http://www.mpimet.mpg.de/fileadmin/staff/claussenmartin/publications/brovkin_al_vegstab_jgr_98.pdf On the stability of the atmosphere-vegetation system in the Sahara/Sahel region], J. Geophys. Res., 103(D24), 31,613–31,624.</ref> Genau dies ist wahrscheinlich vor ca. 3-5 tausend Jahren auch geschehen. Die Rekonstruktionen des Holozän-Klimas in der Sahara zeigen, dass die Ausbreitung der Wüste in zwei sehr plötzlichen Stufen ablief, obwohl sich die Einstrahlung auf der Nordhemisphäre nur geringfügig änderte.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref> Die Menschen, die in den betroffenen Gebieten lebten, mussten fliehen und sammelten sich an den verbleibenden Stellen mit ausreichend Wasser, vor allem im Nildelta. Die Hochkultur der alten Ägypter ist somit möglicherweise aus der Not heraus geboren worden.<br />
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* [[Bild:Selbstorganisierte_Vegetation.jpg|thumb|430px|Satellitenbild der Region bei 23,5° S, 133,6° E, nordwestlich von Alice Springs, Australien. Bei der Vegetation handelt es sich um Mulga, eine Akazienart.]] Auch ohne jede Änderung der atmosphärischen Zirkulation gibt es in '''ariden Gebieten''' Rückkopplungen zwischen dem verfügbaren Wasser und der Vegetationsbedeckung, die eine Hysterese bewirken. Diese wirken allerdings schon auf viel kleineren Flächen. Natürlich können einige wenige Pflanzen nicht den Niederschlag an einem Ort ändern, dazu ist ihr großräumiger Einfluss zu gering. Allerdings verbessern sie die Wachstumsbedingungen neuer Pflanzen, denn sie spenden Schatten (Was in Wüsten von Vorteil sein kann) und verändern die Bodenstruktur so, dass das wenige Wasser nicht sofort abfließt, sondern länger nahe der Oberfläche verbleibt. Zusätzlich gibt es den Effekt, dass die Wurzeln der Pflanzen Wasser und Nährstoffe anziehen, so dass diese Ressourcen im Boden ihrer unmittelbaren Umgebung konzentrierter sind als weiter weg, wo sie dann fehlen. Aus diesem Grund kann es zu einer Ausbildung von '''selbst-organisierten Mustern der Vegetationsbedeckung''' kommen: Die Vegetationsdecke ist nicht geschlossen, sondern nimmt die Form von Punkten, labyrinthartigen Ästen oder Zellen an, je nach dem, wie groß die Begrenzung der Ressourcen ist. Dieses Verhalten führt zur Hysterese: Würde man die Vegetation im Zustand sehr begrenzter Ressourcen (z. B. Wasser) zerstören, könnte sie dort nicht wieder wachsen, denn im Mittel gibt es zu wenig Wasser. Nur wenn dann der Niederschlag stark gesteigert wird (nämlich bis zum Bifurkationspunkt), kann die Fläche ergrünen. Sinkt der Niederschlag wieder, kann sich die alte, punktartige Vegetationsbedeckung wieder herstellen.<ref>Rietkerk, M., Dekker, S. C., de Ruiter, P. C., und van de Koppel, J. (2004): Self-Organized Patchiness and Catastrophic Shifts in Ecosystems. Science, 305, 1926-1929.</ref> Die Ansammlung von Nährstoffen und das Spenden von Schatten sind aber nicht die einzigen Prozesse, die eine Hysterese bewirken können. Beispielsweise sind junge Pflanzen in einem Wald besser vor Tieren geschützt als in offenem Grasland. Außerdem kommt es in Wäldern seltener zu Feuern, so dass junge Pflanzen Zeit genug haben, groß und somit weniger anfällig für Feuer zu werden. Ein weiteres Beispiel betrifft Wälder, die sich oft in den Wolken befinden, z. B. an den Abhängen von Bergen. Dort kondensiert das Wasser der Wolken an den Bäumen und läuft und tropft dann auf den Boden. Sind die Bäume einmal verschwunden, fehlt diese wichtige Wasserquelle und auch die übrigen Pflanzenarten verdursten.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* In '''flachen Seen''' wurde eine plötzliche Wassertrübung beobachtet, sobald die Zufuhr von Düngemitteln durch den Menschen eine gewisse Schwelle überstieg. Der Grund ist, dass sich dann zuviel Algen bilden. Die Vegetation am Grund des Sees stirbt ab und kann somit auch keine Reinigung des Wassers mehr bewirken, eine Umkehr ist also nicht einfach möglich. Eine „Schocktherapie“ für ein solches Gewässer kann in einer radikalen Überfischung bestehen, denn die Fische ernähren sich zum Teil von Daphnia (einer Gattung von Krebstieren), welche wiederum das Phytoplankton fressen. Daran sieht man, dass man das System leicht und ohne Vorwarnung zum Umsturz bringen kann, dies dies aber sehr aufwändig ist, und dass es eines tiefen Verständnisses bedarf, um das Ökosystem in den alten Zustand zurück zu holen. In ähnlicher Weise kann es im Ozean zu einer Überwucherung von [http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Folgen_des_Meeresspiegelanstiegs#Korallenriffe Korallenriffen] durch Algen kommen, die sich kaum noch umkehren lässt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* Wie man ahnen wird, ist eine Überfischung als Therapie für ein Ökosystem nicht unbedingt der Normalfall, sondern oft gerade der Grund für die Überschreitung eines Kipppunktes. Die '''Entwicklung von Tieren und Pflanzengesellschaften im Ozean''' ist stark von Räuber-Beute-Beziehungen und Konkurrenz geprägt. Eine Befischung kann daher das gesamte Nahrungsnetz beeinflussen. Die Anfälligkeit einer einzigen Tierart (gegenüber Temperaturveränderungen beispielsweise), der in diesem Beziehungsgeflecht eine Schlüsselrolle zukommt, kann so große Veränderungen auslösen. Was dies für einzelne Arten bedeutet, ist aufgrund der hohen Komplexität meist nicht gut bekannt. Allerdings lässt sich feststellen, dass auch eine stark dezimierte und dann geschützte Fischart nicht unbedingt ihren alten Platz im Ökosystem einnimmt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref> Ein Beispiel: Der Kabeljau vor Neufundland wurde in den letzten Jahrzehnten so stark überfischt, dass Anfang der 90er Jahre ein Fangmoratorium verhängt wurde, um ihn vor dem Aussterben in dieser Region zu bewahren. Seither haben sich die Bestände jedoch nicht wieder erholt, der genaue Grund ist nicht bekannt.<br />
Welche Kippelemente im Klimasystem in Zukunft relevant werden könnten behandelt der Artikel [[Kipppunkte im Klimasystem]].<br />
<br />
== Ausblick ==<br />
Diese Identifizierung möglicher Kipppunkte auf kleinen und großen Raumskalen weist darauf hin, dass es in der Zukunft der Menschheit, nicht zuletzt aufgrund des selbst verursachten Klimawandels, zu plötzlichen Katastrophen kommen könnte. Auch wenn sich viele der denkbaren Szenarien nicht bewahrheiten sollten, ist die Erforschung von Kipppunkten daher von großer Wichtigkeit, um drohende Gefahren rechtzeitig zu erkennen oder sogar zu verhindern (den politischen Willen dazu vorausgesetzt). Da das Forschungsgebiet noch relativ jung ist, liegt dieses Ziel noch fern. Mittlerweile haben sich aber bereits mehrere Methoden herauskristallisiert, die dabei vermutlich von Nutzen sein werden.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><br />
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* Wahl verschiedener Anfangsbedingungen in einem Klimamodell. Beispielsweise kann man in einem Klimamodell die gesamte Landoberfläche einerseits mit Wald, andererseits auch mit Gras oder gar Wüste bedecken. Wenn es sich um ein Modell mit interaktiver Vegetation handelt, wird das Modell von sich aus einen realistischeren Zustand anstreben. Hängt aber das Ergebnis auch nach langer Zeit noch davon ab, welchen Ausgangszustand man gewählt hat, liegt ein multiples Gleichgewicht (eine Bifurkation) vor. Diese Vorgehensweise ist also dazu geeignet, Mehrfachgleichgewichte aufzuspüren, allerdings lassen sich daraus keine Schlussfolgerungen ziehen, wie realistisch ein Umkippen ist und wann bzw. warum es stattfinden könnte. Außerdem liegt es nicht immer auf der Hand, welche Anfangszustände man am besten wählen sollte.<br />
<br />
* Analyse der stochastischen Eigenschaften des Systems. Befindet man sich nah an einem Bifurkationspunkt, so reagiert das System kaum noch ausgleichend auf Störungen. Anhand des obigen Bildes vom Ball auf der Kurve ist das sogar verständlich: Die Unterlage des Balls ist dabei, flach zu werden. Stößt man ihn zu einer Seite hin an, rollt er nicht mehr so schnell in die Ausgangslage zurück wie vorher. Das führt außerdem dazu, dass seine Schwankungen größer werden, denn mehrere aufeinander folgende Einflüsse können sich aus Zufall gegenseitig verstärken. Die Art und Weise wie das System schwankt und auf äußere Anstöße reagiert, kann also ein Indikator für das Nahen eines Bifurkationspunktes (mit anderen Worten: ein Frühwarnsystem für Katastrophen) sein. Diese Erkenntnis konnte bisher bereits erfolgreich auf Modelldaten und Klimadaten der Vergangenheit angewendet werden. In der Praxis ist es aber sehr schwierig und aufwändig, die richtigen Größen lang genug zu messen und daraus die richtigen Schlüsse zu ziehen. Daher ist auch diese Methode noch nicht reif für eine Vorhersage.<br />
<br />
* Aus den grundlegenden Beziehungen zwischen verschiedenen Größen in einem System lässt sich ein so genanntes Stabilitätsdiagramm erstellen. Es handelt sich dabei um ein so stark vereinfachtes Modell, dass man damit ohne großen Aufwand die verschiedensten Möglichkeiten ausloten kann, z.B. unter welchen Bedingungen es wieviele Gleichgewichte gibt und wie wahrscheinlich es ist, dass diese angenommen werden. Die Ergebnisse komplizierterer Modelle lassen sich damit leichter verstehen und ihre Unsicherheiten abschätzen.<br />
* Bessere Erforschung der physikalischen Mechanismen. Jeder Kipppunkt ist die Folge bestimmter sich selbst verstärkender Prozesse, die eine so schnelle Änderung des Systems erst möglich machen. Je genauer man also diese Prozesse und ihre Stärke kennt, desto besser lässt sich auch einschätzen, ob und unter welchen Umständen ein Kipppunkt erreicht wird. <br />
<br />
Da jede dieser Methoden ihre eigenen Vor- und Nachteile hat und in der unüberschaubaren realen Welt nicht perfekt funktionieren kann, wird eine praktische Anwendung auf das reale Klimasystem immer auf eine Kombination an Methoden (bzw. deren Weiterentwicklung) zurückgreifen müssen.<br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
[[Kipppunkte im Klimasystem]]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.sciencemag.org/content/vol305/issue5692/images/data/1926/DC1/1101867S1.mov Video zur Veranschaulichung der Hysterese aufgrund von selbst-organisierter Vegetationsstruktur] von Rietkerk et al. (2004).<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte&diff=8908Kipppunkte2009-10-22T18:57:36Z<p>Sebastian: </p>
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<div>== Theoretischer Hintergrund ==<br />
[[Bild:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg|thumb|380px|Skizze zur Veranschaulichung von einfachen (A und B) und mehrfachen Gleichgewichten (C).]]<br />
Der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung kann in einem komplexen System wie dem Klima vereinfacht dargestellt drei Formen annehmen (siehe Abbildung).<br />
A) Die Folge eines Eingriffs ändert sich etwa gleichmäßig mit diesem Eingriff.<br />
B) Unter bestimmten Bedingungen können auch kleine Eingriffe eine große Wirkung haben. Das System ist dann also sehr sensibel. Trotzdem ist der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung eindeutig (mathematisch gesprochen „eineindeutig“), d.h. es gibt für jeden Wert der Eingriffsgröße nur einen einzigen Gleichgewichtszustand des Systems.<br />
C) Es kommt zu mehreren möglichen Zuständen des Systems <unter denselben Bedingungen>; die Kurve wird gewissermaßen gefaltet. Beginnt man z. B. auf dem unteren Ast, so verhält sich das System zunächst wie in Bild A, bis der rechte Umkehrpunkt der Kurve erreicht ist. Verstärkt man den auferlegten Einflussfaktor dann aber auch nur um das kleinste bisschen (bewegt sich also weiter nach rechts), so springt das System plötzlich in einen anderen Zustand. Man landet dann auf der oberen Kurve. Der wesentliche Unterschied zum Fall B besteht also darin, dass man den alten Zustand nicht einfach wieder herstellen kann, indem man die Ursache für das Umkippen zurücknimmt. Reduziert man die Einflussgröße, so folgt man nun der oberen Kurve. Erst wenn man bis zum linken Umkehrpunkt gelangt ist, kann das System zurückspringen. Die beobachteten Gesetzmäßigkeiten gelten also immer nur in einem begrenzten Bereich. Das hier beschriebene Verhalten eines Systems nennt man Bifurkation (in diesem Fall genau genommen eine „Sattel-Knoten-Bifurkation“). Der Wert der Einflussgröße (auf der Rechtsachse) an dem das System plötzlich seinen Zustand ändert, nennt man Bifurkationspunkt, bzw. Kipppunkt.<br />
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Wo immer ein System von komplexen Zusammenhängen geprägt ist, kann ein solches Phänomen auftreten. Dies ist eine grundlegende mathematische Eigenschaft, die in den verschiedensten Formen zutage tritt, z. B. an den Finanzmärkten (wo ein Umkippen in einem Börsencrash bzw. einer Finanzkrise besteht), in verschiedensten Ökosystemen (Überdüngung eines Sees), dem menschlichen Körper (Asthma- oder Epilepsieanfall)<ref>Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</ref>, oder Gruppen von Menschen (Massenpanik). Auch im Klimasystem kommt es immer wieder zu abrupten Änderungen. Dies zeigen z. B. die Messungen aus Eisbohrkernen für das gegenwärtige [[Eiszeitalter]] oder die relativ rasche Ausdehnung der Sahara vor etwa 3000 - 5000 Jahren. In beiden Fällen änderte sich die Bestrahlung der Erde durch die Sonne nur langsam und trotzdem reagierte das Klima sehr abrupt. Da man diese Ereignisse in der Realität nicht einfach wiederholen oder gar rückwärts ablaufen lassen kann wie im Computer, ist es bisher auch nicht sicher, ob diese Sprünge tatsächlich die Folge einer Bifurkation sind (also ob Fall B oder C der Skizze zutrifft). Mit einem Kipppunkt im weiteren Sinne soll daher im folgenden gemeint sein, dass es zu einer plötzlichen und starken Reaktion des Klimasystems kommt, obwohl die Änderungen der [[Klimaantrieb|Antriebe]] gering sind. Die Frage nach der Umkehrbarkeit dieser Reaktion ist in vielen Fällen ohnehin nicht relevant, da die Rückkehr zum alten Klima gemessen an einem Menschenleben extrem lange dauern würde und sich inzwischen auch die Einflüsse von außen verändert hätten.<br />
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[[Bild:Tipping_Points_Rauschen.jpg|thumb|left|380px|Skizze zur Veranschaulichung der Rolle von natürlichen Schwankungen. Sobald der Ball die Schwelle überschreitet, rollt er weit nach rechts unten. Die Lage des Balls steht bildhaft für einen bestimmten Klimazustand.]]<br />
Von größerer Bedeutung ist dagegen der Einfluss von natürlichen Schwankungen. In einem realitätsnahen System kommt es aufgrund der zahlreichen Störeffekte zu ständigen Fluktuationen von allen Größen. Die nebenstehende Skizze gibt ein Beispiel davon, welche Folgen dies haben kann. Angenommen, das Klima befindet sich nahe an einem Gleichgewicht, welches in dem Beispiel durch eine Mulde repräsentiert wird, in der sich ein Ball befindet. Dessen Position steht stellvertretend für den Zustand des Systems. Zwischen den beiden stabilen Gleichgewichten befindet sich übrigens auch noch ein instabiles, nämlich der Hügel, der dem gestrichelten Ast in Abb. 1 C entspricht. Dort würde der Ball zwar theoretisch ebenfalls liegen bleiben, aber jeder noch so kleine Stoß bewirkt, dass er nach rechts oder links rollt. Daher heißt das Gleichgewicht instabil und wird in der Realität nicht angenommen. Das Erreichen eines Kipppunkts durch die Veränderung einer Randbedingung wie es oben dargestellt wurde, würde wie folgt ablaufen: Durch die Veränderung der Randbedingung wird sich die Form der Kurve so verändern, dass das Tal, in der der Ball liegt, langsam flacher wird und schließlich ganz verschwindet. In diesem Moment würde der Ball zwangsläufig in das verbleibende Tal rollen und dort liegenbleiben, auch wenn man das erste Tal wieder erzeugen würde. Jetzt zu den Schwankungen: In Wahrheit befindet sich der Ball niemals ganz in Ruhe, sondern wird durch natürliche Schwankungen (z. B. das Wetter) ständig und scheinbar willkürlich hin- und herbewegt. Sind diese Schwankungen klein, verbleibt der Ball dennoch in der Nähe des Gleichgewichts, da ihn die Schwerkraft dorthin zurück zieht. Ist aber eine Schwankung groß genug, so kann der Ball über den Berg ins nächste Tal hinein rollen, <ohne dass eine Beeinflussung des Systems stattgefunden hätte>. Je tiefer und breiter ein Tal also ist, desto stabiler ist das System in dieser Umgebung. Die Steigung der Oberfläche steht dabei für die Stärke der negativen Rückkopplungen, die Grenze eines Tals (Hügel) kennzeichnet den Zustand, bei dem die positiven Rückkopplungen stärker als die negativen werden, so dass das bisherige Gebiet verlassen wird. Eine Strategie zur Vermeidung von Katastrophen sollte daher nicht nur darauf abzielen, einen Kipppunkt nicht zu erreichen und Störungen zu vermeiden, sondern sicherzustellen, dass die natürlichen Systeme nicht zu anfällig gegenüber (meist unvermeidbaren) Störungen werden.<br />
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== Beispiele in der Natur ==<br />
Nach diesen sehr abstrakten Gedankenspielen sollen hier einige Beispiele angeführt werden, die beweisen, dass die Theorie der Kipppunkte viele Ereignisse in der Realität beschreiben und erklären kann. Im ersten Fall spielt sich die Änderung des Systems in einem konkreten und sehr großen Gebiet ab, nämlich der westlichen Sahara, die anderen Beispiele betreffen kleinräumige Ökosysteme.<br />
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* Zur jüngeren '''Geschichte der westlichen Sahara''' wird folgendes vermutet: Bis vor etwa 6000 Jahren gab es nur ein einziges Gleichgewicht, welches durch im Vergleich zu heute hohe Niederschläge und viel Pflanzenbewuchs gekennzeichnet war. Dies war möglich, weil die etwas andere Erdumlaufbahn und die stärkere Achsenneigung der Erde einen auf der Nordhemisphäre wärmeren Sommer als heute bewirkten. Der Westafrikanische Monsun reichte deshalb weiter ins Landesinnere hinein und war stärker, so dass dort, wo sich heute nur Sandwüste befindet, Gras und Büsche wachsen konnten. Weil diese Vegetation vor allem aufgrund ihrer geringen [[Albedo]] wiederum den Niederschlag steigert, stabilisiert sie ihre eigenen Lebensbedingungen zusätzlich.<ref>Charney, J. G., 1975: Dynamics of deserts and drought in the Sahel. Quarterly Journal of the<br />
Royal Meteorological Society, 101, 193202.</ref> Aufgrund der langsamen Veränderung der [[Erdbahnparameter]] tat sich dann jedoch ein neues Gleichgewicht auf, welches dem heutigen Wüstenzustand entspricht. Allerdings zeigen einige Modelle, dass auch unter heutigen Bedingungen eine „grüne Sahara“ möglich wäre.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><ref>de Noblet-Ducoudré, N., Claussen, M., und Prentice, C. (2000): Mid-Holocene greening of the Sahara: first results of the GAIM 6000 year BP Experiment with two asynchronously coupled atmosphere/biome models. Climate Dynamics 16, 634-659.</ref> Dieser Zustand entspricht aber einem Gleichgewicht, welches anfälliger für Schwankungen ist. Gibt es z. B. einmal eine große Dürre, würde sich die Vegetation nicht mehr erholen und die Sahara somit in den Wüstenzustand fallen, aus dem sie nicht mehr herausfindet. <ref>Brovkin, V., Claussen, M., Petoukhov, V., and Ganopolski, A. (1998), [http://www.mpimet.mpg.de/fileadmin/staff/claussenmartin/publications/brovkin_al_vegstab_jgr_98.pdf On the stability of the atmosphere-vegetation system in the Sahara/Sahel region], J. Geophys. Res., 103(D24), 31,613–31,624.</ref> Genau dies ist wahrscheinlich vor ca. 3-5 tausend Jahren auch geschehen. Die Rekonstruktionen des Holozän-Klimas in der Sahara zeigen, dass die Ausbreitung der Wüste in zwei sehr plötzlichen Stufen ablief, obwohl sich die Einstrahlung auf der Nordhemisphäre nur geringfügig änderte.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref> Die Menschen, die in den betroffenen Gebieten lebten, mussten fliehen und sammelten sich an den verbleibenden Stellen mit ausreichend Wasser, vor allem im Nildelta. Die Hochkultur der alten Ägypter ist somit möglicherweise aus der Not heraus geboren worden.<br />
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* [[Bild:Selbstorganisierte_Vegetation.jpg|thumb|430px|Satellitenbild der Region bei 23,5° S, 133,6° E, nordwestlich von Alice Springs, Australien. Bei der Vegetation handelt es sich um Mulga, eine Akazienart.]] Auch ohne jede Änderung der atmosphärischen Zirkulation gibt es in '''ariden Gebieten''' Rückkopplungen zwischen dem verfügbaren Wasser und der Vegetationsbedeckung, die eine Hysterese bewirken. Diese wirken allerdings schon auf viel kleineren Flächen. Natürlich können einige wenige Pflanzen nicht den Niederschlag an einem Ort ändern, dazu ist ihr großräumiger Einfluss zu gering. Allerdings verbessern sie die Wachstumsbedingungen neuer Pflanzen, denn sie spenden Schatten (Was in Wüsten von Vorteil sein kann) und verändern die Bodenstruktur so, dass das wenige Wasser nicht sofort abfließt, sondern länger nahe der Oberfläche verbleibt. Zusätzlich gibt es den Effekt, dass die Wurzeln der Pflanzen Wasser und Nährstoffe anziehen, so dass diese Ressourcen im Boden ihrer unmittelbaren Umgebung konzentrierter sind als weiter weg, wo sie dann fehlen. Aus diesem Grund kann es zu einer Ausbildung von '''selbst-organisierten Mustern der Vegetationsbedeckung''' kommen: Die Vegetationsdecke ist nicht geschlossen, sondern nimmt die Form von Punkten, labyrinthartigen Ästen oder Zellen an, je nach dem, wie groß die Begrenzung der Ressourcen ist. Dieses Verhalten führt zur Hysterese: Würde man die Vegetation im Zustand sehr begrenzter Ressourcen (z. B. Wasser) zerstören, könnte sie dort nicht wieder wachsen, denn im Mittel gibt es zu wenig Wasser. Nur wenn dann der Niederschlag stark gesteigert wird (nämlich bis zum Bifurkationspunkt), kann die Fläche ergrünen. Sinkt der Niederschlag wieder, kann sich die alte, punktartige Vegetationsbedeckung wieder herstellen.<ref>Rietkerk, M., Dekker, S. C., de Ruiter, P. C., und van de Koppel, J. (2004): Self-Organized Patchiness and Catastrophic Shifts in Ecosystems. Science, 305, 1926-1929.</ref> Die Ansammlung von Nährstoffen und das Spenden von Schatten sind aber nicht die einzigen Prozesse, die eine Hysterese bewirken können. Beispielsweise sind junge Pflanzen in einem Wald besser vor Tieren geschützt als in offenem Grasland. Außerdem kommt es in Wäldern seltener zu Feuern, so dass junge Pflanzen Zeit genug haben, groß und somit weniger anfällig für Feuer zu werden. Ein weiteres Beispiel betrifft Wälder, die sich oft in den Wolken befinden, z. B. an den Abhängen von Bergen. Dort kondensiert das Wasser der Wolken an den Bäumen und läuft und tropft dann auf den Boden. Sind die Bäume einmal verschwunden, fehlt diese wichtige Wasserquelle und auch die übrigen Pflanzenarten verdursten.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
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* In '''flachen Seen''' wurde eine plötzliche Wassertrübung beobachtet, sobald die Zufuhr von Düngemitteln durch den Menschen eine gewisse Schwelle überstieg. Der Grund ist, dass sich dann zuviel Algen bilden. Die Vegetation am Grund des Sees stirbt ab und kann somit auch keine Reinigung des Wassers mehr bewirken, eine Umkehr ist also nicht einfach möglich. Eine „Schocktherapie“ für ein solches Gewässer kann in einer radikalen Überfischung bestehen, denn die Fische ernähren sich zum Teil von Daphnia (einer Gattung von Krebstieren), welche wiederum das Phytoplankton fressen. Daran sieht man, dass man das System leicht und ohne Vorwarnung zum Umsturz bringen kann, dies dies aber sehr aufwändig ist, und dass es eines tiefen Verständnisses bedarf, um das Ökosystem in den alten Zustand zurück zu holen. In ähnlicher Weise kann es im Ozean zu einer Überwucherung von [http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Folgen_des_Meeresspiegelanstiegs#Korallenriffe Korallenriffen] durch Algen kommen, die sich kaum noch umkehren lässt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* Wie man ahnen wird, ist eine Überfischung als Therapie für ein Ökosystem nicht unbedingt der Normalfall, sondern oft gerade der Grund für die Überschreitung eines Kipppunktes. Die '''Entwicklung von Tieren und Pflanzengesellschaften im Ozean''' ist stark von Räuber-Beute-Beziehungen und Konkurrenz geprägt. Eine Befischung kann daher das gesamte Nahrungsnetz beeinflussen. Die Anfälligkeit einer einzigen Tierart (gegenüber Temperaturveränderungen beispielsweise), der in diesem Beziehungsgeflecht eine Schlüsselrolle zukommt, kann so große Veränderungen auslösen. Was dies für einzelne Arten bedeutet, ist aufgrund der hohen Komplexität meist nicht gut bekannt. Allerdings lässt sich feststellen, dass auch eine stark dezimierte und dann geschützte Fischart nicht unbedingt ihren alten Platz im Ökosystem einnimmt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref> Ein Beispiel: Der Kabeljau vor Neufundland wurde in den letzten Jahrzehnten so stark überfischt, dass Anfang der 90er Jahre ein Fangmoratorium verhängt wurde, um ihn vor dem Aussterben in dieser Region zu bewahren. Seither haben sich die Bestände jedoch nicht wieder erholt, der genaue Grund ist nicht bekannt.<br />
Welche Kippelemente im Klimasystem in Zukunft relevant werden könnten behandelt der Artikel [[Kipppunkte im Klimasystem]].<br />
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== Ausblick ==<br />
Diese Identifizierung möglicher Kipppunkte auf kleinen und großen Raumskalen weist darauf hin, dass es in der Zukunft der Menschheit, nicht zuletzt aufgrund des selbst verursachten Klimawandels, zu plötzlichen Katastrophen kommen könnte. Auch wenn sich viele der denkbaren Szenarien nicht bewahrheiten sollten, ist die Erforschung von Kipppunkten daher von großer Wichtigkeit, um drohende Gefahren rechtzeitig zu erkennen oder sogar zu verhindern (den politischen Willen dazu vorausgesetzt). Da das Forschungsgebiet noch relativ jung ist, liegt dieses Ziel noch fern. Mittlerweile haben sich aber bereits mehrere Methoden herauskristallisiert, die dabei vermutlich von Nutzen sein werden.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><br />
<br />
* Wahl verschiedener Anfangsbedingungen in einem Klimamodell. Beispielsweise kann man in einem Klimamodell die gesamte Landoberfläche einerseits mit Wald, andererseits auch mit Gras oder gar Wüste bedecken. Wenn es sich um ein Modell mit interaktiver Vegetation handelt, wird das Modell von sich aus einen realistischeren Zustand anstreben. Hängt aber das Ergebnis auch nach langer Zeit noch davon ab, welchen Ausgangszustand man gewählt hat, liegt ein multiples Gleichgewicht (eine Bifurkation) vor. Diese Vorgehensweise ist also dazu geeignet, Mehrfachgleichgewichte aufzuspüren, allerdings lassen sich daraus keine Schlussfolgerungen ziehen, wie realistisch ein Umkippen ist und wann bzw. warum es stattfinden könnte. Außerdem liegt es nicht immer auf der Hand, welche Anfangszustände man am besten wählen sollte.<br />
<br />
* Analyse der stochastischen Eigenschaften des Systems. Befindet man sich nah an einem Bifurkationspunkt, so reagiert das System kaum noch ausgleichend auf Störungen. Anhand des obigen Bildes vom Ball auf der Kurve ist das sogar verständlich: Die Unterlage des Balls ist dabei, flach zu werden. Stößt man ihn zu einer Seite hin an, rollt er nicht mehr so schnell in die Ausgangslage zurück wie vorher. Das führt außerdem dazu, dass seine Schwankungen größer werden, denn mehrere aufeinander folgende Einflüsse können sich aus Zufall gegenseitig verstärken. Die Art und Weise wie das System schwankt und auf äußere Anstöße reagiert, kann also ein Indikator für das Nahen eines Bifurkationspunktes (mit anderen Worten: ein Frühwarnsystem für Katastrophen) sein. Diese Erkenntnis konnte bisher bereits erfolgreich auf Modelldaten und Klimadaten der Vergangenheit angewendet werden. In der Praxis ist es aber sehr schwierig und aufwändig, die richtigen Größen lang genug zu messen und daraus die richtigen Schlüsse zu ziehen. Daher ist auch diese Methode noch nicht reif für eine Vorhersage.<br />
<br />
* Aus den grundlegenden Beziehungen zwischen verschiedenen Größen in einem System lässt sich ein so genanntes Stabilitätsdiagramm erstellen. Es handelt sich dabei um ein so stark vereinfachtes Modell, dass man damit ohne großen Aufwand die verschiedensten Möglichkeiten ausloten kann, z.B. unter welchen Bedingungen es wieviele Gleichgewichte gibt und wie wahrscheinlich es ist, dass diese angenommen werden. Die Ergebnisse komplizierterer Modelle lassen sich damit leichter verstehen und ihre Unsicherheiten abschätzen.<br />
* Bessere Erforschung der physikalischen Mechanismen. Jeder Kipppunkt ist die Folge bestimmter sich selbst verstärkender Prozesse, die eine so schnelle Änderung des Systems erst möglich machen. Je genauer man also diese Prozesse und ihre Stärke kennt, desto besser lässt sich auch einschätzen, ob und unter welchen Umständen ein Kipppunkt erreicht wird. <br />
<br />
Da jede dieser Methoden ihre eigenen Vor- und Nachteile hat und in der unüberschaubaren realen Welt nicht perfekt funktionieren kann, wird eine praktische Anwendung auf das reale Klimasystem immer auf eine Kombination an Methoden (bzw. deren Weiterentwicklung) zurückgreifen müssen.<br />
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== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
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== Siehe auch ==<br />
[[Kipppunkte im Klimasystem]]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.sciencemag.org/content/vol305/issue5692/images/data/1926/DC1/1101867S1.mov Video zur Veranschaulichung der Hysterese aufgrund von selbst-organisierter Vegetationsstruktur] von Rietkerk et al. (2004).<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte_im_Klimasystem&diff=8907Kipppunkte im Klimasystem2009-10-22T18:49:44Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Viele Menschen gehen intuitiv davon aus, dass auch in einem komplexen System wie dem Klima kontinuierliche Änderungen der Rahmenbedingungen auch eine allmähliche Reaktion des Systems hervorrufen. Als Beispiel stelle man sich eine Taschenlampe vor, die durch einen Dynamo angetrieben wird: Je stärker man kurbelt, desto heller strahlt die Lampe. Auch in der Wissenschaft werden komplizierte Systeme oft vereinfacht, indem in einem bestimmten Gültigkeitsbereich ein konstanter Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung angenommen wird. Weil das Klimasystem aber nichtlinear ist und es so viele positive Rückkopplungen (Prozesse, die sich selbst verstärken) gibt, ist diese Annahme im Allgemeinen leider nicht richtig. Somit kann es insbesondere in dafür anfälligen Regionen zu plötzlichen und drastischen Klimaänderungen kommen. Auch eine kleine Beeinflussung durch den Menschen (zusätzlich zu den bisher scheinbar folgenlos gebliebenen Eingriffen) kann dann das sprichwörtliche Fass zum Überlaufen bringen. Auch wenn die Ursache danach zurückgenommen werden sollte, wird das Klima nicht unbedingt wieder in den alten Zustand zurückkehren, die Änderung ist also irreversibel. Die Identifizierung solcher großräumiger „Kipppunkte“ und die Vorhersage eines „Umkippens“ von natürlichen Systemen könnte daher großen Schaden verhindern, die Wissenschaft ist davon aber noch ein großes Stück entfernt.<br />
<br />
Im [[Kipppunkte|Artikel zur Theorie der Kipppunkte]] wird erläutert, was man unter Kipppunkten versteht und in welcher Form sie in der Umwelt auftreten können. Hier soll dargestellt werden, welche Regionen der Erde in naher oder fernerer Zukunft bedroht sein könnten, weil sie ein Kippelement darstellen. Unter einem Kippelement („Tipping Element“) wird in der Klimaforschung ein Teil des Klimasystems bezeichnet, dessen Zusammenhänge auf die Existenz eines Kipppunktes (im weiteren Sinn) hindeuten. Mit Hilfe verschiedenster [[Klimamodelle]] wurden bislang einige Regionen identifiziert, in denen das lokale Klima sehr sensibel auf Eingriffe reagiert. Manche dieser Kipppunkte könnten bereits im Laufe des 21. Jahrhunderts überschritten werden oder sind gar schon überschritten. Wo genau ein solcher Punkt liegt (also z.B. bei welcher Temperatur, oder bei welchem Niederschlag er überschritten wird), bzw. ob er überhaupt existiert, ist bislang allerdings nicht aus Beobachtungen ableitbar. Ein solches „Umkippen“ stellt also ein Risiko dar, bei dem der Schaden gewaltig, aber die Wahrscheinlichkeit des Eintretens unbekannt ist. Angesichts der tiefgreifenden Veränderungen, die jedes dieser Szenarien mit sich bringt, erscheint es zwingend, dass sich all diese Entwicklungen auch gegenseitig beeinflussen und das Überschreiten eines Kipppunktes indirekt die Überschreitung eines anderen auslösen könnte. Die komplexen Wechselwirkungen sind unüberschaubar und keineswegs komplett erforscht.<br />
<br />
===''' Schmelzen des arktischen Meereises'''=== <br />
Hauptartikel: [[Meereis]]<br />
<br />
Hiermit ist im Wesentlichen die [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] in der Arktis gemeint. Ein anfängliches Schmelzen des Meereises legt Meerwasser frei, welches das Sonnenlicht besser aufnimmt als das helle Eis und sich damit noch mehr erwärmt. Die Erwärmung wiederum verstärkt die Eisschmelze. Der drastische Rückgang der Meereisbedeckung, der in den letzten 30 Jahren stattgefunden hat und seinen Höhepunkt im Sommer 2007 fand, gibt Anlass zu der Vermutung, dass dieser Kipppunkt einer der sensibelsten ist und eventuell bereits überschritten wurde. Der Rückgang des Eises betrifft letztlich auch die anderen Komponenten des Klimasystems: Der Lebensraum vieler Tierarten wie der Robben und Eisbären ist dadurch stark bedroht. Da die Meereisbedeckung generell starken Schwankungen unterworfen ist, kann es in Folge kälterer Sommer übrigens auch immer wieder zu einer kurzfristigen Zunahme des Meereises kommen. Um aber Eis zu erzeugen, die auch einen warmen Sommer übersteht, bräuchte man mehrere kalte Jahre in Folge, denn diese Zeit benötigt das Eis, um eine ausreichende Dicke zu erlangen. In einer um mehrere Grad wärmeren Arktis aber wäre eine solche Folge kalter Sommer von verschwindend geringer Wahrscheinlichkeit.<br />
<br />
=== ''' Schmelzen des grönländischen Eisschilds'''=== <br />
Hauptartikel: [[Grönländischer Eisschild]]<br />
<br />
Auch der Eispanzer auf dem grönländischen Festland unterliegt der Eis-Albedo-Rückkopplung. Außerdem aber wird die Stabilität des Eisschildes durch die physikalischen Eigenschaften des Eises bestimmt. Es wird erwartet, dass bei steigenden Temperaturen der gesamte Eisschild instabil wird und ins Meer abzurutschen droht. Aufgrund des hohen Druckes am Boden der Eisschicht besteht dort nämlich eine Art Schmierfilm, der durch Schmelzwasser noch ergänzt wird und so die Instabilität erhöht. Neueste Beobachtungen weisen auf eine schneller werdende Destabilisierung hin. Der Kollaps des gesamten Grönlandeises hätte einen Meeresspiegelanstieg von etwa sieben Metern zur Folge. Allerdings würde es einige Jahrhunderte dauern, bis das geschieht, da die gewaltigen Inlandeismassen sehr träge auf die Erwärmung reagieren. <br />
<br />
==='''Zusammenbruch des westantarktischen Eisschilds'''===<br />
Hauptartikel: [[Antarktischer Eisschild]]<br />
<br />
Im Allgemeinen sind die Temperaturen auf dem hoch gelegenen Kontinent der Antarktis so gering, dass ein Schmelzen trotz der zu erwartenden globalen Erwärmung ausgeschlossen ist. Die Landzunge der Westantarktis bildet insofern eine Ausnahme, als dort höhere Temperaturen herrschen und die Stabilität des Inlandeises auch stark von den Eisbergen und dem Schelfeis im nahe gelegenen Südpolarmeer bestimmt wird. So ist es nämlich denkbar, dass warmes Meerwasser (wie etwa das Nordatlantische Tiefenwasser, welches im Südpolarmeer wieder in Oberflächennähe gelangt) das küstennahe Eis stärker abschmilzt und dem Inlandeis so eine wichtige Stütze entzogen wäre. Wie auch im Falle des Grönlandeises würde der Eisschild also nicht vor Ort schmelzen, sondern nach und nach ins Meer abrutschen und dort schließlich zerfallen und schmelzen. Der Meeresspiegel würde bei einem vollständigen Kollaps des westantarktischen Eisschilds um vier bis fünf Meter ansteigen. Auch dies würde mehrere hundert Jahre in Anspruch nehmen.<br />
<br />
==='''Methanfreisetzung durch tauende Permafrostgebiete und Kontinentalschelfe'''=== <br />
In den [[Permafrost]]gebieten der borealen Breiten, also vor allem in Kanada und Russland, sowie unter dem Meeresboden der Kontinentalabhänge lagern gigantische Mengen von [[Methan]]. Der genaue Umfang ist unklar, mit Sicherheit handelt es sich dabei aber um Mengen, die das gesamte heute in der Atmosphäre befindliche Methan um ein Paarhundertfaches übertreffen.<br />
Dieses Methan ist bislang in den Permafrost-Böden oder in Form sogenannter Methanhydrate am Meeresboden gebunden und damit einer wirtschaftlichen Verwertung nicht zugänglich. Methanhydrate sind Eiskristalle, die eingelagerte Methanmoleküle beinhalten - ein handgroßes Stück dieser Substanz sieht aus wie ein Schneeball, ist allerdings brennbar und zerfällt schnell an der offenen Luft. Es wird nur durch die tiefen Temperaturen und die sehr hohen Drucke an seinen Lagerstätten zusammengehalten. <br />
Sollten die Temperaturen in Zukunft weiter stark ansteigen und Permafrost-Gebiete zum Schmelzen bringen, scheint es realistisch, dass ein gewisser Teil der dortigen Methanvorkommen freigesetzt würde. Außerdem könnten veränderte Meeresströmungen und höhere Temperaturen an den Kontinentalabhängen auch dazu führen, dass Methanhydrate zerfallen und das Methan in den Ozean und schließlich die Atmosphäre abgeben würden. Der [[Treibhauseffekt]] wäre so um das zusätzliche Methan verstärkt, was eine weitere globale Erwärmung mit all ihren Folgen bedeuten würde. Wie umfangreich und wie stabil die beschriebenen Methanvorkommen sind und wie stark sie auf eine Erwärmung reagieren, ist bisher nicht genau bekannt.<br />
<br />
==='''Abtauen des tibetischen Hochlands'''=== <br />
Auch auf dem Plateau des tibetischen Hochlands kommt die Eis-Albedo-Rückkopplung zum Tragen. Sollte ein starkes Abschmelzen dieser Region in Gang gebracht werden, hätte dies nicht nur Auswirkungen auf Tibet selbst, sondern auf die Verfügbarkeit von Trinkwasser in den umliegenden Ländern, die auf das stetige Schmelzwasser aus dem Himalaya angewiesen sind. Zudem wird ein Einfluss auf den [[Indischer Monsun|indischen Monsun]] diskutiert.<br />
<br />
==='''Unterdrückung der atlantischen Tiefenwasserbildung'''===<br />
Hierbei handelt es sich wohl um das am stärksten erforschte und der Öffentlichkeit bekannteste „Kippelement“: Durch einen Eintrag von Süßwasser in den hohen nördlichen Breiten käme es zu einer [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation]]. Fast alle Modelle zeigen ein solches Verhalten für die Zukunft, allerdings in unterschiedlicher Stärke. Ob sich diese Abschwächung bereits aus Beobachtungen ablesen lässt, ist in der Klimaforschung bislang umstritten. <br />
<br />
==='''Unterdrückung der antarktischen Tiefenwasserbildung'''===<br />
Auch im Südlichen Ozean findet Bildung von Tiefenwasser statt, so dass es auch hier zu einer Abschwächung der Umwälzzirkulation aufgrund von Schmelzwasser kommen könnte. Bislang wird das Absinken des Tiefenwassers durch aus der Tiefe aufsteigendes Wasser kompensiert, welches lebenswichtige Nährstoffe an die Oberfläche bringt. Diese Nahrungsquelle und mit ihr die antarktische Tier- und Pflanzenwelt könnte bei einer Schwächung der Tiefenwasserbildung also ebenfalls in Gefahr geraten. <br />
<br />
==='''Schwächung der marinen Kohlenstoffpumpe'''===<br />
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
<br />
Der Ozean wirkt gegenwärtig als eine wichtige Senke für Kohlenstoff, da er Kohlendioxid aus der Luft entfernt (siehe [[Kohlenstoff im Ozean]]). Man unterscheidet dabei die beiden Mechanismen der physikalischen und der biologischen Pumpe (denn die Menge an Kohlenstoff nimmt mit der Tiefe zu - der Transport muss also wie bei einer Pumpe entgegen diesem Gefälle erfolgen).<br />
Beide Anteile der natürlichen Kohlenstoffpumpe laufen Gefahr, durch den Klimawandel geschwächt zu werden, was dazu führen würde, dass sich dieser noch verstärkt, da ein größerer Anteil der Emissionen in der Luft verbleiben würde.<br />
Die physikalische Pumpe wird durch mehrere Faktoren geschwächt: durch die Erwärmung von oben, was eine stabilere Schichtung zur Folge hat, durch eine Schwächung der Umwälzbewegung (siehe Punkt 6 und 7) und durch die [[Versauerung der Meere]], die dazu führt, dass CO<sub>2</sub> näher am Sättigungspunkt und damit schlechter löslich ist.<br />
Die Versauerung der Ozeane schwächt aber auch die biologische Pumpe, da die Kalkschalen vieler Organismen durch die Säure angegriffen werden und sie so weniger Kohlenstoff binden, das durch ihren Tod am Meeresgrund gelagert werden kann.<br />
<br />
==='''Änderungen von El Niño'''===<br />
Hauptartikel: [[ENSO]]<br />
<br />
Der alle paar Jahre wiederkehrende [[El Niño]] im äquatorialen Pazifik ist zwar ein im Rahmen der natürlichen Klimavariabilität auftretendes Phänomen. Allerdings ist es möglich, dass sich die Häufigkeit und Stärke solcher natürlicher Ereignisse durch den Einfluss des Menschen ändert. Im Fall der El Niño Southern Oscillation (ENSO) wären die Auswirkungen möglicherweise sehr stark und würden vielen Regionen der Erde häufiger extremes Wetter bescheren.<br />
Da ein El Niño-Ereignis durch ungewöhnlich warmes Oberflächenwasser im östlichen äquatorialen Pazifik gekennzeichnet ist, könnte die Erwärmung des Ozeans in Folge der Emission von [[Treibhausgase]]n häufigere und/oder stärkere El Niño-Ereignisse auslösen. Berechnungen mit Modellen stützen diese Theorie aber nur teilweise, da ja auch der umgekehrte Zustand (La Niña) denkbar ist, bei dem die Erwärmung auf der westlichen Seite stärker ist als auf der östlichen. Auch die Erkenntnisse aus früheren Warmzeiten der Erdgeschichte, insbesondere dem etwa drei Grad wärmeren Pliozän, sind bezüglich ENSO nicht eindeutig.<br />
Die realitätsnähesten [[Klimamodelle]] zeigen jedoch stärker (aber nicht häufiger) werdende El Niños, weshalb Lenton et al., 2008 (siehe unter Weblinks) im Gegensatz zum [[IPCC]] zu dem Schluss gelangen, dass dieses Szenario durchaus wahrscheinlich ist. Der genaue Schwellwert, ab dem die Erwärmung diese Entwicklung auslösen könnte, ist bislang ebenfalls unklar.<br />
<br />
==='''Antarktisches Ozonloch'''===<br />
Hauptartikel: [[Ozonloch über der Antarktis]]<br />
<br />
Das Ozonloch über der Antarktis bildet sich bei besonders kalten Temperaturen unter Einfluss der Ozon zerstörenden [[FCKW]]. Diese sind seit Unterzeichnung des Montrealer Protokolls stark eingeschränkt und es wird mittlerweile eine Abnahme der Konzentrationen wichtiger Vertreter dieser Stoffklasse beobachtet. Dennoch erscheint es möglich, dass eine weitere Emission von Treibhausgasen das Leben des Ozonlochs über die nächsten Jahrzehnte hinaus verlängern könnte. Dies liegt daran, dass die meisten Treibhausgase zwar einerseits die [[Aufbau der Atmosphäre|Troposphäre]] erwärmen, die Stratosphäre jedoch im Gegenzug deutlich stärker abkühlen. Die tiefe Temperaturen begünstigen dann den Ozonabbau durch polare stratosphärische Wolken.<br />
<br />
==='''Ozonloch über dem Nordpol'''===<br />
Hauptartikel: [[Ozonabbau über der Arktis]]<br />
<br />
Auch über der Arktis könnte der oben beschriebene Effekt greifen. Bislang gab es kaum eine Ozonabnahme in der Stratosphäre der Nordhalbkugel, da dort die Temperaturen im Frühjahr nicht tief genug sind. In Zukunft ist aber nicht auszuschließen, dass diese Schwelle noch überschritten wird. <br />
<br />
==='''Störung des indischen Monsuns'''=== <br />
Hauptartikel: [[Indischer Monsun]]<br />
<br />
Der indische Monsun mit seinen jährlichen starken Niederschlägen prägt das Leben von mehreren 100 Millionen Menschen. Das Monsunsystem funktioniert zum Teil selbsterhaltend. Durch einen Druckunterschied zwischen Land und Ozean werden warme und feuchte ozeanische Luftmassen über den indischen Subkontinent geführt und regnen sich dort ab. Durch die frei werdende Kondensationswärme aber wird wiederum der Druckunterschied verstärkt: Das permanente sommerliche Tiefdruckgebiet über dem Festland entsteht nämlich im Wesentlichen durch hohe Temperaturen. Rekonstruktionen der Vergangenheit zeigen, dass dieses System sehr sensibel auf äußere Einflüsse reagieren könnte.<br />
Der zukünftige Einfluss des Menschen hat zwei Anteile: Die erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen und die Änderungen der Aerosolkonzentration und -zusammensetzung. Die langlebigen Treibhausgase sind zwar gleich verteilt, ihre erwärmende Wirkung zeigt sich jedoch stärker über Land, da dieses schneller als der Ozean reagiert. Der Monsun würde somit verstärkt. Auch die Aerosole wirken vor allem über Land, da sie dort emittiert werden und nur eine kurze Lebensdauer haben. Allerdings haben sie einen kühlenden Effekt und würden den Monsun schwächen. Wie sich der Monsun in Zukunft also entwickelt, hängt sowohl von der globalen Klimaschutzpolitik als auch von der lokalen Luftreinhaltepolitik ab. Genaue Abschätzungen der möglichen Folgen waren bisher kaum möglich, da der Monsun ein chaotisches, also kaum vorhersagbares System zu sein scheint und mehrere Gleichgewichtszustände aufweisen könnte.<br />
<br />
==='''Störung des westafrikanischen Monsuns'''=== <br />
Auch in Westafrika existiert ein solches Monsunsystem, das ebenfalls durch den lokalen Temperaturunterschied zwischen Nord- und Südhemisphäre gesteuert wird. Je nach Art der Änderung (Verstärkung oder Abschwächung) des westafrikanischen Monsuns könnte die Sahelzone noch trockener werden oder aber ergrünen. Auch die Austrocknung der Sahara vor ca. 6000 Jahren geschah viel schneller, als die Randbedingungen sich änderten, was auf einen Kipppunkt hindeutet.<br />
<br />
==='''Rückgang der borealen Wälder'''=== <br />
Hauptartikel: [[Wälder im Klimawandel]]<br />
<br />
Je stärker die Auswirkungen des Klimawandels in den borealen Wäldern (den Wälder der hohen nördlichen Breiten) werden, desto wahrscheinlicher wird deren Rückgang. Trockenperioden führen zu Wassermangel und zum leichteren Ausbruch von Feuern und Krankheiten. So werden die Pflanzen geschwächt und können diesen und zusätzlichen Belastungen wie Stürmen und extreme Temperaturen nicht mehr standhalten. Die Abholzung von Waldgebieten würde diese Entwicklung noch verstärken. In Folge eines solchen großräumigen Waldsterbens würden große Mengen an zusätzlichem Kohlendioxid freigesetzt, denn die borealen Wälder stellen etwa ein Drittel der globalen Wäldfläche (auch wenn in tropischen Wäldern noch mehr Kohlenstoff pro Fläche gespeichert ist). Paradoxerweise könnte der Einfluss des Absterbens borealer Wälder auf die globale Durchschnittstemperatur dennoch senkend sein: Statt dunklen Bäumen befänden sich dort dann ebene und das Sonnenlicht gut reflektierende Schneeflächen. Im Zusammenspiel mit der Eis-Albedo-Rückkopplung würde diese so genannte „Taiga-Tundra-Rückkopplung“ die Erde also kühlen.<ref>Claußen, Brovkin, Ganopolski, 2001: Biogeophysical versus biogeochemical feedbacks of large-scale land cover change. Geophysical Research Letters, Vol. 28, No. 6. 1011-1014.</ref> Die Schlussfolgerung, das Absterben der borealen Wälder sei „gut für das Klima“ greift aber zu kurz: Die ökologischen Folgen wären verheerend und stünden damit den Folgen des Klimawandels in nichts nach.<br />
<br />
==='''Austrocknen des amazonischen Regenwalds'''=== <br />
Berechnungen mit Klimamodellen lassen ein solches Extremszenario unwahrscheinlich aber dennoch möglich erscheinen. Das kritische Element des Amazonasregenwaldes besteht darin, dass der lebenswichtige Niederschlag dort hauptsächlich durch die Pflanzen selbst organisiert ist. Ohne Wald würde der Regen sofort versickern oder in Flüssen schnell ins Meer fließen. Der Regenwald aber sorgt dafür, dass ein großer Teil des Wassers von den vielfältigen Oberflächen dieses komplexen Ökosystems wieder verdunstet oder von Pflanzen zwischengespeichert und dann wieder abgegeben wird. Diese beiden Effekte werden unter dem Begriff Evapotranspiration (Evaporation und Transpiration) zusammengefasst. Somit kann dieses Wasser immer wieder neu als Niederschlag fallen. Sollte aber in Folge des Klimawandels eine kritische Austrocknung des Gebiets stattfinden, könnte dieses selbsterhaltende System zusammenbrechen, vor allem wenn die Abholzung des Regenwaldes in Zukunft weiter voranschreitet. Nicht nur wäre damit das wohl artenreichste Ökosystem der Erde zerstört, die aus den Pflanzen frei werdenden Mengen an Kohlendioxid würden dem Klimawandel zudem einen zusätzlichen gewaltigen Anschub geben. Zwar würde durch die hellere Landoberfläche mehr Sonnenlicht reflektiert, was einen kühlenden Effekt hat, die CO<sub>2</sub>-Emissionen wären im Gegensatz zum Fall der borealen Wälder dennoch von größerer Bedeutung. Hinzu käme der lokale Mangel an Verdunstungskälte, so dass das regenwaldlose Amazonasgebiet wärmer wäre als zuvor.<br />
<br />
==='''Ergrünung der Sahara und Versiegen der Staubquellen'''=== <br />
Hauptartikel: [[Desertifikation und Klimawandel]]<br />
<br />
Wie oben bereits erläutert, befindet sich die Sahara heute vermutlich in einem von zwei möglichen Zuständen. Es gibt Hinweise darauf, dass in einer wärmeren Welt der bewachsene Zustand wieder an Wahrscheinlichkeit gewinnen würde, so dass die Sahara im Prinzip wieder ergrünen könnte. Sollten die Niederschläge in der Sahelzone zunehmen, wäre dies natürlich eine positive Entwicklung für die lokale Landwirtschaft. Allerdings könnte ein großflächiges Pflanzenwachstum nur dann stattfinden, wenn die Pflanzen während ihres Wachstums nicht sofort von Menschen oder Nutztieren geschädigt würden. Die Hoffnung auf eine grünere Sahara ist somit wenig realistisch. Sollte es dennoch dazu kommen, bliebe der Staub, der bislang in großen Mengen von Stürmen aufgewirbelt und mit den Passatwinden über den Atlantik getragen wird, zudem am Boden. Dieser Staub aber stellt eine wichtige Nährstoffquelle für südamerikanische Ökosysteme dar. Das Versiegen dieser Quelle durch ein Ergrünen in Afrika könnte damit negative Folgen für Südamerika haben.<br />
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<br />
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{| cellpadding=10 border=1 width="520"|<br />
|+ '''Gesamtübersicht der einzelnen Kippelemente und ihrer Eigenschaften''' <ref> analog zu Lenton, T. M., Held, H., Kriegler, E., Hall, J. W., Lucht, W., Rahmstorf, S. and Schellnhuber, H. J. (2008). Tipping elements in the Earth's climate system. Proceedings of the National Academy of Sciences, Online Early Edition. </ref><br />
<br />
|- style="background-color:#E0EEEE;"<br />
! Kippelement <br />
! Einflussgrößen, die als Auslöser dienen können<br />
! Kritische globale <br> Erwärmung in °C<br />
! Charakteristischer <br> Übergangszeitraum in Jahren<br />
|- <br />
|Arktisches Meereis || Lufttemperatur, Ozeanströmungen und -temperaturen||0,5 - 2||10 - 100|| <br />
|- <br />
|Grönländischer Eisschild<br />
|| Lufttemperatur||1 - 2||300 - 1.000|| <br />
|- <br />
|Westantarktischer Eisschild<br />
|| Luft- und Ozeantemperatur||3 - 5||300 - 1.000|| <br />
|- <br />
|Permafrost<br />
||Bodentemperatur|| - ||100||<br />
|- <br />
|Methanhydrate (marin)<br />
|| Bodentemperatur ||unklar||1.000 - 100.000|| <br />
|- <br />
|Tibetisches Hochland<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||50 - 100|| <br />
|- <br />
|Atlantische Tiefenwasserbildung<br />
|| Süßwassereintrag im Nordatlantik <br> (z.B. durch Eisberge)||3 - 5||100 - 500|| <br />
|- <br />
|Antarktische Tiefenwasserbildung<br />
|| Süßwasserbilanz (vor allem Niederschlag und Verdunstung)||unklar||100|| <br />
|- <br />
|Marine Kohlenstoffpumpe<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||500|| <br />
|- <br />
|El Niño<br />
|| Schichtung des oberen Ozeans||3 - 6||100|| <br />
|- <br />
|Antarktisches Ozonloch<br />
|| Stratosphärische Wolken||unklar||10 - 100|| <br />
|- <br />
|Arktisches Ozonloch<br />
|| Stratosphärische Wolken||unklar||10|| <br />
|- <br />
|Indischer Monsun<br />
|| [[Albedo]] über Indien|| - ||30 - 100|| <br />
|- <br />
|Westafrikanischer Monsun<br />
|| Niederschlag||3 - 5||50|| <br />
|- <br />
|Boreale Wälder<br />
|| Lufttemperatur||3 - 5||50|| <br />
|- <br />
|Amazonischer Regenwald<br />
|| Niederschlag||3 - 4||50 - 100|| <br />
|- <br />
|Sahara<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||50|| <br />
|}<br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
[[Kipppunkte]]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte&diff=8906Kipppunkte2009-10-22T18:49:37Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Theoretischer Hintergrund ==<br />
[[Bild:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg|thumb|380px|Skizze zur Veranschaulichung von einfachen (A und B) und mehrfachen Gleichgewichten (C).]]<br />
Der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung kann in einem komplexen System wie dem Klima vereinfacht dargestellt drei Formen annehmen (siehe Abbildung).<br />
A) Die Folge eines Eingriffs ändert sich etwa gleichmäßig mit diesem Eingriff.<br />
B) Unter bestimmten Bedingungen können auch kleine Eingriffe eine große Wirkung haben. Das System ist dann also sehr sensibel. Trotzdem ist der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung eindeutig (mathematisch gesprochen „eineindeutig“), d.h. es gibt für jeden Wert der Eingriffsgröße nur einen einzigen Gleichgewichtszustand des Systems.<br />
C) Es kommt zu mehreren möglichen Zuständen des Systems <unter denselben Bedingungen>; die Kurve wird gewissermaßen gefaltet. Beginnt man z. B. auf dem unteren Ast, so verhält sich das System zunächst wie in Bild A, bis der rechte Umkehrpunkt der Kurve erreicht ist. Verstärkt man den auferlegten Einflussfaktor dann aber auch nur um das kleinste bisschen (bewegt sich also weiter nach rechts), so springt das System plötzlich in einen anderen Zustand. Man landet dann auf der oberen Kurve. Der wesentliche Unterschied zum Fall B besteht also darin, dass man den alten Zustand nicht einfach wieder herstellen kann, indem man die Ursache für das Umkippen zurücknimmt. Reduziert man die Einflussgröße, so folgt man nun der oberen Kurve. Erst wenn man bis zum linken Umkehrpunkt gelangt ist, kann das System zurückspringen. Die beobachteten Gesetzmäßigkeiten gelten also immer nur in einem begrenzten Bereich. Das hier beschriebene Verhalten eines Systems nennt man Bifurkation (in diesem Fall genau genommen eine „Sattel-Knoten-Bifurkation“). Der Wert der Einflussgröße (auf der Rechtsachse) an dem das System plötzlich seinen Zustand ändert, nennt man Bifurkationspunkt, bzw. Kipppunkt.<br />
<br />
Wo immer ein System von komplexen Zusammenhängen geprägt ist, kann ein solches Phänomen auftreten. Dies ist eine grundlegende mathematische Eigenschaft, die in den verschiedensten Formen zutage tritt, z. B. an den Finanzmärkten (wo ein Umkippen in einem Börsencrash bzw. einer Finanzkrise besteht), in verschiedensten Ökosystemen (Überdüngung eines Sees), dem menschlichen Körper (Asthma- oder Epilepsieanfall)<ref>Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</ref>, oder Gruppen von Menschen (Massenpanik). Auch im Klimasystem kommt es immer wieder zu abrupten Änderungen. Dies zeigen z. B. die Messungen aus Eisbohrkernen für das gegenwärtige [[Eiszeitalter]] oder die relativ rasche Ausdehnung der Sahara vor etwa 3000 - 5000 Jahren. In beiden Fällen änderte sich die Bestrahlung der Erde durch die Sonne nur langsam und trotzdem reagierte das Klima sehr abrupt. Da man diese Ereignisse in der Realität nicht einfach wiederholen oder gar rückwärts ablaufen lassen kann wie im Computer, ist es bisher auch nicht sicher, ob diese Sprünge tatsächlich die Folge einer Bifurkation sind (also ob Fall B oder C der Skizze zutrifft). Mit einem Kipppunkt im weiteren Sinne soll daher im folgenden gemeint sein, dass es zu einer plötzlichen und starken Reaktion des Klimasystems kommt, obwohl die Änderungen der [[Klimaantrieb|Antriebe]] gering sind. Die Frage nach der Umkehrbarkeit dieser Reaktion ist in vielen Fällen ohnehin nicht relevant, da die Rückkehr zum alten Klima gemessen an einem Menschenleben extrem lange dauern würde und sich inzwischen auch die Einflüsse von außen verändert hätten.<br />
<br />
[[Bild:Tipping_Points_Rauschen.jpg|thumb|left|380px|Skizze zur Veranschaulichung der Rolle von natürlichen Schwankungen. Sobald der Ball die Schwelle überschreitet, rollt er weit nach rechts unten. Die Lage des Balls steht bildhaft für einen bestimmten Klimazustand.]]<br />
Von größerer Bedeutung ist dagegen der Einfluss von natürlichen Schwankungen. In einem realitätsnahen System kommt es aufgrund der zahlreichen Störeffekte zu ständigen Fluktuationen von allen Größen. Die nebenstehende Skizze gibt ein Beispiel davon, welche Folgen dies haben kann. Angenommen, das Klima befindet sich nahe an einem Gleichgewicht, welches in dem Beispiel durch eine Mulde repräsentiert wird, in der sich ein Ball befindet. Dessen Position steht stellvertretend für den Zustand des Systems. Zwischen den beiden stabilen Gleichgewichten befindet sich übrigens auch noch ein instabiles, nämlich der Hügel, der dem gestrichelten Ast in Abb. 1 C entspricht. Dort würde der Ball zwar theoretisch ebenfalls liegen bleiben, aber jeder noch so kleine Stoß bewirkt, dass er nach rechts oder links rollt. Daher heißt das Gleichgewicht instabil und wird in der Realität nicht angenommen. Das Erreichen eines Kipppunkts durch die Veränderung einer Randbedingung wie es oben dargestellt wurde, würde wie folgt ablaufen: Durch die Veränderung der Randbedingung wird sich die Form der Kurve so verändern, dass das Tal, in der der Ball liegt, langsam flacher wird und schließlich ganz verschwindet. In diesem Moment würde der Ball zwangsläufig in das verbleibende Tal rollen und dort liegenbleiben, auch wenn man das erste Tal wieder erzeugen würde. Jetzt zu den Schwankungen: In Wahrheit befindet sich der Ball niemals ganz in Ruhe, sondern wird durch natürliche Schwankungen (z. B. das Wetter) ständig und scheinbar willkürlich hin- und herbewegt. Sind diese Schwankungen klein, verbleibt der Ball dennoch in der Nähe des Gleichgewichts, da ihn die Schwerkraft dorthin zurück zieht. Ist aber eine Schwankung groß genug, so kann der Ball über den Berg ins nächste Tal hinein rollen, <ohne dass eine Beeinflussung des Systems stattgefunden hätte>. Je tiefer und breiter ein Tal also ist, desto stabiler ist das System in dieser Umgebung. Die Steigung der Oberfläche steht dabei für die Stärke der negativen Rückkopplungen, die Grenze eines Tals (Hügel) kennzeichnet den Zustand, bei dem die positiven Rückkopplungen stärker als die negativen werden, so dass das bisherige Gebiet verlassen wird. Eine Strategie zur Vermeidung von Katastrophen sollte daher nicht nur darauf abzielen, einen Kipppunkt nicht zu erreichen und Störungen zu vermeiden, sondern sicherzustellen, dass die natürlichen Systeme nicht zu anfällig gegenüber (meist unvermeidbaren) Störungen werden.<br />
<br />
== Beispiele in der Natur ==<br />
Nach diesen sehr abstrakten Gedankenspielen sollen hier einige Beispiele angeführt werden, die beweisen, dass die Theorie der Kipppunkte viele Ereignisse in der Realität beschreiben und erklären kann. Im ersten Fall spielt sich die Änderung des Systems in einem konkreten und sehr großen Gebiet ab, nämlich der westlichen Sahara, die anderen Beispiele betreffen kleinräumige Ökosysteme.<br />
<br />
* Zur jüngeren '''Geschichte der westlichen Sahara''' wird folgendes vermutet: Bis vor etwa 6000 Jahren gab es nur ein einziges Gleichgewicht, welches durch im Vergleich zu heute hohe Niederschläge und viel Pflanzenbewuchs gekennzeichnet war. Dies war möglich, weil die etwas andere Erdumlaufbahn und die stärkere Achsenneigung der Erde einen auf der Nordhemisphäre wärmeren Sommer als heute bewirkten. Der Westafrikanische Monsun reichte deshalb weiter ins Landesinnere hinein und war stärker, so dass dort, wo sich heute nur Sandwüste befindet, Gras und Büsche wachsen konnten. Weil diese Vegetation vor allem aufgrund ihrer geringen [[Albedo]] wiederum den Niederschlag steigert, stabilisiert sie ihre eigenen Lebensbedingungen zusätzlich.<ref>Charney, J. G., 1975: Dynamics of deserts and drought in the Sahel. Quarterly Journal of the<br />
Royal Meteorological Society, 101, 193202.</ref> Aufgrund der langsamen Veränderung der [[Erdbahnparameter]] tat sich dann jedoch ein neues Gleichgewicht auf, welches dem heutigen Wüstenzustand entspricht. Allerdings zeigen einige Modelle, dass auch unter heutigen Bedingungen eine „grüne Sahara“ möglich wäre.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><ref>de Noblet-Ducoudré, N., Claussen, M., und Prentice, C. (2000): Mid-Holocene greening of the Sahara: first results of the GAIM 6000 year BP Experiment with two asynchronously coupled atmosphere/biome models. Climate Dynamics 16, 634-659.</ref> Dieser Zustand entspricht aber einem Gleichgewicht, welches anfälliger für Schwankungen ist. Gibt es z. B. einmal eine große Dürre, würde sich die Vegetation nicht mehr erholen und die Sahara somit in den Wüstenzustand fallen, aus dem sie nicht mehr herausfindet. <ref>Brovkin, V., Claussen, M., Petoukhov, V., and Ganopolski, A. (1998), [http://www.mpimet.mpg.de/fileadmin/staff/claussenmartin/publications/brovkin_al_vegstab_jgr_98.pdf On the stability of the atmosphere-vegetation system in the Sahara/Sahel region], J. Geophys. Res., 103(D24), 31,613–31,624.</ref> Genau dies ist wahrscheinlich vor ca. 3-5 tausend Jahren auch geschehen. Die Rekonstruktionen des Holozän-Klimas in der Sahara zeigen, dass die Ausbreitung der Wüste in zwei sehr plötzlichen Stufen ablief, obwohl sich die Einstrahlung auf der Nordhemisphäre nur geringfügig änderte.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref> Die Menschen, die in den betroffenen Gebieten lebten, mussten fliehen und sammelten sich an den verbleibenden Stellen mit ausreichend Wasser, vor allem im Nildelta. Die Hochkultur der alten Ägypter ist somit möglicherweise aus der Not heraus geboren worden.<br />
<br />
* [[Bild:Selbstorganisierte_Vegetation.jpg|thumb|430px|Satellitenbild der Region bei 23,5° S, 133,6 Ost, nordwestlich von Alice Springs, Australien. Bei der Vegetation handelt es sich um Mulga, eine Akazienart.]] Auch ohne jede Änderung der atmosphärischen Zirkulation gibt es in '''ariden Gebieten''' Rückkopplungen zwischen dem verfügbaren Wasser und der Vegetationsbedeckung, die eine Hysterese bewirken. Diese wirken allerdings schon auf viel kleineren Flächen. Natürlich können einige wenige Pflanzen nicht den Niederschlag an einem Ort ändern, dazu ist ihr großräumiger Einfluss zu gering. Allerdings verbessern sie die Wachstumsbedingungen neuer Pflanzen, denn sie spenden Schatten (Was in Wüsten von Vorteil sein kann) und verändern die Bodenstruktur so, dass das wenige Wasser nicht sofort abfließt, sondern länger nahe der Oberfläche verbleibt. Zusätzlich gibt es den Effekt, dass die Wurzeln der Pflanzen Wasser und Nährstoffe anziehen, so dass diese Ressourcen im Boden ihrer unmittelbaren Umgebung konzentrierter sind als weiter weg, wo sie dann fehlen. Aus diesem Grund kann es zu einer Ausbildung von '''selbst-organisierten Mustern der Vegetationsbedeckung''' kommen: Die Vegetationsdecke ist nicht geschlossen, sondern nimmt die Form von Punkten, labyrinthartigen Ästen oder Zellen an, je nach dem, wie groß die Begrenzung der Ressourcen ist. Dieses Verhalten führt zur Hysterese: Würde man die Vegetation im Zustand sehr begrenzter Ressourcen (z. B. Wasser) zerstören, könnte sie dort nicht wieder wachsen, denn im Mittel gibt es zu wenig Wasser. Nur wenn dann der Niederschlag stark gesteigert wird (nämlich bis zum Bifurkationspunkt), kann die Fläche ergrünen. Sinkt der Niederschlag wieder, kann sich die alte, punktartige Vegetationsbedeckung wieder herstellen.<ref>Rietkerk, M., Dekker, S. C., de Ruiter, P. C., und van de Koppel, J. (2004): Self-Organized Patchiness and Catastrophic Shifts in Ecosystems. Science, 305, 1926-1929.</ref> Die Ansammlung von Nährstoffen und das Spenden von Schatten sind aber nicht die einzigen Prozesse, die eine Hysterese bewirken können. Beispielsweise sind junge Pflanzen in einem Wald besser vor Tieren geschützt als in offenem Grasland. Außerdem kommt es in Wäldern seltener zu Feuern, so dass junge Pflanzen Zeit genug haben, groß und somit weniger anfällig für Feuer zu werden. Ein weiteres Beispiel betrifft Wälder, die sich oft in den Wolken befinden, z. B. an den Abhängen von Bergen. Dort kondensiert das Wasser der Wolken an den Bäumen und läuft und tropft dann auf den Boden. Sind die Bäume einmal verschwunden, fehlt diese wichtige Wasserquelle und auch die übrigen Pflanzenarten verdursten.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* In '''flachen Seen''' wurde eine plötzliche Wassertrübung beobachtet, sobald die Zufuhr von Düngemitteln durch den Menschen eine gewisse Schwelle überstieg. Der Grund ist, dass sich dann zuviel Algen bilden. Die Vegetation am Grund des Sees stirbt ab und kann somit auch keine Reinigung des Wassers mehr bewirken, eine Umkehr ist also nicht einfach möglich. Eine „Schocktherapie“ für ein solches Gewässer kann in einer radikalen Überfischung bestehen, denn die Fische ernähren sich zum Teil von Daphnia (einer Gattung von Krebstieren), welche wiederum das Phytoplankton fressen. Daran sieht man, dass man das System leicht und ohne Vorwarnung zum Umsturz bringen kann, dies dies aber sehr aufwändig ist, und dass es eines tiefen Verständnisses bedarf, um das Ökosystem in den alten Zustand zurück zu holen. In ähnlicher Weise kann es im Ozean zu einer Überwucherung von [[Korallen|Korallenriffen]] durch Algen kommen, die sich kaum noch umkehren lässt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* Wie man ahnen wird, ist eine Überfischung als Therapie für ein Ökosystem nicht unbedingt der Normalfall, sondern oft gerade der Grund für die Überschreitung eines Kipppunktes. Die '''Entwicklung von Tieren und Pflanzengesellschaften im Ozean''' ist stark von Räuber-Beute-Beziehungen und Konkurrenz geprägt. Eine Befischung kann daher das gesamte Nahrungsnetz beeinflussen. Die Anfälligkeit einer einzigen Tierart (gegenüber Temperaturveränderungen beispielsweise), der in diesem Beziehungsgeflecht eine Schlüsselrolle zukommt, kann so große Veränderungen auslösen. Was dies für einzelne Arten bedeutet, ist aufgrund der hohen Komplexität meist nicht gut bekannt. Allerdings lässt sich feststellen, dass auch eine stark dezimierte und dann geschützte Fischart nicht unbedingt ihren alten Platz im Ökosystem einnimmt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref> Ein Beispiel: Der Kabeljau vor Neufundland wurde in den letzten Jahrzehnten so stark überfischt, dass Anfang der 90er Jahre ein Fangmoratorium verhängt wurde, um ihn vor dem Aussterben in dieser Region zu bewahren. Seither haben sich die Bestände jedoch nicht wieder erholt, der genaue Grund ist nicht bekannt.<br />
Welche Kippelemente im Klimasystem in Zukunft relevant werden könnten behandelt der Artikel [[Kipppunkte im Klimasystem]].<br />
<br />
== Ausblick ==<br />
Diese Identifizierung möglicher Kipppunkte auf kleinen und großen Raumskalen weist darauf hin, dass es in der Zukunft der Menschheit, nicht zuletzt aufgrund des selbst verursachten Klimawandels, zu plötzlichen Katastrophen kommen könnte. Auch wenn sich viele der denkbaren Szenarien nicht bewahrheiten sollten, ist die Erforschung von Kipppunkten daher von großer Wichtigkeit, um drohende Gefahren rechtzeitig zu erkennen oder sogar zu verhindern (den politischen Willen dazu vorausgesetzt). Da das Forschungsgebiet noch relativ jung ist, liegt dieses Ziel noch fern. Mittlerweile haben sich aber bereits mehrere Methoden herauskristallisiert, die dabei vermutlich von Nutzen sein werden.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><br />
<br />
* Wahl verschiedener Anfangsbedingungen in einem Klimamodell. Beispielsweise kann man in einem Klimamodell die gesamte Landoberfläche einerseits mit Wald, andererseits auch mit Gras oder gar Wüste bedecken. Wenn es sich um ein Modell mit interaktiver Vegetation handelt, wird das Modell von sich aus einen realistischeren Zustand anstreben. Hängt aber das Ergebnis auch nach langer Zeit noch davon ab, welchen Ausgangszustand man gewählt hat, liegt ein multiples Gleichgewicht (eine Bifurkation) vor. Diese Vorgehensweise ist also dazu geeignet, Mehrfachgleichgewichte aufzuspüren, allerdings lassen sich daraus keine Schlussfolgerungen ziehen, wie realistisch ein Umkippen ist und wann bzw. warum es stattfinden könnte. Außerdem liegt es nicht immer auf der Hand, welche Anfangszustände man am besten wählen sollte.<br />
<br />
* Analyse der stochastischen Eigenschaften des Systems. Befindet man sich nah an einem Bifurkationspunkt, so reagiert das System kaum noch ausgleichend auf Störungen. Anhand des obigen Bildes vom Ball auf der Kurve ist das sogar verständlich: Die Unterlage des Balls ist dabei, flach zu werden. Stößt man ihn zu einer Seite hin an, rollt er nicht mehr so schnell in die Ausgangslage zurück wie vorher. Das führt außerdem dazu, dass seine Schwankungen größer werden, denn mehrere aufeinander folgende Einflüsse können sich aus Zufall gegenseitig verstärken. Die Art und Weise wie das System schwankt und auf äußere Anstöße reagiert, kann also ein Indikator für das Nahen eines Bifurkationspunktes (mit anderen Worten: ein Frühwarnsystem für Katastrophen) sein. Diese Erkenntnis konnte bisher bereits erfolgreich auf Modelldaten und Klimadaten der Vergangenheit angewendet werden. In der Praxis ist es aber sehr schwierig und aufwändig, die richtigen Größen lang genug zu messen und daraus die richtigen Schlüsse zu ziehen. Daher ist auch diese Methode noch nicht reif für eine Vorhersage.<br />
<br />
* Aus den grundlegenden Beziehungen zwischen verschiedenen Größen in einem System lässt sich ein so genanntes Stabilitätsdiagramm erstellen. Es handelt sich dabei um ein so stark vereinfachtes Modell, dass man damit ohne großen Aufwand die verschiedensten Möglichkeiten ausloten kann, z.B. unter welchen Bedingungen es wieviele Gleichgewichte gibt und wie wahrscheinlich es ist, dass diese angenommen werden. Die Ergebnisse komplizierterer Modelle lassen sich damit leichter verstehen und ihre Unsicherheiten abschätzen.<br />
* Bessere Erforschung der physikalischen Mechanismen. Jeder Kipppunkt ist die Folge bestimmter sich selbst verstärkender Prozesse, die eine so schnelle Änderung des Systems erst möglich machen. Je genauer man also diese Prozesse und ihre Stärke kennt, desto besser lässt sich auch einschätzen, ob und unter welchen Umständen ein Kipppunkt erreicht wird. <br />
<br />
Da jede dieser Methoden ihre eigenen Vor- und Nachteile hat und in der unüberschaubaren realen Welt nicht perfekt funktionieren kann, wird eine praktische Anwendung auf das reale Klimasystem immer auf eine Kombination an Methoden (bzw. deren Weiterentwicklung) zurückgreifen müssen.<br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
[[Kipppunkte im Klimasystem]]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.sciencemag.org/content/vol305/issue5692/images/data/1926/DC1/1101867S1.mov Video zur Veranschaulichung der Hysterese aufgrund von selbst-organisierter Vegetationsstruktur] von Rietkerk et al. (2004).<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte&diff=8905Kipppunkte2009-10-21T16:57:13Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Viele Menschen gehen intuitiv davon aus, dass auch in einem komplexen System wie dem Klima kontinuierliche Änderungen der Rahmenbedingungen auch eine allmähliche Reaktion des Systems hervorrufen. Als Beispiel stelle man sich eine Taschenlampe vor, die durch einen Dynamo angetrieben wird: Je stärker man kurbelt, desto heller strahlt die Lampe. Auch in der Wissenschaft werden komplizierte Systeme oft vereinfacht, indem in einem bestimmten Gültigkeitsbereich ein konstanter Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung angenommen wird. Weil das Klimasystem aber nichtlinear ist und es so viele positive Rückkopplungen (Prozesse, die sich selbst verstärken) gibt, ist diese Annahme im Allgemeinen leider nicht richtig. Somit kann es insbesondere in dafür anfälligen Regionen zu plötzlichen und drastischen Klimaänderungen kommen. Auch eine kleine Beeinflussung durch den Menschen (zusätzlich zu den bisher scheinbar folgenlos gebliebenen Eingriffen) kann dann das sprichwörtliche Fass zum Überlaufen bringen. Auch wenn die Ursache danach zurückgenommen werden sollte, wird das Klima nicht unbedingt wieder in den alten Zustand zurückkehren, die Änderung ist also irreversibel. Die Identifizierung solcher großräumiger „Kipppunkte“ und die Vorhersage eines „Umkippens“ von natürlichen Systemen könnte daher großen Schaden verhindern, die Wissenschaft ist davon aber noch ein großes Stück entfernt.<br />
<br />
== Theoretischer Hintergrund ==<br />
[[Bild:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg|thumb|380px|Skizze zur Veranschaulichung von einfachen (A und B) und mehrfachen Gleichgewichten (C).]]<br />
Der oben angesprochene Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung kann in einem komplexen System wie dem Klima vereinfacht dargestellt drei Formen annehmen (siehe Abbildung).<br />
A) Die Folge eines Eingriffs ändert sich etwa gleichmäßig mit diesem Eingriff.<br />
B) Unter bestimmten Bedingungen können auch kleine Eingriffe eine große Wirkung haben. Das System ist dann also sehr sensibel. Trotzdem ist der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung eindeutig (mathematisch gesprochen „eineindeutig“), d.h. es gibt für jeden Wert der Eingriffsgröße nur einen einzigen Gleichgewichtszustand des Systems.<br />
C) Es kommt zu mehreren möglichen Zuständen des Systems <unter denselben Bedingungen>; die Kurve wird gewissermaßen gefaltet. Beginnt man z. B. auf dem unteren Ast, so verhält sich das System zunächst wie in Bild A, bis der rechte Umkehrpunkt der Kurve erreicht ist. Verstärkt man den auferlegten Einflussfaktor dann aber auch nur um das kleinste bisschen (bewegt sich also weiter nach rechts), so springt das System plötzlich in einen anderen Zustand. Man landet dann auf der oberen Kurve. Der wesentliche Unterschied zum Fall B besteht also darin, dass man den alten Zustand nicht einfach wieder herstellen kann, indem man die Ursache für das Umkippen zurücknimmt. Reduziert man die Einflussgröße, so folgt man nun der oberen Kurve. Erst wenn man bis zum linken Umkehrpunkt gelangt ist, kann das System zurückspringen. Die beobachteten Gesetzmäßigkeiten gelten also immer nur in einem begrenzten Bereich. Das hier beschriebene Verhalten eines Systems nennt man Bifurkation (in diesem Fall genau genommen eine „Sattel-Knoten-Bifurkation“). Der Wert der Einflussgröße (auf der Rechtsachse) an dem das System plötzlich seinen Zustand ändert, nennt man Bifurkationspunkt, bzw. Kipppunkt.<br />
<br />
Wo immer ein System von komplexen Zusammenhängen geprägt ist, kann ein solches Phänomen auftreten. Dies ist eine grundlegende mathematische Eigenschaft, die in den verschiedensten Formen zutage tritt, z. B. an den Finanzmärkten (wo ein Umkippen in einem Börsencrash bzw. einer Finanzkrise besteht), in verschiedensten Ökosystemen (Überdüngung eines Sees), dem menschlichen Körper (Asthma- oder Epilepsieanfall)<ref>Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</ref>, oder Gruppen von Menschen (Massenpanik). Auch im Klimasystem kommt es immer wieder zu abrupten Änderungen. Dies zeigen z. B. die Messungen aus Eisbohrkernen für das gegenwärtige [[Eiszeitalter]] oder die relativ rasche Ausdehnung der Sahara vor etwa 3000 - 5000 Jahren. In beiden Fällen änderte sich die Bestrahlung der Erde durch die Sonne nur langsam und trotzdem reagierte das Klima sehr abrupt. Da man diese Ereignisse in der Realität nicht einfach wiederholen oder gar rückwärts ablaufen lassen kann wie im Computer, ist es bisher auch nicht sicher, ob diese Sprünge tatsächlich die Folge einer Bifurkation sind (also ob Fall B oder C der Skizze zutrifft). Mit einem Kipppunkt im weiteren Sinne soll daher im folgenden gemeint sein, dass es zu einer plötzlichen und starken Reaktion des Klimasystems kommt, obwohl die Änderungen der [[Klimaantrieb|Antriebe]] gering sind. Die Frage nach der Umkehrbarkeit dieser Reaktion ist in vielen Fällen ohnehin nicht relevant, da die Rückkehr zum alten Klima gemessen an einem Menschenleben extrem lange dauern würde und sich inzwischen auch die Einflüsse von außen verändert hätten.<br />
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[[Bild:Tipping_Points_Rauschen.jpg|thumb|left|380px|Skizze zur Veranschaulichung der Rolle von natürlichen Schwankungen. Sobald der Ball die Schwelle überschreitet, rollt er weit nach rechts unten. Die Lage des Balls steht bildhaft für einen bestimmten Klimazustand.]]<br />
Von größerer Bedeutung ist dagegen der Einfluss von natürlichen Schwankungen. In einem realitätsnahen System kommt es aufgrund der zahlreichen Störeffekte zu ständigen Fluktuationen von allen Größen. Die nebenstehende Skizze gibt ein Beispiel davon, welche Folgen dies haben kann. Angenommen, das Klima befindet sich nahe an einem Gleichgewicht, welches in dem Beispiel durch eine Mulde repräsentiert wird, in der sich ein Ball befindet. Dessen Position steht stellvertretend für den Zustand des Systems. Zwischen den beiden stabilen Gleichgewichten befindet sich übrigens auch noch ein instabiles, nämlich der Hügel, der dem gestrichelten Ast in Abb. 1 C entspricht. Dort würde der Ball zwar theoretisch ebenfalls liegen bleiben, aber jeder noch so kleine Stoß bewirkt, dass er nach rechts oder links rollt. Daher heißt das Gleichgewicht instabil und wird in der Realität nicht angenommen. Das Erreichen eines Kipppunkts durch die Veränderung einer Randbedingung wie es oben dargestellt wurde, würde wie folgt ablaufen: Durch die Veränderung der Randbedingung wird sich die Form der Kurve so verändern, dass das Tal, in der der Ball liegt, langsam flacher wird und schließlich ganz verschwindet. In diesem Moment würde der Ball zwangsläufig in das verbleibende Tal rollen und dort liegenbleiben, auch wenn man das erste Tal wieder erzeugen würde. Jetzt zu den Schwankungen: In Wahrheit befindet sich der Ball niemals ganz in Ruhe, sondern wird durch natürliche Schwankungen (z. B. das Wetter) ständig und scheinbar willkürlich hin- und herbewegt. Sind diese Schwankungen klein, verbleibt der Ball dennoch in der Nähe des Gleichgewichts, da ihn die Schwerkraft dorthin zurück zieht. Ist aber eine Schwankung groß genug, so kann der Ball über den Berg ins nächste Tal hinein rollen, <ohne dass eine Beeinflussung des Systems stattgefunden hätte>. Je tiefer und breiter ein Tal also ist, desto stabiler ist das System in dieser Umgebung. Die Steigung der Oberfläche steht dabei für die Stärke der negativen Rückkopplungen, die Grenze eines Tals (Hügel) kennzeichnet den Zustand, bei dem die positiven Rückkopplungen stärker als die negativen werden, so dass das bisherige Gebiet verlassen wird. Eine Strategie zur Vermeidung von Katastrophen sollte daher nicht nur darauf abzielen, einen Kipppunkt nicht zu erreichen und Störungen zu vermeiden, sondern sicherzustellen, dass die natürlichen Systeme nicht zu anfällig gegenüber (meist unvermeidbaren) Störungen werden.<br />
<br />
== Beispiele in der Natur ==<br />
Nach diesen sehr abstrakten Gedankenspielen sollen hier einige Beispiele angeführt werden, die beweisen, dass die Theorie der Kipppunkte viele Ereignisse in der Realität beschreiben und erklären kann. Im ersten Fall spielt sich die Änderung des Systems in einem konkreten und sehr großen Gebiet ab, nämlich der westlichen Sahara, die anderen Beispiele betreffen kleinräumige Ökosysteme.<br />
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* Zur jüngeren '''Geschichte der westlichen Sahara''' wird folgendes vermutet: Bis vor etwa 6000 Jahren gab es nur ein einziges Gleichgewicht, welches durch im Vergleich zu heute hohe Niederschläge und viel Pflanzenbewuchs gekennzeichnet war. Dies war möglich, weil die etwas andere Erdumlaufbahn und die stärkere Achsenneigung der Erde einen auf der Nordhemisphäre wärmeren Sommer als heute bewirkten. Der Westafrikanische Monsun reichte deshalb weiter ins Landesinnere hinein und war stärker, so dass dort, wo sich heute nur Sandwüste befindet, Gras und Büsche wachsen konnten. Weil diese Vegetation vor allem aufgrund ihrer geringen [[Albedo]] wiederum den Niederschlag steigert, stabilisiert sie ihre eigenen Lebensbedingungen zusätzlich.<ref>Charney, J. G., 1975: Dynamics of deserts and drought in the Sahel. Quarterly Journal of the<br />
Royal Meteorological Society, 101, 193202.</ref> Aufgrund der langsamen Veränderung der [[Erdbahnparameter]] tat sich dann jedoch ein neues Gleichgewicht auf, welches dem heutigen Wüstenzustand entspricht. Allerdings zeigen einige Modelle, dass auch unter heutigen Bedingungen eine „grüne Sahara“ möglich wäre.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><ref>de Noblet-Ducoudré, N., Claussen, M., und Prentice, C. (2000): Mid-Holocene greening of the Sahara: first results of the GAIM 6000 year BP Experiment with two asynchronously coupled atmosphere/biome models. Climate Dynamics 16, 634-659.</ref> Dieser Zustand entspricht aber einem Gleichgewicht, welches anfälliger für Schwankungen ist. Gibt es z. B. einmal eine große Dürre, würde sich die Vegetation nicht mehr erholen und die Sahara somit in den Wüstenzustand fallen, aus dem sie nicht mehr herausfindet. <ref>Brovkin, V., Claussen, M., Petoukhov, V., and Ganopolski, A. (1998), [http://www.mpimet.mpg.de/fileadmin/staff/claussenmartin/publications/brovkin_al_vegstab_jgr_98.pdf On the stability of the atmosphere-vegetation system in the Sahara/Sahel region], J. Geophys. Res., 103(D24), 31,613–31,624.</ref> Genau dies ist wahrscheinlich vor ca. 3-5 tausend Jahren auch geschehen. Die Rekonstruktionen des Holozän-Klimas in der Sahara zeigen, dass die Ausbreitung der Wüste in zwei sehr plötzlichen Stufen ablief, obwohl sich die Einstrahlung auf der Nordhemisphäre nur geringfügig änderte.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref> Die Menschen, die in den betroffenen Gebieten lebten, mussten fliehen und sammelten sich an den verbleibenden Stellen mit ausreichend Wasser, vor allem im Nildelta. Die Hochkultur der alten Ägypter ist somit möglicherweise aus der Not heraus geboren worden.<br />
<br />
* [[Bild:Selbstorganisierte_Vegetation.jpg|thumb|430px|Satellitenbild der Region bei 23,5° S, 133,6 Ost, nordwestlich von Alice Springs, Australien. Bei der Vegetation handelt es sich um Mulga, eine Akazienart.]] Auch ohne jede Änderung der atmosphärischen Zirkulation gibt es in '''ariden Gebieten''' Rückkopplungen zwischen dem verfügbaren Wasser und der Vegetationsbedeckung, die eine Hysterese bewirken. Diese wirken allerdings schon auf viel kleineren Flächen. Natürlich können einige wenige Pflanzen nicht den Niederschlag an einem Ort ändern, dazu ist ihr großräumiger Einfluss zu gering. Allerdings verbessern sie die Wachstumsbedingungen neuer Pflanzen, denn sie spenden Schatten (Was in Wüsten von Vorteil sein kann) und verändern die Bodenstruktur so, dass das wenige Wasser nicht sofort abfließt, sondern länger nahe der Oberfläche verbleibt. Zusätzlich gibt es den Effekt, dass die Wurzeln der Pflanzen Wasser und Nährstoffe anziehen, so dass diese Ressourcen im Boden ihrer unmittelbaren Umgebung konzentrierter sind als weiter weg, wo sie dann fehlen. Aus diesem Grund kann es zu einer Ausbildung von '''selbst-organisierten Mustern der Vegetationsbedeckung''' kommen: Die Vegetationsdecke ist nicht geschlossen, sondern nimmt die Form von Punkten, labyrinthartigen Ästen oder Zellen an, je nach dem, wie groß die Begrenzung der Ressourcen ist. Dieses Verhalten führt zur Hysterese: Würde man die Vegetation im Zustand sehr begrenzter Ressourcen (z. B. Wasser) zerstören, könnte sie dort nicht wieder wachsen, denn im Mittel gibt es zu wenig Wasser. Nur wenn dann der Niederschlag stark gesteigert wird (nämlich bis zum Bifurkationspunkt), kann die Fläche ergrünen. Sinkt der Niederschlag wieder, kann sich die alte, punktartige Vegetationsbedeckung wieder herstellen.<ref>Rietkerk, M., Dekker, S. C., de Ruiter, P. C., und van de Koppel, J. (2004): Self-Organized Patchiness and Catastrophic Shifts in Ecosystems. Science, 305, 1926-1929.</ref> Die Ansammlung von Nährstoffen und das Spenden von Schatten sind aber nicht die einzigen Prozesse, die eine Hysterese bewirken können. Beispielsweise sind junge Pflanzen in einem Wald besser vor Tieren geschützt als in offenem Grasland. Außerdem kommt es in Wäldern seltener zu Feuern, so dass junge Pflanzen Zeit genug haben, groß und somit weniger anfällig für Feuer zu werden. Ein weiteres Beispiel betrifft Wälder, die sich oft in den Wolken befinden, z. B. an den Abhängen von Bergen. Dort kondensiert das Wasser der Wolken an den Bäumen und läuft und tropft dann auf den Boden. Sind die Bäume einmal verschwunden, fehlt diese wichtige Wasserquelle und auch die übrigen Pflanzenarten verdursten.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* In '''flachen Seen''' wurde eine plötzliche Wassertrübung beobachtet, sobald die Zufuhr von Düngemitteln durch den Menschen eine gewisse Schwelle überstieg. Der Grund ist, dass sich dann zuviel Algen bilden. Die Vegetation am Grund des Sees stirbt ab und kann somit auch keine Reinigung des Wassers mehr bewirken, eine Umkehr ist also nicht einfach möglich. Eine „Schocktherapie“ für ein solches Gewässer kann in einer radikalen Überfischung bestehen, denn die Fische ernähren sich zum Teil von Daphnia (einer Gattung von Krebstieren), welche wiederum das Phytoplankton fressen. Daran sieht man, dass man das System leicht und ohne Vorwarnung zum Umsturz bringen kann, dies dies aber sehr aufwändig ist, und dass es eines tiefen Verständnisses bedarf, um das Ökosystem in den alten Zustand zurück zu holen. In ähnlicher Weise kann es im Ozean zu einer Überwucherung von [[Korallen|Korallenriffen]] durch Algen kommen, die sich kaum noch umkehren lässt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* Wie man ahnen wird, ist eine Überfischung als Therapie für ein Ökosystem nicht unbedingt der Normalfall, sondern oft gerade der Grund für die Überschreitung eines Kipppunktes. Die '''Entwicklung von Tieren und Pflanzengesellschaften im Ozean''' ist stark von Räuber-Beute-Beziehungen und Konkurrenz geprägt. Eine Befischung kann daher das gesamte Nahrungsnetz beeinflussen. Die Anfälligkeit einer einzigen Tierart (gegenüber Temperaturveränderungen beispielsweise), der in diesem Beziehungsgeflecht eine Schlüsselrolle zukommt, kann so große Veränderungen auslösen. Was dies für einzelne Arten bedeutet, ist aufgrund der hohen Komplexität meist nicht gut bekannt. Allerdings lässt sich feststellen, dass auch eine stark dezimierte und dann geschützte Fischart nicht unbedingt ihren alten Platz im Ökosystem einnimmt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref> Ein Beispiel: Der Kabeljau vor Neufundland wurde in den letzten Jahrzehnten so stark überfischt, dass Anfang der 90er Jahre ein Fangmoratorium verhängt wurde, um ihn vor dem Aussterben in dieser Region zu bewahren. Seither haben sich die Bestände jedoch nicht wieder erholt, der genaue Grund ist nicht bekannt.<br />
<br />
Eine [[Kipppunkte im Klimasystem|Fortsetzung dieses Artikels]] geht darauf ein, welche Kippelemente im Klimasystem in Zukunft relevant werden könnten.<br />
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== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
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== Weblinks ==<br />
* [http://www.sciencemag.org/content/vol305/issue5692/images/data/1926/DC1/1101867S1.mov Video zur Veranschaulichung der Hysterese aufgrund von selbst-organisierter Vegetationsstruktur] von Rietkerk et al. (2004).<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
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<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte_im_Klimasystem&diff=8904Kipppunkte im Klimasystem2009-10-21T16:56:15Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>In [[Kipppunkte|Teil 1 dieses Artikels]] wurde erläutert, was man unter Kipppunkten versteht und in welcher Form sie in der Umwelt auftreten können. Hier soll dargestellt werden, welche Regionen der Erde in naher oder fernerer Zukunft bedroht sein könnten, weil sie ein Kippelement darstellen. Unter einem Kippelement („Tipping Element“) wird in der Klimaforschung ein Teil des Klimasystems bezeichnet, dessen Zusammenhänge auf die Existenz eines Kipppunktes (im weiteren Sinn) hindeuten. Mit Hilfe verschiedenster [[Klimamodelle]] wurden bislang einige Regionen identifiziert, in denen das lokale Klima sehr sensibel auf Eingriffe reagiert. Manche dieser Kipppunkte könnten bereits im Laufe des 21. Jahrhunderts überschritten werden oder sind gar schon überschritten. Wo genau ein solcher Punkt liegt (also z.B. bei welcher Temperatur, oder bei welchem Niederschlag er überschritten wird), bzw. ob er überhaupt existiert, ist bislang allerdings nicht aus Beobachtungen ableitbar. Ein solches „Umkippen“ stellt also ein Risiko dar, bei dem der Schaden gewaltig, aber die Wahrscheinlichkeit des Eintretens unbekannt ist. Angesichts der tiefgreifenden Veränderungen, die jedes dieser Szenarien mit sich bringt, erscheint es zwingend, dass sich all diese Entwicklungen auch gegenseitig beeinflussen und das Überschreiten eines Kipppunktes indirekt die Überschreitung eines anderen auslösen könnte. Die komplexen Wechselwirkungen sind unüberschaubar und keineswegs komplett erforscht.<br />
<br />
===''' Schmelzen des arktischen Meereises'''=== <br />
Hauptartikel: [[Meereis]]<br />
<br />
Hiermit ist im Wesentlichen die [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] in der Arktis gemeint. Ein anfängliches Schmelzen des Meereises legt Meerwasser frei, welches das Sonnenlicht besser aufnimmt als das helle Eis und sich damit noch mehr erwärmt. Die Erwärmung wiederum verstärkt die Eisschmelze. Der drastische Rückgang der Meereisbedeckung, der in den letzten 30 Jahren stattgefunden hat und seinen Höhepunkt im Sommer 2007 fand, gibt Anlass zu der Vermutung, dass dieser Kipppunkt einer der sensibelsten ist und eventuell bereits überschritten wurde. Der Rückgang des Eises betrifft letztlich auch die anderen Komponenten des Klimasystems: Der Lebensraum vieler Tierarten wie der Robben und Eisbären ist dadurch stark bedroht. Da die Meereisbedeckung generell starken Schwankungen unterworfen ist, kann es in Folge kälterer Sommer übrigens auch immer wieder zu einer kurzfristigen Zunahme des Meereises kommen. Um aber Eis zu erzeugen, die auch einen warmen Sommer übersteht, bräuchte man mehrere kalte Jahre in Folge, denn diese Zeit benötigt das Eis, um eine ausreichende Dicke zu erlangen. In einer um mehrere Grad wärmeren Arktis aber wäre eine solche Folge kalter Sommer von verschwindend geringer Wahrscheinlichkeit.<br />
<br />
=== ''' Schmelzen des grönländischen Eisschilds'''=== <br />
Hauptartikel: [[Grönländischer Eisschild]]<br />
<br />
Auch der Eispanzer auf dem grönländischen Festland unterliegt der Eis-Albedo-Rückkopplung. Außerdem aber wird die Stabilität des Eisschildes durch die physikalischen Eigenschaften des Eises bestimmt. Es wird erwartet, dass bei steigenden Temperaturen der gesamte Eisschild instabil wird und ins Meer abzurutschen droht. Aufgrund des hohen Druckes am Boden der Eisschicht besteht dort nämlich eine Art Schmierfilm, der durch Schmelzwasser noch ergänzt wird und so die Instabilität erhöht. Neueste Beobachtungen weisen auf eine schneller werdende Destabilisierung hin. Der Kollaps des gesamten Grönlandeises hätte einen Meeresspiegelanstieg von etwa sieben Metern zur Folge. Allerdings würde es einige Jahrhunderte dauern, bis das geschieht, da die gewaltigen Inlandeismassen sehr träge auf die Erwärmung reagieren. <br />
<br />
==='''Zusammenbruch des westantarktischen Eisschilds'''===<br />
Hauptartikel: [[Antarktischer Eisschild]]<br />
<br />
Im Allgemeinen sind die Temperaturen auf dem hoch gelegenen Kontinent der Antarktis so gering, dass ein Schmelzen trotz der zu erwartenden globalen Erwärmung ausgeschlossen ist. Die Landzunge der Westantarktis bildet insofern eine Ausnahme, als dort höhere Temperaturen herrschen und die Stabilität des Inlandeises auch stark von den Eisbergen und dem Schelfeis im nahe gelegenen Südpolarmeer bestimmt wird. So ist es nämlich denkbar, dass warmes Meerwasser (wie etwa das Nordatlantische Tiefenwasser, welches im Südpolarmeer wieder in Oberflächennähe gelangt) das küstennahe Eis stärker abschmilzt und dem Inlandeis so eine wichtige Stütze entzogen wäre. Wie auch im Falle des Grönlandeises würde der Eisschild also nicht vor Ort schmelzen, sondern nach und nach ins Meer abrutschen und dort schließlich zerfallen und schmelzen. Der Meeresspiegel würde bei einem vollständigen Kollaps des westantarktischen Eisschilds um vier bis fünf Meter ansteigen. Auch dies würde mehrere hundert Jahre in Anspruch nehmen.<br />
<br />
==='''Methanfreisetzung durch tauende Permafrostgebiete und Kontinentalschelfe'''=== <br />
In den [[Permafrost]]gebieten der borealen Breiten, also vor allem in Kanada und Russland, sowie unter dem Meeresboden der Kontinentalabhänge lagern gigantische Mengen von [[Methan]]. Der genaue Umfang ist unklar, mit Sicherheit handelt es sich dabei aber um Mengen, die das gesamte heute in der Atmosphäre befindliche Methan um ein Paarhundertfaches übertreffen.<br />
Dieses Methan ist bislang in den Permafrost-Böden oder in Form sogenannter Methanhydrate am Meeresboden gebunden und damit einer wirtschaftlichen Verwertung nicht zugänglich. Methanhydrate sind Eiskristalle, die eingelagerte Methanmoleküle beinhalten - ein handgroßes Stück dieser Substanz sieht aus wie ein Schneeball, ist allerdings brennbar und zerfällt schnell an der offenen Luft. Es wird nur durch die tiefen Temperaturen und die sehr hohen Drucke an seinen Lagerstätten zusammengehalten. <br />
Sollten die Temperaturen in Zukunft weiter stark ansteigen und Permafrost-Gebiete zum Schmelzen bringen, scheint es realistisch, dass ein gewisser Teil der dortigen Methanvorkommen freigesetzt würde. Außerdem könnten veränderte Meeresströmungen und höhere Temperaturen an den Kontinentalabhängen auch dazu führen, dass Methanhydrate zerfallen und das Methan in den Ozean und schließlich die Atmosphäre abgeben würden. Der [[Treibhauseffekt]] wäre so um das zusätzliche Methan verstärkt, was eine weitere globale Erwärmung mit all ihren Folgen bedeuten würde. Wie umfangreich und wie stabil die beschriebenen Methanvorkommen sind und wie stark sie auf eine Erwärmung reagieren, ist bisher nicht genau bekannt.<br />
<br />
==='''Abtauen des tibetischen Hochlands'''=== <br />
Auch auf dem Plateau des tibetischen Hochlands kommt die Eis-Albedo-Rückkopplung zum Tragen. Sollte ein starkes Abschmelzen dieser Region in Gang gebracht werden, hätte dies nicht nur Auswirkungen auf Tibet selbst, sondern auf die Verfügbarkeit von Trinkwasser in den umliegenden Ländern, die auf das stetige Schmelzwasser aus dem Himalaya angewiesen sind. Zudem wird ein Einfluss auf den [[Indischer Monsun|indischen Monsun]] diskutiert.<br />
<br />
==='''Unterdrückung der atlantischen Tiefenwasserbildung'''===<br />
Hierbei handelt es sich wohl um das am stärksten erforschte und der Öffentlichkeit bekannteste „Kippelement“: Durch einen Eintrag von Süßwasser in den hohen nördlichen Breiten käme es zu einer [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation]]. Fast alle Modelle zeigen ein solches Verhalten für die Zukunft, allerdings in unterschiedlicher Stärke. Ob sich diese Abschwächung bereits aus Beobachtungen ablesen lässt, ist in der Klimaforschung bislang umstritten. <br />
<br />
==='''Unterdrückung der antarktischen Tiefenwasserbildung'''===<br />
Auch im Südlichen Ozean findet Bildung von Tiefenwasser statt, so dass es auch hier zu einer Abschwächung der Umwälzzirkulation aufgrund von Schmelzwasser kommen könnte. Bislang wird das Absinken des Tiefenwassers durch aus der Tiefe aufsteigendes Wasser kompensiert, welches lebenswichtige Nährstoffe an die Oberfläche bringt. Diese Nahrungsquelle und mit ihr die antarktische Tier- und Pflanzenwelt könnte bei einer Schwächung der Tiefenwasserbildung also ebenfalls in Gefahr geraten. <br />
<br />
==='''Schwächung der marinen Kohlenstoffpumpe'''===<br />
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
<br />
Der Ozean wirkt gegenwärtig als eine wichtige Senke für Kohlenstoff, da er Kohlendioxid aus der Luft entfernt (siehe [[Kohlenstoff im Ozean]]). Man unterscheidet dabei die beiden Mechanismen der physikalischen und der biologischen Pumpe (denn die Menge an Kohlenstoff nimmt mit der Tiefe zu - der Transport muss also wie bei einer Pumpe entgegen diesem Gefälle erfolgen).<br />
Beide Anteile der natürlichen Kohlenstoffpumpe laufen Gefahr, durch den Klimawandel geschwächt zu werden, was dazu führen würde, dass sich dieser noch verstärkt, da ein größerer Anteil der Emissionen in der Luft verbleiben würde.<br />
Die physikalische Pumpe wird durch mehrere Faktoren geschwächt: durch die Erwärmung von oben, was eine stabilere Schichtung zur Folge hat, durch eine Schwächung der Umwälzbewegung (siehe Punkt 6 und 7) und durch die [[Versauerung der Meere]], die dazu führt, dass CO<sub>2</sub> näher am Sättigungspunkt und damit schlechter löslich ist.<br />
Die Versauerung der Ozeane schwächt aber auch die biologische Pumpe, da die Kalkschalen vieler Organismen durch die Säure angegriffen werden und sie so weniger Kohlenstoff binden, das durch ihren Tod am Meeresgrund gelagert werden kann.<br />
<br />
==='''Änderungen von El Niño'''===<br />
Hauptartikel: [[ENSO]]<br />
<br />
Der alle paar Jahre wiederkehrende [[El Niño]] im äquatorialen Pazifik ist zwar ein im Rahmen der natürlichen Klimavariabilität auftretendes Phänomen. Allerdings ist es möglich, dass sich die Häufigkeit und Stärke solcher natürlicher Ereignisse durch den Einfluss des Menschen ändert. Im Fall der El Niño Southern Oscillation (ENSO) wären die Auswirkungen möglicherweise sehr stark und würden vielen Regionen der Erde häufiger extremes Wetter bescheren.<br />
Da ein El Niño-Ereignis durch ungewöhnlich warmes Oberflächenwasser im östlichen äquatorialen Pazifik gekennzeichnet ist, könnte die Erwärmung des Ozeans in Folge der Emission von [[Treibhausgase]]n häufigere und/oder stärkere El Niño-Ereignisse auslösen. Berechnungen mit Modellen stützen diese Theorie aber nur teilweise, da ja auch der umgekehrte Zustand (La Niña) denkbar ist, bei dem die Erwärmung auf der westlichen Seite stärker ist als auf der östlichen. Auch die Erkenntnisse aus früheren Warmzeiten der Erdgeschichte, insbesondere dem etwa drei Grad wärmeren Pliozän, sind bezüglich ENSO nicht eindeutig.<br />
Die realitätsnähesten [[Klimamodelle]] zeigen jedoch stärker (aber nicht häufiger) werdende El Niños, weshalb Lenton et al., 2008 (siehe unter Weblinks) im Gegensatz zum [[IPCC]] zu dem Schluss gelangen, dass dieses Szenario durchaus wahrscheinlich ist. Der genaue Schwellwert, ab dem die Erwärmung diese Entwicklung auslösen könnte, ist bislang ebenfalls unklar.<br />
<br />
==='''Antarktisches Ozonloch'''===<br />
Hauptartikel: [[Ozonloch über der Antarktis]]<br />
<br />
Das Ozonloch über der Antarktis bildet sich bei besonders kalten Temperaturen unter Einfluss der Ozon zerstörenden [[FCKW]]. Diese sind seit Unterzeichnung des Montrealer Protokolls stark eingeschränkt und es wird mittlerweile eine Abnahme der Konzentrationen wichtiger Vertreter dieser Stoffklasse beobachtet. Dennoch erscheint es möglich, dass eine weitere Emission von Treibhausgasen das Leben des Ozonlochs über die nächsten Jahrzehnte hinaus verlängern könnte. Dies liegt daran, dass die meisten Treibhausgase zwar einerseits die [[Aufbau der Atmosphäre|Troposphäre]] erwärmen, die Stratosphäre jedoch im Gegenzug deutlich stärker abkühlen. Die tiefe Temperaturen begünstigen dann den Ozonabbau durch polare stratosphärische Wolken.<br />
<br />
==='''Ozonloch über dem Nordpol'''===<br />
Hauptartikel: [[Ozonabbau über der Arktis]]<br />
<br />
Auch über der Arktis könnte der oben beschriebene Effekt greifen. Bislang gab es kaum eine Ozonabnahme in der Stratosphäre der Nordhalbkugel, da dort die Temperaturen im Frühjahr nicht tief genug sind. In Zukunft ist aber nicht auszuschließen, dass diese Schwelle noch überschritten wird. <br />
<br />
==='''Störung des indischen Monsuns'''=== <br />
Hauptartikel: [[Indischer Monsun]]<br />
<br />
Der indische Monsun mit seinen jährlichen starken Niederschlägen prägt das Leben von mehreren 100 Millionen Menschen. Das Monsunsystem funktioniert zum Teil selbsterhaltend. Durch einen Druckunterschied zwischen Land und Ozean werden warme und feuchte ozeanische Luftmassen über den indischen Subkontinent geführt und regnen sich dort ab. Durch die frei werdende Kondensationswärme aber wird wiederum der Druckunterschied verstärkt: Das permanente sommerliche Tiefdruckgebiet über dem Festland entsteht nämlich im Wesentlichen durch hohe Temperaturen. Rekonstruktionen der Vergangenheit zeigen, dass dieses System sehr sensibel auf äußere Einflüsse reagieren könnte.<br />
Der zukünftige Einfluss des Menschen hat zwei Anteile: Die erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen und die Änderungen der Aerosolkonzentration und -zusammensetzung. Die langlebigen Treibhausgase sind zwar gleich verteilt, ihre erwärmende Wirkung zeigt sich jedoch stärker über Land, da dieses schneller als der Ozean reagiert. Der Monsun würde somit verstärkt. Auch die Aerosole wirken vor allem über Land, da sie dort emittiert werden und nur eine kurze Lebensdauer haben. Allerdings haben sie einen kühlenden Effekt und würden den Monsun schwächen. Wie sich der Monsun in Zukunft also entwickelt, hängt sowohl von der globalen Klimaschutzpolitik als auch von der lokalen Luftreinhaltepolitik ab. Genaue Abschätzungen der möglichen Folgen waren bisher kaum möglich, da der Monsun ein chaotisches, also kaum vorhersagbares System zu sein scheint und mehrere Gleichgewichtszustände aufweisen könnte.<br />
<br />
==='''Störung des westafrikanischen Monsuns'''=== <br />
Auch in Westafrika existiert ein solches Monsunsystem, das ebenfalls durch den lokalen Temperaturunterschied zwischen Nord- und Südhemisphäre gesteuert wird. Je nach Art der Änderung (Verstärkung oder Abschwächung) des westafrikanischen Monsuns könnte die Sahelzone noch trockener werden oder aber ergrünen. Auch die Austrocknung der Sahara vor ca. 6000 Jahren geschah viel schneller, als die Randbedingungen sich änderten, was auf einen Kipppunkt hindeutet.<br />
<br />
==='''Rückgang der borealen Wälder'''=== <br />
Hauptartikel: [[Wälder im Klimawandel]]<br />
<br />
Je stärker die Auswirkungen des Klimawandels in den borealen Wäldern (den Wälder der hohen nördlichen Breiten) werden, desto wahrscheinlicher wird deren Rückgang. Trockenperioden führen zu Wassermangel und zum leichteren Ausbruch von Feuern und Krankheiten. So werden die Pflanzen geschwächt und können diesen und zusätzlichen Belastungen wie Stürmen und extreme Temperaturen nicht mehr standhalten. Die Abholzung von Waldgebieten würde diese Entwicklung noch verstärken. In Folge eines solchen großräumigen Waldsterbens würden große Mengen an zusätzlichem Kohlendioxid freigesetzt, denn die borealen Wälder stellen etwa ein Drittel der globalen Wäldfläche (auch wenn in tropischen Wäldern noch mehr Kohlenstoff pro Fläche gespeichert ist). Paradoxerweise könnte der Einfluss des Absterbens borealer Wälder auf die globale Durchschnittstemperatur dennoch senkend sein: Statt dunklen Bäumen befänden sich dort dann ebene und das Sonnenlicht gut reflektierende Schneeflächen. Im Zusammenspiel mit der Eis-Albedo-Rückkopplung würde diese so genannte „Taiga-Tundra-Rückkopplung“ die Erde also kühlen.<ref>Claußen, Brovkin, Ganopolski, 2001: Biogeophysical versus biogeochemical feedbacks of large-scale land cover change. Geophysical Research Letters, Vol. 28, No. 6. 1011-1014.</ref> Die Schlussfolgerung, das Absterben der borealen Wälder sei „gut für das Klima“ greift aber zu kurz: Die ökologischen Folgen wären verheerend und stünden damit den Folgen des Klimawandels in nichts nach.<br />
<br />
==='''Austrocknen des amazonischen Regenwalds'''=== <br />
Berechnungen mit Klimamodellen lassen ein solches Extremszenario unwahrscheinlich aber dennoch möglich erscheinen. Das kritische Element des Amazonasregenwaldes besteht darin, dass der lebenswichtige Niederschlag dort hauptsächlich durch die Pflanzen selbst organisiert ist. Ohne Wald würde der Regen sofort versickern oder in Flüssen schnell ins Meer fließen. Der Regenwald aber sorgt dafür, dass ein großer Teil des Wassers von den vielfältigen Oberflächen dieses komplexen Ökosystems wieder verdunstet oder von Pflanzen zwischengespeichert und dann wieder abgegeben wird. Diese beiden Effekte werden unter dem Begriff Evapotranspiration (Evaporation und Transpiration) zusammengefasst. Somit kann dieses Wasser immer wieder neu als Niederschlag fallen. Sollte aber in Folge des Klimawandels eine kritische Austrocknung des Gebiets stattfinden, könnte dieses selbsterhaltende System zusammenbrechen, vor allem wenn die Abholzung des Regenwaldes in Zukunft weiter voranschreitet. Nicht nur wäre damit das wohl artenreichste Ökosystem der Erde zerstört, die aus den Pflanzen frei werdenden Mengen an Kohlendioxid würden dem Klimawandel zudem einen zusätzlichen gewaltigen Anschub geben. Zwar würde durch die hellere Landoberfläche mehr Sonnenlicht reflektiert, was einen kühlenden Effekt hat, die CO<sub>2</sub>-Emissionen wären im Gegensatz zum Fall der borealen Wälder dennoch von größerer Bedeutung. Hinzu käme der lokale Mangel an Verdunstungskälte, so dass das regenwaldlose Amazonasgebiet wärmer wäre als zuvor.<br />
<br />
==='''Ergrünung der Sahara und Versiegen der Staubquellen'''=== <br />
Hauptartikel: [[Desertifikation und Klimawandel]]<br />
<br />
Wie oben bereits erläutert, befindet sich die Sahara heute vermutlich in einem von zwei möglichen Zuständen. Es gibt Hinweise darauf, dass in einer wärmeren Welt der bewachsene Zustand wieder an Wahrscheinlichkeit gewinnen würde, so dass die Sahara im Prinzip wieder ergrünen könnte. Sollten die Niederschläge in der Sahelzone zunehmen, wäre dies natürlich eine positive Entwicklung für die lokale Landwirtschaft. Allerdings könnte ein großflächiges Pflanzenwachstum nur dann stattfinden, wenn die Pflanzen während ihres Wachstums nicht sofort von Menschen oder Nutztieren geschädigt würden. Die Hoffnung auf eine grünere Sahara ist somit wenig realistisch. Sollte es dennoch dazu kommen, bliebe der Staub, der bislang in großen Mengen von Stürmen aufgewirbelt und mit den Passatwinden über den Atlantik getragen wird, zudem am Boden. Dieser Staub aber stellt eine wichtige Nährstoffquelle für südamerikanische Ökosysteme dar. Das Versiegen dieser Quelle durch ein Ergrünen in Afrika könnte damit negative Folgen für Südamerika haben.<br />
<br />
<br />
<br />
{| cellpadding=10 border=1 width="520"|<br />
|+ '''Gesamtübersicht der einzelnen Kippelemente und ihrer Eigenschaften''' <ref> analog zu Lenton, T. M., Held, H., Kriegler, E., Hall, J. W., Lucht, W., Rahmstorf, S. and Schellnhuber, H. J. (2008). Tipping elements in the Earth's climate system. Proceedings of the National Academy of Sciences, Online Early Edition. </ref><br />
<br />
|- style="background-color:#E0EEEE;"<br />
! Kippelement <br />
! Einflussgrößen, die als Auslöser dienen können<br />
! Kritische globale <br> Erwärmung in °C<br />
! Charakteristischer <br> Übergangszeitraum in Jahren<br />
|- <br />
|Arktisches Meereis || Lufttemperatur, Ozeanströmungen und -temperaturen||0,5 - 2||10 - 100|| <br />
|- <br />
|Grönländischer Eisschild<br />
|| Lufttemperatur||1 - 2||300 - 1.000|| <br />
|- <br />
|Westantarktischer Eisschild<br />
|| Luft- und Ozeantemperatur||3 - 5||300 - 1.000|| <br />
|- <br />
|Permafrost<br />
||Bodentemperatur|| - ||100||<br />
|- <br />
|Methanhydrate (marin)<br />
|| Bodentemperatur ||unklar||1.000 - 100.000|| <br />
|- <br />
|Tibetisches Hochland<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||50 - 100|| <br />
|- <br />
|Atlantische Tiefenwasserbildung<br />
|| Süßwassereintrag im Nordatlantik <br> (z.B. durch Eisberge)||3 - 5||100 - 500|| <br />
|- <br />
|Antarktische Tiefenwasserbildung<br />
|| Süßwasserbilanz (vor allem Niederschlag und Verdunstung)||unklar||100|| <br />
|- <br />
|Marine Kohlenstoffpumpe<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||500|| <br />
|- <br />
|El Niño<br />
|| Schichtung des oberen Ozeans||3 - 6||100|| <br />
|- <br />
|Antarktisches Ozonloch<br />
|| Stratosphärische Wolken||unklar||10 - 100|| <br />
|- <br />
|Arktisches Ozonloch<br />
|| Stratosphärische Wolken||unklar||10|| <br />
|- <br />
|Indischer Monsun<br />
|| [[Albedo]] über Indien|| - ||30 - 100|| <br />
|- <br />
|Westafrikanischer Monsun<br />
|| Niederschlag||3 - 5||50|| <br />
|- <br />
|Boreale Wälder<br />
|| Lufttemperatur||3 - 5||50|| <br />
|- <br />
|Amazonischer Regenwald<br />
|| Niederschlag||3 - 4||50 - 100|| <br />
|- <br />
|Sahara<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||50|| <br />
|}<br />
<br />
<br />
== Ausblick ==<br />
Diese Identifizierung möglicher Kipppunkte auf kleinen und großen Raumskalen weist darauf hin, dass es in der Zukunft der Menschheit, nicht zuletzt aufgrund des selbst verursachten Klimawandels, zu plötzlichen Katastrophen kommen könnte. Auch wenn sich viele der oben aufgelisteten Szenarien nicht bewahrheiten sollten, ist die Erforschung von Kipppunkten daher von großer Wichtigkeit, um drohende Gefahren rechtzeitig zu erkennen oder sogar zu verhindern (den politischen Willen dazu vorausgesetzt). Da das Forschungsgebiet noch relativ jung ist, liegt dieses Ziel noch fern. Mittlerweile haben sich aber bereits mehrere Methoden herauskristallisiert, die dabei vermutlich von Nutzen sein werden.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><br />
<br />
* Wahl verschiedener Anfangsbedingungen in einem Klimamodell. Beispielsweise kann man in einem Klimamodell die gesamte Landoberfläche einerseits mit Wald, andererseits auch mit Gras oder gar Wüste bedecken. Wenn es sich um ein Modell mit interaktiver Vegetation handelt, wird das Modell von sich aus einen realistischeren Zustand anstreben. Hängt aber das Ergebnis auch nach langer Zeit noch davon ab, welchen Ausgangszustand man gewählt hat, liegt ein multiples Gleichgewicht (eine Bifurkation) vor. Diese Vorgehensweise ist also dazu geeignet, Mehrfachgleichgewichte aufzuspüren, allerdings lassen sich daraus keine Schlussfolgerungen ziehen, wie realistisch ein Umkippen ist und wann bzw. warum es stattfinden könnte. Außerdem liegt es nicht immer auf der Hand, welche Anfangszustände man am besten wählen sollte.<br />
<br />
* Analyse der stochastischen Eigenschaften des Systems. Befindet man sich nah an einem Bifurkationspunkt, so reagiert das System kaum noch ausgleichend auf Störungen. Anhand des obigen Bildes vom Ball auf der Kurve ist das sogar verständlich: Die Unterlage des Balls ist dabei, flach zu werden. Stößt man ihn zu einer Seite hin an, rollt er nicht mehr so schnell in die Ausgangslage zurück wie vorher. Das führt außerdem dazu, dass seine Schwankungen größer werden, denn mehrere aufeinander folgende Einflüsse können sich aus Zufall gegenseitig verstärken. Die Art und Weise wie das System schwankt und auf äußere Anstöße reagiert, kann also ein Indikator für das Nahen eines Bifurkationspunktes (mit anderen Worten: ein Frühwarnsystem für Katastrophen) sein. Diese Erkenntnis konnte bisher bereits erfolgreich auf Modelldaten und Klimadaten der Vergangenheit angewendet werden. In der Praxis ist es aber sehr schwierig und aufwändig, die richtigen Größen lang genug zu messen und daraus die richtigen Schlüsse zu ziehen. Daher ist auch diese Methode noch nicht reif für eine Vorhersage.<br />
<br />
* Aus den grundlegenden Beziehungen zwischen verschiedenen Größen in einem System lässt sich ein so genanntes Stabilitätsdiagramm erstellen. Es handelt sich dabei um ein so stark vereinfachtes Modell, dass man damit ohne großen Aufwand die verschiedensten Möglichkeiten ausloten kann, z.B. unter welchen Bedingungen es wieviele Gleichgewichte gibt und wie wahrscheinlich es ist, dass diese angenommen werden. Die Ergebnisse komplizierterer Modelle lassen sich damit leichter verstehen und ihre Unsicherheiten abschätzen.<br />
* Bessere Erforschung der physikalischen Mechanismen. Jeder Kipppunkt ist die Folge bestimmter sich selbst verstärkender Prozesse, die eine so schnelle Änderung des Systems erst möglich machen. Je genauer man also diese Prozesse und ihre Stärke kennt, desto besser lässt sich auch einschätzen, ob und unter welchen Umständen ein Kipppunkt erreicht wird. <br />
<br />
Da jede dieser Methoden ihre eigenen Vor- und Nachteile hat und in der unüberschaubaren realen Welt nicht perfekt funktionieren kann, wird eine praktische Anwendung auf das reale Klimasystem immer auf eine Kombination an Methoden (bzw. deren Weiterentwicklung) zurückgreifen müssen.<br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte&diff=8903Kipppunkte2009-10-21T16:56:05Z<p>Sebastian: Die Seite wurde neu angelegt: Viele Menschen gehen intuitiv davon aus, dass auch in einem komplexen System wie dem Klima kontinuierliche Änderungen der Rahmenbedingungen auch eine allmähliche Reak...</p>
<hr />
<div>Viele Menschen gehen intuitiv davon aus, dass auch in einem komplexen System wie dem Klima kontinuierliche Änderungen der Rahmenbedingungen auch eine allmähliche Reaktion des Systems hervorrufen. Als Beispiel stelle man sich eine Taschenlampe vor, die durch einen Dynamo angetrieben wird: Je stärker man kurbelt, desto heller strahlt die Lampe. Auch in der Wissenschaft werden komplizierte Systeme oft vereinfacht, indem in einem bestimmten Gültigkeitsbereich ein konstanter Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung angenommen wird. Weil das Klimasystem aber nichtlinear ist und es so viele positive Rückkopplungen (Prozesse, die sich selbst verstärken) gibt, ist diese Annahme im Allgemeinen leider nicht richtig. Somit kann es insbesondere in dafür anfälligen Regionen zu plötzlichen und drastischen Klimaänderungen kommen. Auch eine kleine Beeinflussung durch den Menschen (zusätzlich zu den bisher scheinbar folgenlos gebliebenen Eingriffen) kann dann das sprichwörtliche Fass zum Überlaufen bringen. Auch wenn die Ursache danach zurückgenommen werden sollte, wird das Klima nicht unbedingt wieder in den alten Zustand zurückkehren, die Änderung ist also irreversibel. Die Identifizierung solcher großräumiger „Kipppunkte“ und die Vorhersage eines „Umkippens“ von natürlichen Systemen könnte daher großen Schaden verhindern, die Wissenschaft ist davon aber noch ein großes Stück entfernt.<br />
<br />
== Theoretischer Hintergrund ==<br />
[[Bild:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg|thumb|380px|Skizze zur Veranschaulichung von einfachen (A und B) und mehrfachen Gleichgewichten (C).]]<br />
Der oben angesprochene Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung kann in einem komplexen System wie dem Klima vereinfacht dargestellt drei Formen annehmen (siehe Abbildung).<br />
A) Die Folge eines Eingriffs ändert sich etwa gleichmäßig mit diesem Eingriff.<br />
B) Unter bestimmten Bedingungen können auch kleine Eingriffe eine große Wirkung haben. Das System ist dann also sehr sensibel. Trotzdem ist der Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung eindeutig (mathematisch gesprochen „eineindeutig“), d.h. es gibt für jeden Wert der Eingriffsgröße nur einen einzigen Gleichgewichtszustand des Systems.<br />
C) Es kommt zu mehreren möglichen Zuständen des Systems <unter denselben Bedingungen>; die Kurve wird gewissermaßen gefaltet. Beginnt man z. B. auf dem unteren Ast, so verhält sich das System zunächst wie in Bild A, bis der rechte Umkehrpunkt der Kurve erreicht ist. Verstärkt man den auferlegten Einflussfaktor dann aber auch nur um das kleinste bisschen (bewegt sich also weiter nach rechts), so springt das System plötzlich in einen anderen Zustand. Man landet dann auf der oberen Kurve. Der wesentliche Unterschied zum Fall B besteht also darin, dass man den alten Zustand nicht einfach wieder herstellen kann, indem man die Ursache für das Umkippen zurücknimmt. Reduziert man die Einflussgröße, so folgt man nun der oberen Kurve. Erst wenn man bis zum linken Umkehrpunkt gelangt ist, kann das System zurückspringen. Die beobachteten Gesetzmäßigkeiten gelten also immer nur in einem begrenzten Bereich. Das hier beschriebene Verhalten eines Systems nennt man Bifurkation (in diesem Fall genau genommen eine „Sattel-Knoten-Bifurkation“). Der Wert der Einflussgröße (auf der Rechtsachse) an dem das System plötzlich seinen Zustand ändert, nennt man Bifurkationspunkt, bzw. Kipppunkt.<br />
<br />
Wo immer ein System von komplexen Zusammenhängen geprägt ist, kann ein solches Phänomen auftreten. Dies ist eine grundlegende mathematische Eigenschaft, die in den verschiedensten Formen zutage tritt, z. B. an den Finanzmärkten (wo ein Umkippen in einem Börsencrash bzw. einer Finanzkrise besteht), in verschiedensten Ökosystemen (Überdüngung eines Sees), dem menschlichen Körper (Asthma- oder Epilepsieanfall)<ref>Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</ref>, oder Gruppen von Menschen (Massenpanik). Auch im Klimasystem kommt es immer wieder zu abrupten Änderungen. Dies zeigen z. B. die Messungen aus Eisbohrkernen für das gegenwärtige [[Eiszeitalter]] oder die relativ rasche Ausdehnung der Sahara vor etwa 3000 - 5000 Jahren. In beiden Fällen änderte sich die Bestrahlung der Erde durch die Sonne nur langsam und trotzdem reagierte das Klima sehr abrupt. Da man diese Ereignisse in der Realität nicht einfach wiederholen oder gar rückwärts ablaufen lassen kann wie im Computer, ist es bisher auch nicht sicher, ob diese Sprünge tatsächlich die Folge einer Bifurkation sind (also ob Fall B oder C der Skizze zutrifft). Mit einem Kipppunkt im weiteren Sinne soll daher im folgenden gemeint sein, dass es zu einer plötzlichen und starken Reaktion des Klimasystems kommt, obwohl die Änderungen der [[Klimaantrieb|Antriebe]] gering sind. Die Frage nach der Umkehrbarkeit dieser Reaktion ist in vielen Fällen ohnehin nicht relevant, da die Rückkehr zum alten Klima gemessen an einem Menschenleben extrem lange dauern würde und sich inzwischen auch die Einflüsse von außen verändert hätten.<br />
<br />
[[Bild:Tipping_Points_Rauschen.jpg|thumb|left|380px|Skizze zur Veranschaulichung der Rolle von natürlichen Schwankungen. Sobald der Ball die Schwelle überschreitet, rollt er weit nach rechts unten. Die Lage des Balls steht bildhaft für einen bestimmten Klimazustand.]]<br />
Von größerer Bedeutung ist dagegen der Einfluss von natürlichen Schwankungen. In einem realitätsnahen System kommt es aufgrund der zahlreichen Störeffekte zu ständigen Fluktuationen von allen Größen. Die nebenstehende Skizze gibt ein Beispiel davon, welche Folgen dies haben kann. Angenommen, das Klima befindet sich nahe an einem Gleichgewicht, welches in dem Beispiel durch eine Mulde repräsentiert wird, in der sich ein Ball befindet. Dessen Position steht stellvertretend für den Zustand des Systems. Zwischen den beiden stabilen Gleichgewichten befindet sich übrigens auch noch ein instabiles, nämlich der Hügel, der dem gestrichelten Ast in Abb. 1 C entspricht. Dort würde der Ball zwar theoretisch ebenfalls liegen bleiben, aber jeder noch so kleine Stoß bewirkt, dass er nach rechts oder links rollt. Daher heißt das Gleichgewicht instabil und wird in der Realität nicht angenommen. Das Erreichen eines Kipppunkts durch die Veränderung einer Randbedingung wie es oben dargestellt wurde, würde wie folgt ablaufen: Durch die Veränderung der Randbedingung wird sich die Form der Kurve so verändern, dass das Tal, in der der Ball liegt, langsam flacher wird und schließlich ganz verschwindet. In diesem Moment würde der Ball zwangsläufig in das verbleibende Tal rollen und dort liegenbleiben, auch wenn man das erste Tal wieder erzeugen würde. Jetzt zu den Schwankungen: In Wahrheit befindet sich der Ball niemals ganz in Ruhe, sondern wird durch natürliche Schwankungen (z. B. das Wetter) ständig und scheinbar willkürlich hin- und herbewegt. Sind diese Schwankungen klein, verbleibt der Ball dennoch in der Nähe des Gleichgewichts, da ihn die Schwerkraft dorthin zurück zieht. Ist aber eine Schwankung groß genug, so kann der Ball über den Berg ins nächste Tal hinein rollen, <ohne dass eine Beeinflussung des Systems stattgefunden hätte>. Je tiefer und breiter ein Tal also ist, desto stabiler ist das System in dieser Umgebung. Die Steigung der Oberfläche steht dabei für die Stärke der negativen Rückkopplungen, die Grenze eines Tals (Hügel) kennzeichnet den Zustand, bei dem die positiven Rückkopplungen stärker als die negativen werden, so dass das bisherige Gebiet verlassen wird. Eine Strategie zur Vermeidung von Katastrophen sollte daher nicht nur darauf abzielen, einen Kipppunkt nicht zu erreichen und Störungen zu vermeiden, sondern sicherzustellen, dass die natürlichen Systeme nicht zu anfällig gegenüber (meist unvermeidbaren) Störungen werden.<br />
<br />
== Beispiele in der Natur ==<br />
Nach diesen sehr abstrakten Gedankenspielen sollen hier einige Beispiele angeführt werden, die beweisen, dass die Theorie der Kipppunkte viele Ereignisse in der Realität beschreiben und erklären kann. Im ersten Fall spielt sich die Änderung des Systems in einem konkreten und sehr großen Gebiet ab, nämlich der westlichen Sahara, die anderen Beispiele betreffen kleinräumige Ökosysteme.<br />
<br />
* Zur jüngeren '''Geschichte der westlichen Sahara''' wird folgendes vermutet: Bis vor etwa 6000 Jahren gab es nur ein einziges Gleichgewicht, welches durch im Vergleich zu heute hohe Niederschläge und viel Pflanzenbewuchs gekennzeichnet war. Dies war möglich, weil die etwas andere Erdumlaufbahn und die stärkere Achsenneigung der Erde einen auf der Nordhemisphäre wärmeren Sommer als heute bewirkten. Der Westafrikanische Monsun reichte deshalb weiter ins Landesinnere hinein und war stärker, so dass dort, wo sich heute nur Sandwüste befindet, Gras und Büsche wachsen konnten. Weil diese Vegetation vor allem aufgrund ihrer geringen [[Albedo]] wiederum den Niederschlag steigert, stabilisiert sie ihre eigenen Lebensbedingungen zusätzlich.<ref>Charney, J. G., 1975: Dynamics of deserts and drought in the Sahel. Quarterly Journal of the<br />
Royal Meteorological Society, 101, 193202.</ref> Aufgrund der langsamen Veränderung der [[Erdbahnparameter]] tat sich dann jedoch ein neues Gleichgewicht auf, welches dem heutigen Wüstenzustand entspricht. Allerdings zeigen einige Modelle, dass auch unter heutigen Bedingungen eine „grüne Sahara“ möglich wäre.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref><ref>de Noblet-Ducoudré, N., Claussen, M., und Prentice, C. (2000): Mid-Holocene greening of the Sahara: first results of the GAIM 6000 year BP Experiment with two asynchronously coupled atmosphere/biome models. Climate Dynamics 16, 634-659.</ref> Dieser Zustand entspricht aber einem Gleichgewicht, welches anfälliger für Schwankungen ist. Gibt es z. B. einmal eine große Dürre, würde sich die Vegetation nicht mehr erholen und die Sahara somit in den Wüstenzustand fallen, aus dem sie nicht mehr herausfindet. <ref>Brovkin, V., Claussen, M., Petoukhov, V., and Ganopolski, A. (1998), [http://www.mpimet.mpg.de/fileadmin/staff/claussenmartin/publications/brovkin_al_vegstab_jgr_98.pdf On the stability of the atmosphere-vegetation system in the Sahara/Sahel region], J. Geophys. Res., 103(D24), 31,613–31,624.</ref> Genau dies ist wahrscheinlich vor ca. 3-5 tausend Jahren auch geschehen. Die Rekonstruktionen des Holozän-Klimas in der Sahara zeigen, dass die Ausbreitung der Wüste in zwei sehr plötzlichen Stufen ablief, obwohl sich die Einstrahlung auf der Nordhemisphäre nur geringfügig änderte.<ref name="Claussen_Holozän-Buch">Claussen, M. (2008): Holocene rapid land cover change- evidence and theory. In: Battarbee, R.W., Binney, H. (Hrsg.) 2008: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Blackwell Publishing, 232-253.</ref> Die Menschen, die in den betroffenen Gebieten lebten, mussten fliehen und sammelten sich an den verbleibenden Stellen mit ausreichend Wasser, vor allem im Nildelta. Die Hochkultur der alten Ägypter ist somit möglicherweise aus der Not heraus geboren worden.<br />
<br />
* [[Bild:Selbstorganisierte_Vegetation.jpg|thumb|430px|Satellitenbild der Region bei 23,5° S, 133,6 Ost, nordwestlich von Alice Springs, Australien. Bei der Vegetation handelt es sich um Mulga, eine Akazienart.]] Auch ohne jede Änderung der atmosphärischen Zirkulation gibt es in '''ariden Gebieten''' Rückkopplungen zwischen dem verfügbaren Wasser und der Vegetationsbedeckung, die eine Hysterese bewirken. Diese wirken allerdings schon auf viel kleineren Flächen. Natürlich können einige wenige Pflanzen nicht den Niederschlag an einem Ort ändern, dazu ist ihr großräumiger Einfluss zu gering. Allerdings verbessern sie die Wachstumsbedingungen neuer Pflanzen, denn sie spenden Schatten (Was in Wüsten von Vorteil sein kann) und verändern die Bodenstruktur so, dass das wenige Wasser nicht sofort abfließt, sondern länger nahe der Oberfläche verbleibt. Zusätzlich gibt es den Effekt, dass die Wurzeln der Pflanzen Wasser und Nährstoffe anziehen, so dass diese Ressourcen im Boden ihrer unmittelbaren Umgebung konzentrierter sind als weiter weg, wo sie dann fehlen. Aus diesem Grund kann es zu einer Ausbildung von '''selbst-organisierten Mustern der Vegetationsbedeckung''' kommen: Die Vegetationsdecke ist nicht geschlossen, sondern nimmt die Form von Punkten, labyrinthartigen Ästen oder Zellen an, je nach dem, wie groß die Begrenzung der Ressourcen ist. Dieses Verhalten führt zur Hysterese: Würde man die Vegetation im Zustand sehr begrenzter Ressourcen (z. B. Wasser) zerstören, könnte sie dort nicht wieder wachsen, denn im Mittel gibt es zu wenig Wasser. Nur wenn dann der Niederschlag stark gesteigert wird (nämlich bis zum Bifurkationspunkt), kann die Fläche ergrünen. Sinkt der Niederschlag wieder, kann sich die alte, punktartige Vegetationsbedeckung wieder herstellen.<ref>Rietkerk, M., Dekker, S. C., de Ruiter, P. C., und van de Koppel, J. (2004): Self-Organized Patchiness and Catastrophic Shifts in Ecosystems. Science, 305, 1926-1929.</ref> Die Ansammlung von Nährstoffen und das Spenden von Schatten sind aber nicht die einzigen Prozesse, die eine Hysterese bewirken können. Beispielsweise sind junge Pflanzen in einem Wald besser vor Tieren geschützt als in offenem Grasland. Außerdem kommt es in Wäldern seltener zu Feuern, so dass junge Pflanzen Zeit genug haben, groß und somit weniger anfällig für Feuer zu werden. Ein weiteres Beispiel betrifft Wälder, die sich oft in den Wolken befinden, z. B. an den Abhängen von Bergen. Dort kondensiert das Wasser der Wolken an den Bäumen und läuft und tropft dann auf den Boden. Sind die Bäume einmal verschwunden, fehlt diese wichtige Wasserquelle und auch die übrigen Pflanzenarten verdursten.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* In '''flachen Seen''' wurde eine plötzliche Wassertrübung beobachtet, sobald die Zufuhr von Düngemitteln durch den Menschen eine gewisse Schwelle überstieg. Der Grund ist, dass sich dann zuviel Algen bilden. Die Vegetation am Grund des Sees stirbt ab und kann somit auch keine Reinigung des Wassers mehr bewirken, eine Umkehr ist also nicht einfach möglich. Eine „Schocktherapie“ für ein solches Gewässer kann in einer radikalen Überfischung bestehen, denn die Fische ernähren sich zum Teil von Daphnia (einer Gattung von Krebstieren), welche wiederum das Phytoplankton fressen. Daran sieht man, dass man das System leicht und ohne Vorwarnung zum Umsturz bringen kann, dies dies aber sehr aufwändig ist, und dass es eines tiefen Verständnisses bedarf, um das Ökosystem in den alten Zustand zurück zu holen. In ähnlicher Weise kann es im Ozean zu einer Überwucherung von [[Korallen|Korallenriffen]] durch Algen kommen, die sich kaum noch umkehren lässt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref><br />
<br />
* Wie man ahnen wird, ist eine Überfischung als Therapie für ein Ökosystem nicht unbedingt der Normalfall, sondern oft gerade der Grund für die Überschreitung eines Kipppunktes. Die '''Entwicklung von Tieren und Pflanzengesellschaften im Ozean''' ist stark von Räuber-Beute-Beziehungen und Konkurrenz geprägt. Eine Befischung kann daher das gesamte Nahrungsnetz beeinflussen. Die Anfälligkeit einer einzigen Tierart (gegenüber Temperaturveränderungen beispielsweise), der in diesem Beziehungsgeflecht eine Schlüsselrolle zukommt, kann so große Veränderungen auslösen. Was dies für einzelne Arten bedeutet, ist aufgrund der hohen Komplexität meist nicht gut bekannt. Allerdings lässt sich feststellen, dass auch eine stark dezimierte und dann geschützte Fischart nicht unbedingt ihren alten Platz im Ökosystem einnimmt.<ref name="Scheffer_Science01">Scheffer, M., Carpenter, S., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B.: Catastrophic shifts in ecosystems. Science, 413, 591-596.</ref> Ein Beispiel: Der Kabeljau vor Neufundland wurde in den letzten Jahrzehnten so stark überfischt, dass Anfang der 90er Jahre ein Fangmoratorium verhängt wurde, um ihn vor dem Aussterben in dieser Region zu bewahren. Seither haben sich die Bestände jedoch nicht wieder erholt, der genaue Grund ist nicht bekannt.<br />
<br />
Eine [[Fortsetzung dieses Artikels]] geht darauf ein, welche Kippelemente im Klimasystem in Zukunft relevant werden könnten.<br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.sciencemag.org/content/vol305/issue5692/images/data/1926/DC1/1101867S1.mov Video zur Veranschaulichung der Hysterese aufgrund von selbst-organisierter Vegetationsstruktur] von Rietkerk et al. (2004).<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Datei:Selbstorganisierte_Vegetation.jpg&diff=8902Datei:Selbstorganisierte Vegetation.jpg2009-10-21T16:15:10Z<p>Sebastian: Dieses Bild entstammt dem frei verfügbaren Programm [http://earth.google.com/ Google Earth] unter Berücksichtung der geltenden [http://earth.google.com/support/bin/answer.py?answer=21422&topic=1141 Copyright-Bestimmungen].</p>
<hr />
<div>Dieses Bild entstammt dem frei verfügbaren Programm [http://earth.google.com/ Google Earth] unter Berücksichtung der geltenden [http://earth.google.com/support/bin/answer.py?answer=21422&topic=1141 Copyright-Bestimmungen].</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Datei:Tipping_Points_Rauschen.jpg&diff=8901Datei:Tipping Points Rauschen.jpg2009-10-20T18:03:16Z<p>Sebastian: {{Bild-Lizenz}}</p>
<hr />
<div>{{Bild-Lizenz}}</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Datei:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg&diff=8900Datei:Tipping Points Ursache Wirkung.jpg2009-10-20T18:02:37Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>{{Bild-Lizenz}}<br />
Abb. nach Scheffer, M., Carpenter, S. R., Foley, J. A., Folke, C., und Walker, B. (2001): Catastrophic shifts in ecosystems. Nature, 413, 591-596.</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Datei:Tipping_Points_Ursache_Wirkung.jpg&diff=8899Datei:Tipping Points Ursache Wirkung.jpg2009-10-20T17:57:08Z<p>Sebastian: {{Bild-Lizenz}}
Abb. nach Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</p>
<hr />
<div>{{Bild-Lizenz}}<br />
Abb. nach Scheffer, M., Bascompte, J., Brock, W. A., Brovkin, V., Carpenter, S. R., Dakos, V., Held, H., van Nes, E. H., Rietkerk, M., und Sugihara, G. (2009): Early-warning signals for critical transitions. Nature, 461, 53-59.</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kipppunkte_im_Klimasystem&diff=8819Kipppunkte im Klimasystem2009-10-05T16:26:52Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>__TOC__ [[Bild:Tipping_Points_Prinzip.jpg|thumb|380px|Skizze zur Veranschaulichung eines Kipppunkts. Sobald der Ball die Schwelle überschreitet, rollt er weit nach rechts unten. Die Lage des Balls steht bildhaft für einen bestimmten Klimazustand.]]<br />
Viele Menschen gehen intuitiv davon aus, dass in einem komplexen System wie dem Klima kontinuierliche Änderungen der Rahmenbedingungen auch eine kontinuierliche Reaktion des Systems hervorrufen. Auch in der Wissenschaft werden Systeme oft vereinfacht, indem in einem bestimmten Gültigkeitsbereich ein konstanter Zusammenhang zwischen Ursache und Wirkung angenommen wird. Dass dies für das gesamte System nicht so sein muss, veranschaulicht nebenstehende Skizze. Die Reaktion des Balls auf einen kleinen Anstoß nach rechts ist solange klein, wie der Ball in der linken Mulde verbleibt. Sobald aber der Anstoß zu groß wird, reagiert der Ball plötzlich außerordentlich stark, indem er von ganz allein immer weiter nach rechts rollt und ganz unten in der rechten Mulde zu liegen kommt. Dies geschieht genau dann, wenn ein kritischer Kipppunkt erreicht ist (rote Linie). Bezogen auf das Klimasystem ist ein solcher Kipppunkt (in der Fachsprache als Bifurkationspunkt bezeichnet) ein kritischer Schwellwert, bei dem eine kleine Beeinflussung durch den Menschen eine sehr große und langwierige Klimaänderung auslösen kann. Auch wenn die Ursache dann zurückgenommen werden sollte, wird das Klima nicht wieder in den alten Zustand zurückkehren, die Änderung ist also irreversibel.<br />
Da das globale Klimasystem so kompliziert ist und an verschiedenen Orten verschiedene Wirkungszusammenhänge bestehen, könnten viele solcher Kipppunkte auf einmal existieren. In den letzten Jahren wurden einige Regionen identifiziert, in denen das lokale Klima sehr sensibel auf Eingriffe reagiert. Manche dieser Kipppunkte könnten im Laufe des 21. Jahrhunderts überschritten werden oder sind gar schon überschritten. Wo genau ein solcher Punkt liegt (also z.B. bei welcher Temperatur, oder bei welchem Niederschlag er überschritten wird), bzw. ob er überhaupt existiert, ist bislang allerdings nicht aus Beobachtungen ableitbar.<br />
Ein solches "Umkippen" stellt also ein Risiko dar, bei dem der Schaden gewaltig, aber die Wahrscheinlichkeit des Eintretens unbekannt ist.<br />
<br />
== Kippelemente im Klimasystem ==<br />
Unter einem Kippelement („Tipping Element“) wird ein Teil des Klimasystems bezeichnet, dessen Zusammenhänge auf einen Kipppunkt hindeuten. Bislang wurden folgende Elemente postuliert:<br />
<br />
===''' Schmelzen des arktischen Meereises'''=== <br />
Hauptartikel: [[Meereis]]<br />
<br />
Hiermit ist im Wesentlichen die Eis-Albedo-Rückkopplung in der Arktis gemeint. Ein anfängliches Schmelzen des Meereises legt Meerwasser frei, welches das Sonnenlicht besser aufnimmt als das helle Eis und sich damit noch mehr erwärmt. Die Erwärmung wiederum verstärkt die Eisschmelze. Der drastische Rückgang der Meereisbedeckung, der in den letzten 30 Jahren stattgefunden hat und seinen Höhepunkt im Sommer 2007 fand, gibt Anlass zu der Vermutung, dass dieser Kipppunkt einer der sensibelsten ist und eventuell bereits überschritten wurde. Der Rückgang des Eises betrifft letztlich auch die anderen Komponenten des Klimasystems: Der Lebensraum vieler Tierarten wie der Robben und Eisbären ist dadurch stark bedroht.<br />
<br />
Übrigens ist das obige Bild des irreversiblen Kipppunktes nicht immer so streng gültig. So ist es durchaus der Fall, dass es in Folge kälterer Sommer auch wieder zu einer Zunahme des Meereises kommen würde (d.h. der alte Zustand wäre wieder herstellbar). Allerdings ist eine Abkühlung der Arktis aufgrund des anthropogenen [[Treibhauseffekt]]s faktisch ausgeschlossen; stattdessen ist eine Erwärmung um einige Grad Celsius (je nach Klimaschutzpolitik etwas mehr oder weniger) im 21. Jahrhundert sehr wahrscheinlich.<br />
<br />
=== ''' Schmelzen des grönländischen Eisschilds'''=== <br />
Hauptartikel: [[Grönländischer Eisschild]]<br />
<br />
Auch der Eispanzer auf dem grönländischen Festland unterliegt der Eis-Albedo-Rückkopplung. Außerdem aber wird die Stabilität des Eisschildes durch die physikalischen Eigenschaften des Eises bestimmt. Es wird erwartet, dass bei steigenden Temperaturen der gesamte Eisschild instabil wird und ins Meer abzurutschen droht. Aufgrund des hohen Druckes am Boden der Eisschicht besteht dort nämlich eine Art Schmierfilm, der durch Schmelzwasser noch ergänzt wird und so die Instabilität erhöht. Neueste Beobachtungen weisen auf eine schneller werdende Destabilisierung hin. Der Kollaps des gesamten Grönlandeises hätte einen Meeresspiegelanstieg von etwa sieben Metern zur Folge. Allerdings würde es einige Jahrhunderte dauern, bis das geschieht, da die gewaltigen Inlandeismassen sehr träge auf die Erwärmung reagieren. <br />
<br />
==='''Zusammenbruch des westantarktischen Eisschilds'''===<br />
Hauptartikel: [[Antarktischer Eisschild]]<br />
<br />
Im Allgemeinen sind die Temperaturen auf dem hoch gelegenen Kontinent der Antarktis so gering, dass ein Schmelzen trotz der zu erwartenden globalen Erwärmung ausgeschlossen ist. Die Landzunge der Westantarktis bildet insofern eine Ausnahme, als dort höhere Temperaturen herrschen und die Stabilität des Inlandeises auch stark von den Eisbergen und dem Schelfeis im nahe gelegenen Südpolarmeer bestimmt wird. So ist es nämlich denkbar, dass warmes Meerwasser (wie etwa das Nordatlantische Tiefenwasser, welches im Südpolarmeer wieder in Oberflächennähe gelangt) das küstennahe Eis stärker abschmilzt und dem Inlandeis so eine wichtige Stütze entzogen wäre. Wie auch im Falle des Grönlandeises würde der Eisschild also nicht vor Ort schmelzen, sondern nach und nach ins Meer abrutschen und dort schließlich zerfallen und schmelzen. Der Meeresspiegel würde bei einem vollständigen Kollaps des westantarktischen Eisschilds um vier bis fünf Meter ansteigen. Auch dies würde mehrere hundert Jahre in Anspruch nehmen.<br />
<br />
==='''Methanfreisetzung durch tauende Permafrostgebiete und Kontinentalschelfe'''=== <br />
In den [[Permafrost]]gebieten der borealen Breiten, also vor allem in Kanada und Russland, sowie unter dem Meeresboden der Kontinentalabhänge lagern gigantische Mengen von [[Methan]]. Der genaue Umfang ist unklar, mit Sicherheit handelt es sich dabei aber um Mengen, die das gesamte heute in der Atmosphäre befindliche Methan um ein Paarhundertfaches übertreffen.<br />
Dieses Methan ist bislang in den Permafrost-Böden oder in Form sogenannter Methanhydrate am Meeresboden gebunden und damit einer wirtschaftlichen Verwertung nicht zugänglich. Methanhydrate sind Eiskristalle, die eingelagerte Methanmoleküle beinhalten - ein handgroßes Stück dieser Substanz sieht aus wie ein Schneeball, ist allerdings brennbar und zerfällt schnell an der offenen Luft. Es wird nur durch die tiefen Temperaturen und die sehr hohen Drucke an seinen Lagerstätten zusammengehalten. <br />
Sollten die Temperaturen in Zukunft weiter stark ansteigen und Permafrost-Gebiete zum Schmelzen bringen, scheint es realistisch, dass ein gewisser Teil der dortigen Methanvorkommen freigesetzt würde. Außerdem könnten veränderte Meeresströmungen und höhere Temperaturen an den Kontinentalabhängen auch dazu führen, dass Methanhydrate zerfallen und das Methan in den Ozean und schließlich die Atmosphäre abgeben würden. Der [[Treibhauseffekt]] wäre so um das zusätzliche Methan verstärkt, was eine weitere globale Erwärmung mit all ihren Folgen bedeuten würde. Wie umfangreich und wie stabil die beschriebenen Methanvorkommen sind und wie stark sie auf eine Erwärmung reagieren, ist bisher nicht genau bekannt.<br />
<br />
==='''Abtauen des tibetischen Hochlands'''=== <br />
Auch auf dem Plateau des tibetischen Hochlands kommt die Eis-Albedo-Rückkopplung zum Tragen. Sollte ein starkes Abschmelzen dieser Region in Gang gebracht werden, hätte dies nicht nur Auswirkungen auf Tibet selbst, sondern auf die Verfügbarkeit von Trinkwasser in den umliegenden Ländern, die auf das stetige Schmelzwasser aus dem Himalaya angewiesen sind. Zudem wird ein Einfluss auf den [[Indischer Monsun|indischen Monsun]] diskutiert.<br />
<br />
==='''Unterdrückung der atlantischen Tiefenwasserbildung'''===<br />
Hierbei handelt es sich wohl um das am stärksten erforschte und der Öffentlichkeit bekannteste „Kippelement“: Durch einen Eintrag von Süßwasser in den hohen nördlichen Breiten käme es zu einer [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation]]. Fast alle Modelle zeigen ein solches Verhalten für die Zukunft, allerdings in unterschiedlicher Stärke. Ob sich diese Abschwächung bereits aus Beobachtungen ablesen lässt, ist in der Klimaforschung bislang umstritten. <br />
<br />
==='''Unterdrückung der antarktischen Tiefenwasserbildung'''===<br />
Auch im Südlichen Ozean findet Bildung von Tiefenwasser statt, so dass es auch hier zu einer Abschwächung der Umwälzzirkulation aufgrund von Schmelzwasser kommen könnte. Bislang wird das Absinken des Tiefenwassers durch aus der Tiefe aufsteigendes Wasser kompensiert, welches lebenswichtige Nährstoffe an die Oberfläche bringt. Diese Nahrungsquelle und mit ihr die antarktische Tier- und Pflanzenwelt könnte bei einer Schwächung der Tiefenwasserbildung also ebenfalls in Gefahr geraten. <br />
<br />
==='''Schwächung der marinen Kohlenstoffpumpe'''===<br />
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
<br />
Der Ozean wirkt gegenwärtig als eine wichtige Senke für Kohlenstoff, da er Kohlendioxid aus der Luft entfernt (siehe [[Kohlenstoff im Ozean]]). Man unterscheidet dabei die beiden Mechanismen der physikalischen und der biologischen Pumpe (denn die Menge an Kohlenstoff nimmt mit der Tiefe zu - der Transport muss also wie bei einer Pumpe entgegen diesem Gefälle erfolgen).<br />
Beide Anteile der natürlichen Kohlenstoffpumpe laufen Gefahr, durch den Klimawandel geschwächt zu werden, was dazu führen würde, dass sich dieser noch verstärkt, da ein größerer Anteil der Emissionen in der Luft verbleiben würde.<br />
Die physikalische Pumpe wird durch mehrere Faktoren geschwächt: durch die Erwärmung von oben, was eine stabilere Schichtung zur Folge hat, durch eine Schwächung der Umwälzbewegung (siehe Punkt 6 und 7) und durch die [[Versauerung der Meere]], die dazu führt, dass CO<sub>2</sub> näher am Sättigungspunkt und damit schlechter löslich ist.<br />
Die Versauerung der Ozeane schwächt aber auch die biologische Pumpe, da die Kalkschalen vieler Organismen durch die Säure angegriffen werden und sie so weniger Kohlenstoff binden, das durch ihren Tod am Meeresgrund gelagert werden kann.<br />
<br />
==='''Änderungen von El Niño'''===<br />
Hauptartikel: [[ENSO]]<br />
<br />
Der alle paar Jahre wiederkehrende [[El Niño]] im äquatorialen Pazifik ist zwar ein im Rahmen der natürlichen Klimavariabilität auftretendes Phänomen. Allerdings ist es möglich, dass sich die Häufigkeit und Stärke solcher natürlicher Ereignisse durch den Einfluss des Menschen ändert. Im Fall der El Niño Southern Oscillation (ENSO) wären die Auswirkungen möglicherweise sehr stark und würden vielen Regionen der Erde häufiger extremes Wetter bescheren.<br />
Da ein El Niño-Ereignis durch ungewöhnlich warmes Oberflächenwasser im östlichen äquatorialen Pazifik gekennzeichnet ist, könnte die Erwärmung des Ozeans in Folge der Emission von [[Treibhausgase]]n häufigere und/oder stärkere El Niño-Ereignisse auslösen. Berechnungen mit Modellen stützen diese Theorie aber nur teilweise, da ja auch der umgekehrte Zustand (La Niña) denkbar ist, bei dem die Erwärmung auf der westlichen Seite stärker ist als auf der östlichen. Auch die Erkenntnisse aus früheren Warmzeiten der Erdgeschichte, insbesondere dem etwa drei Grad wärmeren Pliozän, sind bezüglich ENSO nicht eindeutig.<br />
Die realitätsnähesten [[Klimamodelle]] zeigen jedoch stärker (aber nicht häufiger) werdende El Niños, weshalb Lenton et al., 2008 (siehe unter Weblinks) im Gegensatz zum [[IPCC]] zu dem Schluss gelangen, dass dieses Szenario durchaus wahrscheinlich ist. Der genaue Schwellwert, ab dem die Erwärmung diese Entwicklung auslösen könnte, ist bislang ebenfalls unklar.<br />
<br />
==='''Antarktisches Ozonloch'''===<br />
Hauptartikel: [[Ozonloch über der Antarktis]]<br />
<br />
Das Ozonloch über der Antarktis bildet sich bei besonders kalten Temperaturen unter Einfluss der Ozon zerstörenden [[FCKW]]. Diese sind seit Unterzeichnung des Montrealer Protokolls stark eingeschränkt und es wird mittlerweile eine Abnahme der Konzentrationen wichtiger Vertreter dieser Stoffklasse beobachtet. Dennoch erscheint es möglich, dass eine weitere Emission von Treibhausgasen das Leben des Ozonlochs über die nächsten Jahrzehnte hinaus verlängern könnte. Dies liegt daran, dass die meisten Treibhausgase zwar einerseits die [[Aufbau der Atmosphäre|Troposphäre]] erwärmen, die Stratosphäre jedoch im Gegenzug deutlich stärker abkühlen. Die tiefe Temperaturen begünstigen dann den Ozonabbau durch polare stratosphärische Wolken.<br />
<br />
==='''Ozonloch über dem Nordpol'''===<br />
Hauptartikel: [[Ozonabbau über der Arktis]]<br />
<br />
Auch über der Arktis könnte der oben beschriebene Effekt greifen. Bislang gab es kaum eine Ozonabnahme in der Stratosphäre der Nordhalbkugel, da dort die Temperaturen im Frühjahr nicht tief genug sind. In Zukunft ist aber nicht auszuschließen, dass diese Schwelle noch überschritten wird. <br />
<br />
==='''Störung des indischen Monsuns'''=== <br />
Hauptartikel: [[Indischer Monsun]]<br />
<br />
Der indische Monsun mit seinen jährlichen starken Niederschlägen prägt das Leben von mehreren 100 Millionen Menschen. Das Monsunsystem funktioniert zum Teil selbsterhaltend. Durch einen Druckunterschied zwischen Land und Ozean werden warme und feuchte ozeanische Luftmassen über den indischen Subkontinent geführt und regnen sich dort ab. Durch die frei werdende Kondensationswärme aber wird wiederum der Druckunterschied verstärkt: Das permanente sommerliche Tiefdruckgebiet über dem Festland entsteht nämlich im Wesentlichen durch hohe Temperaturen. Rekonstruktionen der Vergangenheit zeigen, dass dieses System sehr sensibel auf äußere Einflüsse reagieren könnte.<br />
Der zukünftige Einfluss des Menschen hat zwei Anteile: Die erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen und die Änderungen der Aerosolkonzentration und -zusammensetzung. Die langlebigen Treibhausgase sind zwar gleich verteilt, ihre erwärmende Wirkung zeigt sich jedoch stärker über Land, da dieses schneller als der Ozean reagiert. Der Monsun würde somit verstärkt. Auch die Aerosole wirken vor allem über Land, da sie dort emittiert werden und nur eine kurze Lebensdauer haben. Allerdings haben sie einen kühlenden Effekt und würden den Monsun schwächen. Wie sich der Monsun in Zukunft also entwickelt, hängt sowohl von der globalen Klimaschutzpolitik als auch von der lokalen Luftreinhaltepolitik ab. Genaue Abschätzungen der möglichen Folgen waren bisher kaum möglich, da der Monsun ein chaotisches, also kaum vorhersagbares System zu sein scheint und mehrere Gleichgewichtszustände aufweisen könnte.<br />
<br />
==='''Störung des westafrikanischen Monsuns'''=== <br />
Auch in Westafrika existiert ein solches Monsunsystem, das ebenfalls durch den lokalen Temperaturunterschied zwischen Nord- und Südhemisphäre gesteuert wird. Je nach Art der Änderung (Verstärkung oder Abschwächung) des westafrikanischen Monsuns könnte die Sahelzone noch trockener werden oder aber ergrünen. Auch die Austrocknung der Sahara vor ca. 6000 Jahren geschah viel schneller, als die Randbedingungen sich änderten, was auf einen Kipppunkt hindeutet.<br />
<br />
==='''Rückgang der borealen Wälder'''=== <br />
Hauptartikel: [[Wälder im Klimawandel]]<br />
<br />
Je stärker die Auswirkungen des Klimawandels in den borealen Wäldern (den Wälder der hohen nördlichen Breiten) werden, desto wahrscheinlicher wird deren Rückgang. Trockenperioden führen zu Wassermangel und zum leichteren Ausbruch von Feuern und Krankheiten. So werden die Pflanzen geschwächt und können diesen und zusätzlichen Belastungen wie Stürmen und extreme Temperaturen nicht mehr standhalten. Die Abholzung von Waldgebieten würde diese Entwicklung noch verstärken. In Folge eines solchen großräumigen Waldsterbens würden große Mengen an zusätzlichem Kohlendioxid freigesetzt, denn die borealen Wälder stellen etwa ein Drittel der globalen Wäldfläche (auch wenn in tropischen Wäldern noch mehr Kohlenstoff pro Fläche gespeichert ist). Paradoxerweise könnte der Einfluss des Absterbens borealer Wälder auf die globale Durchschnittstemperatur dennoch senkend sein: Statt dunklen Bäumen befänden sich dort dann ebene und das Sonnenlicht gut reflektierende Schneeflächen. Im Zusammenspiel mit der Eis-Albedo-Rückkopplung würde diese so genannte „Taiga-Tundra-Rückkopplung“ die Erde also kühlen.<ref>Claußen, Brovkin, Ganopolski, 2001: Biogeophysical versus biogeochemical feedbacks of large-scale land cover change. Geophysical Research Letters, Vol. 28, No. 6. 1011-1014.</ref> Die Schlussfolgerung, das Absterben der borealen Wälder sei „gut für das Klima“ greift aber zu kurz: Die ökologischen Folgen wären verheerend und stünden damit den Folgen des Klimawandels in nichts nach.<br />
<br />
==='''Austrocknen des amazonischen Regenwalds'''=== <br />
Berechnungen mit Klimamodellen lassen ein solches Extremszenario unwahrscheinlich aber dennoch möglich erscheinen. Das kritische Element des Amazonasregenwaldes besteht darin, dass der lebenswichtige Niederschlag dort hauptsächlich durch die Pflanzen selbst organisiert ist. Ohne Wald würde der Regen sofort versickern oder in Flüssen schnell ins Meer fließen. Der Regenwald aber sorgt dafür, dass ein großer Teil des Wassers von den vielfältigen Oberflächen dieses komplexen Ökosystems wieder verdunstet oder von Pflanzen zwischengespeichert und dann wieder abgegeben wird. Diese beiden Effekte werden unter dem Begriff Evapotranspiration (Evaporation und Transpiration) zusammengefasst. Somit kann dieses Wasser immer wieder neu als Niederschlag fallen. Sollte aber in Folge des Klimawandels eine kritische Austrocknung des Gebiets stattfinden, könnte dieses selbsterhaltende System zusammenbrechen, vor allem wenn die Abholzung des Regenwaldes in Zukunft weiter voranschreitet. Nicht nur wäre damit das wohl artenreichste Ökosystem der Erde zerstört, die aus den Pflanzen frei werdenden Mengen an Kohlendioxid würden dem Klimawandel zudem einen zusätzlichen gewaltigen Anschub geben. Zwar würde durch die hellere Landoberfläche mehr Sonnenlicht reflektiert, was einen kühlenden Effekt hat, die CO<sub>2</sub>-Emissionen wären im Gegensatz zum Fall der borealen Wälder dennoch von größerer Bedeutung. Hinzu käme der lokale Mangel an Verdunstungskälte, so dass das regenwaldlose Amazonasgebiet wärmer wäre als zuvor.<br />
<br />
==='''Ergrünung der Sahara und Versiegen der Staubquellen'''=== <br />
Hauptartikel: [[Desertifikation und Klimawandel]]<br />
<br />
Sollten die Niederschläge in der Sahelzone zunehmen, wäre dies natürlich eine positive Entwicklung für die lokale Landwirtschaft. Vorausgesetzt, dass diese nicht zu intensiv betrieben wird, könnte ein großflächiges Pflanzenwachstum stattfinden. Der Staub, der bislang in großen Mengen von Stürmen aufgewirbelt und mit den Passatwinden über den Atlantik getragen wird, bliebe dann am Boden. Dieser Staub aber stellt eine wichtige Nährstoffquelle für südamerikanische Ökosysteme dar. Das Versiegen dieser Quelle durch ein Ergrünen in Afrika könnte damit negative Folgen für Südamerika haben.<br />
<br />
== Zusammenfassung ==<br />
Angesichts der tiefgreifenden Veränderungen, die jedes dieser Szenarien mit sich bringt, erscheint es zwingend, dass sich all diese Entwicklungen auch gegenseitig beeinflussen und das Überschreiten eines Kipppunktes indirekt die Überschreitung eines anderen auslösen könnte. Die komplexen Wechselwirkungen sind unüberschaubar und keineswegs komplett erforscht. Zu beachten ist außerdem, dass jedes System seine eigene Zeitskala besitzt, innerhalb derer es reagiert.<br />
<br />
<br />
{| cellpadding=10 border=1 width="520"|<br />
|+ '''Gesamtübersicht der einzelnen Kippelemente und ihrer Eigenschaften''' <ref> analog zu Lenton, T. M., Held, H., Kriegler, E., Hall, J. W., Lucht, W., Rahmstorf, S. and Schellnhuber, H. J. (2008). Tipping elements in the Earth's climate system. Proceedings of the National Academy of Sciences, Online Early Edition. </ref><br />
<br />
|- style="background-color:#E0EEEE;"<br />
! Kippelement <br />
! Einflussgrößen, die als Auslöser dienen können<br />
! Kritische globale <br> Erwärmung in °C<br />
! Charakteristischer <br> Übergangszeitraum in Jahren<br />
|- <br />
|Arktisches Meereis || Lufttemperatur, Ozeanströmungen und -temperaturen||0,5 - 2||10 - 100|| <br />
|- <br />
|Grönländischer Eisschild<br />
|| Lufttemperatur||1 - 2||300 - 1.000|| <br />
|- <br />
|Westantarktischer Eisschild<br />
|| Luft- und Ozeantemperatur||3 - 5||300 - 1.000|| <br />
|- <br />
|Permafrost<br />
||Bodentemperatur|| - ||100||<br />
|- <br />
|Methanhydrate (marin)<br />
|| Bodentemperatur ||unklar||1.000 - 100.000|| <br />
|- <br />
|Tibetisches Hochland<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||50 - 100|| <br />
|- <br />
|Atlantische Tiefenwasserbildung<br />
|| Süßwassereintrag im Nordatlantik <br> (z.B. durch Eisberge)||3 - 5||100 - 500|| <br />
|- <br />
|Antarktische Tiefenwasserbildung<br />
|| Süßwasserbilanz (vor allem Niederschlag und Verdunstung)||unklar||100|| <br />
|- <br />
|Marine Kohlenstoffpumpe<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||500|| <br />
|- <br />
|El Niño<br />
|| Schichtung des oberen Ozeans||3 - 6||100|| <br />
|- <br />
|Antarktisches Ozonloch<br />
|| Stratosphärische Wolken||unklar||10 - 100|| <br />
|- <br />
|Arktisches Ozonloch<br />
|| Stratosphärische Wolken||unklar||10|| <br />
|- <br />
|Indischer Monsun<br />
|| [[Albedo]] über Indien|| - ||30 - 100|| <br />
|- <br />
|Westafrikanischer Monsun<br />
|| Niederschlag||3 - 5||50|| <br />
|- <br />
|Boreale Wälder<br />
|| Lufttemperatur||3 - 5||50|| <br />
|- <br />
|Amazonischer Regenwald<br />
|| Niederschlag||3 - 4||50 - 100|| <br />
|- <br />
|Sahara<br />
|| &nbsp; || &nbsp; ||50|| <br />
|}<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung (PIK): [http://www.pik-potsdam.de/infothek/kipp-prozesse Mögliche Anthropogene Kipp-Prozesse im Erdsystem] mit einer optisch ansprechenden Weltkarte<br />
* Online-Artikel von Lenton et al.: [http://www.pnas.org/content/105/6/1786.full.pdf Tipping elements in the Earth's climate system.]<br />
* [http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/tipping-elements-in-the-earths-climate-system/ Zusammenfassung und Diskussion des Artikels von Lenton et al.] durch das PIK<br />
* Umweltbundesamt (UBA), Presse-Information 056/2008 vom 29.07.2008:<br />[http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/2008/pd08-056.htm Könnte sich das Klima drastisch und abrupt ändern?]<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/uba-info-presse/hintergrund/kipp-punkte.pdf UBA-Papier zu möglichen „Kipp-Punkten“ im Klimasystem (PDF-Datei)]<br />
* [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch10.pdf IPCC, 2007]: Kapitel 10, Box 10.1 auf Seite 775 gibt eine gute Übersicht zu Kipppunkten im Klimasystem.<br />
* U.S. Climate Change Science Program (2008): [http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap3-4/final-report/ Abrupt Climate Change] gründliche wissenschaftliche Diskussion der möglichen Kipppunkte<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
<br />
<br />
[[Kategorie: Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie: Klimasystem]]<br />
[[Kategorie: Ökosysteme]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8631Wolken2009-07-29T12:58:55Z<p>Sebastian: /* Beeinflussung durch den Menschen */</p>
<hr />
<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff „Meteorologie“ ableitet. Mit einem „Meteor“ sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird. Von einer Wolke spricht man nur dann, wenn man die beteiligten Partikel auch sehen kann, d. h. wenn das gestreute Licht erkennbar verändert wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch „Die Erfindung der Wolken“ (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an drei Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) '''[[Strahlung]]'''. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann. Messungen der NASA zeigen, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken bei ungefähr 30 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) bei ca. -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Der kurzwellige Einfluss überwiegt also um etwa 20 W/m<sup>2</sup>. Diese Bilanz fällt aber je nach Region unterschiedlich aus. In den Tropen heben sich beide Effekte nahezu auf<ref>Kiehl, J. T. (1994): On the Observed Near Cancellation between Longwave and Shortwave Cloud Forcing in Tropical Regions, Journal of Climate, 7, 559-565.</ref>, in den Polargebieten überwiegt sogar der langwellige Effekt. <br />
<br />
* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen '''[[Wasserkreislauf]]'''. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der [[Wasserressourcen#Wassermengen_auf_der_Erde|globalen Wassermenge]]). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
<br />
==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
<br />
Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann „aktiviert“ und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
<br />
Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
<br />
==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
Was die Strahlungsbilanz betrifft, sind die Auswirkungen des Klimawandels auf die Bewölkung kaum bekannt. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Höhe, Ausdehnung und Dicke, sowie andere Eigenschaften verändern werden. Aufgrund all dieser Unsicherheiten steht nicht einmal das Vorzeichen der Wolken-Rückkopplung fest, d. h. es ist unklar, ob die Beeinflussung der Wolken den Klimawandel verstärken oder abschwächen wird. Berechnungen mit Modellen ergeben eine Spannbreite des [[Strahlungsantrieb|Strahlungsantriebs]] von ±0,75 W/m<sup>2</sup>.<br />
<br />
Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Auch dadurch kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
<br />
==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]<br />
* Ergebnisse des [http://eos.atmos.washington.edu/erbe Earth Radiation Budget Experiment (ERBE)] der NASA in Form von globalen Karten, die die Beeinflussung der Strahlung durch Wolken zeigen<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8630Wolken2009-07-29T12:57:04Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff „Meteorologie“ ableitet. Mit einem „Meteor“ sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird. Von einer Wolke spricht man nur dann, wenn man die beteiligten Partikel auch sehen kann, d. h. wenn das gestreute Licht erkennbar verändert wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch „Die Erfindung der Wolken“ (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an drei Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) '''[[Strahlung]]'''. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann. Messungen der NASA zeigen, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken bei ungefähr 30 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) bei ca. -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Der kurzwellige Einfluss überwiegt also um etwa 20 W/m<sup>2</sup>. Diese Bilanz fällt aber je nach Region unterschiedlich aus. In den Tropen heben sich beide Effekte nahezu auf<ref>Kiehl, J. T. (1994): On the Observed Near Cancellation between Longwave and Shortwave Cloud Forcing in Tropical Regions, Journal of Climate, 7, 559-565.</ref>, in den Polargebieten überwiegt sogar der langwellige Effekt. <br />
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* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen '''[[Wasserkreislauf]]'''. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der [[Wasserressourcen#Wassermengen_auf_der_Erde|globalen Wassermenge]]). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
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==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
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Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann „aktiviert“ und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
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Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
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==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
Was die Strahlungsbilanz betrifft, sind die Auswirkungen des Klimawandels auf die Bewölkung kaum bekannt. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Höhe, Ausdehnung und Dicke, sowie andere Eigenschaften verändern werden. Aufgrund all dieser Unsicherheiten steht nicht einmal das Vorzeichen der Wolken-Rückkopplung fest, d. h. es ist unklar, ob die Beeinflussung der Wolken den Klimawandel verstärken oder abschwächen wird. Berechnungen mit Modellen ergeben eine Spannbreite des [[Strahlungsantrieb|Strahlungsantriebs]] von ±0,75 W/m<sup>2</sup>.<br />
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Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Daher kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
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==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]<br />
* Ergebnisse des [http://eos.atmos.washington.edu/erbe Earth Radiation Budget Experiment (ERBE)] der NASA in Form von globalen Karten, die die Beeinflussung der Strahlung durch Wolken zeigen<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8628Wolken2009-07-27T15:28:20Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff „Meteorologie“ ableitet. Mit einem „Meteor“ sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch „Die Erfindung der Wolken“ (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an drei Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) '''[[Strahlung]]'''. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann.<br />
* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen '''[[Wasserkreislauf]]'''. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der globalen Wassermenge). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
<br />
==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
<br />
Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann „aktiviert“ und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
<br />
Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
<br />
==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
<br />
Es wird geschätzt, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken absolut (also ohne Berücksichtigung des Klimawandels) bei ungefähr 50 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) um -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Dabei überwiegt der kurzwellige Einfluss um wenige W/m<sup>2</sup>. Man sieht daran bereits, dass der Nettoeffekt viel kleiner ist als die beiden gegeneinander wirkenden einzelnen Effekte, so dass ganz gewöhnliche Unsicherheiten in der Größe dieser Effekte das Vorzeichen der zukünftigen Entwicklung beeinflussen können. Mit anderen Worten: Es ist nicht genau bekannt, ob die Beeinflussung der Wolken durch den Klimawandel die Erwärmung verstärken oder abschwächen wird. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Eigenschaften ändern werden.<br />
<br />
Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Daher kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
<br />
==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [[http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8627Wolken2009-07-27T15:27:05Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff „Meteorologie“ ableitet. Mit einem „Meteor“ sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch „Die Erfindung der Wolken“ (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an drei Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) [['''Strahlung''']]. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann.<br />
* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen [['''Wasserkreislauf''']]. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der globalen Wassermenge). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
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==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
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Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann „aktiviert“ und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
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Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
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==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
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Es wird geschätzt, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken absolut (also ohne Berücksichtigung des Klimawandels) bei ungefähr 50 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) um -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Dabei überwiegt der kurzwellige Einfluss um wenige W/m<sup>2</sup>. Man sieht daran bereits, dass der Nettoeffekt viel kleiner ist als die beiden gegeneinander wirkenden einzelnen Effekte, so dass ganz gewöhnliche Unsicherheiten in der Größe dieser Effekte das Vorzeichen der zukünftigen Entwicklung beeinflussen können. Mit anderen Worten: Es ist nicht genau bekannt, ob die Beeinflussung der Wolken durch den Klimawandel die Erwärmung verstärken oder abschwächen wird. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Eigenschaften ändern werden.<br />
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Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Daher kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
<br />
==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [[http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8626Wolken2009-07-27T15:26:22Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff „Meteorologie“ ableitet. Mit einem „Meteor“ sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch „Die Erfindung der Wolken“ (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an 3 Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) [['''Strahlung''']]. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann.<br />
* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen [['''Wasserkreislauf''']]. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der globalen Wassermenge). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
<br />
==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
<br />
Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann „aktiviert“ und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
<br />
Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
<br />
==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
<br />
Es wird geschätzt, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken absolut (also ohne Berücksichtigung des Klimawandels) bei ungefähr 50 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) um -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Dabei überwiegt der kurzwellige Einfluss um wenige W/m<sup>2</sup>. Man sieht daran bereits, dass der Nettoeffekt viel kleiner ist als die beiden gegeneinander wirkenden einzelnen Effekte, so dass ganz gewöhnliche Unsicherheiten in der Größe dieser Effekte das Vorzeichen der zukünftigen Entwicklung beeinflussen können. Mit anderen Worten: Es ist nicht genau bekannt, ob die Beeinflussung der Wolken durch den Klimawandel die Erwärmung verstärken oder abschwächen wird. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Eigenschaften ändern werden.<br />
<br />
Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Daher kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
<br />
==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [[http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8625Wolken2009-07-27T15:23:29Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff "Meteorologie" ableitet. Mit einem "Meteor" sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch "Die Erfindung der Wolken" (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an 3 Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) ''[[Strahlung]]''. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann.<br />
* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen [[Wasserkreislauf]]. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der globalen Wassermenge). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
<br />
==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
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Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann "aktiviert" und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
<br />
Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
<br />
==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
<br />
Es wird geschätzt, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken absolut (also ohne Berücksichtigung des Klimawandels) bei ungefähr 50 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) um -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Dabei überwiegt der kurzwellige Einfluss um wenige W/m<sup>2</sup>. Man sieht daran bereits, dass der Nettoeffekt viel kleiner ist als die beiden gegeneinander wirkenden einzelnen Effekte, so dass ganz gewöhnliche Unsicherheiten in der Größe dieser Effekte das Vorzeichen der zukünftigen Entwicklung beeinflussen können. Mit anderen Worten: Es ist nicht genau bekannt, ob die Beeinflussung der Wolken durch den Klimawandel die Erwärmung verstärken oder abschwächen wird. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Eigenschaften ändern werden.<br />
<br />
Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Daher kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
<br />
==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [[http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Datei:Cu_congestus.JPG&diff=8624Datei:Cu congestus.JPG2009-07-27T15:19:04Z<p>Sebastian: ==Lizenzhinweis==
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|
Dies ist ein Bild der online-Medienbibliothek wikimedia und ist [http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Cu_congestus.JPG hier] verfügbar.
|}</p>
<hr />
<div>==Lizenzhinweis==<br />
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Dies ist ein Bild der online-Medienbibliothek wikimedia und ist [http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Cu_congestus.JPG hier] verfügbar.<br />
|}</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Datei:Cirrus_uncinus.jpg&diff=8623Datei:Cirrus uncinus.jpg2009-07-27T15:18:15Z<p>Sebastian: ==Lizenzhinweis==
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Dies ist ein Bild der online-Medienbibliothek wikimedia und ist [http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Cirrus_clouds2.jpg hier] verfügbar.
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<div>==Lizenzhinweis==<br />
{| style="border:1px solid #8888aa; background-color:#f7f8ff;padding:5px;font-size:95%;"<br />
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Dies ist ein Bild der online-Medienbibliothek wikimedia und ist [http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Cirrus_clouds2.jpg hier] verfügbar.<br />
|}</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Wolken&diff=8622Wolken2009-07-27T15:04:34Z<p>Sebastian: Die Seite wurde neu angelegt: Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff "Meteorologie" ableitet. Mi...</p>
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<div>Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff "Meteorologie" ableitet. Mit einem "Meteor" sind alle Phänomene gemeint, welche in der Atmosphäre oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird.<br />
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref><br />
<br />
==Kategorisierung==<br />
Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch "Die Erfindung der Wolken" (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an 3 Grundbegriffen: Cumulus (Haufenwolken), Cirrus (Federwolken) und Stratus (Schichtwolken). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart. Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen. Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen. Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.<br />
Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.<br />
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].<br />
<br />
==Bedeutung im Klimasystem==<br />
Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima: <br />
<br />
* Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) ''[[Strahlung]]''. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel). Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein Treibhausgas und tragen auch zum Treibhauseffekt bei. Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO<sub>2</sub>-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann.<br />
* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen [[Wasserkreislauf]]. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der globalen Wassermenge). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.<br />
<br />
==Entstehung==<br />
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.<br />
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:<br />
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.<br />
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.<br />
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.<br />
<br />
Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.<br />
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch Aerosole von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.<br />
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann "aktiviert" und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.<br />
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.<br />
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag.<br />
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm<sup>3</sup>, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm<sup>3</sup>.<br />
<br />
Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.<br />
<br />
==Beeinflussung durch den Menschen==<br />
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.<br />
<br />
Es wird geschätzt, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken absolut (also ohne Berücksichtigung des Klimawandels) bei ungefähr 50 W/m<sup>2</sup>, der kurzwellige (kühlende) um -50 W/m<sup>2</sup> liegt. Dabei überwiegt der kurzwellige Einfluss um wenige W/m<sup>2</sup>. Man sieht daran bereits, dass der Nettoeffekt viel kleiner ist als die beiden gegeneinander wirkenden einzelnen Effekte, so dass ganz gewöhnliche Unsicherheiten in der Größe dieser Effekte das Vorzeichen der zukünftigen Entwicklung beeinflussen können. Mit anderen Worten: Es ist nicht genau bekannt, ob die Beeinflussung der Wolken durch den Klimawandel die Erwärmung verstärken oder abschwächen wird. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Eigenschaften ändern werden.<br />
<br />
Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen Strahlungsantrieb von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m<sup>2</sup> und +0,05 W/m<sup>2</sup> bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.<br />
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m<sup>2</sup> liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.<br />
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: Aerosole, welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Daher kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref><br />
<br />
==Einzelnachweise==<br />
<references/><br />
<br />
==Siehe auch==<br />
[[Aerosole]]<br />
[[Konvektion]]<br />
[[Niederschlag]]<br />
[[Strahlung]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* [[http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Luftdruck&diff=8621Luftdruck2009-07-27T10:28:32Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Der '''Luftdruck''' ist der Druck der [[Atmosphäre]] auf jeden Ort der Erdoberfläche. Dieser Druck wird im Wesentlichen dadurch verursacht, dass auch die Luft ein Gewicht hat, welches auf die Erdoberfläche einwirkt. Ist der Luftdruck hoch, befindet sich viel Luft über der entsprechenden Stelle; ist er gering, befindet sich weniger Luft in der darüber liegenden Atmosphärensäule. Räumliche Unterschiede des Luftdrucks führen zu einer Kraft, welche die Luft in Bewegung setzt und damit Wind erzeugt. Der mittlere Luftdruck der Erdatmosphäre beträgt auf Meereshöhe 1013,25&nbsp;hPa und wird oft als Bezugswert für Eigenschaften benutzt, die druckabhängig sind.<br />
<br />
=== Eigenschaften ===<br />
Die [[Atmosphäre|Erdatmosphäre]] hat eine Masse von rund 5·10<sup>15</sup> Tonnen und die Erdoberfläche beträgt etwa 510·10<sup>6</sup>&nbsp;km². Da der Druck als Kraft pro Fläche definiert ist, ergibt sich für den Luftdruck unter Berücksichtigung der Schwerkraft ein globaler Überschlagswert von 1,01·10<sup>5</sup>&nbsp;kg/(m·s²).<br />
In Hochlagen ist die Entfernung zur Grenze der Erdatmosphäre wesentlich kleiner als in Tieflagen. Dadurch ist auch die Luftsäule kleiner und damit der Luftdruck niedriger. Der Luftdruck am Boden ist folglich im Hochgebirge weitaus kleiner als im Flachland oder auf Meereshöhe. Der hydrostatische Luftdruck sinkt generell bei einer Höhenzunahme, weil die Menge der Luft darüber immer geringer wird.<br />
Spürbar ist für Menschen immer nur die Differenz zwischen Körperinnen- und Außendruck, die im Gleichgewicht gleich groß sind. Differenzen ergeben sich nur bei verhältnismäßig schnellen Druckänderungen, z.B. der Fahrt mit einer Seilbahn auf einen Berg. Besonders empfindlich auf Druckunterschiede ist dabei das Ohr. Der Umgebungsdruck ist Grundvoraussetzung dafür, dass der Mensch nicht durch Verdampfung seiner Körperflüssigkeit austrocknet, da ein Stoff verdampft, sobald sein Sättigungsdampfdruck identisch mit dem Luftdruck ist bzw. diesen übersteigt.<br />
<br />
=== Einheiten ===<br />
Die SI-Einheit des Luftdrucks ist das ''Pascal'' (Pa). Da der Luftdruck auf Meereshöhe im Durchschnitt 101.325&nbsp;Pa, also rund 100.000&nbsp;Pa beträgt, wird er meistens mit dem Faktor 100 in Hektopascal, also 1013,25 hPa, angegeben. Der Luftdruck wird meistens mit einem Barometer gemessen.<br />
<br />
=== Tagesgang ===<br />
[[Bild:Tagesgang-luftdruck.jpg|thumb|420px|Tagesgang des Luftdrucks über Norddeutschland]]<br />
Der Luftdruck ist einer täglich wiederkehrenden Periodik unterworfen, die zwei Maximalwerte und zwei Minimalwerte pro Tag aufweist. Er folgt dabei den Schwankungen der Lufttemperatur, wodurch sich ein stärkerer 12-Stunden-Rhythmusund ein schwächerer 24-Stunden-Rhythmus zeigen. Die Maxima finden sich gegen 10 und 22&nbsp;Uhr, die Minima gegen 4 und 16&nbsp;Uhr (Sommerzeit beachten). Die Amplituden sind breitengradabhängig. In Äquatornähe liegen die Schwankungen bei Werten bis zu 5&nbsp;hPa. In den mittleren Breiten liegen die Schwankungen bei etwa 0,5 bis 1&nbsp;hPa. Die Kenntnis des örtlichen Tagesganges des Luftdrucks erhöht die Aussagekraft eines Barogramms zur Einschätzung des Wettergeschehens, insbesondere in tropischen Gebieten. Direkt zu beobachten ist der Tagesgang in der Regel jedoch nicht, da er von dynamischen Luftdruckschwankungen überlagert wird. Nur bei hinreichend genauer Messapparatur und stabilen Hochdruckwetterlagen ist es möglich, diese Schwankungen ungestört zu beobachten.<br />
<br />
Eine Darstellung des Tagesgangs, so wie er in Norddeutschland aufgezeichnet wurde, ist hier rechts zu sehen.<br />
<br />
Extrem niederfrequente (0,2&nbsp;Hz) und schwache Überlagerungen des Luftdrucks, die Bestandteil des Hintergrundrauschens sind und als Folge von Wettererscheinungen und Seegang auftreten, werden Mikrobarome genannt. Ihre Amplituden liegen unter einem Pascal.<br />
<br />
=== Jahresgang ===<br />
Der Jahresgang des Luftdrucks, basierend auf entweder Tages- oder Monatsmitteln als langjährige Durchschnittswerte, zeigt eine geringe, aber auch vergleichsweise komplexe Schwankung zwischen den einzelnen Monaten. Dabei zeigt sich ein Minimum im April, verantwortlich für den Begriff des Aprilwetters, und vergleichsweise hohe Werte für Mai und September (Altweibersommer).<br />
<br />
=== Luftdruck-Rekorde ===<br />
Der historische globale Niedrigstwert des Luftdrucks auf Meereshöhe beträgt 869,9&nbsp;hPa und wurde am 12. Oktober 1979 im Nordwest-Pazifischer Ozean gemessen. Für Deutschland beträgt der niedriste Wert 948,6&nbsp;hPa und wurde am 26. Februar 1989 in Osnabrück erfasst.<br />
<br />
Die historisch globalen Maximalwerte auf Meereshöhe wurden mit 1085,7&nbsp;hPa in Tosontsengel (Mongolei) am 19. Dezember 2001 und 1083,8&nbsp;hPa am 31. Dezember 1968 am Agata-See (Sibirien 66N/93E) erfasst. Der Rekordhalter für Deutschland ist Berlin mit 1057,8&nbsp;hPa am 23. Januar 1907.<br />
<br />
Der stärkste bis heute gemessene Luftdruckabfall innerhalb von 24 Stunden wurde im Oktober 2005 bei Hurrikan Wilma mit 98&nbsp;hPa gemessen. Der Kerndruck fiel bis auf 882&nbsp;hPa. Bei Taifun Forrest wurde im September 1983 im nordwestlichen Pazifik ein Druckabfall von 92&nbsp;hPa innerhalb von 24&nbsp;Stunden gemessen.<br />
<br />
=== Experimente und Messung ===<br />
Otto von Guericke konnte 1663 den Luftdruck mit den Magdeburger Halbkugeln nachweisen. Dieses waren zwei dicht aneinanderliegende halbe Hohlkugeln, die auch durch entgegen gesetzt ziehende Pferdegespanne, sobald die Luft zwischen den Hohlkugeln evakuiert worden war, nicht mehr voneinander getrennt werden konnten. Nach diesem Prinzip arbeiten auch heute noch Unterdruckkabinen.<br />
<br />
Ein anderes Experiment, das auch zur genauen Messung verwendet werden kann, ist ein einseitig verschlossenes und mehr als zehn Meter langes Glasrohr. Es wird zu erst horizontal in ein Wassergefäß gelegt, so dass die Luft entweicht. Richtet man es auf mit der Öffnung unter Wasser und der verschlossenen Seite nach oben, so stellt sich eine maximale Höhe ein, bis zu der der Wasserspiegel sich durch den auf der umliegenden Wasseroberfläche lastenden Luftdruck empordrücken lässt. Dieses sind etwa zehn Meter, bei hohem Luftdruck mehr, bei niedrigem Luftdruck weniger. Im Hohlraum ist dann beinahe ein Vakuum, das allerdings durch etwas Wasserdampf „verunreinigt“ ist. Man bezeichnet dieses als ein Flüssigbarometer, wobei Evangelista Torricelli stattdessen Quecksilber nutzte, das bereits nach 760&nbsp;mm abreißt und kaum verdampft. Ein anderes Instrument zur Luftdruckmessung nach diesem Prinzip ist das Goethe-Barometer.<br />
<br />
Heute werden meistens Dosen-Barometer verwendet, die eine sogenannte Vidie-Dose oder einen Stapel derartiger Dosen enthalten. Dabei handelt es sich um einen dosenartigen Hohlkörper aus dünnem Blech, der mit einem Zeiger verbunden ist. Steigt der Luftdruck, so wird die Dose zusammengedrückt, der Zeiger bewegt sich. Damit die Messung unabhängig von der Temperatur ist, befindet sich in der Dose ein Vakuum, da sich darin befindliche Luft bei Erwärmung ausdehnen würde. Trotzdem gibt es temperaturabhängige Messfehler. Um diese klein zu halten, werden Legierungen mit einem geringen Wärmeausdehnungskoeffizienten verwendet.<br />
<br />
Eine weitere Möglichkeit den Luftdruck zu erfassen, bietet ein Sturmglasbarometer, das sich die temperatur- und luftdruckabhängigen Kristallisationseigenschaften von Campher zunutze macht.<br />
<br />
=== Bedeutung in der Meteorologie===<br />
Regionale Schwankungen des Luftdruckes sind maßgeblich an der Entstehung des [[Wetter]]s beteiligt, weshalb der Luftdruck in Form von [[Isobare]]n auch das wichtigste Element in Wetterkarten darstellt. Für die Wettervorhersage von Bedeutung ist der Luftdruck auf einer fest definierten Höhe in der Erdatmosphäre, die so gewählt ist, dass keine Störungen des Drucks durch Gebäude oder kleinräumige Geländeformen zu erwarten sind, also ohne eine Beeinträchtigung durch Reibung des Luftstromes am Boden in der sogenannten freien Atmosphäre. Eine Messung, die sich auf die Höhe der Erdoberfläche über Normalnull bezieht (sogenannter absoluter Luftdruck), würde in die Fläche übertragen eher die Topografie des Geländes als die tatsächlichen Schwankungen des Luftdrucks wiedergeben. <br />
<br />
Für das Wettergeschehen in Bodennähe sind vor allem die dortigen Unterschiede des Luftdrucks von Interesse. Sie führen zur Entstehung von Hoch- und Tiefdruckgebieten. Zwischen ihnen setzt der Wind als Ausgleichsströmung ein.<br />
<br />
Wenn man das Verhalten einzelner Stoffe in der Luft wie z. B. Wasser und CO2 beschreibt, benutzt man oft das Konzept des Partialdrucks. Der Partialdruck ist der fiktive Druck, der durch den jeweiligen Stoff alleine hervorgerufen wird. Man erhält ihn einfach dadurch, dass man den Luftdruck mit dem Mengenanteil des Stoffs (nicht dem Massenanteil) multipliziert. Diesen Zusammenhang nennt man Daltonsches Gesetz. Für Sauerstoff wäre der Partialdruck z. B. der Luftdruck mal 0,21, für Stickstoff mal 0,78. Dieses Konzept erscheint zunächst verwirrend, da ja das Gewicht eines Gasgemischs den Druck bestimmt und nicht die Anzahl der Moleküle. Da aber alle Molekülarten aufeinander einwirken, wird der Partialdruck eines bestimmten Stoffs auch durch die Anwesenheit aller anderen Stoffe bestimmt. Auch durch ihr Gewicht wird dieser Stoff schließlich unter Druck versetzt. Von diesem Druck gibt er genau den Teil zurück, der seinem Volumenanteil entspricht. Da der Druck dem Impulsübertrag entspricht, den die Moleküle bei ihren ständigen Stößen aufgrund ihrer Bewegung hervorrufen, kommt es dabei nicht auf die Masse selbst an. Massereiche Teilchen bewegen sich nur langsamer als Teilchen mit geringer Masse.<br />
<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsmetgrg05.html GFS-Meteogramm] zeigt u.a. den zeitlichen Verlauf des Bodendrucks<br />
* Klimedia (Kapitel 3): [http://www.klimedia.ch/kap3/a1.html Statik und Thermodynamik der Atmosphäre] (Klimedia ist ein interaktives Lernmittel der Gruppe KLIMET der Universität Bern.)<br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Hochdruckgebiet]]<br />
* [[Tiefdruck]]<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{Vorlage:Lizenzhinweis}}<br />
<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Konvektion&diff=8620Konvektion2009-07-27T10:12:07Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Konvektion (von lat. convehere = mittragen, mitnehmen) ist, neben den konkurrierenden Prozessen Wärmeleitung und Wärmestrahlung ein Mechanismus zur Wärmeübertragung von thermischer Energie von einem Ort zu einem anderen. Konvektion ist stets mit dem Transport von Teilchen verknüpft, die thermische Energie mitführen. In undurchlässigen Festkörpern oder im Vakuum kann es folglich keine Konvektion geben - man kann aber heiße oder kalte Festkörper transportieren. Konvektion ist in Gasen oder Flüssigkeiten kaum zu vermeiden. Auch Feststoffpartikel in Fluiden können an der Konvektion beteiligt sein.<br />
Ursache für die transportierende Strömung können unterschiedliche Kräfte sein, wie z. B. die Schwerkraft oder Kräfte, die von Druck-, Dichte-, Temperatur- oder Konzentrationsunterschieden herrühren.<br />
<br />
In der Meteorologie und Ozeanographie wird ein großräumiger, zeitlich gemittelter Transport allerdings nicht als Konvektion, sondern als Advektion bezeichnet. Unter Konvektion versteht man ausschließlich das kleinräumige und vertikale Umschichten von Masse aufgrund einer instabilen Schichtung. Die Schichtung der Atmosphäre ist durch ihre vertikale Struktur gekennzeichnet, wozu Temperatur, Druck und Wasserdampfgehalt (im Ozean stattdessen der Salzgehalt) beitragen. Sobald ein Luftpaket leichter ist als seine Umgebung, beginnt es aufzusteigen. In größeren Höhen sinkt der Druck, die Luft dehnt sich aus und wird dadurch kälter. Außerdem kann es zu Wolkenbildung kommen, wobei latente Wärme freigesetzt wird, welche diese Abkühlung vermindert. Somit verändert sich die Dichte des Luftpakets durch interne Prozesse und die Dichte der Umgebungsluft ändert sich ebenfalls entsprechend den atmosphärischen Bedingungen. Sobald die Luft wieder dieselbe Dichte hat wie die Umgebung, verschwindet der Antrieb der Konvektion, auch wenn es aufgrund der Trägheit noch ein Überschießen über diesen Punkt hinaus geben kann. Dies ist spätestens an der [[Aufbau der Atmosphäre|Tropopause]] der Fall, weil dort die Umgebungsluft mit der Höhe sogar wieder wärmer wird.<br />
<br />
==Freie und erzwungene Konvektion==<br />
Die freie oder natürliche Konvektion wird der der Teilchentransport ausschließlich durch Auswirkungen des Temperaturgradienten, also zum Beispiel durch Auf- bzw. Abtrieb des Fluids infolge der durch die Temperaturänderung hervorgerufenen Dichteunterschiede bewirkt.<br />
Freie Konvektion aufgrund thermischer Dichteunterschiede: Bei Erwärmung dehnen sich Stoffe in der Regel aus (Ausnahme z. B. die Dichteanomalie des Wassers). Unter Einwirkung der Gravitationskraft steigen innerhalb eines Fluids Bereiche mit geringerer Dichte gegen das Gravitationsfeld auf (Auftrieb), während Bereiche mit höherer Dichte darin absinken.<br />
Wenn an der Unterseite Wärme zugeführt wird und an der Oberseite die Möglichkeit zur Abkühlung besteht, so entsteht eine kontinuierliche Strömung: Das Fluid wird erwärmt, dehnt sich dabei aus und steigt nach oben. Dort angelangt kühlt es sich ab, zieht sich dabei wieder zusammen und sinkt ab, um unten erneut erwärmt zu werden.<br />
Bei der erzwungenen Konvektion wird der Teilchentransport durch äußere Einwirkung, zum Beispiel ein Gebläse oder eine Pumpe, oder durch das Aufsteigen der Luft an einem Gebirge hervorgerufen. <br />
<br />
== Beispiele für Konvektion ==<br />
*Die MOC ([[Thermohaline Zirkulation]]) ist ein Musterbeispiel für Konvektion. Aus der Karibik wird warmes Oberflächenwasser zunächst entlang der Ostküste der USA, dann weiter in nord-östlicher Richtung quer über den Atlantik an Irland vorbei transportiert. Durch Abkühlung, Verdunstung und Meereisbildung wird das Wasser spezifisch schwerer und sinkt in hohen Breiten in die Tiefe. Ohne diese "Warmwasserheizung" wären die Temperaturen in Europa so niedrig, dass dort ein ähnliches Klima herrschen würde wie in Mittelkanada.<br />
*Die Erdatmosphäre und die Ozeane beziehungsweise Meere bilden ein gigantisches System freier Konvektion mit einem Zweiphasensystem Luft/Wasser, mit Verdampfung/Kondensation und Mischung/Entmischung (Wolken/Regen) sowie Wärmequellen (solar beheizte Flächen auf dem Festland und den Meeren) und -senken (der Sonne abgewandte Seite der Erde oder polnahe Regionen), Zirkulation (Golfstrom) usw.<br />
*In der temperaturbedingten Dichteschichtung von Seen kommt es zu Zeiten der oberflächlichen Abkühlung (nachts und im Herbst) zu vertikalen Konvektionsströmungen zwischen oberflächlichen und tieferen Wasserschichten. <br />
*Im Inneren der Erde sind auch Feststoffe, in diesem Fall Gesteine, bedingt fließfähig und führen über einen langen Zeitraum hinweg zu Wärmetransportprozessen. Sowohl der Erdmantel als auch der äußere Erdkern bilden Konvektionssysteme planetarer Dimension. Im Erdmantel konvektiert das Gestein, das aufgrund der hohen Temperaturen auf geologischen Zeitskalen wie eine Flüssigkeit strömen kann (Festkörperkriechen). Man spricht von einer Mantelkonvektion durch die so genannten Plumes. Im äußeren Kern erzeugt die Konvektion der flüssigen Eisenlegierung das Erdmagnetfeld.<br />
<br />
<br />
==Lizenzhinweise==<br />
{{Vorlage:Lizenzhinweis}}<br />
<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Konvektion&diff=8619Konvektion2009-07-27T10:11:06Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Konvektion (von lat. convehere = mittragen, mitnehmen) ist, neben den konkurrierenden Prozessen Wärmeleitung und Wärmestrahlung ein Mechanismus zur Wärmeübertragung von thermischer Energie von einem Ort zu einem anderen. Konvektion ist stets mit dem Transport von Teilchen verknüpft, die thermische Energie mitführen. In undurchlässigen Festkörpern oder im Vakuum kann es folglich keine Konvektion geben - man kann aber heiße oder kalte Festkörper transportieren. Konvektion ist in Gasen oder Flüssigkeiten kaum zu vermeiden. Auch Feststoffpartikel in Fluiden können an der Konvektion beteiligt sein.<br />
Ursache für die transportierende Strömung können unterschiedliche Kräfte sein, wie z. B. die Schwerkraft oder Kräfte, die von Druck-, Dichte-, Temperatur- oder Konzentrationsunterschieden herrühren.<br />
<br />
In der Meteorologie und Ozeanographie wird ein großräumiger, zeitlich gemittelter Transport allerdings nicht als Konvektion, sondern als Advektion bezeichnet. Unter Konvektion versteht man ausschließlich das kleinräumige und vertikale Umschichten von Masse aufgrund einer instabilen Schichtung. Die Schichtung der Atmosphäre ist durch ihre vertikale Struktur gekennzeichnet, wozu Temperatur, Druck und Wasserdampfgehalt (im Ozean stattdessen der Salzgehalt) beitragen. Sobald ein Luftpaket leichter ist als seine Umgebung, beginnt es aufzusteigen. In größeren Höhen sinkt der Druck, die Luft dehnt sich aus und wird dadurch kälter. Außerdem kann es zu Wolkenbildung kommen, wobei latente Wärme freigesetzt wird, welche diese Abkühlung vermindert. Somit verändert sich die Dichte des Luftpakets durch interne Prozesse und die Dichte der Umgebungsluft ändert sich ebenfalls entsprechend den atmosphärischen Bedingungen. Sobald die Luft wieder dieselbe Dichte hat wie die Umgebung, verschwindet der Antrieb der Konvektion, auch wenn es aufgrund der Trägheit noch ein Überschießen über diesen Punkt hinaus geben kann. Dies ist spätestens an der [Aufbau der Atmosphäre|Tropopause] der Fall, weil dort die Umgebungsluft mit der Höhe sogar wieder wärmer wird.<br />
<br />
==Freie und erzwungene Konvektion==<br />
Die freie oder natürliche Konvektion wird der der Teilchentransport ausschließlich durch Auswirkungen des Temperaturgradienten, also zum Beispiel durch Auf- bzw. Abtrieb des Fluids infolge der durch die Temperaturänderung hervorgerufenen Dichteunterschiede bewirkt.<br />
Freie Konvektion aufgrund thermischer Dichteunterschiede: Bei Erwärmung dehnen sich Stoffe in der Regel aus (Ausnahme z. B. die Dichteanomalie des Wassers). Unter Einwirkung der Gravitationskraft steigen innerhalb eines Fluids Bereiche mit geringerer Dichte gegen das Gravitationsfeld auf (Auftrieb), während Bereiche mit höherer Dichte darin absinken.<br />
Wenn an der Unterseite Wärme zugeführt wird und an der Oberseite die Möglichkeit zur Abkühlung besteht, so entsteht eine kontinuierliche Strömung: Das Fluid wird erwärmt, dehnt sich dabei aus und steigt nach oben. Dort angelangt kühlt es sich ab, zieht sich dabei wieder zusammen und sinkt ab, um unten erneut erwärmt zu werden.<br />
Bei der erzwungenen Konvektion wird der Teilchentransport durch äußere Einwirkung, zum Beispiel ein Gebläse oder eine Pumpe, oder durch das Aufsteigen der Luft an einem Gebirge hervorgerufen. <br />
<br />
== Beispiele für Konvektion ==<br />
*Die MOC ([[Thermohaline Zirkulation]]) ist ein Musterbeispiel für Konvektion. Aus der Karibik wird warmes Oberflächenwasser zunächst entlang der Ostküste der USA, dann weiter in nord-östlicher Richtung quer über den Atlantik an Irland vorbei transportiert. Durch Abkühlung, Verdunstung und Meereisbildung wird das Wasser spezifisch schwerer und sinkt in hohen Breiten in die Tiefe. Ohne diese "Warmwasserheizung" wären die Temperaturen in Europa so niedrig, dass dort ein ähnliches Klima herrschen würde wie in Mittelkanada.<br />
*Die Erdatmosphäre und die Ozeane beziehungsweise Meere bilden ein gigantisches System freier Konvektion mit einem Zweiphasensystem Luft/Wasser, mit Verdampfung/Kondensation und Mischung/Entmischung (Wolken/Regen) sowie Wärmequellen (solar beheizte Flächen auf dem Festland und den Meeren) und -senken (der Sonne abgewandte Seite der Erde oder polnahe Regionen), Zirkulation (Golfstrom) usw.<br />
*In der temperaturbedingten Dichteschichtung von Seen kommt es zu Zeiten der oberflächlichen Abkühlung (nachts und im Herbst) zu vertikalen Konvektionsströmungen zwischen oberflächlichen und tieferen Wasserschichten. <br />
*Im Inneren der Erde sind auch Feststoffe, in diesem Fall Gesteine, bedingt fließfähig und führen über einen langen Zeitraum hinweg zu Wärmetransportprozessen. Sowohl der Erdmantel als auch der äußere Erdkern bilden Konvektionssysteme planetarer Dimension. Im Erdmantel konvektiert das Gestein, das aufgrund der hohen Temperaturen auf geologischen Zeitskalen wie eine Flüssigkeit strömen kann (Festkörperkriechen). Man spricht von einer Mantelkonvektion durch die so genannten Plumes. Im äußeren Kern erzeugt die Konvektion der flüssigen Eisenlegierung das Erdmagnetfeld.<br />
<br />
<br />
==Lizenzhinweise==<br />
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<br />
[[Kategorie:Grundbegriffe]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Auswirkungen_des_Klimawandels_auf_%C3%96kosysteme&diff=8618Auswirkungen des Klimawandels auf Ökosysteme2009-07-26T20:34:52Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>[[Bild:Oekosystem_folgen.jpg|thumb|460px|Folgen der erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentration und des Klimawandels für Pflanzengemeinschaften]]<br />
== Klimawandel und Ökosysteme ==<br />
<br />
Im Rahmen des anthropogenen Klimawandels haben sich die globalen Durchschnittstemperaturen zwischen den Zeitintervallen 1850-1919 und 2001-2005 um 0,78&nbsp;°C erhöht (siehe dazu [[aktuelle Klimaänderungen]]). Für die Zeit 2090-2099 im Vergleich zu 1980-1999 wird je nach Szenario eine weitere Erhöhung um ca. 1,8-4&nbsp;°C prognostiziert (siehe dazu [[Klima im 21. Jahrhundert]]). Der Trend zur Erwärmung ist dabei regional unterschiedlich stark ausgeprägt. Auch die globalen Niederschlagsmuster, die natürlichen Schwankungen im Klimasystem (z.B. [[NAO]] und [[ENSO]]) sowie auch die Häufigkeit und Intensität von [[Wetterextreme|Extremereignissen]] verändern sich durch den anthropogenen Klimawandel.<br />
<br />
Es wird erwartet, dass die prognostizierten Klimaveränderungen einen erheblichen Einfluss auf [[Ökosystem|Ökosysteme]] haben werden. <br />
<br />
Einerseits beeinflussen die Veränderung klimatischer Faktoren wie [[Niederschlag]] oder [[Temperatur]] direkt die Ökologie bestimmter Arten. Andererseits verändern sich im Rahmen des Klimawandels auch weitere Faktoren (Zeitpunkte phänologischer Ereignisse, Nahrungsbeziehungen, Landschaften usw.), die sich ebenfalls auf die Ökologie einer Art auswirken. Eine Art kann durch eine Veränderung bzw. Verlagerung ihres Verbreitungsgebietes oder durch Adaption auf sich verändernde Lebensbedingungen reagieren. Durch Veränderungen von Verbreitungsgebieten oder Adaption verschiedener Arten verändern sich auch Strukturen und Funktionen ganzer Ökosysteme. Die Auswirkungen des Klimawandels auf Ökosysteme sind somit sehr komplex.<br />
<br />
==Phänologische Veränderungen==<br />
* siehe Hauptartikel [[Phänologie]]<br />
Bereits heute können in der [[Biosphäre im Klimasystem|Biosphäre]] Veränderungen beobachtet werden, die auf den aktuellen Klimawandel zurückzuführen sind. So haben sich frühjahrsphänologische Ereignisse (jährlich im Frühjahr wiederkehrende Entwicklungsphasen in der Biosphäre) wie z.B. Blüte und Blattentfaltung in Europa im Zeitraum zwischen 1969-2003 um ca. 7 Tage verfrüht. <ref name="Chmielewski">Chmielewski, F.-M. (2007): Phänologie – ein Indikator zur Beurteilung der Auswirkungen von Klimaänderungen auf die Biosphäre. In: promet, Jg. 33, Nr. 1/2, S. 28-35</ref> Veränderungen phänologischer Ereignisse können sich wiederum auf trophische Interaktionen, also auf Nahrungsbeziehungen in Ökosystemen, auswirken. So können Schmetterlingsraupen beispielsweise den Blattaustrieb ihrer Nahrungspflanze verpassen wenn dieser verfrüht stattfindet und so ihre Nahrungsquelle verlieren. <ref name="Forkner">Forkner, R./ Marquis, R. J./ Lill, J./ Le Corff, J. (2008): Timing is everything? Phenological synchrony and population variability in leaf-chewing herbivores of Quercus. In: Ecological Entomology, Jg. 33, Nr. 2 S. 276-285</ref><br />
<br />
==Migration, trophische Interaktion und invasive Arten==<br />
* s. Hauptartikel [[Verbreitung der Arten]]<br />
Generell wird es durch den anthropogenen Klimawandel zu einer Verschiebung der Verbreitungsgebiete sämtlicher Arten nach Norden und in größere Höhen kommen. Allerdings stellen nicht nur klimatische Faktoren wie Niederschlag und Temperatur, sondern auch trophische Interaktionen, d.h. Nahrungsbeziehungen, eine Voraussetzung für die Verbreitung einer Art dar. Beispielsweise ist das Verbreitungsgebiet des Natterwurzperlmutterfalters von der Verbreitung seiner Nahrungspflanze im Raupenstadium, dem Schlangen-Knöterich, abhängig. <ref name="Schweiger">Schweiger, O./ Settele, J./ Kudrna, O./ Klotz, S./ Kühn, I. (2008): Climate change can cause spatial mismatch of trophically interacting species. In: Ecology: Jg. 89, Nr. 12, S. 3472-3479</ref> Verändern sich im Rahmen des Klimawandels die Klimahüllen (Bereiche, in denen eine Art hinsichtlich klimatischer Faktoren gedeihen kann) beider Arten unterschiedlich, kann dies zu einer erheblichen Verkleinerung des Verbreitungsgebietes des Falters führen. Die Migration führt außerdem in vielen Fällen zu einer neuen Zusammensetzung der Arten, was die Biodiversität erhöhen, aber auch verringern kann. Als Problem gilt vor allem das Eindringen sog. invasiver Arten, die in den neuen Verbreitungsgebieten die ökologische Vielfalt durch Verdrängung heimischer Arten gefährden.<br />
<br />
== Evolutionäre Änderungen ==<br />
* s. Hauptartikel [[Evolutionäre Veränderungen]]<br />
Im Rahmen des anthropogenen Klimawandels kann es auch zu evolutionären Prozessen kommen. Arten können sich an sich verändernde klimatische Bedingungen (z.B. höhere Temperaturen) und klimatisch induzierte Veränderungen (z.B. Veränderung der Landschaft oder trophischer Interaktionen) auch genetisch anpassen.<br />
<br />
== Schädlinge und Krankheiten ==<br />
* s. Hauptartikel [[Schädlinge und Krankheiten (Ökosysteme)]]<br />
Milde Winter begünstigen das Überleben von Schädlingen; warme und trockene Sommer schwächen oft die befallenen Pflanzen und Tiere. Hohe sommerliche Temperaturen sind auch günstig für viele Pilzarten, die Krankheiten von Bäumen verursachen können.<br />
<br />
== Aussterben von Arten ==<br />
* s. Hauptartikel [[Artensterben]]<br />
In den letzten 50 Jahren hat sich das Artensterben immer mehr beschleunigt und zu Beginn des 21. Jahrhunderts das 1000fache des natürlichen Artenschwunds erreicht.<ref>Millenium Ecosystem Assassment Report: [http://www.maweb.org/documents/document.354.aspx.pdf Ecosystems and Human Wellbeing]</ref> Verantwortlich dafür ist vor allem die Umwandlung natürlicher Ökosysteme durch eine zunehmend intensivere Landwirtschaft und die Anlage von Verkehrswegen und großen Städten, aber auch eine immer stärkere Ausbeutung der natürlichen Ressourcen, vor allem in den Meeren, und der Eintrag chemischer Substanzen in die natürliche Umwelt. Der Klimawandel ist als neue Bedrohung für die Arten und die Biodiversität der Erde hinzugekommen. Bei einer stärkeren klimatischen Abweichung von den gegebenen Verhältnissen kann es durchaus zum Aussterben bestimmter Arten kommen. <br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Ökosystem]]<br />
* [[Verbreitung der Arten]]<br />
* [[Alpine Ökosysteme]]<br />
* [[Marine Ökosysteme]]<br />
* [[Arktische Ökosysteme]]<br />
* [[Klimawandel und Zugvögel]]<br />
<br />
==Weblinks==<br />
* 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 Chapter 4: Ecosystems, their properties, goods and services]. Tabelle 4.1 gibt eine umfassende Übersicht dazu, welche ökologischen Folgen bei welcher globalen bzw. regionalen Temperaturänderung in verschiedenen Teilen der Erde zu erwarten sind.<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Gesundheit]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=%C3%84nderungen_der_Kryosph%C3%A4re&diff=8617Änderungen der Kryosphäre2009-07-26T15:29:22Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Die Kryosphäre im Eiszeitalter ==<br />
[[Bild:Northern_icesheet_hg.png|thumb|420 px|Vereisung der Nordhalbkugel während der letzten Kaltzeit]]<br />
Unter den heutigen klimatischen Bedingungen findet sich ganzjähriges Eis in größerer Menge ausschließlich an den Polen. Nur in höheren Gebirgsregionen gibt es Gletschereis auch in außerpolaren Gebieten, in den [[Tropen]] allerdings nur noch in 5000 m Höhe (Kilimandscharo). Das war nicht immer so. In der letzten Kaltzeit, vor 20 000 Jahren und mehr, waren das heutige Kanada, Skandinavien, Teile Norddeutschlands und große Teile der Hochgebirge von Inlandeis bedeckt. Gegenüber einem Volumen von etwa 33 Mio. km<sup>3</sup> heute betrug die Eismasse der letzten Kaltzeit, wie sich aus dem ca. 130 m niedrigeren Meersspiegel abschätzen lässt, ungefähr 80 Mio. km<sup>3</sup>. Die Fläche der Eisbedeckung war um 30 Mio km<sup>2</sup> größer als heute, was eine Erhöhung der globalen [[Albedo]] um 3&nbsp;% zur Folge hatte. Daraus lässt sich eine um etwa 6&nbsp;°C niedrigere Durchschnittstemperatur ableiten. [[Klimamodelle]], die unter anderem auch die Meeresoberflächentemperaturen berücksichtigten, errechneten eine um 4&nbsp;°C niedrigere Temperatur als heute.<ref>Hajo Eicken, Peter Lemke: Variabilität der polaren [[Meereis|Meereisdecke]] als Anzeiger für Klimaschwankungen, in: J.L.Lozán u.a.(Hg.): Warnsignal Klima, Hamburg 1998, S.207-212</ref><br />
<br />
== Die Kryosphäre in der frühen Erdgeschichte ==<br />
<br />
Eine ähnliche Eisbedeckung wie vor 20 000 Jahren hat es in den letzten eine Mio. Jahren mehrfach gegeben, wobei die zeitlichen Abstände der maximalen Vereisung etwa 100 000 Jahre betrugen. Dagegen gab es vor 100 Mio. Jahren, in der Kreidezeit, als die Dinosaurier die Erde bevölkerten, fast kein Eis auf dem Globus. Die globalen Durchschnittstemperaturen lagen damals etwa 8&nbsp;°C über den heutigen. Noch weiter zurück in der Erdgeschichte gab es allerdings weitere Perioden, in denen große Landgebiete vom Inlandeis bedeckt waren, so vor 250 Mio. Jahren, vor rund 600 Mio. Jahren und vor etwa 2,3 Mrd. Jahren. Die große Vereisung vor 580-750 Mio. Jahren ist in die wissenschaftliche Diskussion unter dem Begriff "Schneeball Erde" eingegangen und soll mit Abstand die größte Vereisung und gewaltigste Naturkatastrophe der gesamten Erdgeschichte gewesen sein. Die Ursachen der frühen Vereisungen der Erdgeschichte werden in der geringeren Solarstrahlung, dem in der ersten Phase der Erdgeschichte rapide abnehmenden CO<sub>2</sub> -Gehalt und in starken tektonischen Veränderungen gesehen. Die Kaltzeiten der letzten Eiszeit werden heute allgemein auf Schwankungen der Erdumlaufbahn um die Sonne zurückgeführt.<br />
<br />
== Änderungen der Kryosphäre in den letzten Jahrhunderten ==<br />
[[Bild:Kryosphaere_aenderungen.gif|thumb|520 px|Übersicht über die Veränderungen der Kryosphäre in den letzten Jahrzehnten.]]<br />
Gegenüber den großen Änderungen in der Eis- und Schneebedeckung der Erde in der geologischen Vergangenheit sind die Veränderungen, die die Kryosphäre in den letzten Jahrhunderten und Jahrzehnten erlebt hat, geringfügig. Sie sind als Zeichen für klimatische Veränderungen und in ihren Konsequenzen für die Ökosysteme der kalten Zonen dennoch von großer Bedeutung. Auf der Nordhalbkugel folgte auf das sogenannte "Mittelalterlichen Klimaoptimum", während dem sich die Eis- und Schneegrenze z.B. auf Grönland zeitweise weiter als heute zurückgezogen hatte, ein relativ kalte Phase von der Mitte de 16. bis in die Mitte des 19. Jahrhunderts, die sogenannte "Kleine Eiszeit". Gletscher, Treibeis und Schneebedeckung besaßen auf der Nordhalbkugel während der "Kleinen Eiszeit" wahrscheinlich ihre größte Ausdehnung im gesamten [[Holozän]], wenn auch die Veränderungen regional keineswegs homogen verliefen. In den letzten 100 Jahren aber zeigt sich eine deutliche Tendenz zur Erwärmung in der Arktis und angrenzenden Gebieten, die deutlich über der allgemeinen globalen Erwärmung liegt und vor allem in den letzten Jahrzehnten für das gesamten Holozän einmalig zu sein scheint.<br />
<br />
Während die globale Temperatur in den letzten 100 Jahren um 0,76&nbsp;°C angestiegen ist, betrug die Erwärmung auf den Landstationen nördlich von 60<sup>o</sup> nördlicher Breite 0,9&nbsp;°C. Besonders stark war der Anstieg in den letzten 40 Jahren mit Trends von 1&nbsp;°C und mehr pro Jahrzehnt im nördlichen Eurasien und nordwestlichen Nordamerika und 0,4&nbsp;°C über die gesamte Arktis. Nach Modellstudien ist eine höhere Erwärmung in den Gebieten nördlich von 60<sup>o</sup> N konsistent mit der Zunahme von [[Treibhausgase]]n in der [[Aufbau der Atmosphäre|Atmosphäre]] und daher im wesentlichen auf den anthropogenen Antrieb zurückzuführen. Eine Verstärkung der [[Arktische Oszillation|Arktischen Oszillation]], die aber auch anthropogen bedingt sein kann, spielt offensichtlich ebenfalls eine Rolle. Die Folgen der außerordentlichen Erwärmung der hohen Breiten der Nordhalbkugel für die Eis- und Schneebedeckung dieser Region sind gravierend.<br />
<br />
* Hauptartikel: [[Eisschilde]] <br />
* ''Siehe auch: [[Klimawandel:Portal#Eis und Schnee (Kryosphäre)]]''<br />
<br />
Anders ist die Situation auf dem Antarktischen Kontinent einzuschätzen. Die Antarktis ist mit Temperaturen von -40&nbsp;°C im Sommer und -60&nbsp;°C bis -70&nbsp;°C im Winter der kälteste Kontinent der Erde. Der größte Teil der Antarktis, die Ostantarktis, ist von der jüngsten Klimaänderung unberührt. Die Temperaturen haben sich nicht geändert oder sind sogar leicht gesunken. Anders ist die Situation in der Westantarktis und vor allem auf der Westantarktischen Halbinsel. Mit einem durchschnittlichen Anstieg der bodennahen Lufttemperatur um ca. 3&nbsp;°C seit 1951 gehört die Westantarktische Halbinsel zu den sich am stärksten erwärmenden Gebieten auf der Erde.<ref>Meredith, Michael P.; King, John C. (2005): Rapid climate change in the ocean west of the Antarctic Peninsula during the second half of the 20th century, Geophys. Res. Lett., 32, L19604</ref><br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Kryosphäre im Klimasystem]]<br />
* [[Meereis]]<br />
* [[Eisschilde]]<br />
* [[Gletscherschmelze]]<br />
* [[Permafrost]]<br />
* [[Schnee]]<br />
* [[Eiszeitalter]]<br />
* [[Eis-Albedo-Rückkopplung]]<br />
<br />
== Literatur ==<br />
* J.L. Lozán u.a. (Hg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen. Hamburg 2006<br />
* [[IPCC]] 2007: The Physical Science Basis, Chapter 4: Changes in Snow, Ice and Frozen Ground; auch als [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch04.pdf Download]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [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]<br />
* [http://www.unep.org/geo/geo%5Fice/ Global Outlook for Ice and Snow] Umfangreicher Report der UNEP mit großem Bildmaterial<br />
* [http://nsidc.org/ National Snow and Ice Data Center] aktuelle Informationen über die Kryosphäre<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Kryosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Diskussion:Versauerung_der_Meere&diff=8498Diskussion:Versauerung der Meere2009-06-24T08:54:42Z<p>Sebastian: Die Seite wurde neu angelegt: 1. Ich finde die Karten oben rechts sehr faszinierend und denke, man könnte die Verteilungen noch etwas erklären, vor allem, warum die pH-Änderungen anders verteilt ...</p>
<hr />
<div>1. Ich finde die Karten oben rechts sehr faszinierend und denke, man könnte die Verteilungen noch etwas erklären, vor allem, warum die pH-Änderungen anders verteilt sind als die Änderungen der Carbonationen-Konzentration. Bin nur gerade selbst nicht sicher, was die Gründe für letzteres sind (abgesehen vom logarithmischen Zusammenhang zwischen H+ - Konzentration und pH-Wert).<br />
2. Die Werte des heutigen pH-Werts waren leicht widersprüchlich. Ich habe die Spannbreite 7,9-8,3 aus dem AR4 dringelassen; einen globalen Mittelwert konnte ich darin nicht finden.<br />
<br />
24.6.09 Sebastian</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Marine_%C3%96kosysteme&diff=8496Marine Ökosysteme2009-06-24T08:16:47Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Gefährdungsfaktoren ==<br />
[[Bild:800px-Coral reef in Ras Muhammad nature park (Iolanda reef).jpg|thumb|420px|Yolanda-Korallenriff im Ras Mohammad Naturschutzreservat vor der südlichen Spitze des Sinai im Roten Meer]]<br />
Ozeane bedecken ca. 71 % der Erdoberfläche, wirken aufgrund ihrer thermischen Trägheit regulierend auf kurzfristige Wetter- und Klimaschwankungen und stellen einen gigantischen Kohlenstoffspeicher dar. Sie sind aber nicht nur aus physikalischer Sicht ein wichtiger Bestandteil des Erdsystems. Ihre Ökosysteme bergen einen großen Artenreichtum und dienen den Menschen sowohl als Erholungsort als auch als wichtige Nahrungsquelle. Mehr als eine Milliarde Menschen sind auf Fisch als wichtigste Proteinquelle angewiesen, vor allem in Entwicklungsländern. Man unterscheidet bei marinen Ökosystemen oft zwischen dem offenen Ozean und den küstennahen Gebieten, zu denen z. B. Mangrovenwälder und Korallenriffe gehören.<br />
Auch ohne den Klimawandel sind die marinen Ökosysteme bereits durch menschliche Aktivitäten stark beeinträchtigt. Auf hoher See ist vor allem die Überfischung und Verschmutzung der Meere problematisch. An den Küsten findet ein starkes Bevölkerungswachstum statt. Bereits 23 % der Weltbevölkerung lebt nicht weiter 100 km von Küsten entfernt und unterhalb einer Höhe von 100m über dem Meeresspiegel. Die Bevölkerungsdichte ist dort dreimal höher als im Mittel über den besiedelten Landgebieten und 12 von weltweit 16 Städten mit mehr als 10 Mio. Einwohnern befinden sich dort.<ref name="AR4-2-6">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter6.pdf Chapter 6: Coastal systems and low-lying areas].</ref><br />
In Folge dessen breiten sich landwirtschaftliche Flächen, Aquakulturen, Industrie und Wohnungen aus. Oft ist der Tourismus dabei ein wichtiger Faktor. Die schnelle Urbanisierung hat viele Konsequenzen, z.B. die Umgestaltung von Küsten und Flussdeltas, den Bau von Wasserstraßen, Häfen, Pipelines, Mauern, Dämmen und Kanälen. Letztere Konstruktionen können die Zirkulation und damit den Süßwasser-, Sediment- und Nährstofftransport verändern. Beispielsweise kann Salzwasser so in Oberflächen- und Grundwasser eindringen. Auch Erosion an den Küsten und Überflutungen in Thailand, Indien, Vietnam und USA wurden der Degradation der Küstenökosysteme durch diese menschlichen Aktivitäten zugeschrieben.<ref name="AR4-2-6">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter6.pdf Chapter 6: Coastal systems and low-lying areas].</ref> Hinzu kommen die Entwässerung von Feuchtgebieten, Deforestation, Einleitung von Abwasser, Düngemitteln, Herbiziden und Antibiotika (aus Aquakulturen), der Abbau von Ressourcen wie Sand und Öl, die Fischerei und die Einfuhr fremder Arten.<br />
<br />
Bislang waren all diese Einflüsse zusammen bedeutender als der anthropogene Klimawandel. Dies könnte sich in Zukunft jedoch ändern. Der Klimawandel gefährdet die marinen Ökosysteme in mehrfacher Weise: <ref name="AR4-2-4">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 Chapter 4: Ecosystems, their properties, goods and services].</ref><br />
<br />
* durch die Erwärmung des Wassers. Viele Arten werden daraufhin ihr Verbreitungsgebiet anpassen oder aussterben, was sich über die Nahrungsnetze auf viele andere Arten auswirkt. In hohen Breiten wird zudem die Eisschmelze zu einer Bedrohung des Ökosystems an der Eiskante führen, welches zentral für das Nahrungsnetz in arktischen Breiten ist. An den Küsten stellt das Meereis zudem einen Schutz vor Erosion dar. Fehlt es, kann die Kraft der Wellen unmittelbar an der Küste angreifen. Auch können sich Krankheiten unter Meereslebewesen bei höheren Temperaturen stärker verbreiten.<br />
* durch eine veränderte Zirkulation (klein- und großräumig). Die großen Wirbel der Ozean zirkulation bergen verschiedene Ökosysteme, die sich infolge des Klimawandels ihre Lage und Ausdehnung verändern. Außerdem wird die Schichtung des Wassers stabiler: Die Erwärmung findet an der Oberfläche statt, so dass das oberflächennahe Wasser sich schneller erwärmt als die unteren Wasserschichten. Somit wird der Dichteunterschied größer und die vertikale Vermischung des Ozeans wird geschwächt. Insbesondere in Gebieten, wo eine Aufwärtsströmung vorherrscht, die meist Nährstoffe vom Boden in die euphotische (lichtdurchflutete) Zone heranführt, kann dies eine Gefährdung der Nahrungszufuhr bedeuten. Außerdem können sich auch die Küstenlinien betroffen sein, indem die Zu- und Abfuhr von Sediment sich verändert. Außerdem entscheiden die Strömungen darüber, wieviel Wärme und Nährstoffe ausgetauscht werden.<br />
* durch einen veränderten Salzgehalt. Besonders in hohen Breiten, wo die Eisschmelze zu einer Versüßung des Wassers führt, können so salzliebende Arten gefährdet werden.<br />
* durch den Anstieg des Meeresspiegels. Dies bedeutet nicht nur eine Überschwemmung tief gelegener Küstengebiete, sondern auch eine verstärkte Erosion. Auch der Lebensraum von vielen Tierarten wird so bedroht, da die Ökosysteme an Küsten meist besonders artenreich sind. Beispielsweise würde ein Meeresspiegelanstieg von 0,5 m etwa 32% jener karibischen Strände, an denen Schildkröten ihre Eier legen, zerstören. Es muss im Fall von solchen konkreten Auswirkungen mit beachtet werden, dass der Meeresanstieg regional unterschiedlich sein wird, z.B. in der Arktis stärker als im globalen Mittel. Lokal sind bis zu 50 % mehr als im globalen Mittel möglich.<br />
* durch die Versauerung des Meerwassers. Dies ist eine direkte Folge der erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentration und nicht der daraus resultierenden Klimaänderungen. Bis heute ist der pH-Wert bereits um 0,1 gesunken (was einen Anstieg der Konzentration von Hydrogencarbonat um 30 % bedeutet) und wird bis 2100 um weitere 0,3-0,4 sinken. Diese veränderte chemische Zusammensetzung des Wassers wird viele Organismen und Ökosysteme bedrohen, z. B. die Korallenriffe (siehe unten). <br />
* durch einen veränderten Wellengang. Ozeanwellen entstehen fast immer durch den Wind an der Meeresoberfläche. Eine Veränderung der Stürme wird somit auch den Wellengang betreffen, z.B. indem hohe Wellen häufiger werden. Dies führt zu einer zusätzlichen Erosion von Küstengebieten. Modelle sagen voraus, dass die Intensität von Stürmen in tropischen und mittleren Breiten zunehmen wird. Für ihre Häufigkeit gilt dies jedoch nicht; dabei herrscht eine zu große Unsicherheit.<br />
<br />
Trotz all dieser Auswirkungen ist es sehr schwierig, den Einfluss des Klimawandels in Beobachtungen heute schon nachzuweisen. Küstensysteme sind natürlicherweise sehr veränderbar, man denke nur an die permanente Umgestaltung von Stränden durch Stürme und Strömungen. Natürliche Klimaschwankungen, die zum Teil Jahrzehnte dauern können (z.B. [[NAO]], [[ENSO]] oder das Auftreten von [[Hurrikane|Hurrikanen]]), haben ebenso einen Einfluss. Genauso ist es schwierig, einzelne Einflüsse des Klimawandels in ihrer Bedeutung zu separieren.<br />
Ein Beispiel für beide Herausforderungen ist die Erosion. In letzter Zeit zeigen die meisten Strände weltweit eine Erosion. Welchen Anteil der steigende Meeresspiegel, veränderte Windmuster, der Sedimentnachschub und andere Faktoren daran jeweils haben, ist aber unklar. Auch bei Prognosen für die Zukunft muss bedacht werden, dass solche komplexen Ökosysteme nicht-linear reagieren können. Das bedeutet, dass die Auswirkungen verschiedener Umwelteinflüsse nicht einfach zusammengezählt werden dürfen, sondern dass die Kombination verschiedener Stressfaktoren auch unvorhergesehene Folgen haben kann. Beispielsweise gibt es keinen einfachen und allgemein gültigen Zusammenhang zwischen dem Meeresspiegelanstieg und der horizontalen Verschiebung der Küstenlinie. So kommt es auch darauf an, wie das Sediment und das Land auf den Meeresspiegel und Stürme reagieren, im Fall von Kliffs zudem auf die Gesteinsart, die Temperatur, den Niederschlag und den Zyklus von Gefrieren und Auftauen.<br />
<br />
<br />
== Einfluss des Klimawandels auf Korallenriffe == <br />
Bei Korallen handelt es sich biologisch gesehen um Tiere, die in flachem Wasser am Grund des Ozeans festsitzen. Die so genannten Steinkorallen bilden durch Einlagerungen von Kalk Skelette, durch welche die Korallenriffe entstehen. Tropische Korallen leben in Symbiose mit Algen, die auf den Skeletten wachsen und so den Eindruck verleihen, es handle sich insgesamt um Pflanzen. Diese Korallenriffe sind geologisch gesehen sehr alt und wachsen nur langsam. Außerdem gibt es auch Kaltwasser-Korallen, die nicht mit Algen in Symbiose leben, sondern Nährstoffe aus herabsinkenden Partikeln extrahieren.<br />
Die Korallenriffe in den warmen tropischen Meeren gelten neben dem tropischen Regenwald als artenreichster Lebensraum der Erde. 60 000 Arten sind bekannt, über 400 000 Arten werden vermutet. Korallenriffe beherbergen mehr als 25% der bekannten Meeresfische und sind damit eine wichtige Nahrungsquelle für viele Küstenbewohner. Sie sind außerdem ein wichtiger wirtschaftlicher Faktor im Tourismus vieler Länder und dienen dem Küstenschutz. Die weltweiten Riffareale werden auf 617 000 km<sup>2</sup> geschätzt, die Ausdehnung der flachen, gut entwickelten Korallenriffe auf 255 000 km<sup>2</sup>, wovon 58% durch Überfischung und Verschmutzung, sowie anderer menschlicher Aktivitäten als gefährdet gelten. Als neuer Bedrohungsfaktor ist in jüngster Zeit der Klimawandel identifiziert worden. Dieser wirkt in dreifacher Weise auf die Korallenriffe ein: durch erhöhte Wassertemperaturen, durch die Versauerung des Wassers und durch veränderte Sturmintensitäten<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1] (PDF-Datei).</ref> Die Kaltwasserkorallen sind außerdem besonders anfällig gegen Strömungsänderungen, da die Nahrungszufuhr von der Ozeanzirkulation abhängt.<br />
Es wird angenommen, dass der Anstieg des Meeresspiegels in den nächsten 100 Jahren keine oder nur eine geringe Bedrohung für die Riffe darstellt, da gesunde Riffe wahrscheinlich zu einem vertikalen Wachstum von bis zu 10 mm pro Jahr in der Lage sind. Wie das bei den zahlreichen bereits degradierten Riffen in den dichtbevölkerten Regionen Südostasiens, Ostafrikas und der Karibik aussieht, ist weniger klar. <br />
Es ist auch hierbei nicht einfach, die Einflüsse des Klimawandels von anderen anthropogenen Einflüssen zu separieren. Schwankungen von pH-Wert, Sturmaktivität und Meerestemperaturen, die sich über Jahrzehnte erstrecken, erschweren es auch, den Einfluss des anthropogenen Klimawandels von natürlichen Schwankungen zu unterscheiden.<br />
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=== Einfluss steigender Wassertemperaturen === <br />
[[Bild:KorallenriffeKlimafolgen.gif|thumb|420 px|Veränderung der Korallenbedeckung zwischen Dezember 1998 bis Februar 2000 in den Lagunen von Belize bei zwei Arten der Salatkoralle Agaricia (blau und rot) und anderen harten Korallen wie Scleractina und Milleporina (grün)]] <br />
Die Temperatur des Oberflächenwassers in den tropischen Ozeanen ist in den letzten Jahrzehnten kontinuierlich angestiegen, und es wird erwartet, dass sie bis 2100 um weitere 1-2 °C zunehmen wird. Viele Korallenriffe existieren bereits an oder nahe der Temperaturobergrenze. Eine weitere Erwärmung wird zunehmend lebensfeindliche Bedingungen schaffen. <br />
<br />
Von vielen Wissenschaftlern wird die in jüngster Zeit beobachtete Korallenbleiche bereits als Folge der globalen Erwärmung gedeutet, denn für den Zusammenhang zwischen erhöhter Wassertemperatur und der Korallenbleiche gibt es inzwischen stichhaltige Beweise.<ref name="AR4-1341" /> Üblicherweise kommt es zu einer Bleiche, wenn die Temperatur um mehr als 0,8 - 1 °C über den mittleren Sommerwerten liegt und diese Anomalie mindestens 4 Wochen lang anhält. Das Ausbleichen der Korallen entsteht dadurch, dass die symbiotisch auf der Oberfläche der Korallen lebenden Algen durch eine Temperaturerhöhung ihr lebenswichtiges Pigment, das Chlorophyll, verlieren und absterben. Zurück bleiben die weißen, bleichen Korallenstöcke, die bei längerem Anhalten dieses Zustandes ebenfalls absterben. Korallenbleiche kann außerdem auch durch verstärkte Sonnenstrahlung zustandekommen; weitere begünstigende Faktoren sind extrem niedrige Tiden, eine Absenkung des Salzgehaltes und Umweltbelastungen durch den Menschen. Diese Faktoren wirken in vielen Fällen zusammen. So kann eine extrem niedrige Ebbe das Korallendach stärker der Sonnnenstrahlung aussetzen, und die durch Umwelteinflüsse geschwächten oder erkrankten Korallen sind dem temperaturbedingten Ausbleichen schutzloser ausgesetzt.<br />
<br />
In den letzten 20 Jahren war die Korallenbleiche häufig mit El Niño-Ereignissen gekoppelt, duch die die Meeresoberflächentemperatur um mehrere Grad Celsius über das normale Maximum angestiegen, in manchen Gebieten aber auch der Wasserspiegel deutlich abgesenkt war. Beispiellos war die Korallenbleiche 1998 in ausgedehnten Gebieten, die mit dem El Niño 1997/98 in Zusammenhang gebracht und als Vorzeichen künftiger Ereignisse bei einer weiteren Erwärmung gedeutet wurde. Die Korallenbleiche wurde aus insgesamt 32 Ländern und Inselstaaten berichtet, mit den Hauptgebieten im Pazifik, Indischen Ozean und der Karibik. Auch das australische Große Barrier-Riff war ernsthaft betroffen.<ref>International Society for Reef Studies, ISRS (1998): Coral Bleaching - a Global Concern, Reef Encounter 24, 19-20</ref> Einige Korallenarten konnten sich nach ein bis zwei Monaten wieder erholen, bei anderen war das nicht der Fall. In den Lagunen von Belize z.B. stieg 1998 die Temperatur des Wassers in 2-10 m Tiefe auf bis zu 31,5 °C (normalerweise werden selten 29 °C überschritten) und verursachte eine Korallenbleiche, wie es sie in den letzten 3000 Jahren nicht gegeben hat.<ref>Aronson, R.B., W.F. Precht, I.G. Macintyre and T.J.T. Murdoch (2000): Ecosystems: Coral bleach-out in Belize, Nature 405, 36</ref> Diese und andere Befunde legen es nahe anzunehmen, dass bei einem weiteren Anstieg der Meeresoberflächentemperatur durch den menschenbedingten [[Treibhauseffekt]] das Phänomen der Korallenbleiche und des Korallensterbens in Zukunft noch ernstere Formen annehmen wird. Der prognostizierte Meerespiegelanstieg könnte dem aber auch entgegenwirken, zumal in einigen Gebieten wie vor der Westküste Thailands die Korallenbleiche primär in Folge der Meeresspiegelabsenkung durch den El Niño 1997/98 und der dadurch ermöglichten stärkeren Solarbestrahlung erklärt wurde.<ref>Brown, B.E., R.P. Dunne, M.S. Goodson, A.E. Douglas (2000): Marine ecology: Bleaching patterns in reef corals, Nature 404, 142-143</ref> <br />
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=== Einfluss der CO<sub>2</sub>-Emissionen === <br />
[[Bild:Atoll_yap.jpg |thumb|420 px|Atolle des Staates Yap (Mikronesien im Pazifik): Für Korallen stellen die saurer werdenden Ozeane ein Risiko dar, denn sie sind auf die Bildung von Kalkschalen angewiesen]]<br />
Da Korallenriffe einerseits große Mengen von Kalk akkumulieren, anderseits bei der Karbonatverwitterung aber auch Kohlenstoff freisetzen, sind sie eng in den Kohlenstoffkreislauf eingebunden. In jüngster Zeit ist viel diskutiert worden, ob eine Erhöhung der atmosphärischen und in deren Folge der im Meerwasser gelösten CO<sub>2</sub>-Konzentration sich negativ auf die Fähigkeit von Korallen zur Akkumulation von Kalk auswirken könnte. Die Bildung von Kalk hängt vom Sättigungsgrad des Kalziumcarbonat (CaCO<sub>3</sub>) im Meeresoberflächenwasser ab. In Meerwasser gelöstes Kohlendioxid reagiert nun aber mit Wasser und Kalziumkarbonat zu Hydrogenkarbonationen und Kalziumionen (CO<sub>2</sub> + H<sub>2</sub>O + CaCO<sub>3</sub> <-> 2HCO<sub>3</sub><sup>-</sup> + Ca<sup>2+</sup>). Kohlendioxid entzieht also dem Meerwasser Kalziumkarbonat und beeinträchtigt damit die Kalzifizierung der Korallen. Da der Ozean bisher schon einen erheblichen Teil des anthropogen emittierten Kohlendioxids aus der Atmosphäre aufgenommen hat, müsste sich das schon auf die Kalkbildung ausgewirkt haben. Tatsächlich wird von manchen Forschern die Kalzifizierungsrate gegenwärtig auf 91% des vorindustriellen Wertes eingeschätzt und könnte danach auf 79% im Jahre 2065 und 73% im Jahre 2100 absinken.<ref>Kleypas, J.A., R.W. Buddemeier, D. Archer, J.-P. Gattuso, C. Langdon, and B.N. Opdyke (1999): Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs, Science 284, 118-120; Leclercq, N.L., J.E.A.N.-Pierre Gattuso and J.E.A.N. Jaubert (2000): CO<sub>2</sub> partial pressure controls the calcification rate of a coral community, Global Change Biology 6, 329 -334</ref> Noch gibt es jedoch keine Daten, die ein verändertes Korallenwachstum an einem bestimmten Ort aufgrund von Versauerung nachweisen können.<ref name="AR4-1341" /> Die wichtigsten Folgen einer geringeren Kalkbildung sind weichere Korallenskelette, geringere Wachstumsraten und eine höhere Empfindlichkeit gegenüber Erosion. Und eine Reduzierung der Kalkakkumulation könnte sich auch auf die Fähigkeit der Riffe auswirken, bei einem steigenden Meeresspiegel in ausreichendem Maße vertikal mitzuwachsen.<br />
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=== Einfluss von Stürmen ===<br />
Stürme beschädigen Korallen zum einen direkt durch die Kraft der Wellen, zum anderen indirekt aufgrund der Lichtschwächung durch aufgewirbeltes Sediment und dem Abrieb durch Sediment und abgebrochene Korallen. Eine Zusammenfassung von verschiedenen zwischen 1977 und 2001 in der Karibik erhobenen Daten zeigt, dass im Jahr nach einem [[Hurrikan]] ein Rückgang der Korallenbedeckung um 17 % zu verzeichnen war, ohne dass sich die Korallen innerhalb von 8 Jahren wieder erholten. Ein zweiter Hurrikan unmittelbar nach dem ersten hat dagegen einen geringeren Effekt.<ref name="AR4-1341" /> Dies deutet darauf hin, dass die Stärke der Hurrikane einen größeren Einfluss auf die Korallen hat als ihre Häufigkeit. Gerade erstere könnte in Folge des Klimawandels aber zunehmen, wobei die Zukunft der Hurrikan-Statistik äußerst unsicher ist.<br />
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=== Ausblick ===<br />
Wie also werden die tropischen Korallenriffe auf den Klimawandel im 21. Jahrhundert reagieren? Sicher ist nur, dass sie zu den empfindlichsten Ökosystemen zählen, so dass sie bereits bei einer globalen Erwärmung von 2 °C (welche z.B. von der EU als politisches Ziel formuliert wird) erheblichen Schaden nehmen könnten. Zu beachten ist aber, dass es beträchtliche Unterschiede in der Anfälligkeit und dem Regenerationsvermögen von Korallen gibt.<br />
Eine Theorie besagt, dass sich Korallen ein Stück weit an eine steigende Temperatur anpassen können, indem sie mit anderen Algenarten in Symbiose leben, welche bei höheren Temperaturen noch existieren können.<ref name="AR4-2-4">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 Chapter 4: Ecosystems, their properties, goods and services].</ref> Rein theoretisch könnten sich in Folge des Klimawandels auch Korallen in größerer Entfernung zum Äquator neu ansiedeln. In wieweit diese Anpassungsmechanismen in der Realität greifen werden ist jedoch extrem unsicher. Ein Grund dafür ist, dass zur erhöhten Temperatur noch alle anderen Stressfaktoren (durch Klimawandel, andere menschliche Aktivitäten und natürliche Schwankungen) hinzukommen. Die Ursachen des Korallensterbens sind zudem von Ort zu Ort verschieden wichtig. Während in der Karibik vor allem Krankheiten, Pflanzenfresser und Hurrikane von Bedeutung sind, werden die pazifischen Korallen von zu hohen Temperaturen bedroht, vor allem in El-Nino-Jahren.<ref name="AR4-2-4">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 Chapter 4: Ecosystems, their properties, goods and services].</ref> Neben einem erfolgreichen globalen Klimaschutz sind daher auch andere umweltpolitische Maßnahmen von Bedeutung, um die Korallenriffe zu schonen.<br />
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== Einfluss des Klimawandels auf Meeresfische, Meeressäuger und Meeresvögel ==<br />
=== Meeresfische ===<br />
Von 1987 bis 1996 lagen die Fangergebnisse von Fischen in den Weltmeeren bei durchschnittlich 74,5 Millionen t pro Jahr. Fluktuationen bei den Quoten einiger der wichtigsten kommerziellen Arten wie Hering, Makrele, Heilbutt und Thunfisch werden häufig auf die Überfischung mit modernster Ausrüstung zurückgeführt. Neben anderen Faktoren wie das Räuber-Beute-Verhältnis haben jedoch auch Klimaschwankungen eine wichtige Auswirkung auf die Fischbestände.<ref>Westernhagen, H.v. (1998): Klima und Fischerei, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S.286-291</ref> Das Klima beeinflusst zahlreiche für die Meeresfische entscheidenden Faktoren wie die Wassertemperatur, die Eisverteilung, den Salzgehalt, die Verfügbarkeit von Nahrung usw. Trotz der Wechselwirkungen zwischen diesen Faktoren kommt der Wassertemperatur dabei die entscheidende Rolle zu, da sie direkt die Laichzeit, das Aufwachsen der Jungfische und die Produktionsrate der Nahrung bestimmt. So zeigte sich beim Kabeljau in der Nordsee, der hier an der Südgrenze seines Verbreitungsgebietes auf der Nordhalbkugel vorkommt, parallel mit der Erwärmung des Meereswassers seit 1988 auch ein Rückgang der Fangergebnisse, die wiederum in einem Jahr mit kühleren Temperaturen wie 1996 wieder besser ausfielen.<ref>O'Brien, C. M., C. J. Fox, B. Planque, J. Casey (2000): Climate variability and North Sea cod, Nature 404, 142</ref> Eine auffällige Parallele zwischen Kabeljaufischerei und Temperaturentwicklung weisen auch die Fangergebnisse vor West-Grönland auf. Ebenso erwiesen sich zwischen den Ergebnissen der japanischen und kalifornischen Sardinenfänge und den Schwankungen des Klimas im Nordpazifischen Raum aufällige Parallelen im Dekaden-Bereich. Und während der El Niño- und La Niña-Ereignisse der letzten Jahrzehnte verlagerten sich mit der Temperatur der Meeresoberfläche auch die Hauptfanggebiete von Thunfisch im tropischen Pazifik.<ref name="TAR-6-3-4">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, 6.3.4.</ref><br />
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Auch wenn es schwierig ist, die Folgen von Überfischung und von klimabedingten Änderungen im Einzelfall zu trennen, kann man davon auszugehen, dass der Fischbestand der Weltmeere auch von klimatischen Veränderungen abhängt. Das bedeutet, dass auch eine künftige Änderung bei den Meerestemperaturen durch den menschenbedingten Treibhauseffekt Folgen für den Fischbestand und die Fangergebnisse haben wird. Welche Folgen zu erwarten sind, lässt sich mit Einschränkung aus den El Niño-Ereignissen im Südpazifik ableiten, bei denen das erwärmte Oberflächenwasser vor der peruanischen Küste die Phytoplanktongemeinschaften so veränderte, dass die Sardellenbestände stark zurückgehen. Eine allgemein steigende Meeresoberflächentemperatur könnte in Einzelfällen auch Arten in anderen Regionen negativ beeinflussen. So könnte sich der Rotlachs ganz aus dem Nordpazifik auf das Bering-Meer zurückziehen. Allerdings sagen einige Modelle eine Intensivierung des Alëuten-Tiefs und damit eine Abkühlung des Meerwassers voraus, was den Lachsbestand im Nordpazifik eher erhöhen könnte. Dieses Beispiel zeigt, dass die Klimamodelle z. Zt. noch keine gesicherten Prognosen über die regionalen Folgen des Klimawandels auf die Fischerei erlauben.<br />
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=== Meeressäuger und -vögel ===<br />
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420 px|Eisbär]]<br />
Problematische Folgen bei einer weiteren Erwärmung werden vor allem für marine Säugetiere in höheren Breiten erwartet. Ein Rückzug des arktischen und antarktischen Meereises gefährdet z.B. die Ernährung von Eisbären und bedroht die des Blauwals und des weitverbreiteten Adéliepinguins. Die Randregionen des Meereises sind der wichtigste Lebensraum für die arktische Pflanzen- und Tierwelt. An der Unterseite der Eisschollen existieren einzellige Algen, von denen wenige Zentimeter lange Krebse leben, die als Futter u.a. für den Polardorsch dienen, der die Hauptnahrungsquelle für die Ringelrobbe darstellt. Für Eisbären sind die Eisrandregionen das natürliche Jagdrevier, in dem sie auf Robbenfang gehen. Bei einem Rückzug der Eisbedeckung nach Norden werden die Lebens- und Aufzuchtmöglichkeiten der Ringelrobbe, des wichtigsten Beutetieres der Eisbären, deutlich eingeschränkt. Als besonders kritisch gilt in dieser Hinsicht die Situation in der Hudson Bay, wo die Eisbären bereits heute an der Hungergrenze leben. Bei einer weiteren Erwärmung mit saisonaler Verkürzung des Eisvorkommens und Reduzierung der Eisbedeckung ist eine erfolgreiche Aufzucht der Jungtiere nicht mehr gewährleistet.<ref>Gradinger, R. (1998): Natürliche und anthropogene Veränderungen im arktischen marinen Ökosystem, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg 1998, S.277-280; Hansell, R.J.C., J.R. Malcolm, H. Welch, R. L. Jefferies and P.A. Scott (1998): Atmospheric Change and Biodiversity in the Arctic, Environmental Monitoring and Assessment 49, 303-325</ref><br />
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Auch der antarktische Krill, ein ca. sechs Zentimeter großer Krebs, lebt zu einem großen Teil vom Phytoplankton an der Unterseite des Meereises. Vom Krill als Nahrungsquelle sind viele Wal-, Robben-, Fisch- und Vogelarten nahezu vollständig abhängig, u.a. auch der Blauwal. Seit den siebziger Jahren ist ein deutlicher Rückgang der antarktischen Meereisbedeckung beobachtet worden und als Folge ebenso eine deutliche Verringerung der Krillbestände. Als Konsequenz haben auch die Bestände der Jungvögel des Adéliepinguins seit 1987 um 30% abgenommen.<ref>Loeb, V., V.Siegel, O.Holm-Hansen, R.Hewitt, W.Fraser, W.Trivelpiece, S.Trivelpiece (1997): Effects of sea-ice extent and krill or salp dominance on the Antarctic food web, Nature387, 897 - 900</ref> Auch der Blauwal ist in hohem Maße vom Krill abhängig und gilt bei einer weiteren Erwärmung des arktischen Meerwassers als gefährdet.<br />
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=== Aquakulturen ===<br />
30% der Fischproduktion für den menschlichen Konsum entstammten 1997 der Aquakultur. Es wird erwartet, dass der Aufwärtstrend der Fischzucht, auch für die Produktion von Fischmehl und Fischöl, in Zukunft anhalten wird. Der Klimawandel wird wahrscheinlich sehr gegensätzliche Folgen für die Aquakultur haben. In mittleren und hohen Breiten werden Luft- und Wassertemperatur ansteigen und damit die Zuchtsaison verlängern und die Fischproduktion steigern. Andererseits haben höhere Temperaturen einen negativen Einfluss auf den gelösten Sauerstoff im Wasser und begünstigen die Verbreitung von Krankheitserregern und die Algenblüte. Auch der erwartete Anstieg von Extremereignissen wie Stürmen, Überflutungen und Trockenperioden wird die Produktion möglicherweise negativ beeinflussen.<ref name="TAR-6-3-4">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, 6.3.4.</ref><br />
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== Einzelnachweise ==<br />
<references/> <br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
* [[Versauerung der Meere]] <br />
* [[Folgen des Meeresspiegelanstiegs]]<br />
* [[Auswirkungen des Klimawandels auf Ökosysteme]]<br />
<br />
{{CC-Lizenz}} <br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Marine_%C3%96kosysteme&diff=8494Marine Ökosysteme2009-06-23T14:10:07Z<p>Sebastian: </p>
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<div>== Einfluss des Klimawandels auf Korallenriffe == <br />
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Die Korallenriffe in den warmen tropischen Meeren gelten neben dem tropischen Regenwald als artenreichster Lebensraum der Erde. 60 000 Arten sind bekannt, über 400 000 Arten werden vermutet. Korallenriffe beherbergen mehr als 25% der bekannten Meeresfische und sind damit eine wichtige Nahrungsquelle für viele Küstenbewohner. Sie sind außerdem ein wichtiger wirtschaftlicher Faktor im Tourismus vieler Länder und dienen dem Küstenschutz. Die weltweiten Riffareale werden auf 617 000 km<sup>2</sup> geschätzt, die Ausdehnung der flachen, gut entwickelten Korallenriffe auf 255 000 km<sup>2</sup>, wovon 58% durch Überfischung und Verschmutzung, sowie anderer menschlicher Aktivitäten als gefährdet gelten. Als neuer Bedrohungsfaktor ist in jüngster Zeit der Klimawandel identifiziert worden. Dieser wirkt in dreifacher Weise auf die Korallenriffe ein: durch erhöhte Wassertemperaturen, durch die Versauerung des Wassers und durch veränderte Sturmintensitäten<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1] (PDF-Datei).</ref><br />
Es wird angenommen, dass der Anstieg des Meeresspiegels in den nächsten 100 Jahren keine oder nur eine geringe Bedrohung für die Riffe darstellt, da gesunde Riffe wahrscheinlich zu einem vertikalen Wachstum von bis zu 10 mm pro Jahr in der Lage sind. Wie das bei den zahlreichen bereits degradierten Riffen in den dichtbevölkerten Regionen Südostasiens, Ostafrikas und der Karibik aussieht, ist weniger klar. <br />
Es ist außerdem nicht einfach, die Einflüsse des Klimawandels von anderen anthropogenen Einflüssen zu separieren. Schwankungen von pH-Wert, Sturmaktivität und Meerestemperaturen, die sich über Jahrzehnte erstrecken, erschweren es auch, den Einfluss des anthropogenen Klimawandels von natürlichen Schwankungen zu unterscheiden.<br />
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=== Einfluss steigender Wassertemperaturen === <br />
[[Bild:KorallenriffeKlimafolgen.gif|thumb|420 px|Veränderung der Korallenbedeckung zwischen Dezember 1998 bis Februar 2000 in den Lagunen von Belize bei zwei Arten der Salatkoralle Agaricia (blau und rot) und anderen harten Korallen wie Scleractina und Milleporina (grün)]] <br />
Die Temperatur des Oberflächenwassers in den tropischen Ozeanen ist in den letzten Jahrzehnten kontinuierlich angestiegen, und es wird erwartet, dass sie bis 2100 um weitere 1-2 °C zunehmen wird. Viele Korallenriffe existieren bereits an oder nahe der Temperaturobergrenze. Eine weitere Erwärmung wird zunehmend lebensfeindliche Bedingungen schaffen. <br />
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Von vielen Wissenschaftlern wird die in jüngster Zeit beobachtete Korallenbleiche bereits als Folge der globalen Erwärmung gedeutet, denn für den Zusammenhang zwischen erhöhter Wassertemperatur und der Korallenbleiche gibt es inzwischen stichhaltige Beweise.<ref name="AR4-1341" /> Üblicherweise kommt es zu einer Bleiche, wenn die Temperatur um mehr als 0,8 - 1 °C über den mittleren Sommerwerten liegt und diese Anomalie mindestens 4 Wochen lang anhält. Das Ausbleichen der Korallen entsteht dadurch, dass die symbiotisch auf der Oberfläche der Korallen lebenden Algen durch eine Temperaturerhöhung ihr lebenswichtiges Pigment, das Chlorophyll, verlieren und absterben. Zurück bleiben die weißen, bleichen Korallenstöcke, die bei längerem Anhalten dieses Zustandes ebenfalls absterben. Korallenbleiche kann außerdem auch durch verstärkte Sonnenstrahlung zustandekommen; weitere begünstigende Faktoren sind extrem niedrige Tiden, eine Absenkung des Salzgehaltes und Umweltbelastungen durch den Menschen. Diese Faktoren wirken in vielen Fällen zusammen. So kann eine extrem niedrige Ebbe das Korallendach stärker der Sonnnenstrahlung aussetzen, und die durch Umwelteinflüsse geschwächten oder erkrankten Korallen sind dem temperaturbedingten Ausbleichen schutzloser ausgesetzt.<br />
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In den letzten 20 Jahren war die Korallenbleiche häufig mit El Niño-Ereignissen gekoppelt, duch die die Meeresoberflächentemperatur um mehrere Grad Celsius über das normale Maximum angestiegen, in manchen Gebieten aber auch der Wasserspiegel deutlich abgesenkt war. Beispiellos war die Korallenbleiche 1998 in ausgedehnten Gebieten, die mit dem El Niño 1997/98 in Zusammenhang gebracht und als Vorzeichen künftiger Ereignisse bei einer weiteren Erwärmung gedeutet wurde. Die Korallenbleiche wurde aus insgesamt 32 Ländern und Inselstaaten berichtet, mit den Hauptgebieten im Pazifik, Indischen Ozean und der Karibik. Auch das australische Große Barrier-Riff war ernsthaft betroffen.<ref>International Society for Reef Studies, ISRS (1998): Coral Bleaching - a Global Concern, Reef Encounter 24, 19-20</ref> Einige Korallenarten konnten sich nach ein bis zwei Monaten wieder erholen, bei anderen war das nicht der Fall. In den Lagunen von Belize z.B. stieg 1998 die Temperatur des Wassers in 2-10 m Tiefe auf bis zu 31,5 °C (normalerweise werden selten 29 °C überschritten) und verursachte eine Korallenbleiche, wie es sie in den letzten 3000 Jahren nicht gegeben hat.<ref>Aronson, R.B., W.F. Precht, I.G. Macintyre and T.J.T. Murdoch (2000): Ecosystems: Coral bleach-out in Belize, Nature 405, 36</ref> Diese und andere Befunde legen es nahe anzunehmen, dass bei einem weiteren Anstieg der Meeresoberflächentemperatur durch den menschenbedingten [[Treibhauseffekt]] das Phänomen der Korallenbleiche und des Korallensterbens in Zukunft noch ernstere Formen annehmen wird. Der prognostizierte Meerespiegelanstieg könnte dem aber auch entgegenwirken, zumal in einigen Gebieten wie vor der Westküste Thailands die Korallenbleiche primär in Folge der Meeresspiegelabsenkung durch den El Niño 1997/98 und der dadurch ermöglichten stärkeren Solarbestrahlung erklärt wurde.<ref>Brown, B.E., R.P. Dunne, M.S. Goodson, A.E. Douglas (2000): Marine ecology: Bleaching patterns in reef corals, Nature 404, 142-143</ref> <br />
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=== Einfluss der CO<sub>2</sub>-Emissionen === <br />
[[Bild:Atoll_yap.jpg |thumb|420 px|Atolle des Staates Yap (Mikronesien im Pazifik): Für Korallen stellen die saurer werdenden Ozeane ein Risiko dar, denn sie sind auf die Bildung von Kalkschalen angewiesen]]<br />
Da Korallenriffe einerseits große Mengen von Kalk akkumulieren, anderseits bei der Karbonatverwitterung aber auch Kohlenstoff freisetzen, sind sie eng in den Kohlenstoffkreislauf eingebunden. In jüngster Zeit ist viel diskutiert worden, ob eine Erhöhung der atmosphärischen und in deren Folge der im Meerwasser gelösten CO<sub>2</sub>-Konzentration sich negativ auf die Fähigkeit von Korallen zur Akkumulation von Kalk auswirken könnte. Die Bildung von Kalk hängt vom Sättigungsgrad des Kalziumcarbonat (CaCO<sub>3</sub>) im Meeresoberflächenwasser ab. In Meerwasser gelöstes Kohlendioxid reagiert nun aber mit Wasser und Kalziumkarbonat zu Hydrogenkarbonationen und Kalziumionen (CO<sub>2</sub> + H<sub>2</sub>O + CaCO<sub>3</sub> <-> 2HCO<sub>3</sub><sup>-</sup> + Ca<sup>2+</sup>). Kohlendioxid entzieht also dem Meerwasser Kalziumkarbonat und beeinträchtigt damit die Kalzifizierung der Korallen. Da der Ozean bisher schon einen erheblichen Teil des anthropogen emittierten Kohlendioxids aus der Atmosphäre aufgenommen hat, müsste sich das schon auf die Kalkbildung ausgewirkt haben. Tatsächlich wird von manchen Forschern die Kalzifizierungsrate gegenwärtig auf 91% des vorindustriellen Wertes eingeschätzt und könnte danach auf 79% im Jahre 2065 und 73% im Jahre 2100 absinken.<ref>Kleypas, J.A., R.W. Buddemeier, D. Archer, J.-P. Gattuso, C. Langdon, and B.N. Opdyke (1999): Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs, Science 284, 118-120; Leclercq, N.L., J.E.A.N.-Pierre Gattuso and J.E.A.N. Jaubert (2000): CO<sub>2</sub> partial pressure controls the calcification rate of a coral community, Global Change Biology 6, 329 -334</ref> Noch gibt es jedoch keine Daten, die ein verändertes Korallenwachstum an einem bestimmten Ort aufgrund von Versauerung nachweisen können.<ref name="AR4-1341" /> Die wichtigsten Folgen einer geringeren Kalkbildung sind weichere Korallenskelette, geringere Wachstumsraten und eine höhere Empfindlichkeit gegenüber Erosion. Und eine Reduzierung der Kalkakkumulation könnte sich auch auf die Fähigkeit der Riffe auswirken, bei einem steigenden Meeresspiegel in ausreichendem Maße vertikal mitzuwachsen.<br />
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=== Einfluss von Stürmen ===<br />
Stürme beschädigen Korallen zum einen direkt durch die Kraft der Wellen, zum anderen indirekt aufgrund der Lichtschwächung durch aufgewirbeltes Sediment und dem Abrieb durch Sediment und abgebrochene Korallen. Eine Zusammenfassung von verschiedenen zwischen 1977 und 2001 in der Karibik erhobenen Daten zeigt, dass im Jahr nach einem [[Hurrikan]] ein Rückgang der Korallenbedeckung um 17 % zu verzeichnen war, ohne dass sich die Korallen innerhalb von 8 Jahren wieder erholten. Ein zweiter Hurrikan unmittelbar nach dem ersten hat dagegen einen geringeren Effekt.<ref name="AR4-1341" /> Dies deutet darauf hin, dass die Stärke der Hurrikane einen größeren Einfluss auf die Korallen hat als ihre Häufigkeit. Gerade erstere könnte in Folge des Klimawandels aber zunehmen, wobei die Zukunft der Hurrikan-Statistik äußerst unsicher ist.<br />
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== Einfluss des Klimawandels auf Meeresfische, Meeressäuger und Meeresvögel ==<br />
<br />
=== Meeresfische ===<br />
Von 1987 bis 1996 lagen die Fangergebnisse von Fischen in den Weltmeeren bei durchschnittlich 74,5 Millionen t pro Jahr. Fluktuationen bei den Quoten einiger der wichtigsten kommerziellen Arten wie Hering, Makrele, Heilbutt und Thunfisch werden häufig auf die Überfischung mit modernster Ausrüstung zurückgeführt. Neben anderen Faktoren wie das Räuber-Beute-Verhältnis haben jedoch auch Klimaschwankungen eine wichtige Auswirkung auf die Fischbestände.<ref>Westernhagen, H.v. (1998): Klima und Fischerei, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S.286-291</ref> Das Klima beeinflusst zahlreiche für die Meeresfische entscheidenden Faktoren wie die Wassertemperatur, die Eisverteilung, den Salzgehalt, die Verfügbarkeit von Nahrung usw. Trotz der Wechselwirkungen zwischen diesen Faktoren kommt der Wassertemperatur dabei die entscheidende Rolle zu, da sie direkt die Laichzeit, das Aufwachsen der Jungfische und die Produktionsrate der Nahrung bestimmt. So zeigte sich beim Kabeljau in der Nordsee, der hier an der Südgrenze seines Verbreitungsgebietes auf der Nordhalbkugel vorkommt, parallel mit der Erwärmung des Meereswassers seit 1988 auch ein Rückgang der Fangergebnisse, die wiederum in einem Jahr mit kühleren Temperaturen wie 1996 wieder besser ausfielen.<ref>O'Brien, C. M., C. J. Fox, B. Planque, J. Casey (2000): Climate variability and North Sea cod, Nature 404, 142</ref> Eine auffällige Parallele zwischen Kabeljaufischerei und Temperaturentwicklung weisen auch die Fangergebnisse vor West-Grönland auf. Ebenso erwiesen sich zwischen den Ergebnissen der japanischen und kalifornischen Sardinenfänge und den Schwankungen des Klimas im Nordpazifischen Raum aufällige Parallelen im Dekaden-Bereich. Und während der El Niño- und La Niña-Ereignisse der letzten Jahrzehnte verlagerten sich mit der Temperatur der Meeresoberfläche auch die Hauptfanggebiete von Thunfisch im tropischen Pazifik.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
Auch wenn es schwierig ist, die Folgen von Überfischung und von klimabedingten Änderungen im Einzelfall zu trennen, kann man davon auszugehen, dass der Fischbestand der Weltmeere auch von klimatischen Veränderungen abhängt. Das bedeutet, dass auch eine künftige Änderung bei den Meerestemperaturen durch den menschenbedingten Treibhauseffekt Folgen für den Fischbestand und die Fangergebnisse haben wird. Welche Folgen zu erwarten sind, lässt sich mit Einschränkung aus den El Niño-Ereignissen im Südpazifik ableiten, bei denen das erwärmte Oberflächenwasser vor der peruanischen Küste die Phytoplanktongemeinschaften so veränderte, dass die Sardellenbestände stark zurückgehen. Eine allgemein steigende Meeresoberflächentemperatur könnte in Einzelfällen auch Arten in anderen Regionen negativ beeinflussen. So könnte sich der Rotlachs ganz aus dem Nordpazifik auf das Bering-Meer zurückziehen. Allerdings sagen einige Modelle eine Intensivierung des Alëuten-Tiefs und damit eine Abkühlung des Meerwassers voraus, was den Lachsbestand im Nordpazifik eher erhöhen könnte. Dieses Beispiel zeigt, dass die Klimamodelle z. Zt. noch keine gesicherten Prognosen über die regionalen Folgen des Klimawandels auf die Fischerei erlauben.<br />
<br />
=== Meeressäuger und -vögel ===<br />
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420 px|Eisbär]]<br />
Problematische Folgen bei einer weiteren Erwärmung werden vor allem für marine Säugetiere in höheren Breiten erwartet. Ein Rückzug des arktischen und antarktischen Meereises gefährdet z.B. die Ernährung von Eisbären und bedroht die des Blauwals und des weitverbreiteten Adéliepinguins. Die Randregionen des Meereises sind der wichtigste Lebensraum für die arktische Pflanzen- und Tierwelt. An der Unterseite der Eisschollen existieren einzellige Algen, von denen wenige Zentimeter lange Krebse leben, die als Futter u.a. für den Polardorsch dienen, der die Hauptnahrungsquelle für die Ringelrobbe darstellt. Für Eisbären sind die Eisrandregionen das natürliche Jagdrevier, in dem sie auf Robbenfang gehen. Bei einem Rückzug der Eisbedeckung nach Norden werden die Lebens- und Aufzuchtmöglichkeiten der Ringelrobbe, des wichtigsten Beutetieres der Eisbären, deutlich eingeschränkt. Als besonders kritisch gilt in dieser Hinsicht die Situation in der Hudson Bay, wo die Eisbären bereits heute an der Hungergrenze leben. Bei einer weiteren Erwärmung mit saisonaler Verkürzung des Eisvorkommens und Reduzierung der Eisbedeckung ist eine erfolgreiche Aufzucht der Jungtiere nicht mehr gewährleistet.<ref>Gradinger, R. (1998): Natürliche und anthropogene Veränderungen im arktischen marinen Ökosystem, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg 1998, S.277-280; Hansell, R.J.C., J.R. Malcolm, H. Welch, R. L. Jefferies and P.A. Scott (1998): Atmospheric Change and Biodiversity in the Arctic, Environmental Monitoring and Assessment 49, 303-325</ref><br />
<br />
Auch der antarktische Krill, ein ca. sechs Zentimeter großer Krebs, lebt zu einem großen Teil vom Phytoplankton an der Unterseite des Meereises. Vom Krill als Nahrungsquelle sind viele Wal-, Robben-, Fisch- und Vogelarten nahezu vollständig abhängig, u.a. auch der Blauwal. Seit den siebziger Jahren ist ein deutlicher Rückgang der antarktischen Meereisbedeckung beobachtet worden und als Folge ebenso eine deutliche Verringerung der Krillbestände. Als Konsequenz haben auch die Bestände der Jungvögel des Adéliepinguins seit 1987 um 30% abgenommen.<ref>Loeb, V., V.Siegel, O.Holm-Hansen, R.Hewitt, W.Fraser, W.Trivelpiece, S.Trivelpiece (1997): Effects of sea-ice extent and krill or salp dominance on the Antarctic food web, Nature387, 897 - 900</ref> Auch der Blauwal ist in hohem Maße vom Krill abhängig und gilt bei einer weiteren Erwärmung des arktischen Meerwassers als gefährdet.<br />
<br />
=== Aquakulturen ===<br />
30% der Fischproduktion für den menschlichen Konsum entstammten 1997 der Aquakultur. Es wird erwartet, dass der Aufwärtstrend der Fischzucht, auch für die Produktion von Fischmehl und Fischöl, in Zukunft anhalten wird. Der Klimawandel wird wahrscheinlich sehr gegensätzliche Folgen für die Aquakultur haben. In mittleren und hohen Breiten werden Luft- und Wassertemperatur ansteigen und damit die Zuchtsaison verlängern und die Fischproduktion steigern. Andererseits haben höhere Temperaturen einen negativen Einfluss auf den gelösten Sauerstoff im Wasser und begünstigen die Verbreitung von Krankheitserregern und die Algenblüte. Auch der erwartete Anstieg von Extremereignissen wie Stürmen, Überflutungen und Trockenperioden wird die Produktion möglicherweise negativ beeinflussen.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/> <br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
* [[Versauerung der Meere]] <br />
* [[Folgen des Meeresspiegelanstiegs]]<br />
* [[Auswirkungen des Klimawandels auf Ökosysteme]]<br />
<br />
{{CC-Lizenz}} <br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Abschw%C3%A4chung_der_thermohalinen_Zirkulation&diff=8492Abschwächung der thermohalinen Zirkulation2009-06-22T22:32:07Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Einflussfaktoren ==<br />
Der anthropogene (von Menschen gemachte) Klimawandel hat in jüngster Zeit die Frage aufgeworfen, ob das [[Globales Förderband|globale Förderband]] in seinem nordatlantischen Ausläufer stabil ist. Die globale Erwärmung durch die Emission von [[Kohlendioxid]] und anderen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] verstärkt die Verdunstung, die besonders über den Ozeanen der [[Subtropen]] hoch ist. Die wärmere und mehr Wasserdampf enthaltende Luft transportiert die Feuchte von den Subtropen in höhere Breiten, wo sie dann als [[Niederschlag]] fällt und direkt oder durch Zuflüsse den Süßwassereintrag in den Nordatlantik erhöht. Außerdem wird durch die Erwärmung der Atmosphäre auch die Temperatur des Oberflächenwassers erhöht. Zusätzlich bedeutet das Abschmelzen großer Eismassen einen Eintrag von Süßwasser im Nordatlantik. All diese Effekte haben eine Verringerung der Dichte in den nordatlantischen Absinkgebieten der meridionalen Umwälzzirkulation (MOC) zur Folge und damit eine Schwächung der Tiefenwasserproduktion und des Wärmetransports durch den [[Golfstrom]] und den Nordatlantikstrom - falls nicht andere Effekte dem entgegenwirken. Die MOC wird nämlich nicht allein durch die Änderung der Auftriebskraft in Folge von Austauschprozessen an der Oberfläche beeinflusst, sondern auch durch die Dichtestruktur des Atlantiks und die kleinräumige Durchmischung des Ozeanwassers. Zufällige natürliche Schwankungen können dabei ebenfalls wichtig sein. Wie die MOC auf eine erhöhte Süßwasserzufuhr und höhere Temperaturen reagieren wird, kann man einerseits durch [[Klimamodelle|Modellrechnungen]] abschätzen, andererseits aus der Vergangenheit abzuleiten versuchen. Geologische Daten haben in Verbindung mit Modellsimulationen in letzter Zeit ein zunehmend differenzierteres Bild über das Verhalten der MOC bei früheren Klimaänderungen, insbesondere während der letzten Kaltzeit, entstehen lassen.<br />
<br />
== Die MOC im 21. Jahrhundert ==<br />
Der Blick auf die MOC im Eiszeitalter (vgl. [[Abrupte Klimaänderungen]]) liefert wertvolle Erkenntnisse für die Frage nach dem Verhalten dieses für Europa entscheidenden Klimafaktors auch in einer wärmeren Welt. Er zeigt erstens, dass es nicht nur einen Modus (Zustand) der MOC im Nordatlantik geben muss, und zweitens, dass der jetzige Modus empfindlich auf eine erhöhte Frischwasserzufuhr reagieren kann. [[Bild:MOC2200.jpg|thumb|left|480px|Entwicklung der thermohalinen Zirkulation (auch Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)) im Nordatlantik bei 30°N zwischen 1900 und 2200 nach drei verschiedenen Modellsimulationen (rot: MPI-M Hamburg, lila: Hadley Centre Großbritannien, grün: NASA/GISS USA)]]<br />
<br />
Da bei einer globalen Erwärmung sowohl der [[Wasserkreislauf]] und die Niederschläge vor allem in den höheren Breiten verstärkt werden, als auch das Schmelzen von Eis ([[Meereis]] und Grönlandeis) begünstigt wird, wird die Frischwasserzufuhr in den Nordatlantik aller Wahrscheinlichkeit nach erhöht und damit die Dichte des Oberflächenwasers in den Absinkgebieten der MOC verringert. Die meisten aktuellen Modelle deuten jedoch darauf hin, dass die Erwärmung des Oberflächenwassers infolge des Treibhauseffektes im 21. Jahrhundert am meisten zur Verringerung der Dichte beitragen wird.<br />
<br />
Im Fall des [[Klimaszenarien|A1B-Szenarions]] zeigen die Modelle eine Reduktion der MOC um 50 % oder mehr. Weder prognostiziert ein Modell eine verstärkte MOC, noch einen totalen Zusammenbruch der MOC im 21. Jahrhundert. Modelle, die in fernerer Zukunft einen Zusammenbruch der MOC wiedergeben, zählen bereits zu den älteren GCMs oder sind Modelle mittlerer Komplexität (siehe [[Klimamodelle]]).<br />
Es erscheint demnach sehr wahrscheinlich, dass die MOC im 21. Jahrhundert schwächer werden wird, aber sehr unwahrscheinlich, dass sie einen abrupten Wandel erfahren wird. Nach dem 21. Jahrhundert sind die Änderungen ungewisser. In manchen Modellen erholt sich die MOC zudem innerhalb von einigen Jahrhunderten wieder, wenn die Kohlendioxidkonzentrationen stabilisiert werden, in anderen jedoch nie.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch08.pdf Kapitel 8]</ref><br />
<br />
Wenig Studien gibt es dagegen zur Konvektion in der Südhemisphäre. Die Modelle deuten darauf hin, dass sich die Westwinde dort verstärken und nach Süden ausdehnen werden. Somit verengt und verstärkt sich auch der Antarktische Zirkumpolarstrom (ACC) und mehr Wasser strömt an der Oberfläche nach Norden und in Tiefen unterhalb von ca. 2000 m nach Süden. Erwärmung und Versüßung im Südlichen Ozean führen zu einer Stabilisierung der MOC. Dies ist vermutlich eine Folge der [[http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Thermohaline_Zirkulation_der_Vergangenheit#Arktis-Antarktis-Kopplung Kopplung zwischen Arktis und Antarktis]]. <br />
<br />
== Folgen ==<br />
Die meisten Modelle stimmen darin überein, dass eine Schwächung der MOC in den betroffenen Regionen nicht zu einer Abkühlung unter die vorindustriellen Werte führen wird, d.h. dass die Erwärmung etwa in Westeuropa lediglich schwächer ausfallen wird als ohne eine Veränderung der MOC. Die globale Erwärmung gewinnt also auch im nordatlantischen Raum gegen die Abkühlung durch die geschwächte MOC; zu Szenarien a la "The day after tomorrow" wird es also wohl nicht kommen". Während der Wärmefluss nach Norden in den niederen Breiten bei einer MOC-Reduktion reduziert wird, zeigen viele Simulationen außerdem zugleich einen stärkeren Wärmefluss in die Arktis, der zu Meereisschwund beiträgt. Trotz der verminderten Umwälzung wird das Wasser dort nämlich wärmer und der Zustrom in die Arktis stärker. <br />
<br />
Andere Folgen betreffen eine erhöhte Rate des [[Meeresspiegel der Zukunft|Meerespiegelanstiegs]] und die reduzierte Fähigkeit des Ozeans zur CO<sub>2</sub>-Aufnahme<ref>Rahmstorf, S. (2000): The Thermohaline Circulation: a System with Dangerous Thresholds? An Editorial Comment, Climatic Change 46, 247-256; Knutti, R. and T.F. Stocker 2000): Influence of the Thermohaline Circulation on Projected Sea Level Rise, Journal of Climate 13, 1997-2001; Joos, F., G.K. Plattner, T.F. Stocker, O. Marchal and A. Schmittner (1999): Global Warming and Marine Carbon Cycle Feedbacks on Future Atmospheric CO2, Science 284, 264-267</ref>. Für die Gegenwart zeigen zwar weder Modelle noch Beobachtungen eine Veränderung der MOC durch den Klimawandel; allerdings besteht bisher ein Mangel an repräsentativen Messdaten. Jüngste Beobachtungen einer Erhöhung der Frischwasserzufuhr durch die Sibirischen Flüsse in das Nordpolarmeer stützen jedoch die erwähnten Projektionen für das 21. Jahrhundert<ref>Peterson, B.J., R.M. Holmes, J.W. McClelland, C.J. Vörösmarty, R.B.Lammers, A.I. Shiklomanov, I.A. Shiklomanov and Stefan Rahmstorf(2002): Increasing River Discharge to the Arctic Ocean, Science 298, 2171-2173</ref>. Es gibt aber auch gegenteilige Berechnungen, die eine Stabilisierung der THC prognostizieren, zum einen durch eine höhere Verdunstung, zum anderen durch den Einfluss der zu erwartenden Trends der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation (NAO)]] und des [[El Niño]]-Effekts<ref>vgl. Knutti, R. and T.F. Stocker (2002): Limited Predictability of the Future Thermohaline Circulation Close to an Instability Threshold, Journal of Climate 15, 179-186</ref>.<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Globales Förderband]]<br />
* [[Thermohaline Zirkulation]]<br />
* [[Thermohaline Zirkulation der Vergangenheit]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Ozean]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Abschw%C3%A4chung_der_thermohalinen_Zirkulation&diff=8491Abschwächung der thermohalinen Zirkulation2009-06-22T21:53:36Z<p>Sebastian: /* Folgen */</p>
<hr />
<div>== Einflussfaktoren ==<br />
<br />
Der anthropogene (von Menschen gemachte) Klimawandel hat in jüngster Zeit die Frage aufgeworfen, ob das [[Globales Förderband|globale Förderband]] in seinem nordatlantischen Ausläufer stabil ist. Die globale Erwärmung durch die Emission von [[Kohlendioxid]] und anderen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] verstärkt die Verdunstung, die besonders über den Ozeanen der [[Subtropen]] hoch ist. Die wärmere und mehr Wasserdampf enthaltende Luft transportiert die Feuchte von den Subtropen in höhere Breiten, wo sie dann als [[Niederschlag]] fällt und direkt oder durch Zuflüsse den Süßwassereintrag in den Nordatlantik erhöht. Außerdem wird durch die Erwärmung der Atmosphäre auch die Temperatur des Oberflächenwassers erhöht. Zusätzlich bedeutet das Abschmelzen großer Eismassen einen Eintrag von Süßwasser im Nordatlantik. All diese Effekte haben eine Verringerung der Dichte in den nordatlantischen Absinkgebieten der thermohalinen Zirkulation (THC) zur Folge und damit eine Schwächung der Tiefenwasserproduktion und des Wärmetransports durch den [[Golfstrom]] und den Nordatlantikstrom - falls nicht andere Effekte dem entgegenwirken. Wie die THC auf eine erhöhte Süßwasserzufuhr und höhere Temperaturen reagieren wird, kann man einerseits durch [[Klimamodelle|Modellrechnungen]] abschätzen, andererseits aus der Vergangenheit abzuleiten versuchen. Geologische Daten haben in Verbindung mit Modellsimulationen in letzter Zeit ein zunehmend differenzierteres Bild über das Verhalten der thermohalinen Zirkulation bei früheren Klimaänderungen, insbesondere während der letzten Kaltzeit, entstehen lassen.<br />
<br />
== Die thermohaline Zirkulation im 21. Jahrhundert ==<br />
Der Blick auf die THC im Eiszeitalter (vgl. [[Abrupte Klimaänderungen]]) liefert wertvolle Erkenntnisse für die Frage nach dem Verhalten dieses für Europa entscheidenden Klimafaktors auch in einer wärmeren Welt. Er zeigt erstens, dass es nicht nur einen Modus (Zustand) der thermohalinen Zirkulation im Nordatlantik geben muss, und zweitens, dass der jetzige Modus sehr empfindlich auf eine erhöhte Frischwasserzufuhr reagieren kann. [[Bild:MOC2200.jpg|thumb|left|480px|Entwicklung der thermohalinen Zirkulation (auch Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)) im Nordatlantik bei 30°N zwischen 1900 und 2200 nach drei verschiedenen Modellsimulationen (rot: MPI-M Hamburg, lila: Hadley Centre Großbritannien, grün: NASA/GISS USA)]]<br />
<br />
Da bei einer globalen Erwärmung sowohl der [[Wasserkreislauf]] und die Niederschläge vor allem in den höheren Breiten verstärkt werden wie auch das Schmelzen von Eis (von [[Meereis]] und Grönlandeis) begünstigt wird, wird die Frischwasserzufuhr in den Nordatlantik aller Wahrscheinlichkeit nach erhöht und damit die Dichte des Oberflächenwasers in den Absinkgebieten der THC verringert. Auch die Erwärmung des Oberflächenwassers infolge des Treibhauseffektes trägt zur Verringerung der Dichte bei. Entsprechend haben die meisten Klimamodelle für das 21. Jahrhundert eine deutliche Schwächung der THC zwischen 20-50% berechnet und schließen ein komplettes Versiegen bei einem Temperaturanstieg von 4-5 °C in 100 Jahren nicht aus<ref>Rahmstorf, S. (2000): The Thermohaline Circulation: a System with Dangerous Thresholds? An Editorial Comment, Climatic Change 46, 247-25; IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, 9.3.4.3; Knutti, R. and T.F. Stocker (2002): Limited Predictability of the Future Thermohaline Circulation Close to an Instability Threshold, Journal of Climate 15, 179-186</ref>.<br />
<br />
== Folgen ==<br />
Die meisten Modelle stimmen allerdings darin überein, dass eine Schwächung der THC in den betroffenen Regionen nicht zu einer Abkühlung unter die vorindustriellen Werte führen wird, d.h. dass die Erwärmung etwa in Westeuropa lediglich schwächer ausfallen wird als ohne eine Veränderung der THC. <br />
<br />
Andere Folgen betreffen eine erhöhte Rate des [[Meeresspiegel der Zukunft|Meerespiegelanstiegs]] und die reduzierte Fähigkeit des Ozeans zur CO<sub>2</sub>-Aufnahme<ref>Rahmstorf, S. (2000): The Thermohaline Circulation: a System with Dangerous Thresholds? An Editorial Comment, Climatic Change 46, 247-256; Knutti, R. and T.F. Stocker 2000): Influence of the Thermohaline Circulation on Projected Sea Level Rise, Journal of Climate 13, 1997-2001; Joos, F., G.K. Plattner, T.F. Stocker, O. Marchal and A. Schmittner (1999): Global Warming and Marine Carbon Cycle Feedbacks on Future Atmospheric CO2, Science 284, 264-267</ref>. Für die Gegenwart zeigen zwar weder Modelle noch Beobachtungen eine Veränderung der THC durch den Klimawandel. Jüngste Beobachtungen einer Erhöhung der Frischwasserzufuhr durch die Sibirischen Flüsse in das Nordpolarmeer stützen jedoch die erwähnten Projektionen für das 21. Jahrhundert<ref>Peterson, B.J., R.M. Holmes, J.W. McClelland, C.J. Vörösmarty, R.B.Lammers, A.I. Shiklomanov, I.A. Shiklomanov and Stefan Rahmstorf(2002): Increasing River Discharge to the Arctic Ocean, Science 298, 2171-2173</ref>. Es gibt aber auch gegenteilige Berechnungen, die eine Stabilisierung der THC prognostizieren, zum einen durch eine höhere Verdunstung, zum anderen durch den Einfluss der zu erwartenden Trends der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation (NAO)]] und des [[El Niño]]-Effekts<ref>vgl. Knutti, R. and T.F. Stocker (2002): Limited Predictability of the Future Thermohaline Circulation Close to an Instability Threshold, Journal of Climate 15, 179-186</ref>.<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Globales Förderband]]<br />
* [[Thermohaline Zirkulation]]<br />
* [[Thermohaline Zirkulation der Vergangenheit]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Ozean]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Abschw%C3%A4chung_der_thermohalinen_Zirkulation&diff=8490Abschwächung der thermohalinen Zirkulation2009-06-22T21:52:41Z<p>Sebastian: </p>
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<div>== Einflussfaktoren ==<br />
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Der anthropogene (von Menschen gemachte) Klimawandel hat in jüngster Zeit die Frage aufgeworfen, ob das [[Globales Förderband|globale Förderband]] in seinem nordatlantischen Ausläufer stabil ist. Die globale Erwärmung durch die Emission von [[Kohlendioxid]] und anderen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] verstärkt die Verdunstung, die besonders über den Ozeanen der [[Subtropen]] hoch ist. Die wärmere und mehr Wasserdampf enthaltende Luft transportiert die Feuchte von den Subtropen in höhere Breiten, wo sie dann als [[Niederschlag]] fällt und direkt oder durch Zuflüsse den Süßwassereintrag in den Nordatlantik erhöht. Außerdem wird durch die Erwärmung der Atmosphäre auch die Temperatur des Oberflächenwassers erhöht. Zusätzlich bedeutet das Abschmelzen großer Eismassen einen Eintrag von Süßwasser im Nordatlantik. All diese Effekte haben eine Verringerung der Dichte in den nordatlantischen Absinkgebieten der thermohalinen Zirkulation (THC) zur Folge und damit eine Schwächung der Tiefenwasserproduktion und des Wärmetransports durch den [[Golfstrom]] und den Nordatlantikstrom - falls nicht andere Effekte dem entgegenwirken. Wie die THC auf eine erhöhte Süßwasserzufuhr und höhere Temperaturen reagieren wird, kann man einerseits durch [[Klimamodelle|Modellrechnungen]] abschätzen, andererseits aus der Vergangenheit abzuleiten versuchen. Geologische Daten haben in Verbindung mit Modellsimulationen in letzter Zeit ein zunehmend differenzierteres Bild über das Verhalten der thermohalinen Zirkulation bei früheren Klimaänderungen, insbesondere während der letzten Kaltzeit, entstehen lassen.<br />
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== Die thermohaline Zirkulation im 21. Jahrhundert ==<br />
Der Blick auf die THC im Eiszeitalter (vgl. [[Abrupte Klimaänderungen]]) liefert wertvolle Erkenntnisse für die Frage nach dem Verhalten dieses für Europa entscheidenden Klimafaktors auch in einer wärmeren Welt. Er zeigt erstens, dass es nicht nur einen Modus (Zustand) der thermohalinen Zirkulation im Nordatlantik geben muss, und zweitens, dass der jetzige Modus sehr empfindlich auf eine erhöhte Frischwasserzufuhr reagieren kann. [[Bild:MOC2200.jpg|thumb|left|480px|Entwicklung der thermohalinen Zirkulation (auch Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)) im Nordatlantik bei 30°N zwischen 1900 und 2200 nach drei verschiedenen Modellsimulationen (rot: MPI-M Hamburg, lila: Hadley Centre Großbritannien, grün: NASA/GISS USA)]]<br />
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Da bei einer globalen Erwärmung sowohl der [[Wasserkreislauf]] und die Niederschläge vor allem in den höheren Breiten verstärkt werden wie auch das Schmelzen von Eis (von [[Meereis]] und Grönlandeis) begünstigt wird, wird die Frischwasserzufuhr in den Nordatlantik aller Wahrscheinlichkeit nach erhöht und damit die Dichte des Oberflächenwasers in den Absinkgebieten der THC verringert. Auch die Erwärmung des Oberflächenwassers infolge des Treibhauseffektes trägt zur Verringerung der Dichte bei. Entsprechend haben die meisten Klimamodelle für das 21. Jahrhundert eine deutliche Schwächung der THC zwischen 20-50% berechnet und schließen ein komplettes Versiegen bei einem Temperaturanstieg von 4-5 °C in 100 Jahren nicht aus<ref>Rahmstorf, S. (2000): The Thermohaline Circulation: a System with Dangerous Thresholds? An Editorial Comment, Climatic Change 46, 247-25; IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, 9.3.4.3; Knutti, R. and T.F. Stocker (2002): Limited Predictability of the Future Thermohaline Circulation Close to an Instability Threshold, Journal of Climate 15, 179-186</ref>.<br />
<br />
== Folgen ==<br />
Die meisten Modelle stimmen allerdings darin überein, dass eine Schwächung der THC in den betroffenen Regionen nicht zu einer Abkühlung unter die vorindustriellen Werte führen wird, d.h. dass die Erwärmung etwa in Westeuropa lediglich schwächer ausfallen wird als ohne eine Veränderung der THC. <br />
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Andere Folgen betreffen eine erhöhte Rate des [[Meeresspiegel der Zukunft|Meerespiegelanstiegs]] und die reduzierte Fähigkeit des Ozeans zur CO<sub>2</sub>-Aufnahme<ref>Rahmstorf, S. (2000): The Thermohaline Circulation: a System with Dangerous Thresholds? An Editorial Comment, Climatic Change 46, 247-256; Knutti, R. and T.F. Stocker 2000): Influence of the Thermohaline Circulation on Projected Sea Level Rise, Journal of Climate 13, 1997-2001; Joos, F., G.K. Plattner, T.F. Stocker, O. Marchal and A. Schmittner (1999): Global Warming and Marine Carbon Cycle Feedbacks on Future Atmospheric CO2, Science 284, 264-267</ref>. Für die Gegenwart zeigen zwar weder Modelle noch Beobachtungen eine Veränderung der THC durch den Klimawandel. Jüngste Beobachtungen einer Erhöhung der Frischwasserzufuhr durch die Sibirischen Flüsse in das Norpolaarmeer stützen jedoch die erwähnten Projektionen für das 21. Jahrhundert<ref>Peterson, B.J., R.M. Holmes, J.W. McClelland, C.J. Vörösmarty, R.B.Lammers, A.I. Shiklomanov, I.A. Shiklomanov and Stefan Rahmstorf(2002): Increasing River Discharge to the Arctic Ocean, Science 298, 2171-2173</ref>. Es gibt aber auch gegenteilige Berechnungen, die eine Stabilisierung der THC prognostizieren, zum einen durch eine höhere Verdunstung, zum anderen durch den Einfluss der zu erwartenden Trends der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation (NAO)]] und des [[El Niño]]-Effekts<ref>vgl. Knutti, R. and T.F. Stocker (2002): Limited Predictability of the Future Thermohaline Circulation Close to an Instability Threshold, Journal of Climate 15, 179-186</ref>.<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Globales Förderband]]<br />
* [[Thermohaline Zirkulation]]<br />
* [[Thermohaline Zirkulation der Vergangenheit]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Ozean]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Verbreitung_der_Arten&diff=8489Verbreitung der Arten2009-06-22T21:01:26Z<p>Sebastian: /* Ozeanische Ökosysteme */</p>
<hr />
<div>Eine wichtige Folge der globalen Erwärmung sind Veränderungen in der Verbreitung der Arten entweder polwärts oder in die Höhe. Das Ergebnis ist oft eine veränderte Zusammensetzung in den bisherigen bzw. neuen Verbreitungsgebieten. Die Veränderungen hängen stark von der Mobilität der Arten ab. So reagieren Schmetterlinge sehr schnell auf eine Temperaturerhöhung, Waldbäume dagegen nur sehr langsam.<br />
<br />
== Polare Gebiete ==<br />
[[Bild:Tundra_strauch.gif|thumb|320px|Positive Rückkopplung zwischen einer Zunahme der Strauchvegetation und Bodenprozessen in der Tundra im nördlichen Alaska]]<br />
===Terrestrische Ökosysteme===<br />
[[Terrestrisch|Terrestrische]] [[Ökosystem|Ökosysteme]] in [[Polargebiet|polaren Gebieten]] sind von solchen Veränderungen als Folgen des Klimawandels vor allem betroffen, da hier der Temperaturanstieg besonders hoch ist. So war die Erwärmung in der Arktis in den letzten Jahrzehnten doppelt so stark wie im globalen Mittel, besonders im Winter. Alaska und das westliche Kanada zeigen z.B. in den letzten 50 Jahren einen winterlichen Temperaturanstieg von 3-4 <sup>o</sup>C. Die Folgen für die physische Natur sind vielfältig und überall deutlich festzustellen. Besonders gravierend ist das Abschmelzen des arktischen [[Meereis|Meereises]]. Aber auch das Eis auf Grönland und der arktischen [[Gletscherschmelze|Gletscher]] schmilzt unerwartet schnell. Ebenso hat sich die arktische Schneedecke verringert, in den letzten 30 Jahren um 10%. 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><br />
<br />
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 <sup>o</sup>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> <br />
[[Bild:Eisbaer_gewicht.gif|thumb|420px|Vorverlegung des Eisaufbruchs und abnehmendes Körpergewicht von Eisbären (Hudson-Bay)]]<br />
<br />
=== Ozeanische Ökosysteme ===<br />
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 [[Meereis|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.<br />
<br />
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.<br />
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420px|Eisbär auf schwindendem Eis]]<br />
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 <sup>o</sup>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.<br />
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== Mittlere Breiten ==<br />
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In den [[Gemäßigte Zone|mittleren Breiten]] zeigen vor allem [[Klimawandel und Zugvögel|Vögel]] und Schmetterlinge eine Migration nach Norden. In Großbritannien wurde bei 12 Vogelarten eine Ausbreitung nach Norden um 19 km in 20 Jahren beobachtet. Bei zahlreichen Schmetterlingsarten wurde in ganz Europa eine Ausdehnung der Verbreitungsgrenze nach Norden zwischen 35 und 240 km festgestellt. Einige Arten haben auch ihren Lebensraum insgesamt verlegt. So kam der Braune Feuerfalter (Heodes tityrus) in den 1920er Jahren hauptsächlich in Katalanien vor. Gegenwärtig findet man ihn nur noch nördlich der Pyrynäen, und 2006 erreichte er die Ostseeregion. In den USA hat der Sachem-Skipper-Schmetterling sein Verbreitungsgebiet in nur 35 Jahren über 600 km von Kalifornien nach Washington verlegt.<ref>Parmesan, C. 2006: Ecological and Evolutionary Responses to Recent Climate Change. Annual Review of Ecology, Evolution and Systematics (37), 637-69 </ref><br />
<br />
Aber auch Pflanzen der mittleren Breiten zeigen bereits deutliche Verschiebungen ihrer Verbreitungsgrenzen, wobei es zu Einwanderungen exotischer Arten kommt. So wurde der mediterran-westatlantische Meerfenchel seit dem Jahr 2000 zum erstenmal auf Helgoland nachgewiesen. Die Lorbeerkirsche, die eigentlich aus dem Balkan und den Küstenregionen am Schwarzen und Kaspischen Meer stammt und in Mitteleuropa nur kultiviert vorkommt, wird seit 15 Jahren zunehmnd auch verwildert beobachtet. Ähnliches trifft für die aus Südostasien stammende Hanfpalme zu, die seit dem 19. jahrhundert importiert wurde, aber auf Gartenstandorte beschränkt blieb. Auch sie ist an nichtkultivierten Standorten heimisch geworden wie in Wäldern der Südalpen und zunehmend in der gesamten Schweiz. Eine problematische Zuwanderung stellt die Beifußblättrige Ambrosia (auch Traubenkraut genannt) dar, da sie hohallergine Pollen produziert. Sie stammt aus nordamerika, breitete sich in den 1990er Jahren massiv in süs- und Südosteuropa aus und ist seit einigen Jahren auch in Deutschland, in Süddeutschland sogar in Massenbeständen, nachgewiesen worden.<ref>Lübbert, J., S. Berger und G.R. Walther: Klimatisch bedingt treten neue Pflanzenarten auf; in: Lozán u.a. (Hrsg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen, Hamburg 2008, S. 82-85 </ref> Auch wenn die Einfuhr exotischer Arten dem bewussten Import und globalem Handel zugeschrieben werden muss, ist die eigenständige Ausbreitung in der Regel durch die wärmeren Klimaverhältnisse bedingt.<br />
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===Gebirgsregionen===<br />
[[Bild:Hoehenmigration.jpg|thumb|420px|Höhenmigration zwischen den 1990er Jahren und 2003 in den Gipfelregionen der Berninagruppe]]<br />
Gebirgsregionen zeigen im Allgemeinen deutliche Höhenabstufungen in den physischen Bedingungen, an welche die Ökosysteme angepasst sind. Besonders die Temperaturverhältnisse haben sich in den letzten Jahrzehnten in die Höhe verschoben, und mit ihnen der Lebensraum mancher Arten. So haben in Costa Rica Tiefland-Vögel begonnen, in den Bergwäldern zu brüten. In Frankreich wurde beobachtet, dass der Rote-Apollo-Schmetterling auf Plateaus unterhalb von ca. 850 m in den letzten 40 Jahren verschwunden ist und nur noch ab 900 m Höhe vorkommt.<br />
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Besonders hochalpine Pflanzen sind stark von den Temperaturbedingungen abhängig, die hier in den letzten Jahrzehnten durch die [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] etwa doppelt so stark wie im globalen Durchschnitt gestiegen sind. Wie in den höheren Breiten wird auch in Hochgebirgen eine deutliche Verschiebung der Vegetationsgrenzen (hier in die Höhe) erwartet, die vielfach schon beobachtet wurde, so z.B. um 60-80 m in den letzten 70 Jahren im südlichen Ural oder um 150-165 m im 20. Jahrhundert in Skandinavien.<ref> IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II, Impacts, Adaptation and Vulnerability, 12.4.3; Pauli H., Gottfried M., Reiter K., Klettner C., Grabherr G. (2007) Signals of range expansions and contractions of vascular plants in the high Alps: observations (1994-2004) at the GLORIA master site Schrankogel, Tyrol, Austria, Global Change Biolog 13, 147-156 </ref> Eine Untersuchung über die Migration der Arten auf Gipfeln der Schweizer Bernina-Gruppe hat eine beschleunigte Aufwärtswanderung seit Mitte der 1980er Jahre festgestellt, mit dem Resultat eines höheren Artenreichtums in den Gipfelregionen.<ref>Walther, Gian-Reto; Beißner, Sascha; Burga, Conradin A. (2005): Trends in the upward shift of alpine plants, Journal of Vegetation Science 16, 541-548 </ref> Bei einer weiteren Erwärmung wird allerdings damit gerechnet, dass die Artenzunahme sich in ihr Gegenteil verkehrt, da Kälte liebende Arten ihren Lebensraum verlieren werden. Erste Anzeichen dafür sind bereits in Montana im Nordwesten der USA beobachtet worden.<ref>Pauli H., Gottfried M., Reiter K., Klettner C., Grabherr G. (2007) Signals of range expansions and contractions of vascular plants in the high Alps: observations (1994-2004) at the GLORIA master site Schrankogel, Tyrol, Austria, Global Change Biolog 13, 147-156</ref><br />
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== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Literatur ==<br />
* IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II, Impacts, Adaptation and Vulnerability - [http://www.gtp89.dial.pipex.com/chpt.htm Online]<br />
* Lübbert, J., S. Berger und G.R. Walther: Klimatisch bedingt treten neue Pflanzenarten auf; in: Lozán u.a. (Hrsg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen, Hamburg 2008, S. 82-85<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.waldundklima.net/klima_wald_01.php Wald & Klimaveränderungen]<br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Auswirkungen des Klimawandels auf Ökosysteme]]<br />
* [[Alpine Ökosysteme]]<br />
* [[Klimawandel und Zugvögel]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Vegetation]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Marine_%C3%96kosysteme&diff=8487Marine Ökosysteme2009-06-22T12:51:00Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Einfluss des Klimawandels auf Korallenriffe == <br />
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Die Korallenriffe in den warmen tropischen Meeren gelten neben dem tropischen Regenwald als artenreichster Lebensraum der Erde. 60 000 Arten sind bekannt, über 400 000 Arten werden vermutet. Korallenriffe beherbergen mehr als 25% der bekannten Meeresfische und sind damit eine wichtige Nahrungsquelle für viele Küstenbewohner. Sie sind außerdem ein wichtiger wirtschaftlicher Faktor im Tourismus vieler Länder und dienen dem Küstenschutz. Die weltweiten Riffareale werden auf 617 000 km<sup>2</sup> geschätzt, die Ausdehnung der flachen, gut entwickelten Korallenriffe auf 255 000 km<sup>2</sup>, wovon 58% durch Überfischung und Verschmutzung, sowie anderer menschlicher Aktivitäten als gefährdet gelten. Als neuer Bedrohungsfaktor ist in jüngster Zeit der Klimawandel identifiziert worden. Dieser wirkt in dreifacher Weise auf die Korallenriffe ein: durch erhöhte Wassertemperaturen, durch die Versauerung des Wassers und durch veränderte Sturmintensitäten<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1].</ref><br />
Es wird angenommen, dass der Anstieg des Meeresspiegels in den nächsten 100 Jahren keine oder nur eine geringe Bedrohung für die Riffe darstellt, da gesunde Riffe wahrscheinlich zu einem vertikalen Wachstum von bis zu 10 mm pro Jahr in der Lage sind. Wie das bei den zahlreichen bereits degradierten Riffen in den dichtbevölkerten Regionen Südostasiens, Ostafrikas und der Karibik aussieht, ist weniger klar. <br />
Es ist außerdem nicht einfach, die Einflüsse des Klimawandels von anderen anthropogenen Einflüssen zu separieren. Schwankungen von pH-Wert, Sturmaktivität und Meerestemperaturen, die sich über Jahrzehnte erstrecken, erschweren es auch, den Einfluss des anthropogenen Klimawandels von natürlichen Schwankungen zu unterscheiden.<br />
<br />
=== Einfluss steigender Wassertemperaturen === <br />
[[Bild:KorallenriffeKlimafolgen.gif|thumb|420 px|Veränderung der Korallenbedeckung zwischen Dezember 1998 bis Februar 2000 in den Lagunen von Belize bei zwei Arten der Salatkoralle Agaricia (blau und rot) und anderen harten Korallen wie Scleractina und Milleporina (grün)]] <br />
Die Temperatur des Oberflächenwassers in den tropischen Ozeanen ist in den letzten Jahrzehnten kontinuierlich angestiegen, und es wird erwartet, dass sie bis 2100 um weitere 1-2 °C zunehmen wird. Viele Korallenriffe existieren bereits an oder nahe der Temperaturobergrenze. Eine weitere Erwärmung wird zunehmend lebensfeindliche Bedingungen schaffen. <br />
<br />
Von vielen Wissenschaftlern wird die in jüngster Zeit beobachtete Korallenbleiche bereits als Folge der globalen Erwärmung gedeutet, denn für den Zusammenhang zwischen erhöhter Wassertemperatur und der Korallenbleiche gibt es inzwischen stichhaltige Beweise.<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1].</ref> Üblicherweise kommt es zu einer Bleiche, wenn die Temperatur um mehr als 0,8 - 1 °C über den mittleren Sommerwerten liegt und diese Anomalie mindestens 4 Wochen lang anhält. Das Ausbleichen der Korallen entsteht dadurch, dass die symbiotisch auf der Oberfläche der Korallen lebenden Algen durch eine Temperaturerhöhung ihr lebenswichtiges Pigment, das Chlorophyll, verlieren und absterben. Zurück bleiben die weißen, bleichen Korallenstöcke, die bei längerem Anhalten dieses Zustandes ebenfalls absterben. Korallenbleiche kann außerdem auch durch verstärkte Sonnenstrahlung zustandekommen; weitere begünstigende Faktoren sind extrem niedrige Tiden, eine Absenkung des Salzgehaltes und Umweltbelastungen durch den Menschen. Diese Faktoren wirken in vielen Fällen zusammen. So kann eine extrem niedrige Ebbe das Korallendach stärker der Sonnnenstrahlung aussetzen, und die durch Umwelteinflüsse geschwächten oder erkrankten Korallen sind dem temperaturbedingten Ausbleichen schutzloser ausgesetzt.<br />
<br />
In den letzten 20 Jahren war die Korallenbleiche häufig mit El Niño-Ereignissen gekoppelt, duch die die Meeresoberflächentemperatur um mehrere Grad Celsius über das normale Maximum angestiegen, in manchen Gebieten aber auch der Wasserspiegel deutlich abgesenkt war. Beispiellos war die Korallenbleiche 1998 in ausgedehnten Gebieten, die mit dem El Niño 1997/98 in Zusammenhang gebracht und als Vorzeichen künftiger Ereignisse bei einer weiteren Erwärmung gedeutet wurde. Die Korallenbleiche wurde aus insgesamt 32 Ländern und Inselstaaten berichtet, mit den Hauptgebieten im Pazifik, Indischen Ozean und der Karibik. Auch das australische Große Barrier-Riff war ernsthaft betroffen.<ref>International Society for Reef Studies, ISRS (1998): Coral Bleaching - a Global Concern, Reef Encounter 24, 19-20</ref> Einige Korallenarten konnten sich nach ein bis zwei Monaten wieder erholen, bei anderen war das nicht der Fall. In den Lagunen von Belize z.B. stieg 1998 die Temperatur des Wassers in 2-10 m Tiefe auf bis zu 31,5 °C (normalerweise werden selten 29 °C überschritten) und verursachte eine Korallenbleiche, wie es sie in den letzten 3000 Jahren nicht gegeben hat.<ref>Aronson, R.B., W.F. Precht, I.G. Macintyre and T.J.T. Murdoch (2000): Ecosystems: Coral bleach-out in Belize, Nature 405, 36</ref> Diese und andere Befunde legen es nahe anzunehmen, dass bei einem weiteren Anstieg der Meeresoberflächentemperatur durch den menschenbedingten [[Treibhauseffekt]] das Phänomen der Korallenbleiche und des Korallensterbens in Zukunft noch ernstere Formen annehmen wird. Der prognostizierte Meerespiegelanstieg könnte dem aber auch entgegenwirken, zumal in einigen Gebieten wie vor der Westküste Thailands die Korallenbleiche primär in Folge der Meeresspiegelabsenkung durch den El Niño 1997/98 und der dadurch ermöglichten stärkeren Solarbestrahlung erklärt wurde.<ref>Brown, B.E., R.P. Dunne, M.S. Goodson, A.E. Douglas (2000): Marine ecology: Bleaching patterns in reef corals, Nature 404, 142-143</ref> <br />
<br />
=== Einfluss der CO<sub>2</sub>-Emissionen === <br />
[[Bild:Atoll_yap.jpg |thumb|420 px|Atolle des Staates Yap (Mikronesien im Pazifik): Für Korallen stellen die saurer werdenden Ozeane ein Risiko dar, denn sie sind auf die Bildung von Kalkschalen angewiesen]]<br />
Da Korallenriffe einerseits große Mengen von Kalk akkumulieren, anderseits bei der Karbonatverwitterung aber auch Kohlenstoff freisetzen, sind sie eng in den Kohlenstoffkreislauf eingebunden. In jüngster Zeit ist viel diskutiert worden, ob eine Erhöhung der atmosphärischen und in deren Folge der im Meerwasser gelösten CO<sub>2</sub>-Konzentration sich negativ auf die Fähigkeit von Korallen zur Akkumulation von Kalk auswirken könnte. Die Bildung von Kalk hängt vom Sättigungsgrad des Kalziumcarbonat (CaCO<sub>3</sub>) im Meeresoberflächenwasser ab. In Meerwasser gelöstes Kohlendioxid reagiert nun aber mit Wasser und Kalziumkarbonat zu Hydrogenkarbonationen und Kalziumionen (CO<sub>2</sub> + H<sub>2</sub>O + CaCO<sub>3</sub> <-> 2HCO<sub>3</sub><sup>-</sup> + Ca<sup>2+</sup>). Kohlendioxid entzieht also dem Meerwasser Kalziumkarbonat und beeinträchtigt damit die Kalzifizierung der Korallen. Da der Ozean bisher schon einen erheblichen Teil des anthropogen emittierten Kohlendioxids aus der Atmosphäre aufgenommen hat, müsste sich das schon auf die Kalkbildung ausgewirkt haben. Tatsächlich wird von manchen Forschern die Kalzifizierungsrate gegenwärtig auf 91% des vorindustriellen Wertes eingeschätzt und könnte danach auf 79% im Jahre 2065 und 73% im Jahre 2100 absinken.<ref>Kleypas, J.A., R.W. Buddemeier, D. Archer, J.-P. Gattuso, C. Langdon, and B.N. Opdyke (1999): Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs, Science 284, 118-120; Leclercq, N.L., J.E.A.N.-Pierre Gattuso and J.E.A.N. Jaubert (2000): CO<sub>2</sub> partial pressure controls the calcification rate of a coral community, Global Change Biology 6, 329 -334</ref> Noch gibt es jedoch keine Daten, die ein verändertes Korallenwachstum an einem bestimmten Ort aufgrund von Versauerung nachweisen können.<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1].</ref><br />
Die wichtigsten Folgen einer geringeren Kalkbildung sind weichere Korallenskelette, geringere Wachstumsraten und eine höhere Empfindlichkeit gegenüber Erosion. Und eine Reduzierung der Kalkakkumulation könnte sich auch auf die Fähigkeit der Riffe auswirken, bei einem steigenden Meeresspiegel in ausreichendem Maße vertikal mitzuwachsen.<br />
<br />
=== Einfluss von Stürmen ===<br />
Stürme beschädigen Korallen zum einen direkt durch die Kraft der Wellen, zum anderen indirekt aufgrund der Lichtschwächung durch aufgewirbeltes Sediment und dem Abrieb durch Sediment und abgebrochene Korallen. Eine Zusammenfassung von verschiedenen zwischen 1977 und 2001 in der Karibik erhobenen Daten zeigt, dass im Jahr nach einem [[Hurrikan]] ein Rückgang der Korallenbedeckung um 17 % zu verzeichnen war, ohne dass sich die Korallen innerhalb von 8 Jahren wieder erholten. Ein zweiter Hurrikan unmittelbar nach dem ersten hat dagegen einen geringeren Effekt.<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1].</ref> Dies deutet darauf hin, dass die Stärke der Hurrikane einen größeren Einfluss auf die Korallen hat als ihre Häufigkeit. Gerade erstere könnte in Folge des Klimawandels aber zunehmen, wobei die Zukunft der Hurrikan-Statistik äußerst unsicher ist.<br />
<br />
== Einfluss des Klimawandels auf Meeresfische, Meeressäuger und Meeresvögel ==<br />
<br />
=== Meeresfische ===<br />
Von 1987 bis 1996 lagen die Fangergebnisse von Fischen in den Weltmeeren bei durchschnittlich 74,5 Millionen t pro Jahr. Fluktuationen bei den Quoten einiger der wichtigsten kommerziellen Arten wie Hering, Makrele, Heilbutt und Thunfisch werden häufig auf die Überfischung mit modernster Ausrüstung zurückgeführt. Neben anderen Faktoren wie das Räuber-Beute-Verhältnis haben jedoch auch Klimaschwankungen eine wichtige Auswirkung auf die Fischbestände.<ref>Westernhagen, H.v. (1998): Klima und Fischerei, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S.286-291</ref> Das Klima beeinflusst zahlreiche für die Meeresfische entscheidenden Faktoren wie die Wassertemperatur, die Eisverteilung, den Salzgehalt, die Verfügbarkeit von Nahrung usw. Trotz der Wechselwirkungen zwischen diesen Faktoren kommt der Wassertemperatur dabei die entscheidende Rolle zu, da sie direkt die Laichzeit, das Aufwachsen der Jungfische und die Produktionsrate der Nahrung bestimmt. So zeigte sich beim Kabeljau in der Nordsee, der hier an der Südgrenze seines Verbreitungsgebietes auf der Nordhalbkugel vorkommt, parallel mit der Erwärmung des Meereswassers seit 1988 auch ein Rückgang der Fangergebnisse, die wiederum in einem Jahr mit kühleren Temperaturen wie 1996 wieder besser ausfielen.<ref>O'Brien, C. M., C. J. Fox, B. Planque, J. Casey (2000): Climate variability and North Sea cod, Nature 404, 142</ref> Eine auffällige Parallele zwischen Kabeljaufischerei und Temperaturentwicklung weisen auch die Fangergebnisse vor West-Grönland auf. Ebenso erwiesen sich zwischen den Ergebnissen der japanischen und kalifornischen Sardinenfänge und den Schwankungen des Klimas im Nordpazifischen Raum aufällige Parallelen im Dekaden-Bereich. Und während der El Niño- und La Niña-Ereignisse der letzten Jahrzehnte verlagerten sich mit der Temperatur der Meeresoberfläche auch die Hauptfanggebiete von Thunfisch im tropischen Pazifik.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
Auch wenn es schwierig ist, die Folgen von Überfischung und von klimabedingten Änderungen im Einzelfall zu trennen, kann man davon auszugehen, dass der Fischbestand der Weltmeere auch von klimatischen Veränderungen abhängt. Das bedeutet, dass auch eine künftige Änderung bei den Meerestemperaturen durch den menschenbedingten Treibhauseffekt Folgen für den Fischbestand und die Fangergebnisse haben wird. Welche Folgen zu erwarten sind, lässt sich mit Einschränkung aus den El Niño-Ereignissen im Südpazifik ableiten, bei denen das erwärmte Oberflächenwasser vor der peruanischen Küste die Phytoplanktongemeinschaften so veränderte, dass die Sardellenbestände stark zurückgehen. Eine allgemein steigende Meeresoberflächentemperatur könnte in Einzelfällen auch Arten in anderen Regionen negativ beeinflussen. So könnte sich der Rotlachs ganz aus dem Nordpazifik auf das Bering-Meer zurückziehen. Allerdings sagen einige Modelle eine Intensivierung des Alëuten-Tiefs und damit eine Abkühlung des Meerwassers voraus, was den Lachsbestand im Nordpazifik eher erhöhen könnte. Dieses Beispiel zeigt, dass die Klimamodelle z. Zt. noch keine gesicherten Prognosen über die regionalen Folgen des Klimawandels auf die Fischerei erlauben.<br />
<br />
=== Meeressäuger und -vögel ===<br />
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420 px|Eisbär]]<br />
Problematische Folgen bei einer weiteren Erwärmung werden vor allem für marine Säugetiere in höheren Breiten erwartet. Ein Rückzug des arktischen und antarktischen Meereises gefährdet z.B. die Ernährung von Eisbären und bedroht die des Blauwals und des weitverbreiteten Adéliepinguins. Die Randregionen des Meereises sind der wichtigste Lebensraum für die arktische Pflanzen- und Tierwelt. An der Unterseite der Eisschollen existieren einzellige Algen, von denen wenige Zentimeter lange Krebse leben, die als Futter u.a. für den Polardorsch dienen, der die Hauptnahrungsquelle für die Ringelrobbe darstellt. Für Eisbären sind die Eisrandregionen das natürliche Jagdrevier, in dem sie auf Robbenfang gehen. Bei einem Rückzug der Eisbedeckung nach Norden werden die Lebens- und Aufzuchtmöglichkeiten der Ringelrobbe, des wichtigsten Beutetieres der Eisbären, deutlich eingeschränkt. Als besonders kritisch gilt in dieser Hinsicht die Situation in der Hudson Bay, wo die Eisbären bereits heute an der Hungergrenze leben. Bei einer weiteren Erwärmung mit saisonaler Verkürzung des Eisvorkommens und Reduzierung der Eisbedeckung ist eine erfolgreiche Aufzucht der Jungtiere nicht mehr gewährleistet.<ref>Gradinger, R. (1998): Natürliche und anthropogene Veränderungen im arktischen marinen Ökosystem, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg 1998, S.277-280; Hansell, R.J.C., J.R. Malcolm, H. Welch, R. L. Jefferies and P.A. Scott (1998): Atmospheric Change and Biodiversity in the Arctic, Environmental Monitoring and Assessment 49, 303-325</ref><br />
<br />
Auch der antarktische Krill, ein ca. sechs Zentimeter großer Krebs, lebt zu einem großen Teil vom Phytoplankton an der Unterseite des Meereises. Vom Krill als Nahrungsquelle sind viele Wal-, Robben-, Fisch- und Vogelarten nahezu vollständig abhängig, u.a. auch der Blauwal. Seit den siebziger Jahren ist ein deutlicher Rückgang der antarktischen Meereisbedeckung beobachtet worden und als Folge ebenso eine deutliche Verringerung der Krillbestände. Als Konsequenz haben auch die Bestände der Jungvögel des Adéliepinguins seit 1987 um 30% abgenommen.<ref>Loeb, V., V.Siegel, O.Holm-Hansen, R.Hewitt, W.Fraser, W.Trivelpiece, S.Trivelpiece (1997): Effects of sea-ice extent and krill or salp dominance on the Antarctic food web, Nature387, 897 - 900</ref> Auch der Blauwal ist in hohem Maße vom Krill abhängig und gilt bei einer weiteren Erwärmung des arktischen Meerwassers als gefährdet.<br />
<br />
=== Aquakulturen ===<br />
30% der Fischproduktion für den menschlichen Konsum entstammten 1997 der Aquakultur. Es wird erwartet, dass der Aufwärtstrend der Fischzucht, auch für die Produktion von Fischmehl und Fischöl, in Zukunft anhalten wird. Der Klimawandel wird wahrscheinlich sehr gegensätzliche Folgen für die Aquakultur haben. In mittleren und hohen Breiten werden Luft- und Wassertemperatur ansteigen und damit die Zuchtsaison verlängern und die Fischproduktion steigern. Andererseits haben höhere Temperaturen einen negativen Einfluss auf den gelösten Sauerstoff im Wasser und begünstigen die Verbreitung von Krankheitserregern und die Algenblüte. Auch der erwartete Anstieg von Extremereignissen wie Stürmen, Überflutungen und Trockenperioden wird die Produktion möglicherweise negativ beeinflussen.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/> <br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
* [[Versauerung der Meere]] <br />
* [[Folgen des Meeresspiegelanstiegs]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}} <br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Marine_%C3%96kosysteme&diff=8484Marine Ökosysteme2009-06-21T21:21:28Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Einfluss des Klimawandels auf Korallenriffe == <br />
<br />
Die Korallenriffe in den warmen tropischen Meeren gelten neben dem tropischen Regenwald als artenreichster Lebensraum der Erde. 60 000 Arten sind bekannt, über 400 000 Arten werden vermutet. Korallenriffe beherbergen mehr als 25% der bekannten Meeresfische und sind damit eine wichtige Nahrungsquelle für viele Küstenbewohner. Sie sind außerdem ein wichtiger wirtschaftlicher Faktor im Tourismus vieler Länder und dienen dem Küstenschutz. Die weltweiten Riffareale werden auf 617 000 km<sup>2</sup> geschätzt, die Ausdehnung der flachen, gut entwickelten Korallenriffe auf 255 000 km<sup>2</sup>, wovon 58% durch Überfischung und Verschmutzung, sowie anderer menschlicher Aktivitäten als gefährdet gelten. Als neuer Bedrohungsfaktor ist in jüngster Zeit der Klimawandel identifiziert worden. Dieser wirkt in dreifacher Weise auf die Korallenriffe ein: durch erhöhte Wassertemperaturen, durch die Versauerung des Wassers und durch veränderte Sturmintensitäten<ref name="AR4-1341">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: "Impacts, Adaptation and Vulnerability", [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg2/ar4-wg2-chapter1.pdf 1.3.4.1].</ref><br />
Es wird angenommen, dass der Anstieg des Meeresspiegels in den nächsten 100 Jahren keine oder nur eine geringe Bedrohung für die Riffe darstellt, da gesunde Riffe wahrscheinlich zu einem vertikalen Wachstum von bis zu 10 mm pro Jahr in der Lage sind. Wie das bei den zahlreichen bereits degradierten Riffen in den dichtbevölkerten Regionen Südostasiens, Ostafrikas und der Karibik aussieht, ist weniger klar. <br />
Es ist außerdem nicht einfach, die Einflüsse des Klimawandels von anderen anthropogenen Einflüssen zu separieren. Schwankungen von pH-Wert, Sturmaktivität und Meerestemperaturen, die sich über Jahrzehnte erstrecken, erschweren es auch, den Einfluss des anthropogenen Klimawandels von natürlichen Schwankungen zu unterscheiden.<br />
<br />
=== Einfluss steigender Wassertemperaturen === <br />
[[Bild:KorallenriffeKlimafolgen.gif|thumb|420 px|Veränderung der Korallenbedeckung zwischen Dezember 1998 bis Februar 2000 in den Lagunen von Belize bei zwei Arten der Salatkoralle Agaricia (blau und rot) und anderen harten Korallen wie Scleractina und Milleporina (grün)]] <br />
Die Temperatur des Oberflächenwassers in den tropischen Ozeanen ist in den letzten Jahrzehnten kontinuierlich angestiegen, und es wird erwartet, dass sie bis 2100 um weitere 1-2 °C zunehmen wird. Viele Korallenriffe existieren bereits an oder nahe der Temperaturobergrenze. Eine weitere Erwärmung wird zunehmend lebensfeindliche Bedingungen schaffen. <br />
<br />
Von vielen Wissenschaftlern wird die in jüngster Zeit beobachtete Korallenbleiche bereits als Folge der globalen Erwärmung gedeutet, denn für den Zusammenhang zwischen erhöhter Wassertemperatur und der Korallenbleiche gibt es inzwischen stichhaltige Beweise.<ref name="AR4-1341"> Üblicherweise kommt es zu einer Bleiche, wenn die Temperatur um mehr als 0,8 - 1 °C über den mittleren Sommerwerten liegt und diese Anomalie mindestens 4 Wochen lang anhält. Das Ausbleichen der Korallen entsteht dadurch, dass die symbiotisch auf der Oberfläche der Korallen lebenden Algen durch eine Temperaturerhöhung ihr lebenswichtiges Pigment, das Chlorophyll, verlieren und absterben. Zurück bleiben die weißen, bleichen Korallenstöcke, die bei längerem Anhalten dieses Zustandes ebenfalls absterben. Korallenbleiche kann außerdem auch durch verstärkte Sonnenstrahlung zustandekommen; weitere begünstigende Faktoren sind extrem niedrige Tiden, eine Absenkung des Salzgehaltes und Umweltbelastungen durch den Menschen. Diese Faktoren wirken in vielen Fällen zusammen. So kann eine extrem niedrige Ebbe das Korallendach stärker der Sonnnenstrahlung aussetzen, und die durch Umwelteinflüsse geschwächten oder erkrankten Korallen sind dem temperaturbedingten Ausbleichen schutzloser ausgesetzt.<br />
<br />
In den letzten 20 Jahren war die Korallenbleiche häufig mit El Niño-Ereignissen gekoppelt, duch die die Meeresoberflächentemperatur um mehrere Grad Celsius über das normale Maximum angestiegen, in manchen Gebieten aber auch der Wasserspiegel deutlich abgesenkt war. Beispiellos war die Korallenbleiche 1998 in ausgedehnten Gebieten, die mit dem El Niño 1997/98 in Zusammenhang gebracht und als Vorzeichen künftiger Ereignisse bei einer weiteren Erwärmung gedeutet wurde. Die Korallenbleiche wurde aus insgesamt 32 Ländern und Inselstaaten berichtet, mit den Hauptgebieten im Pazifik, Indischen Ozean und der Karibik. Auch das australische Große Barrier-Riff war ernsthaft betroffen.<ref>International Society for Reef Studies, ISRS (1998): Coral Bleaching - a Global Concern, Reef Encounter 24, 19-20</ref> Einige Korallenarten konnten sich nach ein bis zwei Monaten wieder erholen, bei anderen war das nicht der Fall. In den Lagunen von Belize z.B. stieg 1998 die Temperatur des Wassers in 2-10 m Tiefe auf bis zu 31,5 °C (normalerweise werden selten 29 °C überschritten) und verursachte eine Korallenbleiche, wie es sie in den letzten 3000 Jahren nicht gegeben hat.<ref>Aronson, R.B., W.F. Precht, I.G. Macintyre and T.J.T. Murdoch (2000): Ecosystems: Coral bleach-out in Belize, Nature 405, 36</ref> Diese und andere Befunde legen es nahe anzunehmen, dass bei einem weiteren Anstieg der Meeresoberflächentemperatur durch den menschenbedingten [[Treibhauseffekt]] das Phänomen der Korallenbleiche und des Korallensterbens in Zukunft noch ernstere Formen annehmen wird. Der prognostizierte Meerespiegelanstieg könnte dem aber auch entgegenwirken, zumal in einigen Gebieten wie vor der Westküste Thailands die Korallenbleiche primär in Folge der Meeresspiegelabsenkung durch den El Niño 1997/98 und der dadurch ermöglichten stärkeren Solarbestrahlung erklärt wurde.<ref>Brown, B.E., R.P. Dunne, M.S. Goodson, A.E. Douglas (2000): Marine ecology: Bleaching patterns in reef corals, Nature 404, 142-143</ref> <br />
<br />
=== Einfluss der CO<sub>2</sub>-Emissionen === <br />
[[Bild:Atoll_yap.jpg |thumb|420 px|Atolle des Staates Yap (Mikronesien im Pazifik): Für Korallen stellen die saurer werdenden Ozeane ein Risiko dar, denn sie sind auf die Bildung von Kalkschalen angewiesen]]<br />
Da Korallenriffe einerseits große Mengen von Kalk akkumulieren, anderseits bei der Karbonatverwitterung aber auch Kohlenstoff freisetzen, sind sie eng in den Kohlenstoffkreislauf eingebunden. In jüngster Zeit ist viel diskutiert worden, ob eine Erhöhung der atmosphärischen und in deren Folge der im Meerwasser gelösten CO<sub>2</sub>-Konzentration sich negativ auf die Fähigkeit von Korallen zur Akkumulation von Kalk auswirken könnte. Die Bildung von Kalk hängt vom Sättigungsgrad des Kalziumcarbonat (CaCO<sub>3</sub>) im Meeresoberflächenwasser ab. In Meerwasser gelöstes Kohlendioxid reagiert nun aber mit Wasser und Kalziumkarbonat zu Hydrogenkarbonationen und Kalziumionen (CO<sub>2</sub> + H<sub>2</sub>O + CaCO<sub>3</sub> <-> 2HCO<sub>3</sub><sup>-</sup> + Ca<sup>2+</sup>). Kohlendioxid entzieht also dem Meerwasser Kalziumkarbonat und beeinträchtigt damit die Kalzifizierung der Korallen. Da der Ozean bisher schon einen erheblichen Teil des anthropogen emittierten Kohlendioxids aus der Atmosphäre aufgenommen hat, müsste sich das schon auf die Kalkbildung ausgewirkt haben. Tatsächlich wird von manchen Forschern die Kalzifizierungsrate gegenwärtig auf 91% des vorindustriellen Wertes eingeschätzt und könnte danach auf 79% im Jahre 2065 und 73% im Jahre 2100 absinken.<ref>Kleypas, J.A., R.W. Buddemeier, D. Archer, J.-P. Gattuso, C. Langdon, and B.N. Opdyke (1999): Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs, Science 284, 118-120; Leclercq, N.L., J.E.A.N.-Pierre Gattuso and J.E.A.N. Jaubert (2000): CO<sub>2</sub> partial pressure controls the calcification rate of a coral community, Global Change Biology 6, 329 -334</ref> Noch gibt es jedoch keine Daten, die ein verändertes Korallenwachstum an einem bestimmten Ort aufgrund von Versauerung nachweisen können.<ref name="AR4-1341"><br />
Die wichtigsten Folgen einer geringeren Kalkbildung sind weichere Korallenskelette, geringere Wachstumsraten und eine höhere Empfindlichkeit gegenüber Erosion. Und eine Reduzierung der Kalkakkumulation könnte sich auch auf die Fähigkeit der Riffe auswirken, bei einem steigenden Meeresspiegel in ausreichendem Maße vertikal mitzuwachsen.<br />
<br />
=== Einfluss von Stürmen ===<br />
Stürme beschädigen Korallen zum einen direkt durch die Kraft der Wellen, zum anderen indirekt aufgrund der Lichtschwächung durch aufgewirbeltes Sediment und dem Abrieb durch Sediment und abgebrochene Korallen. Eine Zusammenfassung von verschiedenen zwischen 1977 und 2001 in der Karibik erhobenen Daten zeigt, dass im Jahr nach einem [[Hurrikan]] ein Rückgang der Korallenbedeckung um 17 % zu verzeichnen war, ohne dass sich die Korallen innerhalb von 8 Jahren wieder erholten. Ein zweiter Hurrikan unmittelbar nach dem ersten hat dagegen einen geringeren Effekt.<ref name="AR4-1341"> Dies deutet darauf hin, dass die Stärke der Hurrikane einen größeren Einfluss auf die Korallen hat als ihre Häufigkeit. Gerade erstere könnte in Folge des Klimawandels aber zunehmen, wobei die Zukunft der Hurrikan-Statistik äußerst unsicher ist.<br />
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== Einfluss des Klimawandels auf Meeresfische, Meeressäuger und Meeresvögel ==<br />
<br />
=== Meeresfische ===<br />
Von 1987 bis 1996 lagen die Fangergebnisse von Fischen in den Weltmeeren bei durchschnittlich 74,5 Millionen t pro Jahr. Fluktuationen bei den Quoten einiger der wichtigsten kommerziellen Arten wie Hering, Makrele, Heilbutt und Thunfisch werden häufig auf die Überfischung mit modernster Ausrüstung zurückgeführt. Neben anderen Faktoren wie das Räuber-Beute-Verhältnis haben jedoch auch Klimaschwankungen eine wichtige Auswirkung auf die Fischbestände.<ref>Westernhagen, H.v. (1998): Klima und Fischerei, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S.286-291</ref> Das Klima beeinflusst zahlreiche für die Meeresfische entscheidenden Faktoren wie die Wassertemperatur, die Eisverteilung, den Salzgehalt, die Verfügbarkeit von Nahrung usw. Trotz der Wechselwirkungen zwischen diesen Faktoren kommt der Wassertemperatur dabei die entscheidende Rolle zu, da sie direkt die Laichzeit, das Aufwachsen der Jungfische und die Produktionsrate der Nahrung bestimmt. So zeigte sich beim Kabeljau in der Nordsee, der hier an der Südgrenze seines Verbreitungsgebietes auf der Nordhalbkugel vorkommt, parallel mit der Erwärmung des Meereswassers seit 1988 auch ein Rückgang der Fangergebnisse, die wiederum in einem Jahr mit kühleren Temperaturen wie 1996 wieder besser ausfielen.<ref>O'Brien, C. M., C. J. Fox, B. Planque, J. Casey (2000): Climate variability and North Sea cod, Nature 404, 142</ref> Eine auffällige Parallele zwischen Kabeljaufischerei und Temperaturentwicklung weisen auch die Fangergebnisse vor West-Grönland auf. Ebenso erwiesen sich zwischen den Ergebnissen der japanischen und kalifornischen Sardinenfänge und den Schwankungen des Klimas im Nordpazifischen Raum aufällige Parallelen im Dekaden-Bereich. Und während der El Niño- und La Niña-Ereignisse der letzten Jahrzehnte verlagerten sich mit der Temperatur der Meeresoberfläche auch die Hauptfanggebiete von Thunfisch im tropischen Pazifik.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
Auch wenn es schwierig ist, die Folgen von Überfischung und von klimabedingten Änderungen im Einzelfall zu trennen, kann man davon auszugehen, dass der Fischbestand der Weltmeere auch von klimatischen Veränderungen abhängt. Das bedeutet, dass auch eine künftige Änderung bei den Meerestemperaturen durch den menschenbedingten Treibhauseffekt Folgen für den Fischbestand und die Fangergebnisse haben wird. Welche Folgen zu erwarten sind, lässt sich mit Einschränkung aus den El Niño-Ereignissen im Südpazifik ableiten, bei denen das erwärmte Oberflächenwasser vor der peruanischen Küste die Phytoplanktongemeinschaften so veränderte, dass die Sardellenbestände stark zurückgehen. Eine allgemein steigende Meeresoberflächentemperatur könnte in Einzelfällen auch Arten in anderen Regionen negativ beeinflussen. So könnte sich der Rotlachs ganz aus dem Nordpazifik auf das Bering-Meer zurückziehen. Allerdings sagen einige Modelle eine Intensivierung des Alëuten-Tiefs und damit eine Abkühlung des Meerwassers voraus, was den Lachsbestand im Nordpazifik eher erhöhen könnte. Dieses Beispiel zeigt, dass die Klimamodelle z. Zt. noch keine gesicherten Prognosen über die regionalen Folgen des Klimawandels auf die Fischerei erlauben.<br />
<br />
=== Meeressäuger und -vögel ===<br />
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420 px|Eisbär]]<br />
Problematische Folgen bei einer weiteren Erwärmung werden vor allem für marine Säugetiere in höheren Breiten erwartet. Ein Rückzug des arktischen und antarktischen Meereises gefährdet z.B. die Ernährung von Eisbären und bedroht die des Blauwals und des weitverbreiteten Adéliepinguins. Die Randregionen des Meereises sind der wichtigste Lebensraum für die arktische Pflanzen- und Tierwelt. An der Unterseite der Eisschollen existieren einzellige Algen, von denen wenige Zentimeter lange Krebse leben, die als Futter u.a. für den Polardorsch dienen, der die Hauptnahrungsquelle für die Ringelrobbe darstellt. Für Eisbären sind die Eisrandregionen das natürliche Jagdrevier, in dem sie auf Robbenfang gehen. Bei einem Rückzug der Eisbedeckung nach Norden werden die Lebens- und Aufzuchtmöglichkeiten der Ringelrobbe, des wichtigsten Beutetieres der Eisbären, deutlich eingeschränkt. Als besonders kritisch gilt in dieser Hinsicht die Situation in der Hudson Bay, wo die Eisbären bereits heute an der Hungergrenze leben. Bei einer weiteren Erwärmung mit saisonaler Verkürzung des Eisvorkommens und Reduzierung der Eisbedeckung ist eine erfolgreiche Aufzucht der Jungtiere nicht mehr gewährleistet.<ref>Gradinger, R. (1998): Natürliche und anthropogene Veränderungen im arktischen marinen Ökosystem, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg 1998, S.277-280; Hansell, R.J.C., J.R. Malcolm, H. Welch, R. L. Jefferies and P.A. Scott (1998): Atmospheric Change and Biodiversity in the Arctic, Environmental Monitoring and Assessment 49, 303-325</ref><br />
<br />
Auch der antarktische Krill, ein ca. sechs Zentimeter großer Krebs, lebt zu einem großen Teil vom Phytoplankton an der Unterseite des Meereises. Vom Krill als Nahrungsquelle sind viele Wal-, Robben-, Fisch- und Vogelarten nahezu vollständig abhängig, u.a. auch der Blauwal. Seit den siebziger Jahren ist ein deutlicher Rückgang der antarktischen Meereisbedeckung beobachtet worden und als Folge ebenso eine deutliche Verringerung der Krillbestände. Als Konsequenz haben auch die Bestände der Jungvögel des Adéliepinguins seit 1987 um 30% abgenommen.<ref>Loeb, V., V.Siegel, O.Holm-Hansen, R.Hewitt, W.Fraser, W.Trivelpiece, S.Trivelpiece (1997): Effects of sea-ice extent and krill or salp dominance on the Antarctic food web, Nature387, 897 - 900</ref> Auch der Blauwal ist in hohem Maße vom Krill abhängig und gilt bei einer weiteren Erwärmung des arktischen Meerwassers als gefährdet.<br />
<br />
=== Aquakulturen ===<br />
30% der Fischproduktion für den menschlichen Konsum entstammten 1997 der Aquakultur. Es wird erwartet, dass der Aufwärtstrend der Fischzucht, auch für die Produktion von Fischmehl und Fischöl, in Zukunft anhalten wird. Der Klimawandel wird wahrscheinlich sehr gegensätzliche Folgen für die Aquakultur haben. In mittleren und hohen Breiten werden Luft- und Wassertemperatur ansteigen und damit die Zuchtsaison verlängern und die Fischproduktion steigern. Andererseits haben höhere Temperaturen einen negativen Einfluss auf den gelösten Sauerstoff im Wasser und begünstigen die Verbreitung von Krankheitserregern und die Algenblüte. Auch der erwartete Anstieg von Extremereignissen wie Stürmen, Überflutungen und Trockenperioden wird die Produktion möglicherweise negativ beeinflussen.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/> <br />
<br />
== Siehe auch == <br />
* [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
* [[Versauerung der Meere]] <br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}} <br />
<br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Diskussion:Marine_%C3%96kosysteme&diff=8483Diskussion:Marine Ökosysteme2009-06-21T19:51:38Z<p>Sebastian: Die Seite wurde neu angelegt: Ich habe den ersten Teil herausgenommen, weil dasselbe im Artikel Kohlenstoff im Ozean steht (nur ausführlicher) und weil es dabei eigentlich nicht um Ökosysteme ging...</p>
<hr />
<div>Ich habe den ersten Teil herausgenommen, weil dasselbe im Artikel Kohlenstoff im Ozean steht (nur ausführlicher) und weil es dabei eigentlich nicht um Ökosysteme ging. Auf den marinen Kohlenstoffkreislauf wird dann unter "siehe auch" verwiesen.<br />
<br />
21.6.09, Sebastian</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Marine_%C3%96kosysteme&diff=8482Marine Ökosysteme2009-06-21T19:49:14Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Einfluss des Klimawandels auf Korallenriffe == <br />
<br />
Die Korallenriffe in den warmen tropischen Meeren gelten neben dem tropischen Regenwald als artenreichster Lebensraum der Erde. 60 000 Arten sind bekannt, über 400 000 Arten werden vermutet. Korallenriffe beherbergen mehr als 25% der bekannten Meeresfische und sind damit eine wichtige Nahrungsquelle für viele Küstenbewohner. Sie sind außerdem ein wichtiger wirtschaftlicher Faktor im Tourismus vieler Länder und dienen dem Küstenschutz. Die weltweiten Riffareale werden auf 617 000 km<sup>2</sup> geschätzt, die Ausdehnung der flachen, gut entwickelten Korallenriffe auf 255 000 km<sup>2</sup>, wovon 58% durch die Folgen der Industrialisierung, des Tourismus, der Landwirtschaft, des direkten Abbaus und anderer menschlicher Aktivitäten als gefährdet gelten. Als neuer Bedrohungsfaktor ist in jüngster Zeit der Klimawandel identifiziert worden. <br />
<br />
=== Einfluss steigender Wassertemperaturen === <br />
[[Bild:KorallenriffeKlimafolgen.gif|thumb|420 px|Veränderung der Korallenbedeckung zwischen Dezember 1998 bis Februar 2000 in den Lagunen von Belize bei zwei Arten der Salatkoralle Agaricia (blau und rot) und anderen harten Korallen wie Scleractina und Milleporina (grün)]] <br />
Es wird angenommen, dass der Anstieg des Meeresspiegels in den nächsten 100 Jahren keine oder nur eine geringe Bedrohung für die Riffe darstellt, da gesunde Riffe wahrscheinlich zu einem vertikalen Wachstum von bis zu 10 mm pro Jahr in der Lage sind. Wie das bei den zahlreichen bereits degradierten Riffen in den dichtbevölkerten Regionen Südostasiens, Ostafrikas und der Karibik aussieht, ist weniger klar. Als bedrohlicher werden jedoch der Anstieg der Wassertemperatur und des CO<sub>2</sub>-Gehaltes im Meerwasser angesehen.<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 2001,6.4.5.</ref> Die Temperatur des Oberflächenwassers in den tropischen Ozeanen ist in den letzten Jahrzehnten kontinuierlich angestiegen, und es wird erwartet, dass sie bis 2100 um weitere 1-2 °C zunehmen wird. Viele Korallenriffe existieren bereits an oder nahe der Temperaturobergrenze. Eine weitere Erwärmung wird zunehmend lebensfeindliche Bedingungen schaffen. <br />
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Von vielen Wissenschaftlern wird die in jüngster Zeit beobachtete Korallenbleiche bereits als Folge der globalen Erwärmung gedeutet. Das Ausbleichen der Korallen entsteht dadurch, dass die symbiotisch auf der Oberfläche der Korallen lebenden Algen durch eine Temperaturerhöhung ihr lebenswichtiges Pigment, das Chlorophyll, verlieren und absterben. Zurück bleiben die weißen, bleichen Korallenstöcke, die bei längerem Anhalten dieses Zustandes ebenfalls absterben. Korallenbleiche kann außerdem auch durch verstärkte Sonnenstrahlung zustandekommen; weitere begünstigende Faktoren sind extrem niedrige Tiden, eine Absenkung des Salzgehaltes und Umweltbelastungen durch den Menschen. Diese Faktoren wirken in vielen Fällen zusammen. So kann eine extrem niedrige Ebbe das Korallendach stärker der Sonnnenstrahlung aussetzen, und die durch Umwelteinflüsse geschwächten oder erkrankten Korallen sind dem temperaturbedingten Ausbleichen schutzloser ausgesetzt. <br />
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In den letzten 20 Jahren war die Korallenbleiche häufig mit El Niño-Ereignissen gekoppelt, duch die die Meeresoberflächentemperatur um mehrere Grad Celsius über das normale Maximum angestiegen, in manchen Gebieten aber auch der Wasserspiegel deutlich abgesenkt war. Beispiellos war die Korallenbleiche 1998 in ausgedehnten Gebieten, die mit dem El Niño 1997/98 in Zusammenhang gebracht und als Vorzeichen künftiger Ereignisse bei einer weiteren Erwärmung gedeutet wurde. Die Korallenbleiche wurde aus insgesamt 32 Ländern und Inselstaaten berichtet, mit den Hauptgebieten im Pazifik, Indischen Ozean und der Karibik.Auch das australische Große Barrier-Riff war ernsthaft betroffen.<ref>International Society for Reef Studies, ISRS (1998): Coral Bleaching - a Global Concern, Reef Encounter 24, 19-20</ref> Einige Korallenarten konnten sich nach ein bis zwei Monaten wieder erholen, bei anderen war das nicht der Fall. In den Lagunen von Belize z.B. stieg 1998 die Temperatur des Wassers in 2-10 m Tiefe auf bis zu 31,5 °C (normalerweise werden selten 29 °C überschritten) und verursachte eine Korallenbleiche, wie es sie in den letzten 3000 Jahren nicht gegeben hat.<ref>Aronson, R.B., W.F. Precht, I.G. Macintyre and T.J.T. Murdoch (2000): Ecosystems: Coral bleach-out in Belize, Nature 405, 36</ref> Diese und andere Befunde legen es nahe anzunehmen, dass bei einem weiteren Anstieg der Meeresoberflächentemperatur durch den menschenbedingten [[Treibhauseffekt]] das Phänomen der Korallenbleiche und des Korallensterbens in Zukunft noch ernstere Formen annehmen wird. Der prognostizierte Meerespiegelanstieg könnte dem aber auch entgegenwirken, zumal in einigen Gebieten wie vor der Westküste Thailands die Korallenbleiche primär in Folge der Meeresspiegelabsenkung durch den El Niño 1997/98 und der dadurch ermöglichten stärkeren Solarbestrahlung erklärt wurde.<ref>Brown, B.E., R.P. Dunne, M.S. Goodson, A.E. Douglas (2000): Marine ecology: Bleaching patterns in reef corals, Nature 404, 142-143</ref> <br />
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=== Einfluss der CO<sub>2</sub>-Emissionen === <br />
[[Bild:Atoll_yap.jpg |thumb|420 px|Atolle des Staates Yap (Mikronesien im Pazifik): Für Korallen stellen die saurer werdenden Ozeane ein Risiko dar, denn sie sind auf die Bildung von Kalkschalen angewiesen]]<br />
Da Korallenriffe einerseits große Mengen von Kalk akkumulieren, anderseits bei der Karbonatverwitterung aber auch Kohlenstoff freisetzen, sind sie eng in den Kohlenstoffkreislauf eingebunden. In jüngster Zeit ist viel diskutiert worden, ob eine Erhöhung der atmosphärischen und in deren Folge der im Meerwasser gelösten CO<sub>2</sub>-Konzentration sich negativ auf die Fähigkeit von Korallen zur Akkumulation von Kalk auswirken könnte. Die Bildung von Kalk hängt vom Sättigungsgrad des Kalziumcarbonat (CaCO<sub>3</sub>) im Meeresoberflächenwasser ab. In Meerwasser glöstes Kohlendioxid reagiert nun aber mit Wasser und Kalziumkarbonat zu Hydrogenkarbonationen und Kalziumionen (CO<sub>2</sub> + H<sub>2</sub>O + CaCO<sub>3</sub> <-> 2HCO<sub>3</sub><sup>-</sup> + Ca<sup>2+</sup>). Kohlendioxid entzieht also dem Meerwasser Kalziumkarbonat und beeinträchtigt damit die Kalzifizierung der Korallen. Da der Ozean bisher schon einen erheblichen Teil des anthropogen emittierten Kohlendioxids aus der Atmosphäre aufgenommen hat, müsste sich das schon auf die Kalkbildung ausgewirkt haben. Tatsächlich wird von manchen Forschern die Kalzifizierungsrate gegenwärtig auf 91% des vorindustriellen Wertes eingeschätzt und könnte danach auf 79% im Jahre 2065 und 73% im Jahre 2100 absinken.<ref>Kleypas, J.A., R.W. Buddemeier, D. Archer, J.-P. Gattuso, C. Langdon, and B.N. Opdyke (199): Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs, Science 284, 118-120; Leclercq, N.L., J.E.A.N.-Pierre Gattuso and J.E.A.N. Jaubert (2000): CO<sub>2</sub> partial pressure controls the calcification rate of a coral community, Global Change Biology 6, 329 -334</ref> Die wichtigsten Folgen einer geringeren Kalkbildung sind weichere Korallenskelette, geringere Wachstumsraten und eine höhere Empfindlichkeit gegenüber Erosion. Und eine Reduzierung der Kalkakkumulation könnte sich auch auf die Fähigkeit der Riffe auswirken, bei einem steigenden Meeresspiegel in ausreichendem Maße vertikal mitzuwachsen.<br />
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== Einfluss des Klimawandels auf Meeresfische, Meeressäuger und Meeresvögel ==<br />
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=== Meeresfische ===<br />
Von 1987 bis 1996 lagen die Fangergebnisse von Fischen in den Weltmeeren bei durchschnittlich 74,5 Millionen t pro Jahr. Fluktuationen bei den Quoten einiger der wichtigsten kommerziellen Arten wie Hering, Makrele, Heilbutt und Thunfisch werden häufig auf die Überfischung mit modernster Ausrüstung zurückgeführt. Neben anderen Faktoren wie das Räuber-Beute-Verhältnis haben jedoch auch Klimaschwankungen eine wichtige Auswirkung auf die Fischbestände.<ref>Westernhagen, H.v. (1998): Klima und Fischerei, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S.286-291</ref> Das Klima beeinflusst zahlreiche für die Meeresfische entscheidenden Faktoren wie die Wassertemperatur, die Eisverteilung, den Salzgehalt, die Verfügbarkeit von Nahrung usw. Trotz der Wechselwirkungen zwischen diesen Faktoren kommt der Wassertemperatur dabei die entscheidende Rolle zu, da sie direkt die Laichzeit, das Aufwachsen der Jungfische und die Produktionsrate der Nahrung bestimmt. So zeigte sich beim Kabeljau in der Nordsee, der hier an der Südgrenze seines Verbreitungsgebietes auf der Nordhalbkugel vorkommt, parallel mit der Erwärmung des Meereswassers seit 1988 auch ein Rückgang der Fangergebnisse, die wiederum in einem Jahr mit kühleren Temperaturen wie 1996 wieder besser ausfielen.<ref>O'Brien, C. M., C. J. Fox, B. Planque, J. Casey (2000): Climate variability and North Sea cod, Nature 404, 142</ref> Eine auffällige Parallele zwischen Kabeljaufischerei und Temperaturentwicklung weisen auch die Fangergebnisse vor West-Grönland auf. Ebenso erwiesen sich zwischen den Ergebnissen der japanischen und kalifornischen Sardinenfänge und den Schwankungen des Klimas im Nordpazifischen Raum aufällige Parallelen im Dekaden-Bereich. Und während der El Niño- und La Niña-Ereignisse der letzten Jahrzehnte verlagerten sich mit der Temperatur der Meeresoberfläche auch die Hauptfanggebiete von Thunfisch im tropischen Pazifik.<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, 6.3.4.</ref><br />
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Auch wenn es schwierig ist, die Folgen von Überfischung und von klimabedingten Änderungen im Einzelfall zu trennen, kann man davon auszugehen, dass der Fischbestand der Weltmeere auch von klimatischen Veränderungen abhängt. Das bedeutet, dass auch eine künftige Änderung bei den Meerestemperaturen durch den menschenbedingten Treibhauseffekt Folgen für den Fischbestand und die Fangergebnisse haben wird. Welche Folgen zu erwarten sind, lässt sich mit Einschränkung aus den El Niño-Ereignissen im Südpazifik ableiten, bei denen das erwärmte Oberflächenwasser vor der peruanischen Küste die Phytoplanktongemeinschaften so veränderte, dass die Sardellenbestände stark zurückgehen. Eine allgemein steigende Meeresoberflächentemperatur könnte in Einzelfällen auch Arten in anderen Regionen negativ beeinflussen. So könnte sich der Rotlachs ganz aus dem Nordpazifik auf das Bering-Meer zurückziehen. Allerdings sagen einige Modelle eine Intensivierung des Alëuten-Tiefs und damit eine Abkühlung des Meerwassers voraus, was den Lachsbestand im Nordpazifik eher erhöhen könnte. Dieses Beispiel zeigt, dass die Klimamodelle z. Zt. noch keine gesicherten Prognosen über die regionalen Folgen des Klimawandels auf die Fischerei erlauben.<br />
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=== Meeressäuger und -vögel ===<br />
[[Bild:Eisbaer.jpg|thumb|420 px|Eisbär]]<br />
Problematische Folgen bei einer weiteren Erwärmung werden vor allem für marine Säugetiere in höheren Breiten erwartet. Ein Rückzug des arktischen und antarktischen Meereises gefährdet z.B. die Ernährung von Eisbären und bedroht die des Blauwals und des weitverbreiteten Adéliepinguins. Die Randregionen des Meereises sind der wichtigste Lebensraum für die arktische Pflanzen- und Tierwelt. An der Unterseite der Eisschollen existieren einzellige Algen, von denen wenige Zentimeter lange Krebse leben, die als Futter u.a. für den Polardorsch dienen, der die Hauptnahrungsquelle für die Ringelrobbe darstellt. Für Eisbären sind die Eisrandregionen das natürliche Jagdrevier, in dem sie auf Robbenfang gehen. Bei einem Rückzug der Eisbedeckung nach Norden werden die Lebens- und Aufzuchtmöglichkeiten der Ringelrobbe, des wichtigsten Beutetieres der Eisbären, deutlich eingeschränkt. Als besonders kritisch gilt in dieser Hinsicht die Situation in der Hudson Bay, wo die Eisbären bereits heute an der Hungergrenze leben. Bei einer weiteren Erwärmung mit saisonaler Verkürzung des Eisvorkommens und Reduzierung der Eisbedeckung ist eine erfolgreiche Aufzucht der Jungtiere nicht mehr gewährleistet.<ref>Gradinger, R. (1998): Natürliche und anthropogene Veränderungen im arktischen marinen Ökosystem, in: Lozán, J.L., Graßl, H., Hupfer, P. (1998): Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg 1998, S.277-280; Hansell, R.J.C., J.R. Malcolm, H. Welch, R. L. Jefferies and P.A. Scott (1998): Atmospheric Change and Biodiversity in the Arctic, Environmental Monitoring and Assessment 49, 303-325</ref><br />
<br />
Auch der antarktische Krill, ein ca. sechs Zentimeter großer Krebs, lebt zu einem großen Teil vom Phytoplankton an der Unterseite des Meereises. Vom Krill als Nahrungsquelle sind viele Wal-, Robben-, Fisch- und Vogelarten nahezu vollständig abhängig, u.a. auch der Blauwal. Seit den siebziger Jahren ist ein deutlicher Rückgang der antarktischen Meereisbedeckung beobachtet worden und als Folge ebenso eine deutliche Verringerung der Krillbestände. Als Konsequenz haben auch die Bestände der Jungvögel des Adéliepinguins seit 1987 um 30% abgenommen.<ref>Loeb, V., V.Siegel, O.Holm-Hansen, R.Hewitt, W.Fraser, W.Trivelpiece, S.Trivelpiece (1997): Effects of sea-ice extent and krill or salp dominance on the Antarctic food web, Nature387, 897 - 900</ref> Auch der Blauwal ist in hohem Maße vom Krill abhängig und gilt bei einer weiteren Erwärmung des arktischen Meerwassers als gefährdet.<br />
<br />
=== Aquakulturen ===<br />
30% der Fischproduktion für den menschlichen Konsum entstammten 1997 der Aquakultur. Es wird erwartet, dass der Aufwärtstrend der Fischzucht, auch für die Produktion von Fischmehl und Fischöl, in Zukunft anhalten wird. Der Klimawandel wird wahrscheinlich sehr gegensätzliche Folgen für die Aquakultur haben. In mittleren und hohen Breiten werden Luft- und Wassertemperatur ansteigen und damit die Zuchtsaison verlängern und die Fischproduktion steigern. Andererseits haben höhere Temperaturen einen negativen Einfluss auf den gelösten Sauerstoff im Wasser und begünstigen die Verbreitung von Krankheitserregern und die Algenblüte. Auch der erwartete Anstieg von Extremereignissen wie Stürmen, Überflutungen und Trockenperioden wird die Produktion möglicherweise negativ beeinflussen.<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, 6.3.4.</ref><br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/> <br />
<br />
== Siehe auch == <br />
* [[Kohlenstoff im Ozean]]<br />
* [[Versauerung der Meere]] <br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}} <br />
<br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Troposph%C3%A4risches_Ozon&diff=8481Troposphärisches Ozon2009-06-21T19:28:39Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>[[Bild:Ozonprofil.gif|thumb|700 px|Die vertikale Verteilung des Ozons in der Stratosphäre und der [[Troposphäre]]. Die schwarzen Pfeile bezeichnen Veränderungstendenzen durch den Einfluss des Menschen: Abnahme der Ozonmenge in der unteren [[Stratosphäre]], Zunahme in der Troposphäre.]]<br />
<br />
== Bedeutung von stratosphärischem Ozon ==<br />
* ''Hauptartikel: [[Stratosphärisches Ozon]]'' <br />
Das Spurengas [[Ozon]] besitzt für das Klima und das Leben auf der Erde sehr unterschiedliche Eigenschaften, die stark von der Höhe abhängen, in der Ozon in der Atmosphäre vorkommt. Die vertikale Verteilung des Ozons ist allerdings sehr ungleichmäßig. Etwa 90% der gesamten Ozonmenge entfallen auf die [[Stratosphäre]] (12-50 km Höhe), und hier zu 75% auf die Höhe von 15-30 km, und nur 10% befinden sich in der [[Troposphäre]]. In der Stratosphäre absorbiert Ozon einen großen Teil der ultravioletten [[Sonnenenergie|Strahlung der Sonne]], die die Zellen von Pflanzen und Tieren zerstören und beim Menschen z.B. Hautkrebs hervorrufen kann. Das stratosphärische Ozon ist so als Schutzschild gegen die lebensgefährliche UV-Strahlung wirksam. Durch die Absorption der solaren UV-Strahlung besitzt das stratosphärische Ozon auch eine geringe erwärmende Wirkung. Wichtiger jedoch ist die vom Ozon absorbierte und emittierte langwellige Strahlung, da Ozon ein starkes [[Treibhausgase|Treibhausgas]] ist. Der Ozonverlust in der unteren Stratosphäre durch die Einwirkung von [[FCKW]] hat entsprechend in den letzten beiden Jahrzehnten des 20. Jahrhunderts zu einem negativen [[Strahlungsantrieb]] von 0,05 W/m<sup>2</sup> geführt<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg1/ar4-wg1-chapter2.pdf 2.3.6.1]</ref>.<br />
<br />
== Bedeutung von troposphärischem Ozon ==<br />
Eine größere klimatische Bedeutung kommt aber der geringen Ozonmenge zu, die sich in der [[Troposphäre]] befindet. Auch hier wirkt Ozon als ein Treibhausgas. Anders als [[Kohlendioxid]], [[Methan]], [[Lachgas]] oder [[FCKW]] besitzt das troposphärische Ozon jedoch nur eine relativ kurze Lebensdauer und ist deshalb sehr ungleichmäßig um den Globus verteilt. Im Unterschied zu den langlebigen [[Treibhausgase]]n wird Ozon außerdem nicht direkt in die Atmosphäre emittiert, sondern entsteht dort erst durch photochemische Prozesse aus Vorläufergasen, und wird auch primär photochemisch aus der Atmosphäre wieder entfernt. Die Emission der Ozon-Vorläufergase und damit auch die troposphärische Ozonkonzentration werden zunehmend durch den Menschen beeinflusst. Das so entstandene Ozon ist nach Kohlendioxid und Methan seit Beginn der Industrialisierung zum drittwichtigsten anthropogenen Treibhausgas geworden. Ozon spielt außerdem eine wichtige Rolle in der troposphärischen Chemie und ist besonders eng verbunden mit der Chemie von OH. Das Hydroxylradikal OH wird oft als "Waschmittel der Atmosphäre" bezeichnet, weil es jedes Jahr insgesamt etwa 3,7 Milliarden Tonnen vieler anderer schädlicher Gase wie vor allem des Treibhausgases Methan (CH<sub>4</sub>) abbaut. Ein weiteres wichtiges Merkmal des troposphärischen Ozons besteht darin, dass es in zu hoher Konzentration ein gesundheitsschädliches Reizgas ist und die Atemwege angreift. Auch Pflanzen können bei hohen Ozonkonzentrationen Schaden nehmen.<br />
<br />
== Entstehung von troposphärischem Ozon ==<br />
Das troposphärische Ozon entstammt zwei Hauptquellen: der photochemischen Entstehung vor Ort und dem Transport aus der [[Stratosphäre]]. Während in der Stratosphäre Ozon aus der Spaltung von Sauerstoffatomen durch UV-Licht entsteht, ist die [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] in der unteren Atmosphäre dafür nicht mehr intensiv genug. Hier entsteht Ozon hauptsächlich über die Spaltung von Stickoxiden (NOx = NO + NO<sub>2</sub>). Bei den dadurch ausgelösten photochemischen Reaktionen spielen zusätzlich flüchtige organische Verbindungen (VOC - Volatile Organic Compounds) und Kohlenstoffmonoxid (CO) als weitere Ozon-Vorläuferstoffe eine Rolle.<br />
<br />
Stickstoffdioxid (NO<sub>2</sub>) wird in einem auslösenden Schritt durch Sonnenlicht (in Formeln als Energie eines Photons, hν, geschrieben) in Stickstoffmonoxid (NO) und ein Sauerstoffatom gespalten. Letzteres reagiert mit Luftsauerstoff zu Ozon.<br />
<br />
NO<sub>2</sub> + hν -> NO + O*<br />
<br />
O* + O<sub>2</sub> -> O<sub>3</sub><br />
<br />
Das hierbei entstehende NO reagiert aber wieder mit O<sub>3</sub> zu Stickstoffdioxid und Sauerstoff, so dass sich weitgehend ein Gleichgewicht zwischen Ozonbildung und -abbau einstellt.<br />
<br />
NO + O<sub>3</sub> -> NO<sub>2</sub> + O<sub>2</sub><br />
<br />
In diesen Reaktionsprozess können nun allerdings organische Luftverunreinigungen wie flüchtige organische Verbindungen und Kohlenmonoxid eingreifen und das natürliche Gleichgewicht von Entstehung und Vernichtung von Ozon empfindlich stören. Sie greifen nicht direkt in den Ozon-Zyklus ein, sondern werden zunächst in der Luft durch Oxidation abgebaut. Die dabei entstehenden Abbauprodukte fördern die Umwandlung von NO zu NO<sub>2</sub>. Damit steht weniger NO zum Abbau und mehr NO<sub>2</sub> zur Bildung von Ozon zur Verfügung und die Rückreaktion des Ozons mit Stickstoffmonoxid wird geschwächt.<br />
<br />
== Quellen der Ozon-Vorläufergase ==<br />
[[Bild:Entstehung.gif|thumb|400 px|Die Entstehung der wichtigsten Ozonvorläufergase Stickoxide (NO<sub>x</sub>), Kohlenmonoxid (CO) und flüchtigen organischen Verbindungen (VOC) sowie von troposphärischem Ozon.Rot: anthropopgene, lila: natürliche Prozesse.]]<br />
Die Emission der Ozon-Vorläufergase wird seit Beginn der Industrialisierung stark durch menschliche Aktivitäten beeinflusst.<ref>zum Folgenden vgl. IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/141.htm Kapitel 4.2.3.3] and [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/141.htm#tab48 Table 4.8]; vgl. ferner: [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/561.htm Appendix VI - Units]</ref> So sind NO<sub>x</sub> und CO in der Troposphäre heute hauptsächlich anthropogenen Ursprungs. Stickoxide sind zu einem hohen Anteil ein Produkt der Industrialisierung und werden zumeist als NO emittiert, das sich aber in wenigen Minuten durch photochemische Reaktionen in NO<sub>2</sub> verwandelt. Quellen sind hauptsächlich die Verbrennung fossiler Energien (33 Tg/a), die Biomassenverbrennung (7,1 Tg/a) und die Aktivität von Bodenmikroorganismen. Bei der Nutzung fossiler Energien hat der Straßenverkehr mit 40% eine dominierende Stellung, mit den stärksten Emissionen in Nordamerika, Westeuropa und Japan. Diese NO<sub>x</sub>-Entstehung ist auf die mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel konzentriert, während in den Tropen und auf der Südhalbkugel Stickoxide vor allem aus der Biomassenverbrennung entstehen. Bei der natürlichen Entstehung spielen die Bodenemission und vor allem die Entstehung durch Blitze, die die Stickstoffmoleküle der Luft zu spalten vermögen, die wichtigste Rolle. Insgesamt übertreffen die anthropogenen Emissionen die natürlichen um das 3-4-Fache. Sie stammen zu 80% aus Nordamerika, Europa und Asien, wobei sie in Nordamerika und Europa zurückgehen, in Ostasien mit 4% pro Jahr deutlich zunehmen. Beispielhaft für die Entwicklung in den westlichen Industriestaaten ist die deutliche Abnahme der NO<sub>x</sub>-Emissionen in Deutschland. Während sie sich in der Zeit von 1955 bis 1990 etwa verdreifacht haben, gingen sie seit Ende der 1980er Jahre um mehr als die Hälfte zurück. Der Grund sind Maßnahmen wie die europaweite Einführung des Katalysators und der Einbau von Filtern in Großfeuerungsanlagen.<ref>Claude, H., W. Fricke und S. Beilke (2001): Wie entwickelt sich das bodennahe und das troposphärische Ozon?, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes, Nr. 82 (http://www.dwd.de/de/FundE/Observator/MOHP/hp2/ozon/bulletin.htm)</ref> Die wichtigste Senke für Stickoxide ist die Oxidation von NO<sub>2</sub> durch Reaktion mit dem OH-Radikal.<br />
<br />
{| border=1; width="50%" align="center"|<br />
! colspan="3" style="background-color:#E0EEEE" | ''Erläuterungen'' <ref name="Einheiten">Vgl. IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/561.htm Appendix VI - Units]</ref><br />
|-<br />
| 1 Tg/a <br />
|align="center"| ''bedeutet'' ||1 Teragramm pro Jahr<br />
|-<br />
| 1 Tg (1 Teragramm) <br />
|align="center"| = || 1 Mt (1 Megatonne)<br />
|-<br />
| 1 Tg = 1 • 10<sup>12</sup> Gramm <br />
|align="center"| = || 1 • 10<sup>6</sup> t<br />
|}<br />
Auch das atmosphärische Kohlenmonoxid stammt zu mehr als der Hälfte aus anthropogenen Quellen wie Entwaldung, Waldbränden, Verbrennung von Abfällen, Holzverbrennung und Nutzung fossiler Energien, die insgesamt 1350 Tg/a emittieren, wovon 207 Tg/a aus dem Straßenverkehr<ref>Granier, C., and G.P. Brasseur (2003): The impact of road traffic on global tropospheric ozone, Geophysical Research Letters 30, doi: 10.1029/2002GL015972</ref> stammen. Demgegenüber spielen natürliche Emissionen mit ca. 200 Tg/a nur eine geringe Rolle. Außerdem wird CO mit etwa 1250 Tg/a durch Oxidation von Methan und anderen Gasen in der Troposphäre gebildet, wovon etwa die Hälfte auf anthropogene Emission von Methan und andere menschlich verursachte Emissionen zurückgeführt werden kann. Die CO-Konzentration hat besonders in der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts mit der Industrialisierung und Bevölkerungsentwicklung stark zugenommen und ist auf der Nordhalbkugel doppelt so hoch wie auf der Südhalbkugel. Bis in das Jahr 1989 nahm die CO-Konzentration langsam zu, danach zeigte sich jedoch eine leichte Abnahme, möglicherweise aufgrund der Katalysator-Nutzung im Straßenverkehr. 1991 bis 1997 wurde eine Abnahme um 2%/a gemessen, 1998 wieder eine Zunahme. Mit großer Unsicherheit wird der globale Gehalt auf 360 Tg geschätzt, wobei der Anteil der Nordhalbkugel doppelt so hoch ist wie der der Südhalbkugel.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/139.htm#4231 4.2.3.1]</ref><br />
<br />
Neben Stickoxiden und Kohlenmonoxid sind die flüchtigen organischen Verbindungen (VOC), von denen es in der Atmosphäre mehr als 1000 Verbindungen gibt, die dritten wichtigen Vorläufersubstanzen für die Entstehung von Ozon. Der mit Abstand größte Teil der VOC entstammt natürlichen Quellen. So werden die am meisten vorkommenden VOC Isoprene und Terpene mit 220 bzw. 127 Tg/a nach IPCC-Schätzungen von der Vegetation emittiert, während nur ca. 190 Tg/a der VOC insgesamt aus anthropogenen Quellen stammen.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/140.htm 4.2.3.2] and [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/140.htm#tab47a Table 4.7]</ref> Die durch menschliche Aktivitäten verursachte Emission von VOC ist im letzten Jahrhundert stark angestiegen. Den größten Anteil daran hat der Verkehr, daneben die Ausdünstung von vielen bauchemischen Produkten wie z. B. Anstrichstoffen, Klebstoffen oder Dichtungsmassen. Wegen der kurzen Lebensdauer von wenigen Tagen bis Wochen finden sich VOC vor allem in der Nähe der Emissionsgebiete. Bei den natürlichen Emissionen sind die Tropen die Hauptgebiete. Die anthropogenen Emissionen finden sich dagegen hauptsächlich in den dicht besiedelten und stark industrialisierten Regionen der Nordhemisphäre. Auch bei den anthropogenen VOC haben eindämmende Maßnahmen dazu geführt, dass die Emissionen in den westlichen Industriestaaten seit Ende der 1980er Jahre erheblich zurückgegangen sind (vgl. Abb. 3).<br />
<br />
== Globale Verteilung von Ozonkonzentrationen ==<br />
<br />
Entsprechend den Quellgebieten der Vorläufergase sind die Hauptgebiete der anthropogenen O<sub>3</sub>-Produktion die industrialisierten Regionen der mittleren Breiten und die tropischen Gebiete mit starker Biomassenverbrennung. In der regionalen Verteilung besteht allerdings ein großer Unterschied in der Verteilung der Vorläufergase und des Ozons selbst zwischen den Werten am Boden und in größerer Höhe. Während die Bodenwerte in den Entstehungsgebieten und den benachbarten Leezonen am höchsten sind und dann schnell abfallen, ist die Konzentration in größerer Höhe rund um den Globus verhältnismäßig homogen. Der Grund liegt in der längeren Lebensdauer der Spurengase in der oberen Troposphäre und in dem relativ ungehinderten atmosphärischen Transport. So beträgt die chemische Lebensdauer von NO<sub>x</sub> in Bodennähe einen Tag, in 8 km Höhe dagegen mehrere Wochen. Beim Ozon selbst sind die Unterschiede noch größer.<br />
<br />
Durch die längere Lebensdauer können die Vorläufergase und das Ozon selbst in einigen km Höhe über weite Strecken durch Luftströmungen transportiert werden, so von den USA über den Nordatlantik, von Ostasien bis über den östlichen Nordpazifik, von tropischen Waldbrandgebieten in Südamerika und Afrika bis weit auf den Südatlantik. Satellitendaten zeigen im späten Frühjahr bis Sommer (Mai-Juli) eine von den Industrieregionen im östlichen China und Japan ausströmende Ozon-Fahne, die quer über den pazifischen Ozean bis zur Westküste Nordamerikas reicht. Ähnliche Beobachtungen wurden zwischen der Ostküste Nordamerikas über den Atlantik bis nach Westeuropa gemacht. In beiden Fällen lagen die Ozonwerte mit 50-60 DU auf dem Niveau der industrialisierten Regionen selbst, obwohl die Ozeane relativ wenig verschmutzt sind.<ref>Chandra, S., J.R. Ziemke, X. Tie, G. Brasseur (2004): Elevated ozone in the troposphere over the Atlantic and Pacific oceans in the Northern Hemisphere, Geophysical Research Letter 31, L23102 10.1029/2004GL020821</ref> <br />
{| border=1; width="90%" align="center"|<br />
! style="background-color:#E0EEEE" | ''Erläuterungen'' <ref name="TAR-WG1-4.2.4tab49" /><br />
|-<br />
| ''1 DU = 1 Dobson Unit = 10,9 Teragramm O<sub>3</sub>. - Vgl. hierzu auch das Kapitel "[[Troposphärisches_Ozon#Gesamtmenge_an_Ozon_in_der_Troposph.C3.A4re|Gesamtmenge an Ozon in der Troposphäre]]".''<br />
|}<br />
Entsprechend sind auch die Werte für die gesamte troposphärische Ozonsäule deutlich gleichmäßiger um den Globus verteilt als für das bodennahe Ozon. Ein bezeichnendes Beispiel für den Höhenunterschied in der Ozonverteilung ist die Zunahme der troposphärischen Ozonmenge durch den Straßenverkehr im Hochsommer. Erhöhungen der Ozonmenge um 10-15% durch die Emission von Vorläufersubstanzen infole des Straßenverkehrs sind in Bodennähe im wesentlichen auf Nordamerika, Mittel- und Westeuropa und Japan beschränkt, dh. auf die Hauptemissionsgebiete der Vorläuferstoffe selbst. In 9 km Höhe sind die maximalen Zunahmen der Ozonmenge mit 5-10% zwar etwas geringer, diese sind jedoch in den höheren Breiten der Nordhalbkugel rund um den Globus nahezu gleichmäßig verteilt und überdecken z.B. den gesamten Nordatlantik.<br />
<br />
== Fluss von Ozon aus der Stratosphäre in die Troposphäre ==<br />
Die zweite wichtige Quelle für troposphärisches Ozon ist der Fluss aus der [[Stratosphäre]], der auf 475 Tg/a geschätzt wird.<ref name="TAR-WG1-4.2.4">IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/142.htm Kapitel 4.2.4]</ref> Der Anteil aus dieser Quelle ist relativ groß über den Ozeanen, da die Produktion vor Ort hier relativ gering ist, und ist z.T. für die relativ gleichmäßige Verteilung von troposphärischem Ozon über die nördlichen mittleren Breiten verantwortlich. Über Land dominiert eher die Oberflächenemission der Ozon-Vorläufergase als wichtigste Quelle. Dennoch sind gerade die großen Kontinente der Nordhalbkugel mit ihren Gebirgen dafür verantwortlich, dass der Ozonfluss aus der Stratosphäre hier fast doppelt so groß ist wie auf der Südhalbkugel, weil sie durch die Verstärkung der planetaren Wellen Tropopausenbrüche verursachen können und dadurch für einen stärkeren Massenaustausch zwischen Stratosphäre und Troposphäre sorgen. Ein zweites Austauschmaximum findet sich in den Tropen, wo die hochreichenden Gewitterwolken die Tropopause durchstoßen.<br />
<br />
== Gesamtmenge an Ozon in der Troposphäre ==<br />
Die gesamte Menge des troposphärischen Ozons ist schwer abzuschätzen. Sie wird aus Satellitendaten nach Abzug der viel größeren stratosphärischen Ozonmenge abgeleitet und gegenwärtig auf 370 Tg geschätzt, was einer durchschnittlichen globalen Säulendichte von 34 DU (Dobson-Einheit: 1 DU = 2,7 x 10<sup>16</sup> O<sub>3</sub>-Moleküle/cm<sup>2</sup>) bzw. einer durchschnittlichen Konzentration von 50 ppb entspricht.<ref name="TAR-WG1-4.2.4" /> 100 Dobson-Units entsprechen dabei etwa nur einem Millimeter Höhe, wenn alles Ozon in reiner Form am Erdboden liegen würde. <br />
<br />
== Konzentrationsveränderung und klimatische Wirkung ==<br />
<br />
=== Veränderungen bis heute ===<br />
[[Bild:Ozon-konz.gif|thumb|420 px|Veränderung der Ozonkonzentration seit der vorindustriellen Ära nach Modellberechnungen.]]<br />
Die Einschätzung der langfristigen Trends in der Troposphäre gestaltet sich schwierig, da die entsprechenden Messstationen spärlich verteilt sind. Die langfristigen Trends unterscheiden sich je nach Station in Stärke, Vorzeichen und den Gründen für diese Veränderungen. In nördlichen mittleren Breiten wurden zudem Ozonsonden eingesetzt, die ein Vertikalprofil des Ozongehalts und nicht nur bodennahe Werte liefern.<br />
Die wenigen Beobachtungswerte und Modellanalysen legen eine Zunahme des globalen troposphärischen Ozons seit vorindustriellen Zeiten bis heute von 25 DU auf 34 DU nahe<ref name="TAR-WG1-4.2.4tab49">IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/142.htm#tab49 Table 4.9]</ref>. Vereinzelte europäische Messungen, die bis ins späte 19. Jahrhundert zurückreichen, lassen vermuten, dass sich der Ozongehalt in Bodennähe im 20. Jahrhundert hier sogar verdreifacht hat. Auch Modellrechnungen ergeben aufgrund der zunehmenden Emissionen der Vorläufergase eine Verdreifachung des Ozongehalts in Europa, Nordamerika und Südostasien.<ref>Hauglustaine, D.A., and G.P. Brasseur (2001): Evolution of Tropospheric Ozone under Anthropogenic Activities and Associated Radiative Forcing of Climate, Journal of Geophysical Research 106, 32337-32360</ref>.<br />
Neuere Datenreihen zeigen global eine Zunahme während der starken Nachkriegsindustrialisierung in den 1960er und 1970er Jahren, danach aber keinen klaren Trend mehr. Hier haben offenbar die Anstrengungen zur Kontrolle der Emission von Ozon-Vorläufergasen, insbesondere von Stickoxiden, in Nordamerika und Europa das Wachstum der Ozon-Konzentration stark gebremst. Besonders deutlich zeigt sich dieser Trend in den älteren Industrieländern selbst, wie die Messungen am Hohenpeissenberg in Süddeutschland belegen. Die Ursachen der hier dargestellten Veränderung der Ozon-Konzentration in der freien Atmosphäre liegen allerdings nicht nur in den regionalen Verhältnissen, da hier auch globale Emissionsänderungen sowie Änderungen der atmosphärischen Zirkulation eine Rolle spielen können.<br />
In jüngster Zeit hat die schnelle Industrialisierung im östlichen Asien wieder zu deutlich gesteigerten Emissionen von Ozon-Vorläufergasen geführt. Aufgrund dessen, dass Ozon eine atmosphärische Lebensdauer von mehreren Wochen besitzt, d.h. der zirkumhemisphärischen Transportzeit nahe kommt, haben die kombinierten Emissionen von Nordamerika und Eurasien die troposphärische Hintergrundkonzentration von Ozon auf der Nordhalbkugel wieder zunehmen lassen. Auf der Südhalbkugel ist die Ozonkonzentration durch Biomassenverbrennung und die Nutzung fossiler Brennstoffe ebenfalls deutlich angestiegen. Schiffmessungen auf dem Atlantik, die ein gutes Bild der von regionalen Besonderheiten unabhängigen Hintergrundkonzentration liefern, haben zwischen 1977 und 2002 in den mittleren Breiten der Nordhemisphäre nur eine sehr geringfügige Zunahme, in den subtropischen und tropischen Breiten beider Hemisphären aber deutliche Zuwächse der Ozonkonzentration von z.T. über 50% ergeben<ref>Lelieveld, J., J. van Aardenne, H. Fischer, M. de Reus, J. Williams, and P. Winkler (2004): Increasing Ozone over the Atlantic Ocean, Science 304, 1483-1487</ref>. Auch Flugzeugmessungen ergeben eine Zunahme zwischen 1994 und 2003 in den Tropen und der Südhemisphäre, wohingegen Satellitendaten keinen Trend für den Zeitraum 1979-1992 ergeben<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg1/ar4-wg1-chapter2.pdf 2.3.6.2]</ref>.<br />
<br />
=== Projektionen ===<br />
[[Bild:ozonanstieg.gif|thumb|420 px|Veränderung der troposphärischen Ozon-Menge (Jahresmittel) des dadurch verursachten [[Strahlungsantrieb]]s nach geographischer Breite seit Beginn der Industrialisierung in DU.]]<br />
Modellsimulationen für das 21. Jarhundert gehen davon aus, dass das troposphärische Ozon bis 2030 um ca. 5 ppb und bis 2100 um bis zu 20 ppb ansteigen könnte, in einigen Regionen wie vor allem in Süd- und Ostasien sogar um mehr als 45 ppb.<ref>Prather, M. et al. (2003): Fresh air in the 21st century?, Geophys. Res. Lett. 30, 10.1029/2002GL016285</ref> Diesen Modellrechnungen liegen Annahmen über eine durchschnittliche Verdreifachung der Stickstoffemissionen von 2000 bis 2100 zugrunde. Dabei geht man von einer Verdopplung der N-Emissionen in Europa und Nordamerika aus, aber von einer Steigerung um das 5-8fache in Indien, Südostasien, Afrika und Südamerika. Auch die Zunahme der Emission von Kohlenmonoxid wird mit einem Faktor von durchschnittlich 2,4 angenommen, wobei Europa und Amerika bei 2 bzw. 1,6, die anderen oben genannten Regionen bei 4-6,5 liegen könnten. Nicht berücksichtigt sind in diesen Rechnungen die Folgen des Klimawandels auf das [[Ökosystem]] und dessen Emissionen der Ozon-Vorläufergase, weshalb sie mit großen Unsicherheiten behaftet sind. Auch andere Projektionen (bis 2025 und 2050) gehen davon aus, dass aufgrund der starken NO<sub>x</sub>-Emissionen in den asiatischen Industrieregionen die Hintergrundkonzentration von O<sub>3</sub> auf der gesamten nördlichen Hemisphäre weiter ansteigen und selbst in wenig belasteten ozeanischen Regionen der Südhalbkugel noch um 10-20% zunehmen wird<ref> Lelieveld, J., F.J. Dentener (2000): What controls tropospheric ozone?, Journal of Geophysical Research 105 , 3531-3551; Hauglustaine, D.A., and G.P. Brasseur (2001): Evolution of Tropospheric Ozone under Anthropogenic Activities and Associated Radiative Forcing of Climate, Journal of Geophysical Research 106, 32337-32360</ref>.<br />
Welche Auswirkungen hat die veränderte Konzentration des troposphärischen Ozons auf den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] und das Klima? Ozon absorbiert Strahlung sowohl im langwelligen als auch - im Unterschied zu den langlebigen [[Treibhausgase]]n - in geringerem Maße im kurzwelligen Bereich. Die Absorption im langwelligen Bereich ist bei 9,6 μm besonders hoch, da Ozon dort eine starke Absorbtionsbande aufweist. Die kurzwellige Absorption ist vor allem über den Polen wichtig, da Ozon hier zusätzlich zu der einfallenden [[Sonnenenergie|Sonnenstrahlung]] auch noch die reflektierte Strahlung absorbiert, wodurch sich die hohen Werte über Eis- und Schneeflächen in den hohen nördlichen Breiten erklären. Der [[Strahlungsantrieb]] durch troposphärisches Ozon seit Beginn der Industrialisierung beträgt nach Modellberechnungen etwa 0,35 W/m<sup>2</sup>, was ungefähr 20% des Strahlungsantriebs der langlebigen [[Treibhausgase]] (Kohlendioxid, Methan, Distickstoffoxid und FCKW) ausmacht bzw. etwa dem direkten Strahlungsantrieb durch Sulfat-[[Aerosole]], allerdings mit umgekehrtem Vorzeichen, entspricht. Die Schätzungen erstrecken sich insgesamt jedoch über einen Bereich zwischen 0,25 und 0,65 W/m<sup>2</sup>2, da die Verteilung des Ozongehalts so unsicher ist<ref name="AR4">. Bis 2050 haben Modellsimulationen einen zusätzlichen Antrieb von 0,25 bis 0,4 W/m<sup>2</sup> berechnet.<ref>IPCC (2001), Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/227.htm Kapitel 6.5.2.2]; Hauglustaine, D.A., and G.P. Brasseur (2001): Evolution of Tropospheric Ozone under Anthropogenic Activities and Associated Radiative Forcing of Climate, Journal of Geophysical Research 106, 32337-32360</ref><br />
Aus dem Strahlungsantrieb seit der vorindustriellen Ära folgt ein Anstieg der globalen bodennahen Temperatur durch die anthropogene Ozon-Zunahme um etwa 0,28 °C. Durch die unterschiedliche geographische Verteilung von Ozon sind die Effekte regional sehr verschieden. Auf der Nordhalbkugel wird der Temperaturanstieg auf 0,4 °C, mit Maximawerten im Lee der industrialisierten Gebiete in Europa, Asien und Nordamerika von 0,8 °C, auf der Südhalbkugel auf 0,2 °C geschätzt.<ref>Mickley, L. J.; Jacob, D. J.; Field, B. D.; Rind, D. (2004): Climate response to the increase in tropospheric ozone since preindustrial times: A comparison between ozone and equivalent CO<sub>2</sub> forcings, J. Geophys. Res., Vol. 109, No. D5, D05106 10.1029/2003JD003653</ref> <br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Aufbau der Atmosphäre]]<br />
* [[Stratosphärisches Ozon]]<br />
* [[Auswirkungen des Luftverkehrs]]<br />
<br />
== Unterricht ==<br />
* [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/900b8206aec48f812e0abf9333cf09d6,0/3__Ozon/__Arbeitsblatt_1_2sf.html Einfache Fragen zur gesundheitlichen Problematik des troposphärischen Ozons] - Arbeitsblatt in der ESPERE Klimaenzyklopädie<br />
* ESPERE: [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/109d3288e18127fc4ca6d6383bbdb47e,0/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_2_2sk.html Fragen zum Beitrag des troposphärischen Ozons zum Treibhauseffekt (Aufgabe 7 u. 8)]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* Prof. Blumes Bildungsserver für Chemie: [http://www.chemieunterricht.de/dc2/ozon/index.html Ozon]<br />
* Umweltbundesamt: [http://www.umweltbundesamt.de/luft/schadstoffe/ozon.htm Antworten auf häufig gestellte Fragen zum Thema „Ozon“]<br />
<br />
<br />
== Lizenzhinweis == <br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie:Treibhausgase]]<br />
[[Kategorie:Ozon]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Ozonabbau_in_der_Stratosph%C3%A4re&diff=8480Ozonabbau in der Stratosphäre2009-06-21T18:34:08Z<p>Sebastian: /* Projektionen */</p>
<hr />
<div>Seit Ende der 1970er Jahre wird das Gleichgewicht zwischen Ozonbildung und Ozonabbau zunehmend durch menschliche Einflüsse gestört. Ursache ist die anthropogene Emission von halogenierten Kohlenwasserstoffen, die Chlor und Brom enthalten. Die Chlor enthaltenden Fluorchlorkohlenwasserstoffe ([[FCKW]]), die in der Natur nicht vorkommen, wurden lange Zeit als Treibgas in Spraydosen verwendet, als Kältemittel in Kühlregalen, Kühl- und Gefriergeräten, als Aufschäummittel für Baustoffe, als Lösemittel zu Reinigungszwecken in der Textilreinigung und in der Elektroindustrie. Die Brom enthaltenden Halone wurden für Feuerlöscher genutzt. In die Atmosphäre entweichende FCKW und Halone sind in der Troposphäre unzerstörbar und reichern sich daher hier an. Nach einigen Jahren gelangen sie teilweise in die [[Stratosphäre]]. Hier sind die halogenierten Kohlenwasserstoffe zunächst für das Ozon unschädlich. Erst wenn sie durch die starke UV-Strahlung und chemische Reaktionen in reaktive Gase umgewandelt worden sind, kann es zur Ozonzerstörung kommen.<br />
<br />
== Reaktive Gase ==<br />
<br />
[[Bild:Stratosphärisches_Ozon-fckw.gif|thumb|420 px|Umwandlung der halogenierten Kohlenwasserstoffe in reaktive Gase und Reservoirgase in der Stratosphäre]]<br />
Die wichtigsten reaktiven Gase, die bei diesem Prozess entstehen, sind Chlor- und Brom-Atome sowie Chlor- und Brommonoxid. Sie gehen mit Ozonmolekülen eine Reaktion ein, bei der das Ozon zerstört wird, aus der die reaktiven Gase aber unbeschadet wieder hervorgehen und so das nächste Ozonmolekül zerstören können. Diese katalytischen Reaktionen können bis zu 10 000 Mal ablaufen, bis das reaktive Gas entweder in eine andere chemische Verbindung eintritt oder aus der [[Stratosphäre]] absinkt und in der Troposphäre ausgewaschen wird oder zu Boden sinkt. Bromverbindungen besitzen zwar pro Molekül ein wesentliches größeres Zerstörungspotential im Vergleich zu Chlorverbindungen. Sie sind jedoch gegenwärtig in der Stratosphäre in wesentlich geringeren Mengen vorhanden, so dass die größte Bedrohung für die Ozonschicht vom Chlor ausgeht. An der Ozonzerstörung sind sowohl das Chlormonoxid wie das Chloratom beteiligt. Chlormonoxid reagiert mit einem Sauerstoffatom, wobei ein Chloratom frei wird. Das Chloratom reagiert mit Ozon, wobei ein Sauerstoffmolekül und Clormonoxid entstehen. Der katalytische Chlor-Zyklus ist hauptsächlich für die Zerstörung des Ozons in der Stratosphäre außerhalb der Polargebiete (hier laufen teilweise andere Zyklen ab, auf die weiter unten eingegangen wird) verantwortlich.<br />
<br />
== Ozonabbau durch reaktive Gase ==<br />
<br />
[[Bild:Zerstoerung_von_ozon.gif|thumb|420 px|Ozonzerstörung in der Stratosphäre. Der Zyklus kann entweder mit Cl oder mit ClO beginnen.]]<br />
Die Ozonzerstörung durch die reaktiven Gase wäre jedoch erheblich größer, wenn es in der [[Stratosphäre]] nicht auch Reaktionen gäbe, die die Chlorradikale und in geringerem Maße auch die Bromradikale binden würden. So reagieren Chlorradikale (Cl&nbsp;<sup>•</sup>) mit [[Methan]] (CH<sub>4</sub>) und Stickoxiden zu Salzsäure (HCl) und Chlornitrat (CLONO<sub>2</sub>), die als Reservoirgase bezeichnet werden, weil das Chlor in ihnen längere Zeit gebunden bleibt und somit für den Ozonabbau nicht mehr zur Verfügung steht.<br />
: Cl&nbsp;<sup>•</sup> + CH<sub>4</sub> -> HCl + <sup>•</sup>CH<sub>3</sub><br />
: ClO + NO<sub>2</sub> -> CLONO<sub>2</sub><br />
Unter den klimatischen Bedingungen der stratosphärischen Polarregionen kann das Chlor allerdings auch aus den Reservoirgasen freigesetzt werden. Die entsprechenden Bromverbindungen (HBr und BrONO<sub>2</sub>) sind auch außerhalb der Polargebiete wesentlich instabiler als die Chlorreservoirgase und photolysieren relativ leicht. Daher ist auch das Ozonzerstörungspotential von Brom pro Molekül etwa 45 Mal so groß wie das von Chlor.<br />
<br />
Die gesamte globale Ozonmenge hat seit dem Ende der 1970er Jahre um ca. 4&nbsp;% abgenommen. Abgesehen von den Polargebieten nahm das Ozon in den mittleren Breiten der Südhalbkugel (35°S-60°S) mit 6&nbsp;% doppelt so stark ab wie in den entsprechenden Breiten der Nordhalbkugel.<ref>Fahey, D.W. (2002): Twenty Questions and Answers About the Ozone Layer</ref> Vertikal wurde die stärkste Abnahme in der oberen Stratosphäre bei 35-45&nbsp;km Höhe beobachtet. Am Hohenpeißenberg in Süddeutschland, wo der Deutsche Wetterdienst regelmäßig Ozonmessungen vornimmt, wurde von den 1970er bis in die 1990er Jahre eine Abnahme der gesamten Ozonschicht um 2,9&nbsp;% pro Dekade ermittelt, in der oberen Stratosphäre dagegen um 7&nbsp;%.<br />
<br />
== Einfluss solarer Strahlung ==<br />
<br />
Neben dem Einfluss der halogenierten Kohlenwasserstoffe spielen auch natürliche Faktoren für die Veränderung der Ozonmenge eine Rolle, so vor allem die [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] und eine grob zweijährige Schwankung stratosphärischer Winde über dem Äquator, die sogenannte Quasi-Biennale Oszillation (QBO). Die Solareinstrahlung ist für die natürliche chemische Ozonbildung und -zerstörung verantwortlich; ihr Einfluss auf die Ozonveränderung wird allerdings mit 1-2 % als nicht sehr groß eingeschätzt.<ref>Staehelin, J., N.R.P. Harris, C. Appenzeller, and J. Eberhard (2001): Ozone Trends: a Review, Reviews of Geophysics 39, 231-290</ref> Die Quasi-Biennale Oszillation der tropischen Atmosphäre beeinflusst den Transport von stratosphärischem Ozon aus den tropischen Quellgebieten in die mittleren Breiten in der Größenordnung von 2-3 %. Die folgende Grafik (Abb. 7) zeigt daher in 35-45 km Höhe über dem Hohenpeißenberg einerseits einen chemisch bedingten langfristigen Abwärtstrend der Ozonkonzentration. Andererseits sind Schwankungen erkennbar, die durch die Variabilität der Sonneneinstrahlung (11-jähriger Zyklus) und die Quasi-Biennale Oszillation bedingt sind. Ein weiterer, singulär auftretender Faktor sind [[Vulkanismus|Vulkanausbrüche]], durch die Sulfat[[Aerosole|aerosole]] bis in die obere Stratosphäre gelangen können. Einerseits reflektieren die vulkanischen Partikel die Solareinstrahlung, wodurch weniger Ozon gebildet werden kann. Andererseits spielen sich an ihren Oberflächen chemische Reaktionen ab, durch die ozonzerstörendes Chlormonoxid entsteht.<br />
<br />
== Messergebnisse ==<br />
<br />
[[Bild:Hohenpeissenberg-ozon.gif|thumb|420 px|Abb. 7: Prozentuale Abweichung des Ozongehalts vom vieljährigen Mittel in 35-45 km Höhe über dem Hohenpeißenberg und über Hawaii sowie die Sonnenaktivität als Strahlungsfluss bei 10,2 cm und die Quasi-Biennale Oszillation in 10 hPa über Singapur.]]<br />
Die Messergebnisse vom Hohenpeißenberg, die in 35-45 km Höhe von 1987 bis 2004 einen abwärts gerichteten Trend aufweisen, stimmen mit Satellitenmessungen über den gesamten Bereich der nördlichen mittleren Breiten im wesentlichen überein. Sie zeigen vom Ende der 1990er Jahre und bis zum Beginn des neuen Jahrhunderts in etwa gleichleibende Ozonwerte, die 2003 von einer auffälligen Zunahme und 2004 von dem bisher stärksten Rückgang abgelöst wurden. Dagegen zeigen Messungen auf Hawaii und auch auf Neuseeland seit 1996 einen eher stabilen Ozonverlauf. Diese Ergebnisse haben zu einer Diskussion darüber Anlass gegeben, ob sich hier schon die Wirkung geringerer FCKW-Emissionen und einer dadurch verringerten Chlorkonzentrationen in der Stratosphäre bemerkbar machen, die Ozonschicht sich also bereits zu erholen begonnen habe.<ref>Newchurch, M.J., E.-U. Yang, D.M. Cunnold, G.C. Reinsel,J.M. Zawodny, J.M. Russell III (2003): Evidence for slowdown in stratospheric ozone loss: First stage of ozone recovery, Journal of Geophysical Research 108, No. D16, 4507, doi 10.1029/2003JD003471</ref> Die atmosphärische Konzentration wichtiger FCKWs wie F-12, F-11 und F-113 hat als Folge des sogenannten Montrealer Protokolls von 1987 und der Nachfolgekonferenzen (London 1990, Kopenhagen 1992, Peking 1999) in den 1990er Jahren den Höhepunkt überschritten und nimmt seitdem ab, und zwar seit Ende der 1990er Jahre auch in der unteren Stratosphäre.<br />
<br />
== Projektionen ==<br />
<br />
Gegenwärtig lässt sich die Frage nach einer Erholung der Ozonschicht noch nicht hinreichend beantworten. So könnte auch das gerade durchlaufene Maximum des 11-jährigen Sonnenzyklus für die Stagnation der Ozonentwicklung verantwortlich sein, und man müsste erst das nächste Maximum um 2008 abwarten, um den solaren Anteil eindeutiger bestimmen zu können.<ref>Claude, H., W.Steinbrecht, U. Köhler, C. Brühl, B. Steil, E. Manzini, M. Giorgetta, (2005): Sehr niedrige Ozonwerte 2004 in der oberen Stratosphäre, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 103; Köhler, U., W. Steinbrecht, B. Haßler, A. Richter, J. Anderson, J. Russell III (2004): 20 Jahre Ozonloch - XX. Quadrennial Ozon Symposium auf Kos (Griechenland), Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 99</ref> Zudem ist die starke Ozonabnahme am Beginn der 1990er Jahre (Ähnliches gilt für die zu Beginn der 1980er Jahre), von der sich die geringere Abnahme in der 2. Hälfte der 1990er Jahre auffällig abhebt, auch durch den Ausbruch des Mt. Pinatubo (bzw. El Chichon) bedingt. Zukünftig könnte außerdem zunehmend die Abkühlung der Stratosphäre eine Rolle spielen, welche eine Folge der ansteigenden Treibhausgaskonzentrationen ist. Eine kältere Stratosphäre begünstigt vor allem in den Polargebieten die Ozonzerstörung und könnte die Wiederherstellung des ursprünglichen Zustands der Ozonschicht verzögern. Eine ähnliche Wirkung könnten auch Veränderungen der Zirkulationsverhältnisse durch den anthropogenen Klimawandel besitzen. Mit "normalen" Ozonwerten wie in den 1970er Jahren kann ohne Berücksichtigung der unsicheren klimatischen Wirkung und nur aufgrund der zu erwartenden Entwicklung der Chlorkonzentration in der Stratosphäre erst um die Mitte des 21. Jahrhunderts gerechnet werden.<ref>Claude, H., W.Steinbrecht, U. Köhler, C. Brühl, B. Steil, E. Manzini, M. Giorgetta, (2005): Sehr niedrige Ozonwerte 2004 in der oberen Stratosphäre, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 103</ref><br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Troposphärisches Ozon]]<br />
* [[Aufbau der Atmosphäre]]<br />
* [[Stratosphärisches Ozon]]<br />
* [[Ozonloch über der Antarktis]]<br />
* [[Stratosphärisches Ozon und Klimawandel]]<br />
<br />
== Unterricht ==<br />
* [http://www.chemievorlesung.uni-kiel.de/1992_umweltbelastung/ozon2.htm Die Chemie der Zerstörung der stratosphärischen Ozonschicht] Prof. Dr. Reinhard Demuth, Uni Kiel, Institut für die Pädagogik der Naturwissenschaften (IPN) <small>(Vorlesung [http://www.chemievorlesung.uni-kiel.de/1992_umweltbelastung/ Chemie und Umweltbelastung])</small><br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* Spektrum der Wissenschaft (12/1995): [http://www.spektrum.de/artikel/822737 Nobelpreis für Chemie - Mechanismen des Ozonschwunds in der Stratosphäre]<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]<br />
[[Kategorie:Ozon]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Lachgas&diff=8479Lachgas2009-06-21T18:08:43Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Änderungen der Konzentration und der Treibhauswirkung ==<br />
Distickstoffoxid (N<sub>2</sub>O), auch Lachgas genannt, gehört zu den langlebigen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]], denn es besitzt eine Verweilzeit in der Atmosphäre von etwa 114 Jahren. Wie [[Kohlendioxid]] kommt es in der unteren Atmosphäre daher überall gut durchmischt vor. Eisbohrkerndaten der letzten 2000 Jahre zeigen, dass sich vor der Industrialisierung der N<sub>2</sub>O-Gehalt der Atmosphäre kaum verändert hat. Von 1750 bis 2005 dagegen ist die Konzentration von 270 ppb auf 319 ppb um 18% angestiegen. Die Wachstumsrate der atmosphärischen Konzentration lag in den letzten Jahrzehnten nahezu linear bei 0,8 ppb/Jahr. Der [[Strahlungsantrieb]] beträgt +0.16 W/m<sup>2</sup>, womit Distickstoffoxid nach CO<sub>2</sub>, CH<sub>4</sub> und den [[FCKW]]s das viertwichtigste langlebige Treibhausgas ist.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.4.2</ref>. Aufgrund des allmählichen Rückgangs der FCKW-Konzentrationen wird Stickstoffdioxid in Zukunft aber sogar an dritter Stelle der Treibhausgase liegen. Die hohe Treibhauswirkung von N<sub>2</sub>O liegt zum einen an der langen atmopshärischen Verweilzeit, zum anderen aber hat das N<sub>2</sub>O-Molekül eine etwa 200mal größere Strahlungseffizienz als ein CO<sub>2</sub>-Molekül.<br />
Der Strahlungsantrieb von Lachgas ist übrigens nicht allein von dessen Konzentration abhängig. Die Wellenlängenbereiche, in denen Lachgas Wärmestrahlung absorbiert, überschneiden sich zum Teil mit denen von Methan. Je höher also der Methangehalt in der Atmosphäre ist, desto geringer ist der Einfluss von Lachgas, da die entsprechenden Wellenlängen bereits von Methan absorbiert werden – die Treibhauswirkungen dieser beiden Stoffe dürfen also nicht einfach addiert werden. In Bezug auf Klimaschutzmaßnahmen bedeutet dies, dass von beiden Stoffen weniger emittiert werden muss, um einen großen Effekt zu erzielen; die Beschränkung eines der beiden Stoffe reicht nicht aus.<br />
Gleichzeitig zu seiner Treibhauswirkung ist Lachgas auch am Ozonabbau in der Stratosphäre beteiligt, da es sich zu NO und NO<sub>2</sub> umwandelt. Beide Stoffe sind ozonzerstörend.<br />
<br />
==Quellen und Senken==<br />
Distickstoffoxid besitzt wie [[Kohlendioxid]] und [[Methan]] sowohl natürliche als auch anthropogene Quellen.<br />
Die gesamten Emissionen werden für das Jahr 1994 auf 17,7 Tg pro Jahr geschätzt.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York 2001, 4.2.1.2</ref> Davon entfallen etwas mehr als die Hälfte auf natürliche Quellen wie den Ozean und Böden (insbesondere der tropischen Zone), der Rest auf anthropogene Quellen wie industrielle Produktion und landwirtschaftlich genutzte Böden. Die wichtigste Ursache der Zunahme an Lachgas im industriellen Zeitalter ist die Ausbreitung und verstärkte Düngung der landwirtschaftlichen Flächen, denn Stickstoff ist das wesentliche chemische Element in Düngemitteln. Die so gedüngten Pflanzen werden nach ihrem Absterben von Kleinstlebewesen zersetzt, wodurch N<sub>2</sub>O entsteht und aus dem Boden in die Atmosphäre entweicht. Eine Zunahme der Emissionen ist jedoch auch aus natürlich genutzten Böden zu verzeichnen. Die Ursache wird im vermehrten Eintrag von Stickstoff aus der Luft gesehen. Außerdem wird die N<sub>2</sub>O-Emission durch Temperatur und Bodenfeuchte geregelt und reagiert damit auch auf klimatische Veränderungen. Industrielle Quellen für N<sub>2</sub>O sind die Nylon-Produktion, die Salpetersäure-Produktion und die Verbrennung fossiler Rohstoffe.<br />
Eine bedeutende natürliche Quelle sind küstennahe Ozeane, in denen aufsteigende Strömungen Nährstoffe an die Oberfläche transportieren. Auch auf Kontinentalschelfen und in Ästuaren und Flüssen ist dies meist der Fall. All diese Gebiete emittieren zwischen 0,3 und 6,6 Millionen Tonnen Stickstoff im Jahr, was 7-61% der ozeanischen Quellen ausmacht. Daran ist zu sehen, dass die Abschätzungen der Emissionen für einzelne Prozesse extrem unsicher sind. Dies gilt auch für die natürlichen Quellen an Land. Der größte Anteil davon ist den Tropen zuzuschreiben, was sich aus den Konzentrationsverteilungen in der Atmosphäre ableiten lässt. Die geographische Verteilung der Quellen ist jedoch uneinheitlich und unsicher. Es wird z. B. vermutet, dass ganze 10 % der totalen weltweiten Emissionen aus brasilianischen Waldböden stammen. Deforestation kann dazu beitragen, dass solche Emissionen anfangs noch steigen, auch wenn sie nach einiger Zeit wieder sinken (vorausgesetzt, dass dann keine Landwirtschaft betrieben wird, wie es jedoch oft der Fall ist). <br />
Weiterhin ist die Bilanz der Quellen und Senken deshalb unsicher, weil die Austauschrate von Luftmassen zwischen [[Troposphäre]] und [[Stratosphäre]] (wodurch N<sub>2</sub>O-arme Luft heruntergemischt wird) schlecht bekannt ist. Da die leichteren Stickstoffisotope in der Stratosphäre schneller vernichtet werden, ist es immerhin möglich, aus Isotopenmessungen Rückschlüsse auf Quellen und Senken zu ziehen.<br />
Die Senken von Distickstoffoxid sind spärlich, es wird fast ausschließlich in der Stratosphäre durch Photolyse bzw. durch die Reaktion mit atomarem Sauerstoff abgebaut. Daraus erklärt sich auch die lange atmopshärische Verweilzeit (Lebensdauer). <br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Treibhausgase]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Stratosph%C3%A4re&diff=8478Stratosphäre2009-06-21T17:44:00Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>[[Bild:Aufbau-Erdatmosphäre.png|420px|thumb|Die "Stockwerke" der Erdatmosphäre]]<br />
Als Stratosphäre wird das sogenannte zweite "Stockwerk" der Erdatmosphäre bezeichnet. Es erstreckt sich im Anschluss an die Tropopause in etwa 12 km Höhe bis in eine Höhe von ca. 50 km und schließt dort mit der Stratopause ab.<br />
<br />
== Charakteristische Eigenschaften der Stratosphäre ==<br />
In der Stratosphäre nimmt die Temperatur im Mittel mit steigender Höhe zu, wobei diese Steigung in der unteren Stratosphäre, bis etwa 20 Kilometer, noch verschwindend gering ist. Diese Temperaturzunahme mit der Höhe unterscheidet die Stratosphäre von den sie einschließenden Luftschichten. Verursacht wird dieser inverse Temperaturverlauf hauptsächlich durch das in der Stratosphäre befindliche Ozon, das UV-Strahlung aus dem Sonnenlicht absorbiert und dabei Strahlungsenergie in Wärme umwandelt. Hierdurch wird ein erheblicher Anteil des UV Lichtes daran gehindert, bis zur Erdoberfläche durchzudringen. Am stärksten ist die Aufheizung im Bereich der Ozonschicht, dort steigt die Temperatur von ca. –60 °C bis auf knapp unter 0 °C an.<br />
<br />
Der Austausch an Luft zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre ist sehr gering, weil die vertikalen Temperaturunterschiede so groß sind. Die kalte Luft der Troposphäre ist deutlich schwerer als die darüber liegende wärmere Luft der Stratosphäre, so dass vertikale Bewegungen von Luft schnell gebremst werden. Eine Ausnahme stellen die in Folge von Tiefdruckgebieten entstehenden Tropopausenfalten dar, die zu einer besseren Vermischung der Luft führen können. <br />
Da die obere Troposphäre so kalt ist, kann dort wenig Wasserdampf existieren, die Luft ist dort daher (absolut gesehen) trocken. Gelangt nun diese Luft in die Stratosphäre, wird sie wärmer und die relative Feuchte wird äußerst gering - die Luft kann nun potentiell mehr Wasser aufnehmen, es sind jedoch keine Wasserquellen vorhanden. Aus diesem Grund ist die stratosphärische Luft sehr trocken und Wolken bilden sich in der Stratosphäre für gewöhnlich nur unter den extrem kalten Bedingungen der Polarnacht. Solche sogenannten Perlmuttwolken enthalten Säuren und erzeugen aufgrund von einheitlichen Kristallstrukturen ein schillerndes Licht.<br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
*[[Aufbau der Atmosphäre]]<br />
*[[Troposphäre]]<br />
*[[Ozonabbau in der Stratosphäre]]<br />
<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Klimasystem]]<br />
[[Kategorie:Atmosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Troposph%C3%A4risches_Ozon&diff=8477Troposphärisches Ozon2009-06-21T14:53:51Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>[[Bild:Ozonprofil.gif|thumb|700 px|Die vertikale Verteilung des Ozons in der Stratosphäre und der [[Troposphäre]]. Die schwarzen Pfeile bezeichnen Veränderungstendenzen durch den Einfluss des Menschen: Abnahme der Ozonmenge in der unteren [[Stratosphäre]], Zunahme in der Troposphäre.]]<br />
<br />
== Bedeutung von stratosphärischem Ozon ==<br />
* ''Hauptartikel: [[Stratosphärisches Ozon]]'' <br />
Das Spurengas [[Ozon]] besitzt für das Klima und das Leben auf der Erde sehr unterschiedliche Eigenschaften, die stark von der Höhe abhängen, in der Ozon in der Atmosphäre vorkommt. Die vertikale Verteilung des Ozons ist allerdings sehr ungleichmäßig. Etwa 90% der gesamten Ozonmenge entfallen auf die [[Stratosphäre]] (12-50 km Höhe), und hier zu 75% auf die Höhe von 15-30 km, und nur 10% befinden sich in der [[Troposphäre]]. In der Stratosphäre absorbiert Ozon einen großen Teil der ultravioletten [[Sonnenenergie|Strahlung der Sonne]], die die Zellen von Pflanzen und Tieren zerstören und beim Menschen z.B. Hautkrebs hervorrufen kann. Das stratosphärische Ozon ist so als Schutzschild gegen die lebensgefährliche UV-Strahlung wirksam. Durch die Absorption der solaren UV-Strahlung besitzt das stratosphärische Ozon auch eine geringe erwärmende Wirkung. Wichtiger jedoch ist die vom Ozon absorbierte und emittierte langwellige Strahlung, da Ozon ein starkes [[Treibhausgase|Treibhausgas]] ist. Der Ozonverlust in der unteren Stratosphäre durch die Einwirkung von [[FCKW]] hat entsprechend in den letzten beiden Jahrzehnten des 20. Jahrhunderts zu einer negativen Strahlungswirkung von 0,05 W/m<sup>2</sup> geführt.<br />
<br />
== Bedeutung von troposphärischem Ozon ==<br />
Eine größere klimatische Bedeutung kommt aber der geringen Ozonmenge zu, die sich in der [[Troposphäre]] befindet. Auch hier wirkt Ozon als ein Treibhausgas. Anders als [[Kohlendioxid]], [[Methan]], [[Lachgas]] oder FCKW besitzt das troposphärische Ozon jedoch nur eine relativ kurze Lebensdauer und ist deshalb sehr ungleichmäßig um den Globus verteilt. Im Unterschied zu den langlebigen [[Treibhausgase]]n wird Ozon außerdem nicht direkt in die Atmosphäre emittiert, sondern entsteht dort erst durch photochemische Prozesse aus Vorläufergasen, und wird auch primär photochemisch aus der Atmosphäre wieder entfernt. Die Emission der Ozon-Vorläufergase und damit auch die troposphärische Ozonkonzentration werden zunehmend durch den Menschen beeinflusst. Das so entstandene Ozon ist nach Kohlendioxid und Methan seit Beginn der Industrialisierung zum drittwichtigsten anthropogenen Treibhausgas geworden. Ozon spielt außerdem eine wichtige Rolle in der troposphärischen Chemie und ist besonders eng verbunden mit der Chemie von OH, das oft als "Waschmittel der Atmosphäre" bezeichnet wird, weil es jedes Jahr insgesamt etwa 3.7 Milliarden Tonnen vieler anderer schädlicher Gase wie vor allem das Treibhausgas Methan (CH<sub>4</sub>) abbaut. Ein letztes wichtiges Merkmal des troposphärischen Ozons besteht darin, dass es als bodennahes Ozon in zu hoher Konzentration ein gesundheitsschädliches Reizgas ist und die Atemwege angreift.<br />
<br />
== Entstehung von troposphärischem Ozon ==<br />
<br />
Das troposphärische Ozon entstammt zwei Hauptquellen: der photochemischen Entstehung vor Ort und dem Transport aus der [[Stratosphäre]]. Während in der Stratosphäre Ozon aus der Spaltung von Sauerstoffatomen durch UV-Licht entsteht, ist die [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] in der unteren Atmosphäre dafür nicht mehr intensiv genug. Hier entsteht Ozon hauptsächlich über die Spaltung von Stickoxiden (NOx = NO + NO<sub>2</sub>). Bei den dadurch ausgelösten photochemischen Reaktionen spielen zusätzlich flüchtige organische Verbindungen (VOC - Volatile Organic Compounds) und Kohlenstoffmonoxid (CO) als weitere Ozon-Vorläuferstoffe eine Rolle.<br />
<br />
Stickstoffdioxid (NO<sub>2</sub>) wird in einem auslösenden Schritt durch Sonnenlicht (in Formeln als Energie eines Photons, hν, geschrieben) in Stickstoffmonoxid (NO) und ein Sauerstoffatom gespalten. Letzteres reagiert mit Luftsauerstoff zu Ozon.<br />
<br />
NO<sub>2</sub> + hv -> NO + O*<br />
<br />
O* + O<sub>2</sub> -> O<sub>3</sub><br />
<br />
Das hierbei entstehende NO reagiert aber wieder mit O<sub>3</sub> zu Stickstoffdioxid und Sauerstoff, so dass sich weitgehend ein Gleichgewicht zwischen Ozonbildung und -abbau einstellt.<br />
<br />
NO + O<sub>3</sub> -> NO<sub>2</sub> + O<sub>2</sub><br />
<br />
In diesen Reaktionsprozess können nun allerdings organische Luftverunreinigungen wie flüchtige organische Verbindungen und Kohlenmonoxid eingreifen und das natürliche Gleichgewicht von Entstehung und Vernichtung von Ozon empfindlich stören. Sie greifen nicht direkt in den Ozon-Zyklus ein, sondern werden zunächst in der Luft durch Oxidation abgebaut. Die dabei entstehenden Abbauprodukte fördern die Umwandlung von NO zu NO<sub>2</sub>. Damit steht weniger NO zum Abbau und mehr NO<sub>2</sub> zur Bildung von Ozon zur Verfügung und die Rückreaktion des Ozons mit Stickstoffmonoxid wird geschwächt.<br />
<br />
== Quellen der Ozon-Vorläufergase ==<br />
<br />
[[Bild:Entstehung.gif|thumb|400 px|Die Entstehung der wichtigsten Ozonvorläufergase Stickoxide (NO<sub>x</sub>), Kohlenmonoxid (CO) und flüchtigen organischen Verbindungen (VOC) sowie von troposphärischem Ozon.Rot: anthropopgene, lila: natürliche Prozesse.]]<br />
Die Emission der Ozon-Vorläufergase wird seit Beginn der Industrialisierung stark durch menschliche Aktivitäten beeinflusst.<ref>zum Folgenden vgl. IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/141.htm Kapitel 4.2.3.3] and [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/141.htm#tab48 Table 4.8]; vgl. ferner: [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/561.htm Appendix VI - Units]</ref> So sind NOx und CO in der Troposphäre heute hauptsächlich anthropogenen Ursprungs. Stickoxide sind zu einem hohen Anteil ein Produkt der Industrialisierung und werden zumeist als NO emittiert, das sich aber in wenigen Minuten durch photochemische Reaktionen in NO<sub>2</sub> verwandelt. Quellen sind hauptsächlich die Verbrennung fossiler Energien (33 Tg/a), die Biomassenverbrennung (7,1 Tg/a) und die Aktivität von Bodenmikroorganismen. Bei der Nutzung fossiler Energien hat der Straßenverkehr mit 40% eine dominierende Stellung, mit den stärksten Emissionen in Nordamerika, Westeuropa und Japan. Diese NOx-Entstehung ist auf die mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel konzentriert, während in den Tropen und auf der Südhalbkugel Stickoxide vor allem aus der Biomassenverbrennung entstehen. Bei der natürlichen Entstehung spielen die Bodenemission und vor allem die Entstehung durch Blitze, die die Stickstoffmoleküle der Luft zu spalten vermögen, die wichtigste Rolle. Insgesamt übertreffen die anthropogenen Emissionen die natürlichen um das 3-4-Fache. Sie stammen zu 80% aus Nordamerika, Europa und Asien, wobei sie in Nordamerika und Europa zurückgehen, in Ostasen mit 4% pro Jahr deutlich zunehmen. Beispielhaft für die Entwicklung in den westlichen Industriestaaten ist die deutliche Abnahme der NOx-Emissionen in Deutschland. Während sie sich in der Zeit von 1955 bis 1990 etwa verdreifacht haben, gingen sie seit Ende der 1980er Jahre um mehr als die Hälfte zurück. Der Grund sind Maßnahmen wie die europaweite Einführung des Katalysators und der Einbau von Filtern in Großfeuerungsanlagen.<ref>Claude, H., W. Fricke und S. Beilke (2001): Wie entwickelt sich das bodennahe und das troposphärische Ozon?, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes, Nr. 82 (http://www.dwd.de/de/FundE/Observator/MOHP/hp2/ozon/bulletin.htm)</ref> Die wichtigste Senke für Stickoxide ist die Oxidation von NO<sub>2</sub> durch Reaktion mit dem OH-Radikal.<br />
<br />
{| border=1; width="50%" align="center"|<br />
! colspan="3" style="background-color:#E0EEEE" | ''Erläuterungen'' <ref name="Einheiten">Vgl. IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/561.htm Appendix VI - Units]</ref><br />
|-<br />
| 1 Tg/a <br />
|align="center"| ''bedeutet'' ||1 Teragramm pro Jahr<br />
|-<br />
| 1 Tg (1 Teragramm) <br />
|align="center"| = || 1 Mt (1 Megatonne)<br />
|-<br />
| 1 Tg = 1 • 10<sup>12</sup> Gramm <br />
|align="center"| = || 1 • 10<sup>6</sup> t<br />
|}<br />
Auch das atmosphärische Kohlenmonoxid stammt zu mehr als der Hälfte aus anthropogenen Quellen wie Entwaldung, Waldbränden, Verbrennung von Abfällen, Holzverbrennung und Nutzung fossiler Energien, die insgesamt 1350 Tg/a emittieren, wovon 207 Tg/a aus dem Straßenverkehr<ref>Granier, C., and G.P. Brasseur (2003): The impact of road traffic on global tropospheric ozone, Geophysical Research Letters 30, doi: 10.1029/2002GL015972</ref> stammen. Demgegenüber spielen natürliche Emissionen mit ca. 200 Tg/a nur eine geringe Rolle. Außerdem wird CO mit etwa 1250 Tg/a durch Oxidation von Methan und anderen Gasen in der Troposphäre gebildet, wovon etwa die Hälfte auf anthropogene Emission von Methan und andere menschlich verursachte Emissionen zurückgeführt werden kann. Die CO-Konzentration hat besonders in der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts mit der Industrialisierung und Bevölkerungsentwicklung stark zugenommen und ist auf der Nordhalbkugel doppelt so hoch wie auf der Südhalbkugel. Bis in das Jahr 1989 nahm die CO-Konzentration langsam zu, danach zeigte sich jedoch eine leichte Abnahme, möglicherweise aufgrund der Katalysator-Nutzung im Straßenverkehr. 1991 bis 1997 wurde eine Abnahme um 2%/a gemessen, 1998 wieder eine Zunahme. Mit großer Unsicherheit wird der globale Gehalt auf 360 Tg geschätzt, wobei der Anteil der Nordhalbkugel doppelt so hoch ist wie der der Südhalbkugel.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/139.htm#4231 4.2.3.1]</ref><br />
<br />
Neben Stickoxiden und Kohlenmonoxid sind die flüchtigen organischen Verbindungen (VOC), von denen es in der Atmosphäre mehr als 1000 Verbindungen gibt, die dritten wichtigen Vorläufersubstanzen für die Entstehung von Ozon. Der mit Abstand größte Teil der VOC entstammt natürlichen Quellen. So werden die am meisten vorkommenden VOC Isoprene und Terpene mit 220 bzw. 127 Tg/a nach IPCC-Schätzungen von der Vegetation emittiert, während nur ca. 190 Tg/a der VOC insgesamt aus anthropogenen Quellen stammen.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/140.htm 4.2.3.2] and [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/140.htm#tab47a Table 4.7]</ref> Die durch menschliche Aktivitäten verursachte Emission von VOC ist im letzten Jahrhundert stark angestiegen. Den größten Anteil daran hat der Verkehr, daneben die Ausdünstung von vielen bauchemischen Produkten wie z. B. Anstrichstoffen, Klebstoffen oder Dichtungsmassen. Wegen der kurzen Lebensdauer von wenigen Tagen bis Wochen finden sich VOC vor allem in der Nähe der Emissionsgebiete. Bei den natürlichen Emissionen sind die Tropen die Hauptgebiete. Die anthropogenen Emissionen finden sich dagegen hauptsächlich in den dicht besiedelten und stark industrialisierten Regionen der Nordhemisphäre. Auch bei den anthropogenen VOC haben eindämmende Maßnahmen dazu geführt, dass die Emissionen in den westlichen Industriestaaten seit Ende der 1980er Jahre erheblich zurückgegangen sind (vgl. Abb. 3).<br />
<br />
== Globale Verteilung von Ozonkonzentrationen ==<br />
<br />
Entsprechend den Quellgebieten der Vorläufergase sind die Hauptgebiete der anthropogenen O<sub>3</sub>-Produktion die industrialisierten Regionen der mittleren Breiten und die tropischen Gebiete mit starker Biomassenverbrennung. In der regionalen Verteilung besteht allerdings ein großer Unterschied in der Verteilung der Vorläufergase und des Ozons selbst zwischen den Werten am Boden und in größerer Höhe. Während die Bodenwerte in den Entstehungsgebieten und den benachbarten Leezonen am höchsten sind und dann schnell abfallen, ist die Konzentration in größerer Höhe rund um den Globus verhältnismäßig homogen. Der Grund liegt in der längeren Lebensdauer der Spurengase in der oberen Troposphäre und in dem relativ ungehinderten atmosphärischen Transport. So beträgt die chemische Lebensdauer von NOx in Bodennähe einen Tag, in 8 km Höhe dagegen mehrere Wochen. Beim Ozon selbst sind die Unterschiede noch größer.<br />
<br />
Durch die längere Lebensdauer können die Vorläufergase und das Ozon selbst in einigen km Höhe über weite Strecken durch Luftströmungen transportiert werden, so von den USA über den Nordatlantik, von Ostasien bis über den östlichen Nordpazifik, von tropischen Waldbrandgebieten in Südamerika und Afrika bis weit auf den Südatlantik. Satellitendaten zeigen im späten Frühjahr bis Sommer (Mai-Juli) eine von den Industrieregionen im östlichen China und Japan ausströmende Ozon-Fahne, die quer über den pazifischen Ozean bis zur Westküste Nordamerikas reicht. Ähnliche Beobachtungen wurden zwischen der Ostküste Nordamerikas über den Atlantik bis nach Westeuropa gemacht. In beiden Fällen lagen die Ozonwerte mit 50-60 DU auf dem Niveau der industrialisierten Regionen selbst, obwohl die Ozeane relativ wenig verschmutzt sind.<ref>Chandra, S., J.R. Ziemke, X. Tie, G. Brasseur (2004): Elevated ozone in the troposphere over the Atlantic and Pacific oceans in the Northern Hemisphere, Geophysical Research Letter 31, L23102 10.1029/2004GL020821</ref> <br />
{| border=1; width="90%" align="center"|<br />
! style="background-color:#E0EEEE" | ''Erläuterungen'' <ref name="TAR-WG1-4.2.4tab49" /><br />
|-<br />
| ''1 DU = 1 Dobson Unit = 10,9 Teragramm O<sub>3</sub>. - Vgl. hierzu auch das Kapitel "[[Troposphärisches_Ozon#Gesamtmenge_an_Ozon_in_der_Troposph.C3.A4re|Gesamtmenge an Ozon in der Troposphäre]]".''<br />
|}<br />
Entsprechend sind auch die Werte für die gesamte troposphärische Ozonsäule deutlich gleichmäßiger um den Globus verteilt als für das bodennahe Ozon. Ein bezeichnendes Beispiel für den Höhenunterschied in der Ozonverteilung ist die Zunahme der troposphärischen Ozonmenge durch den Straßenverkehr im Hochsommer. Erhöhungen der Ozonmenge um 10-15% durch die Emission von Vorläufersubstanzen infole des Straßenverkehrs sind in Bodennähe im wesentlichen auf Nordamerika, Mittel- und Westeuropa und Japan beschränkt, dh. auf die Hauptemissionsgebiete der Vorläuferstoffe selbst. In 9 km Höhe sind die maximalen Zunahmen der Ozonmenge mit 5-10% zwar etwas geringer, diese sind jedoch in den höheren Breiten der Nordhalbkugel rund um den Globus nahezu gleichmäßig verteilt und überdecken z.B. den gesamten Nordatlantik.<br />
<br />
== Fluss von Ozon aus der Stratosphäre in die Troposphäre ==<br />
<br />
Die zweite wichtige Quelle für troposphärisches Ozon ist der Fluss aus der [[Stratosphäre]], der auf 475 Tg/a geschätzt wird.<ref name="TAR-WG1-4.2.4">IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/142.htm Kapitel 4.2.4]</ref> Der Anteil aus dieser Quelle ist relativ groß über den Ozeanen, da die Produktion vor Ort hier relativ gering ist, und ist z.T. für die relativ gleichmäßige Verteilung von troposphärischem Ozon über die nördlichen mittleren Breiten verantwortlich. Über Land dominiert eher die Oberflächenemission der Ozon-Vorläufergase als wichtigste Quelle. Dennoch sind gerade die großen Kontinente der Nordhalbkugel mit ihren Gebirgen dafür verantwortlich, dass der Ozonfluss aus der Stratosphäre hier fast doppelt so groß ist wie auf der Südhalbkugel, weil sie durch die Verstärkung der planetaren Wellen Tropopausenbrüche verursachen können und dadurch für einen stärkeren Massenaustausch zwischen Stratosphäre und Troposphäre sorgen. Ein zweites Austauschmaximum findet sich in den Tropen, wo die hochreichenden Gewitterwolken die Tropopause durchstoßen.<br />
<br />
== Gesamtmenge an Ozon in der Troposphäre ==<br />
<br />
Die gesamte Menge des troposphärischen Ozons ist schwer abzuschätzen. Sie wird aus Satellitendaten nach Abzug der viel größeren stratosphärischen Ozonmenge abgeleitet und gegenwärtig auf 370 Tg geschätzt, was einer durchschnittlichen globalen Säulendichte von 34 DU (Dobson-Einheit: 1 DU = 2,7 x 10<sup>16</sup> O<sub>3</sub>-Moleküle/cm<sup>2</sup>) bzw. einer durchschnittlichen Konzentration von 50 ppb entspricht.<ref name="TAR-WG1-4.2.4" /> 100 Dobson-Units entsprechen dabei etwa nur einem Millimeter Höhe, wenn alles Ozon in reiner Form am Erdboden liegen würde. <br />
<br />
== Konzentrationsveränderung und klimatische Wirkung ==<br />
<br />
=== Veränderungen bis heute ===<br />
<br />
[[Bild:Ozon-konz.gif|thumb|420 px|Veränderung der Ozonkonzentration seit der vorindustriellen Ära nach Modellberechnungen.]]<br />
Die wenigen Beobachtungswerte und Modellanalysen legen eine Zunahme des globalen troposphärischen Ozons seit vorindustriellen Zeiten bis heute von 25 DU auf 34 DU nahe.<ref name="TAR-WG1-4.2.4tab49">IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/142.htm#tab49 Table 4.9]</ref> Vereinzelte europäischen Messungen, die bis ins späte 19. Jahrhundert zurückreichen, lassen vermuten, dass sich der Ozongehalt in Bodennähe im 20. Jahrhundert hier sogar verdreifacht hat. Auch Modellrechnungen ergeben aufgrund der zunehmenden Emissionen der Vorläufergase eine Verdreifachung des Ozongehalts in Europa, Nordamerika und Südostasien.<ref>Hauglustaine, D.A., and G.P. Brasseur (2001): Evolution of Tropospheric Ozone under Anthropogenic Activities and Associated Radiative Forcing of Climate, Journal of Geophysical Research 106, 32337-32360</ref><br />
Neuere Datenreihen zeigen global eine Zunahme während der starken Nachkriegsindustrialisierung in den 1960er und 1970er Jahren, danach aber keinen klaren Trend mehr. Hier haben offenbar die Anstrengungen zur Kontrolle der Emission von Ozon-Vorläufergasen, insbesondere von Stickoxiden, in Nordamerika und Europa das Wachstum der Ozon-Konzentration stark gebremst. Besonders deutlich zeigt sich dieser Trend in den älteren Industrieländern selbst, wie die Messungen am Hohenpeissenberg in Süddeutschland belegen. Die Ursachen der hier dargestellten Veränderung der Ozon-Konzentration in der freien Atmosphäre liegen allerdings nicht nur in den regionalen Verhältnissen, da hier auch globale Emissionsänderungen sowie Änderungen der atmosphärischen Zirkulation eine Rolle spielen können.<br />
In jüngster Zeit hat die schnelle Industrialisierung im östlichen Asien wieder zu deutlich gesteigerten Emissionen von Ozon-Vorläufergasen geführt. Aufgrund dessen, dass Ozon eine atmosphärische Lebensdauer von mehreren Wochen besitzt, d.h. der zirkumhemisphärischen Transportzeit nahe kommt, haben die kombinierten Emissionen von Nordamerika und Eurasien die troposphärische Hintergrundkonzentration von Ozon auf der Nordhalbkugel wieder zunehmen lassen. Auf der Südhalbkugel ist die Ozonkonzentration durch Biomassenverbrennung und die Nutzung fossiler Brennstoffe ebenfalls deutlich angestiegen. Schiffmessungen auf dem Atlantik, die ein gutes Bild der von regionalen Besonderheiten unabhängigen Hintergrundkonzentration liefern, haben zwischen 1977 und 2002 in den mittleren Breiten der Nordhemisphäre nur eine sehr geringfügige Zunahme, in den subtropischen und tropischen Breiten beider Hemisphären aber deutliche Zuwächse der Ozonkonzentration von z.T. über 50% ergeben.<ref>Lelieveld, J., J. van Aardenne, H. Fischer, M. de Reus, J. Williams, and P. Winkler (2004): Increasing Ozone over the Atlantic Ocean, Science 304, 1483-1487</ref><br />
<br />
=== Projektionen ===<br />
<br />
[[Bild:ozonanstieg.gif|thumb|420 px|Veränderung der troposphärischen Ozon-Menge (Jahresmittel) des dadurch verursachten [[Strahlungsantrieb]]s nach geographischer Breite seit Beginn der Industrialisierung in DU.]]<br />
Modellsimulationen für das 21. Jarhundert gehen davon aus, dass das troposphärische Ozon bis 2030 um ca. 5 ppb und bis 2100 um bis zu 20 ppb ansteigen könnte, in einigen Regionen wie vor allem in Süd- und Ostasien sogar um mehr als 45 ppb.<ref>Prather, M. et al. (2003): Fresh air in the 21st century?, Geophys. Res. Lett. 30, 10.1029/2002GL016285</ref> Diesen Modellrechnungen liegen Annahmen über eine durchschnittliche Verdreifachung der Stickstoffemissionen von 2000 bis 2100 zugrunde. Dabei geht man von einer Verdopplung der N-Emissionen in Europa und Nordamerika aus, aber von einer Steigerung um das 5-8fache in Indien, Südostasien, Afrika und Südamerika. Auch die Zunahme der Emission von Kohlenmonoxid wird mit einem Faktor von durchschnittlich 2,4 angenommen, wobei Europa und Amerika bei 2 bzw. 1,6, die anderen oben genannten Regionen bei 4-6,5 liegen könnten. Nicht berücksichtigt sind in diesen Rechnungen die Folgen des Klimawandel auf das Ökosystem und seine Emissionen der Ozon-Vorläufergase, weshalb sie mit großen Unsicherheiten behaftet sind. Auch andere Projektionen (bis 2025 und 2050) gehen davon aus, dass aufgrund der starken NOx-Emissionen in den asiatischen Industrieregionen die Hintergrundkonzentration von O<sub>3</sub> auf der gesamten nördlichen Hemisphäre weiter ansteigen und selbst in wenig belasteten ozeanischen Regionen der Südhalbkugel noch um 10-20% zunehmen wird.<ref> Lelieveld, J., F.J. Dentener (2000): What controls tropospheric ozone?, Journal of Geophysical Research 105 , 3531-3551; Hauglustaine, D.A., and G.P. Brasseur (2001): Evolution of Tropospheric Ozone under Anthropogenic Activities and Associated Radiative Forcing of Climate, Journal of Geophysical Research 106, 32337-32360</ref><br />
Welche Auswirkungen hat die veränderte Konzentration des troposphärischen Ozons auf den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] und das Klima? Ozon absorbiert Strahlung sowohl im langwelligen als auch - im Unterschied zu den langlebigen [[Treibhausgase]]n - in geringerem Maße im kurzwelligen Bereich. Die Absorption im langwelligen Bereich ist bei 9,6 μm besonders hoch, da Ozon dort eine starke Absorbtionsbande aufweist. Die kurzwellige Absorption ist vor allem über den Polen wichtig, da Ozon hier zusätzlich zu der einfallenden [[Sonnenenergie|Sonnenstrahlung]] auch noch die reflektierte Strahlung absorbiert, wodurch sich die hohen Werte über Eis- und Schneeflächen in den hohen nördlichen Breiten erklären. Der [[Strahlungsantrieb]] durch troposphärisches Ozon seit Beginn der Industrialisierung beträgt nach Modellberechnungen etwa 0,35 W/m<sup>2</sup>2, was ungefähr 20% des Strahlungsantriebs der langlebigen [[Treibhausgase]] (Kohlendioxid, Methan, Distickstoffoxid und FCKW) ausmacht bzw. etwa dem direkten Strahlungsantrieb durch Sulfat-[[Aerosole]], allerdings mit umgekehrtem Vorzeichen, entspricht. Bis 2050 haben Modellsimulationen einen zusätzlichen Antrieb von 0,25 bis 0,4 W/m<sup>2</sup> berechnet.<ref>IPCC (2001), Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report, [http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/227.htm Kapitel 6.5.2.2]; Hauglustaine, D.A., and G.P. Brasseur (2001): Evolution of Tropospheric Ozone under Anthropogenic Activities and Associated Radiative Forcing of Climate, Journal of Geophysical Research 106, 32337-32360</ref><br />
Aus dem Strahlungsantrieb seit der vorindustriellen Ära folgt ein Anstieg der globalen bodennahen Temperatur durch die anthropogene Ozon-Zunahme um etwa 0,28 °C. Durch die unterschiedliche geographische Verteilung von Ozon sind die Effekte regional sehr verschieden. Auf der Nordhalbkugel wird der Temperaturanstieg auf 0,4 °C, mit Maximawerten im Lee der industrialisierten Gebiete in Europa, Asien und Nordamerika von 0,8 °C, auf der Südhalbkugel auf 0,2 °C geschätzt.<ref>Mickley, L. J.; Jacob, D. J.; Field, B. D.; Rind, D. (2004): Climate response to the increase in tropospheric ozone since preindustrial times: A comparison between ozone and equivalent CO<sub>2</sub> forcings, J. Geophys. Res., Vol. 109, No. D5, D05106 10.1029/2003JD003653</ref> Außerdem hat die Zunahme des troposphärischen Ozons seit vorindustrieller Zeit zur Abnahme der Temperatur der unteren Stratosphäre um fast 1 °C geführt. Das wiederum hat Folgen für den stratosphärischen Ozongehalt, da durch die Verringerung der Temperaturen des südlichen Polarwirbels die Wiederherstellung der ursprünglichen Ozonschicht trotz verminderter FCKW-Konzentrationen in die Stratosphäre verzögert werden könnte.<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references/><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Aufbau der Atmosphäre]]<br />
* [[Stratosphärisches Ozon]]<br />
* [[Auswirkungen des Luftverkehrs]]<br />
<br />
== Unterricht ==<br />
* [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/900b8206aec48f812e0abf9333cf09d6,0/3__Ozon/__Arbeitsblatt_1_2sf.html Einfache Fragen zur gesundheitlichen Problematik des troposphärischen Ozons] - Arbeitsblatt in der ESPERE Klimaenzyklopädie<br />
* ESPERE: [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/109d3288e18127fc4ca6d6383bbdb47e,0/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_2_2sk.html Fragen zum Beitrag des troposphärischen Ozons zum Treibhauseffekt (Aufgabe 7 u. 8)]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* Prof. Blumes Bildungsserver für Chemie: [http://www.chemieunterricht.de/dc2/ozon/index.html Ozon]<br />
* Umweltbundesamt: [http://www.umweltbundesamt.de/luft/schadstoffe/ozon.htm Antworten auf häufig gestellte Fragen zum Thema „Ozon“]<br />
<br />
<br />
== Lizenzhinweis == <br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie:Treibhausgase]]<br />
[[Kategorie:Ozon]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Ozon&diff=8476Ozon2009-06-21T14:51:17Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>'''Ozon''' O<sub>3</sub> (griechisch "das Riechende") ist ein aus drei Sauerstoffatomen bestehendes, instabiles Molekül, das innerhalb kurzer Zeit zu dimerem Sauerstoff O<sub>2</sub> zerfällt. Es ist ein starkes Oxidationsmittel.<br />
<br />
== Eigenschaften ==<br />
Ozon ist bei Zimmertemperatur und normalem [[Luftdruck]] gasförmig. Aufgrund seiner oxidierenden Wirkung ist es für den Menschen giftig. Bei Ozonaufnahme treten beim Betroffenen häufig heftige Kopfschmerzen auf. In hohen Konzentrationen riecht das Gas aufgrund der oxidierenden Wirkung auf die Nasenschleimhaut charakteristisch stechend-scharf bis chlorähnlich, während es in geringen Konzentrationen geruchlos ist. Die Geruchsschwelle liegt bei 40&nbsp;µg/m<sup>3</sup>, allerdings gewöhnt man sich schnell an den Geruch und nimmt ihn dann nicht mehr wahr.<br />
<br />
== Bildung ==<br />
Ozon entsteht aus gewöhnlichem Sauerstoff gemäß der Grundgleichung<br />
[[Bild:Ozon1.png|270px|center]]<br />
wobei ΔH die molare Reaktionsenthalpie bezeichnet.<br />
<br />
Ozon bildet sich in der [[Atmosphäre]] vor allem auf drei Arten:<br />
* Energiereiche Sonnenstrahlung spaltet Sauerstoff-Moleküle in der [[Stratosphäre]] in zwei einzelne Atome, die sich jeweils mit einem weiteren Sauerstoff-Molekül zu Ozon vereinigen. Dieser Vorgang der Spaltung von Sauerstoff-Molekülen durch energiereiche UV-C-Strahlung mit einer Wellenlänge von <&nbsp;0,242&nbsp;µm wird als Photodissoziation bezeichnet:<br />
:'''O<sub>2</sub> + ''hv'' -> O + O'''<br />
:'''O + O<sub>2</sub> -> O<sub>3</sub>''' (2x)<br />
* In Erdnähe bildet sich Ozon aus einer Reaktion zwischen Stickstoffdioxid NO<sub>2</sub> und Sauerstoff O<sub>2</sub> unter dem Einfluss von UV-Strahlung:<br />
:'''NO<sub>2</sub> + ''hv'' -> NO + O'''<br />
:'''O + O<sub>2</sub> -> O<sub>3</sub>'''<br />
* Durch ein Gewitter: Durch den elektrischen Stromfluss zwischen Wolke und Erdboden bei der Blitzentladung entsteht Ozon (aber auch Salpetersäure und andere Stoffe).<br />
<br />
== Vorkommen und Entstehung von Ozon ==<br />
=== Stratosphärisches Ozon ===<br />
* Hauptartikel: [[Stratosphärisches Ozon]]<br />
Die Menge an Ozon in der Atmosphäre wird in Dobson-Einheiten (also pro Erdoberfläche) oder in Parts per million (ppm,also pro Stoffmenge Luft) angegeben. Die höchste Konzentration mit einigen ppm weist Ozon in der [[Stratosphäre]] auf. Für seine Entstehung ist dort der Ozon-Sauerstoff-Zyklus verantwortlich. <br />
Ozon ist in der Stratosphäre unschädlich und [[Absorption|absorbiert]] teilweise die Ultraviolettstrahlung der Sonne. <br />
<br />
=== Troposphärisches Ozon ===<br />
* Hauptartikel: [[Troposphärisches Ozon]]<br />
In der Atemluft ist Ozon jedoch bereits in weit geringeren Konzentrationen gesundheitsschädlich, insbesondere bewirkt die lokal sehr unterschiedliche Ozonbelastung Reizungen der Atemwege.<br />
<br />
== Ozonabbau ==<br />
=== Abbau von stratosphärischem Ozon ===<br />
* ''Hauptartikel: [[Ozonabbau in der Stratosphäre]]''<br />
<br />
Seit Ende der 1970er Jahre wird das Gleichgewicht zwischen Ozonbildung und Ozonabbau zunehmend durch menschliche Einflüsse gestört. Ursache ist die anthropogene Emission von halogenierten Kohlenwasserstoffen (FCKW), die Chlor und Brom enthalten. FCKW-Moleküle gelangen erst nach mehreren Jahren bis in die Stratosphäre. Sie werden dort durch die starke UV-Strahlung der Sonne zerstört, wobei Chlor (bzw. Brom) frei wird, das dann die Ozonmoleküle angreift. Die Ozonabnahme ist in der gesamten Stratosphäre nachweisbar. <br />
<br />
=== Abbau von Ozon über den Polen ===<br />
* Hauptartikel: [[Ozonloch über der Antarktis]]<br />
* Hauptartikel: [[Ozonabbau über der Arktis]]<br />
<br />
Über den Polen ist die Ozonabnahme am ausgeprägtesten. Die besonders starke Abnahme der Ozonkonzentration im Süd-Frühjahr über dem Südpol wird als [[Ozonloch über der Antarktis|Ozonloch]] bezeichnet.<br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
*[[Wirkung von Kohlendioxid und Ozon]]<br />
*[[Ozonveränderungen und Klimawandel]]<br />
<br />
== Literatur ==<br />
* Katrin Palitzsch, Sabine Göllner, Kristina Lupa, Jörg Matschullat, Corinna Messal, Kirsten Pleßow, Mandy Schipek, Ivonne Schnabel, Christian Weller, Frank Zimmermann: ''Ozon in Waldökosystemen aus atmosphärenchemischer und pflanzenphysiologischer Sicht''. Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung 17(4), S. 231 - 241 (2005), ISSN 0934-3504<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/luft/schadstoffe/ozon.htm Ozon (O<sub>3</sub>)] Grundinformationen zum troposphärischen Ozon vom Umweltbundesamt (UBA)<br />
<br />
<br />
==Lizenzhinweise==<br />
{{Vorlage:Lizenzhinweis}}<br />
<br />
[[Kategorie:Ozon]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=FCKW&diff=8475FCKW2009-06-21T14:46:53Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Eigenschaften und Verwendung ==<br />
Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) sind vor allem dafür bekannt, dass sie in der Stratosphäre Ozon zerstören. Einige Jahre nach der Entdeckung des [[Ozonloch über der Antarktis| Ozonlochs über der Antarktis]] wurde das Montrealer Protokoll zum Schutz der Ozonschicht verabschiedet. Darin werden jene Gase geregelt, die die stratosphärische Konzentration an Chlor- und Bromverbindungen erhöhen. Es handelt sich dabei generell um halogenierte Kohlenwasserstoffe (Halone), von denen die FCKW (Fluor-Chlor-Kohlenwasserstoffe), auf englisch CFC (chloro-fluoro-carbons) eine Untergruppe sind. Gleichzeitig wirken diese jedoch auch als [[Treibhausgase]]. Das Potential zum Ozonabbau und die Treibhauswirkung sind im Prinzip unabhängige Eigenschaften (erstere chemischer und letztere physikalischer Art), so dass die stärksten Ozonzerstörer nicht unbedingt auch die stärksten Treibhausgase sind. Im Gegensatz zu allen anderen Treibhausgasen sind die wichtigsten Fluorchlorkohlenwasserstoffe ausschließlich anthropogenen Ursprungs. Sie sind von Chemikern künstlich hergestellte Stoffe, die seit den 1930er Jahren in der Industrie eine vielfältige Verwendung finden. Als Treibgas werden sie in Sprühdosen und zum Aufblähen von Schäumen benutzt, als Kühlmittel werden sie in Eisschränken, Kühltruhen und Klimaanlagen eingesetzt und als Reinigungsmittel für Textilien und die empfindlichen Teile in der elektronischen Industrie verwendet. Für den technischen Gebrauch besitzen FCKWs ausgezeichnete Eigenschaften: Sie sind unbrennbar, ungiftig und chemisch inert, d.h. sie gehen keine Reaktionen mit anderen Stoffen ein.<br />
<br />
== FCKW als Treibhausgase ==<br />
Das bedeutet aber auch, dass sie, einmal freigesetzt, sehr lange in der Atmosphäre verbleiben und nicht wie etwa [[Methan]] durch chemische Reaktionen zerstört werden. So besitzen die beiden wichtigsten FCKWs CFC-11 (CFCl<sub>3</sub>) und CFC-12 (CF<sub>2</sub>Cl<sub>2</sub>) eine atmosphärische Verweilzeit von 45 bzw. 100 Jahren. Aus der langen Verweilzeit und der starken Absorption im infraroten Spektralbereich resultiert ein hohes Treibhauspotenzial: Jedes Molekül trägt etwa 10000 mal stärker zum Treibhauseffekt bei als ein CO<sub>2</sub>-Molekül! Daher ist der Beitrag der Fluorchlorkohlenwasserstoffe am anthropogenen [[Treibhauseffekt]] im Vergleich zu ihrer geringen Konzentration von einigen Hundert ppt (Billionstel Volumenanteile) relativ hoch.<br />
Messungen aus dem Jahr 2005 ergeben, dass die Montreal-Gase mit 12 % (0,32 W/m<sup>2</sup>) zum direkten Strahlungsantrieb aller langlebigen Treibhausgase und zu 95 % zu dem der Halocarbone beigetragen haben<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007: Working Group I: The Science of Climate Change, 2.3.4</ref>. Dominiert wird diese Entwicklung von den FCKW. Alle halogenierten Kohlenwasserstoffe zusammengenommen tragen mit 0,337 W/m<sup>2</sup> zum Treibhauseffekt bei. Allein der Stoff CFC-12 ist nach [[Kohlendioxid]] (1,46 W/m<sup>2</sup>) und Methan (0,48 W/m<sup>2</sup>) das drittwichtigste anthropogene Treibhausgas. Da Ozon ebenfalls ein Treibhausgas ist, haben die FCKW mittels der Zerstörung der Ozonschicht zugleich einen kühlenden Einfluss auf das Klima. Der gesamte Strahlungsantrieb durch den stratosphärischen Ozonabbau ist mit -0,05 W/m<sup>2</sup> jedoch deutlich kleiner als die Treibhauswirkung der FCKW, so dass ihr netto-Einfluss erwärmend ist. <br />
<br />
== Entwicklung der atmosphärischen FCKW-Konzentration ==<br />
[[Bild:Fckw11und12.gif|thumb|420 px|Veränderung der Konzentration von FCKW-11 und FCKW-12 über Tasmanien]]<br />
Die lange Verweilzeit von FCKW-Molekülen in der Troposphäre bewirkt eine gleichmäßige Verteilung rund um den Globus. Seit etwa 1940 hat die atmosphärische Konzentration deutlich zugenommen. Sie zeigte 1981 bei dem vollhalogenierten Kohlenwasserstoff CFC-11 einen Wert von 160 ppt, der 1993 mit 260 ppt seinen Höhepunkt erreichte und seitdem leicht abnimmt. Auch der Gehalt von CFC-113 sinkt seit Mitte der 90er Jahre. Da die Lebensdauern dieser beiden Stoffe aber 45 bzw. 85 Jahre betragen, sinkt die Konzentration um lediglich 2 % bzw. 1 % pro Jahr. CFC-12 hat inzwischen ebenfalls ein Maximum der Konzentration erreicht und wird in den nächsten Jahren wieder abnehmen. Die Ursache für diese Trendwende liegt in dem auf die stratosphärische Ozonzerstörung reagierenden Montrealer Protokoll von 1987 und seinen Verschärfungen in London und Kopenhagen 1990 und 1992, durch die eine deutliche Verringerung der Emissionsraten bei den beiden wichtigsten Fluorchlorkohlenwasserstoffen F11 und F12 erreicht werden konnte. Allerdings nimmt die Konzentration der FCKW-Ersatzstoffe, besonders der teilhalogenierten Verbindungen (HFCKW) wie z.B. HCFC-22 und der perfluorierten Kohlenwasserstoffe (PFKW), stark zu. Die atmosphärische Verweilzeit und das [[Strahlungsantrieb#Das_Global_Warming_Potential | Treibhauspotential]] sind zwar geringer als bei CFC-11 und CFC-12, das Treibhauspotential ist aber immer noch viel höher als bei Kohlendioxid.<br />
Trotzdem hatte das Montreal-Protokoll insgesamt eine kühlende Wirkung auf das Klima: Die CO<sub>2</sub>-äquivalenten (entsprechend ihrer Wirkung in CO<sub>2</sub>-Mengen umgerechneten) Emissionen der darin geregelten Gase sanken von 2 GtC pro Jahr in den späten 80ern auf jährlich 0,7 GtC im Jahr 2000, was etwa einem Zehntel der CO<sub>2</sub>-Emissionen aus fossilen Brennstoffen entspricht.<br />
<br />
<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Stratosphärisches Ozon]]<br />
* [[Ozonloch über der Antarktis]]<br />
* [[Ozonabbau über der Arktis]]<br />
* [[Ozonveränderungen und Klimawandel]]<br />
* [[Treibhausgase]]<br />
<br />
<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Treibhausgase]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Strahlungsantrieb&diff=8474Strahlungsantrieb2009-06-21T14:30:34Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>Jede Bezifferung der Wirkung von einzelnen klimarelevanten Einflüssen ist mit dem Problem verbunden, wie diese Einflüsse möglichst objektiv und genau miteinander verglichen werden können. Auf der einen Seite stehen also die Aktivitäten des Menschen, z.B. die Emission von [[Treibhausgase|Treibhausgasen]], die Vermehrung von [[Aerosole]]n, die Veränderung der Erdoberfläche und so weiter. Auf der anderen Seite stehen die Auswirkungen, die diese Aktivitäten tatsächlich auf das [[Klimasystem]] und damit unser Wohlbefinden haben. Um herauszufinden, welche Aktivitäten vielleicht besonders problematisch sind und wodurch man am effektivsten das Klima schonen kann, muss die Wirkung also immer mit ein und derselben Art von Größe angegeben werden. Je nachdem, wofür man sich interessiert, könnte das z.B. die Änderung der bodennahen Lufttemperatur sein, oder aber sogar die Anzahl von Menschenleben, die der Klimawandel kostet, die finanziellen Kosten oder etwas anderes. Es ist klar, dass dies eine gesellschaftliche Bewertung erfordert und keine rein naturwissenschaftliche Aufgabe ist. Bereits im Fall des Vergleichs der bodennahen Lufttemperatur aber muss dieser Vergleich scheitern. Dazu müsste man nicht nur wissen, wie sich jede einzelne Art von Aktivität der Menschen auf die bodennahe Lufttemperatur auswirkt (was nur sehr ungenau machbar ist). Gleichzeitig müsste auch bekannt sein, wie sich alle Effekte gleichzeitig auswirken, denn im Allgemeinen darf man die einzelnen Effekte nicht einfach zusammenzählen. Dies liegt daran, dass sich viele Prozesse gegenseitig beeinflussen, also Rückkopplungen erzeugen und sich so verstärken oder abschwächen. Man spricht in der Wissenschaft dabei von Nichtlinearität.<br />
<br />
== Strahlungsantrieb im IPCC-Bericht ==<br />
[[Bild:RF-Konzept.png|thumb|left|400px|Skizze des Konzepts "Strahlungsantrieb" im Sinne des IPCC]]<br />
Statt der bodennahen Lufttemperatur wird im [[IPCC]]-Bericht daher das<br />
„Stratospheric adjusted Radiative Forcing“ (RF) benutzt. Das RF wird im Deutschen als Strahlungsantrieb bezeichnet (synonym: [[Klimaantrieb]]) und ist die Netto-Strahlungsflussdichte an der<br />
Tropopause (siehe [[Aufbau der Atmosphäre]]), welche z.B. durch die veränderte Konzentration von Treibhausgasen zustande kommt.<br />
Der Ausdruck "Strahlungsflussdichte" meint die Strahlungsenergie, die pro Sekunde und pro Quadratmeter durch die Tropopause hindurchkommt. Man gibt das RF daher immer in Joule pro Sekunde und Quadratmeter bzw. Wm<sup>-2</sup> (Watt pro Quadratmeter) an.<br />
Beim "stratospheric adjustment" geht man davon aus, dass die Temperatur in der Stratosphäre sich schon auf die neue Gleichgewichtstemperatur eingestellt hat, das Temperaturprofil in der Troposphäre jedoch noch dem alten Gleichgewicht entspricht. Dies ist gerechtfertigt, weil sich die Temperatur in der Stratosphäre den geänderten Strahlungsbedingungen schnell anpassen kann, während die Troposphäre lange Zeit dafür braucht, vor allem wegen der Trägheit der Ozeane, die sich nur sehr langsam aufwärmen lassen. Das ist vergleichbar mit dem Erhitzen von Wasser auf einer Herdplatte: Lässt man das Wasser bei niedriger Stufe lange stehen, bleibt es immer bei derselben Temperatur, weil die Wärme, die über die Herdplatte zugeführt wird, durch Diffusion und Verdunstung wieder abgegeben wird. Dies ist ein Gleichgewicht, entsprechend dem alten Klimazustand. Schaltet man nun den Herd eine Stufe höher, wird die Platte schnell wärmer, das Wasser braucht aber viel länger als die Platte, um warm zu werden. Zwischen der Platte und dem Topfboden gibt es also einen Energiefluss von der Platte in den Topf, und zwar so lange, bis sich die Energieflüsse wieder genau ausgleichen. Das entspräche dann einem neuen Klima-Gleichgewichtszustand.<br />
<br />
== Komponenten des Strahlungsantriebs im Klimasystem ==<br />
Die Verhältnisse im Klimasystem sind natürlich komplizierter und die Heizung geschieht nicht nur in einer einzigen Höhe. Insgesamt aber passt sich die Stratosphäre dem geänderten [[Treibhauseffekt]] (im Fall geänderter Treibhausgaskonzentrationen) schnell an und kühlt sich ab, während die Luft in der Troposphäre Zeit braucht, um sich zu erwärmen. Es herrscht also ein Ungleichgewicht an der Tropopause. Werden Treibhausgaskonzentrationen erhöht, geht zusätzliche Energie in die untere Atmosphäre und der Strahlungsantrieb ist positiv. Ein Beispiel für einen negativen Strahlungsantrieb wäre dagegen, wenn [[Aerosole]] mehr [[Sonnenenergie|Sonnenlicht]] zurück in den Weltraum reflektieren. Dann kommt weniger Energie in der unteren Atmosphäre an und sie kühlt sich ab. <br />
<br />
Der Vierte Sachstandsbericht (Fourth Assessment Report, AR4) des [[IPCC]] stellt fest: ''"Das Verständnis der erwärmenden und kühlenden anthropogenen Einflüsse auf das Klima hat sich seit dem Dritten Sachstandsbericht (TAR) verbessert und zu einem sehr hohen Vertrauen geführt, dass der globale durchschnittliche Nettoeffekt der menschlichen Aktivitäten [[Industrielle Revolution|seit 1750]] eine Erwärmung war, mit einem Strahlungsantrieb von +1,6 W m<sup>-2</sup>'' (Unsicherheitsbereich: +0,6 bis +2,4 W m<sup>-2</sup>).<ref name="IPCC-AR4" /><br />
<br />
[[Bild:Strahlungsantrieb.jpg|thumb|right|800px|Schätzungen und Bandbreiten des global gemittelten Strahlungsantriebs (SA) im Jahr 2005 für anthropogenes Kohlendioxid (CO<sub>2</sub>), Methan (CH<sub>4</sub>), Lachgas (N<sub>2</sub>O) und andere wichtige Faktoren und Mechanismen, zusammen mit der typischen geographischen Ausdehnung (räumliche Skala) des Antriebs und der Beurteilung des Grades des wissenschaftlichen Verständnisses (GDWV). Der Nettobetrag und die Bandbreite des anthropogenen Strahlungsantriebs sind ebenfalls angeführt. Deren Berechnung benötigt die Summierung von asymmetrischen Unsicherheitsabschätzungen der einzelnen Faktoren und kann deshalb nicht durch einfache Addition durchgeführt werden. Für weitere hier nicht aufgeführte Strahlungsantriebe wird das GDWV als sehr niedrig eingeschätzt. <ref name="IPCC-AR4" /><ref>Klimaänderung 2007: [http://www.de-ipcc.de/download/IPCC-SynRep_d_final_20081001.pdf Synthesebericht, Seite 43 (51 von 117 der PDF-Datei),] Abbildung 2.4. Global gemittelter Strahlungsantrieb (offizielle deutsche Übersetzung der [http://www.de-ipcc.de Deutschen IPCC Koordinierungsstelle])</ref>]]<br />
<br />
<br />
== Vor- und Nachteile des Konzepts ==<br />
Der Vorteil dieses Konzepts ist, dass das RF nicht von komplizierten und wenig verstandenen Rückkopplungen im Klimasystem abhängt. Der große Nachteil ist, dass das RF nichts über die Änderungen der messbaren und fühlbaren Größen am Erdboden aussagt, welche aber die eigentlich interessanten Größen zur Bewertung des Klimawandels sind. Außerdem wird in der Realität das Klimasystem niemals in den neuen Gleichgewichtszustand gelangen, da dies eine lange Zeit dauern würde und sich der Antrieb selbst mit der Zeit verändert. Die Temperatur auf der Erde hinkt also den Antrieben, die auf sie wirken, ständig hinterher. Der Strahlungsantrieb ist daher nichts weiter als ein Ergebnis eines Gedankenexperiments. Betrachtet man den Zusammenhang zwischen globaler mittlerer Temperatur und dem RF, so steckt die größte Unsicherheit in dem Faktor, der die beiden verbindet und „climate sensitivity parameter“ genannt wird, und der die erwähnten Rückkopplungen enthält. Dieser Paramter sagt also aus, welche Temperaturänderung ein bestimmter Strahlungsantrieb hervorruft. Leider ist aber dieser Parameter je nach Mechanismus (also [[Treibhausgase]], [[Aerosole]], [[Landnutzung]], usw.), vor allem aber von Modell zu Modell verschieden. Die Werte bewegen sich etwa zwischen 2 und 4 Grad Celsius pro Wm<sup>-2</sup>, aber auch andere Werte sind nicht ganz auszuschließen.<br />
Ein weiterer Nachteil dieses Konzepts ist es, dass überhaupt nur Einflüsse betrachtet werden können, die über die Strahlung auf die Temperatur wirken. Effekte wie z.B. Verdunstungskälte oder Diffusion können damit nicht beschrieben werden, obwohl auch sie die Temperatur beeinflussen.<br />
<br />
Bei der Angabe des Strahlungsantriebs ist es übrigens wichtig, einen geeigneten Zustand zu definieren, mit dem die Änderungen verglichen werden können, d.h. der alte, natürliche Klimazustand. Dies ist keineswegs einfach, weil ja auch das natürliche Klima ständigen Schwankungen unterworfen ist. Im Falle des [[IPCC]]-Berichts wird als Basisjahr 1750 gewählt.<ref name="IPCC-AR4">IPCC 2007: [http://www.ipcc.ch/pdf/reports-nonUN-translations/deutch/IPCC2007-WG1.pdf Zusammenfassung für politische Entscheidungsträger. In: Klimaänderung 2007: Wissenschaftliche Grundlagen. Beitrag der Arbeitsgruppe I zum Vierten Sachstandsbericht des Zwischenstaatlichen Ausschusses für Klimaänderung (Seite 3 f. von 18 der PDF-Datei)]</ref><br />
<br />
== Das Global Warming Potential ==<br />
<br />
Die Frage nach dem geeigneten Maß zur Quantifizierung von klimawirksamen Tätigkeiten wie Emissionen und Landnutzungsänderungen stellt sich insbesondere, da man wissen will, welche dieser Tätigkeiten man am besten wann und wo ändern sollte, um einen Klimawandel möglichst effizient abzuschwächen. Das Maß wird davon abhängen, welche Strategie man verfolgen will: Ist die Klimapolitik lang- oder kurzfristig orientiert? Soll das Gleichgewichtsniveau möglichst niedrig sein, oder sollen Emissionen zunächst in den ersten paar Jahren beschränkt werden, wie das beim Kyoto-Protokoll der Fall ist?<br />
Die Metriken (Maße) sind hier rein physikalisch orientiert, im Allgemeinen müssten aber eventuell auch ökonomische Faktoren einbezogen werden, um die effizienteste Strategie zu bestimmen.<br />
<br />
Ein viel einfacherer Ansatz ist das so genannte Global Warming Potential (GWP). Es handelt sich dabei um ein zeitlich integriertes massenspezifisches RF in Bezug auf CO<sub>2</sub>. Das RF einer Einflussgröße auf das Klima wird also in seinem zeitlichen Verlauf berücksichtigt und mit CO<sub>2</sub> verglichen. Somit wird die Lebensdauer der Einflussgröße berücksichtigt. Zum Beispiel wäre es denkbar, dass ein starker Vulkanausbruch kurzfristig einen starken negativen Strahlungsantrieb erzeugt, der die Wirkung aller vom Menschen emittierten Treibhausgase neutralisiert. Zu einem Zeitpunkt kurz nach dem Ausbruch sieht es so aus, als gäbe es keine Beeinflussung des Klimas mehr. Da aber die vulkanischen Sulfataerosole nur wenige Jahre in der Atmosphäre verbleiben, würden die langlebigen Treibhausgase schon bald wieder die Oberhand gewinnen und das GWP wäre positiv. <br />
Der Wert hängt allerdings von der Länge des Zeitintervalls ab, das betrachtet wird. Auch hängt er vom Verlauf der CO<sub>2</sub>-Konzentrationen in diesem Intervall ab, da ja alles auf CO<sub>2</sub> bezogen wird.<br />
<br />
Es wird normalerweise angenommen, dass die betrachteten Emissionen Puls-Quellen sind, d.h. zu Anfang des Zeitintervalls alles auf einmal emittiert und dann langsam abgebaut wird.<br />
Die Hauptkritik am GWP-Konzept ist, dass zwei Emissionen mit gleichem GWP-Wert nicht unbedingt den gleichen zeitlichen Verlauf der Temperaturänderung zeigen. Als Beispiel betrachte man zwei Treibhausgase mit unterschiedlichen Eigenschaften wie Methan und Kohlendioxid. Zwar hat Methan pro Masse eine stärkere Treibhauswirkung als CO<sub>2</sub>, lebt jedoch nicht so lange. Über einen bestimmten Zeitraum betrachtet hätten beide daher dasselbe GWP. Allerdings wird es für das Klima (und zwar sowohl für den zeitlichen Verlauf als auch den Gleichgewichtszustand) im Allgemeinen einen Unterschied machen, ob ein starkes Treibhausgas kurz oder ein schwächeres lange vorhanden ist.<br />
Ein alternativer Ansatz ist daher das Global Temperature Potential (GTP). Man vergleicht dabei die global gemittelte Temperaturänderung am Ende des Zeithorizonts. Es stellt sich aber das Problem, wo genau der Zeithorizont liegen soll, der einen gefährlichen Klimawandel ausschließt (denn ein solcher soll gemäß UNFCCC - Framework Convention on Climate Change - verhindert werden). Daher blieb das GWP bislang als empfohlenes Bewertungsmaß bestehen. <br />
Ein weiterer Nachteil des GWP ist seine schlechte Anwendbarkeit auf sehr kurzlebige Stoffe wie Aerosole, da dann die Orte und Zeiten der Quellen eine Rolle spielen.<br />
Eine Tabelle mit Werten von GWPs der wichtigsten anthropogenen Treibhausgase findet sich im Artikel [[Treibhausgase]].<br />
<br />
=== Indirektes GWP ===<br />
<br />
Die obigen Beispiele beschreiben ein direktes GWP, welches den Strahlungsantrieb beinhaltet, den etwa ein bestimmtes Gas durch sein Absorbtionsvermögen besitzt. Außerdem gibt es aber noch indirekte Effekte, d.h. das Gas bewirkt indirekt durch sein Vorhandensein einen Antrieb, ohne ihn selbst unmittelbar zu verursachen. Dies beinhaltet die Effekte der Zerfallsprodukte und Effekte durch Konzentrationsänderungen, die durch das emittierte Gas oder dessen Zerfallsprodukte entstehen. Wird z.B. Methan in Kohlendioxid umgewandelt, so schwächt sich dessen direktes RF zwar ab, die CO<sub>2</sub>-Konzentration und damit das RF von CO<sub>2</sub> steigt jedoch in Folge dessen an. (Dieser Effekt soll hier nur als Veranschaulichung dienen und wird in der Realität bereits als CO<sub>2</sub>-Emission statt als Teil des GWP erfasst). <br />
Die wichtigsten indirekten Effekte sind die Ozon-Bildung und Vernichtung, die Bildung von stratosphärischem Wasserdampf, der Einfluss der OH-Konzentration auf die Lebensdauer von Methan und die sekundäre Aerosol-Bildung. Die Unsicherheiten sind hier viel größer als bei direkten GWP.<br />
<br />
Das indirekte GWP hängt zudem von Ort und Zeit der Emissionen ab. Indirekte Effekte können sogar von anderem Vorzeichen sein als direkte, z.B. bei NO<sub>x</sub>. Der Grund ist, dass die Hintergrundkonzentration reaktiver Spezies wie NO<sub>x</sub> die Luftchemie nichtlinear beeinflussen kann. Außerdem kann die Lebensdauer und Wirkung kurzlebiger sekundärer Spezies ortsabhängig sein. Damit ist der Nutzen des GWP für politische Entscheidungen begrenzt.<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
D. Brunner (ETH Zurich, Institut f. Atmosphäre und Klima): [http://www.iac.ethz.ch/people/dbrunner/teaching/chemphys_kapitel8_v2008.pdf Definition des Strahlungsantriebs (Seite 15 f. von 20 der PDF-Datei)] (Einführung in die Chemie und Physik der Atmosphäre, Kapitel 8: Klima und Treibhauseffekt)<br />
<br />
== Unterricht ==<br />
* [http://www.cornelsen.de/teachweb/1.c.1343027.de?parentID=1.c.162714.de&anker=28&skip=20&klasse=&anz= Komponenten des Strahlungsantriebs] kostenfreie Präsentationshilfe (OH-Folie), Cornelsen Verlag <br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
<br />
[[Kategorie:Klimasystem]]<br />
[[Kategorie:Klimaänderungen]]<br />
[[Kategorie:Strahlung]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=%C3%96kosystem&diff=8473Ökosystem2009-06-20T17:57:54Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>[[Bild:Ökosystem_Korallen.jpg|420px|thumb|Ein Korallenriff, wie hier an den French Frigate Shoals der Nordwestlichen Hawaii-Inseln, ist ein komplexes marines Ökosystem.]]Ein Ökosystem (griech. oikós, „Haus, Haushalt“,sýstema, „das Zusammengestellte, Verbundene“) ist ein System, das die Gesamtheit der Lebewesen (Biozönosen) und ihre unbelebte Umwelt, den Lebensraum (Biotop), in ihren Wechselbeziehungen umfasst. Die Grenzziehung zwischen verschiedenen Ökosystemen ist nicht allgemeingültig definiert und orientiert sich meist pragmatisch an einer erkennbaren Diskontinuität zu einem angrenzenden Lebensraum (Waldrand zwischen Waldökosystem und Wiesenökosystem, Seeufer oder Meeresküste, Inselküste als Grenze des Inselsystems). Welche Diskontinuitäten auf welcher Maßstabsebene zur Abgrenzung heran gezogen werden, variiert (notwendig) je nach analytischer Fragestellung. Kurz gefasst ist ein Ökosystem ein Wirkungsgefüge von Lebensgemeinschaft (Biozönose) und Lebensraum (Biotop). Die an einem Ort vorkommende, durch abiotische Faktoren geprägte Biozönose (die Lebensgemeinschaft meist mehrerer Arten von Pflanzen und Tieren) kann das Kriterium der räumlichen Abgrenzung verschiedener Ökosysteme sein. Als Unterscheidungsmerkmal für terrestrische (Land-) Ökosysteme hat sich die Pflanzendecke wegen ihrer deutlichen Charakterisierbarkeit durchgesetzt.<br />
<br />
Der Begriff wird sowohl abstrakt gebraucht (z. B. Ökosystem See, Ökosystem Mangrovenwald, etc.) als auch für konkrete Lebensräume (z. B. Ökosystem Bodensee, Ökosystem Ebersberger Forst).<br />
<br />
Umgangssprachlich wird auch von dem Ökosystem gesprochen, womit die Gesamtheit aller Ökosysteme und ihren Wechselwirkungen der gesamten Erde gemeint ist ([[Biosphäre im Klimasystem|Biosphäre]]).<br />
<br />
== Beschreibung ==<br />
<br />
Zur Beschreibung der Eigenschaften von Ökosystemen werden oft folgende Begriffe eingesetzt:<br />
<br />
*'''offen''' <br />
Ökosysteme sind offene Systeme, die hochwertige Energie und Materie aufnehmen sowie Entropie und umgewandelte Materie abgeben; <br />
*'''dynamisch''' <br />
Ökosysteme befinden sich meist nicht in einem Gleichgewicht, sondern es finden auf verschiedenen räumlichen und zeitlichen Skalen Sukzessionsvorgänge statt. Daneben gibt es langfristige Selbstorganisations- und Anpassungsprozese, die ein Ökosystem fortwährend verändern können; <br />
*'''komplex''' <br />
Ökosysteme haben unterschiedlichste Elemente und Strukturen; diese sind durch ein Netzwerk ökologischer Wirkungs- und Wechselwirkungsbeziehungen miteinander verbunden. <br />
In einem Ökosystem laufen unterschiedliche Interaktionen zwischen den Lebewesen untereinander und den abiotischen Standortfaktoren im Geotop ab. Biotische und abiotische Bestandteile beeinflussen sich gegenseitig (Wechselwirkungen) und verändern sich durch Sukzession und Evolution.<br />
<br />
== Funktionsprinzipien von Ökosystemen ==<br />
<br />
Die Lebewesen der Biozönose beeinflussen den Stoffkreislauf und werden beeinflusst durch die abiotischen Faktoren (Standortfaktoren). Die Organismen können grob unterteilt werden nach ihrer trophischen Funktion im System als<br />
<br />
* '''Primärproduzenten''', die organische Stoffe aus anorganischen Stoffen und Energie (Sonnenlicht, chemische Energie) aufbauen, dies sind in erster Linie Pflanzen und autotrophe Bakterien, <br />
* '''Konsumenten''', die sich von den Produzenten, anderen Konsumenten oder von Destruenten ernähren. Es handelt sich insbesondere um Tiere einschließlich des Menschen. Konsumenten geben dabei Kohlenstoffdioxid und mehr oder weniger nahrhafte und energiereiche organische Substanz ab (Urin, Kot, Körperabrieb, Haare und Leichen). <br />
* '''Destruenten''', welche die (meist abgestorbenen) Produzenten und Konsumenten sowie deren Ausscheidungen abbauen und zuletzt mineralisieren, also wieder in abiotische Stoffe zurückführen. Dies sind insbesondere Bakterien und Pilze, aber auch Bodenwürmer (z. B. Nematoden und Oligochaeten) und Protozoen. <br />
<br />
Durch das Ökosystem ist ein Fluss von Substanzen (z. B. Wasser), wie auch von einzelnen Elementen (C, N, P, etc.) verfolgbar und - mit großem Aufwand - bezifferbar und in Form von Stoffflussdiagrammen darstellbar. Gleiches gilt für den Energiefluss. Ein erheblicher Teil der Substanz in einem Ökosystem bewegt sich in Kreisläufen. Allerdings hängt dies von der Art des Ökosystems ab. So ist der Kreislaufanteil in einem Wald hoch, insbesondere für die Elemente, die nicht am Austausch mit der Atmosphäre teilnehmen. Dagegen ist das Ökosystem eines Flusses entscheidend geprägt vom ständigen Substanzdurchsatz.<br />
<br />
Ökosysteme beeinflussen sich gegenseitig durch Substanz- und Energiefluss über ihre Grenzen hinweg. Es wird versucht, die Grenzen eines Ökosystems dort festzulegen, wo der wechselseitige Übergang an Einflüssen ein Minimum zeigt. Welche Einflüsse jedoch im Rahmen einer solchen Abgrenzung für wie wichtig gehalten werden, unterliegt v.a. dem Erkenntnisinteresse der Beobachterin. Relativ gut begrenzbar sind z. B. Seen. Dennoch ist der Einfluss des gesamten Einzugsgebietes zu berücksichtigen. Da sich in diesem Gebiet andere benennbare Ökosysteme befinden (Wälder, Weiden, Siedlungen, Fließgewässer), kann sich die theoretische „Grenze“ des Ökosystems „See“ mit diesen anderen Ökosystemen überschneiden. Denkbar ist auch hier eine Zusammenfassung aller einzelnen Bestandteile des Einzugsgebiets zu einem Ökosystem. Ein solches Vorgehen kann beispielsweise sinnvoll sein, wenn Nährstoff-Flüsse untersucht werden sollen.<br />
<br />
Letztlich beeinflussen alle Ökosysteme der Biosphäre einander, oft durch abiotische Faktoren wie den globalen Luft- und Wasserkreislauf. Z. B. beeinflussen marine Ökosysteme durch ihren Stoff- und Energiehaushalt die Atmosphäre und damit auch terrestrische Ökosysteme. Ein Beispiel globaler Wechselbeziehungen ist die Zunahme des Treibhauseffekts und der dadurch verursachte Klimawandel. Es ist jedoch schwierig, aus dieser Erkenntnis praktischen Nutzen zu ziehen, da meist die relative Stärke der Wechselwirkungen bekannt sein muss.<br />
<br />
== Entwicklung von Ökosystemen ==<br />
<br />
In einer stark vereinfachten Sichtweise kann die Entwicklung vieler Ökosysteme nach folgendem Muster beschrieben werden:<br />
<br />
* Der Ausgangspunkt einer Primärsukzession sind sehr einfache, vergleichsweise unbelebte Systeme. Beispiele sind frisch aufgewehte Dünen, von einem Gletscher hinterlassener Mergel in einer Moräne oder ein gerade entstandener Tümpel. <br />
* Werden nun gleichartige Ausgangsbedingungen und unveränderte äußere Einflüsse angenommen, ist oft eine typische Abfolge von Entwicklungsschritten zu beobachten (Sukzession). Während einer Primärsukzession intensivieren sich Energie- und Stoffumsätze; das Arteninventar verschiebt sich mehrfach. Ökologische Nischen werden zunehmend durch einwandernde Arten ausgefüllt. Es stellt sich eine zunehmend komplexe Vernetzung der Beziehungen zwischen den Artpopulationen ein (siehe auch: Populationsökologie oder Demökologie). <br />
* Bleiben die äußeren Einflüsse weiterhin unverändert, kann es zur Ausbildung eines vergleichsweise stabilen "End"-Zustandes kommen, dem Klimaxstadium. Es gibt jedoch auch Beispiele für Ökosysteme mit endogenem, mehr oder weniger zyklischem Zusammenbruch. <br />
<br />
=== Mosaik-Zyklus-Konzept ===<br />
<br />
Eine wichtige Dynamisierung des Begriffs des Klimaxstadiums nimmt das Mosaik-Zyklus-Konzept vor. Durch die sich verändernden Umwelteinflüsse oder durch zufällige Ereignisse wie Waldbrand, Windwurf oder Baumfall treten häufig verschiedene Stadien eines Ökosystems nebeneinander auf. So kann zum Beispiel ein Waldbrand durch Blitzschlag im "Klimaxstadium" eines Waldes unbewachsene Flächen (Sukzessionsflächen) schaffen. Kleinräumig bleiben so Pionierarten vertreten, die in der Lage sind, unbesiedelte Flächen zu besiedeln.<br />
<br />
Außerdem gibt es in Teilen bzw. in manchen Arten von Ökosystemen nicht immer ein dauerhaft stabiles Klimaxstadium. Auch ohne veränderte Umwelteinflüsse kann es eine beständige Abfolge von Entwicklungsstadien geben, die nach Überschreitung des ökologischen Maximums wiederholt ablaufen kann, zum Beispiel bei der Silbergrasflur und in Wüsten. Das Mosaik-Zyklus-Konzept definiert daher das Klimaxstadium als einen Zustand, in dem über längeren Zeitraum die Sukzession fortwährend abläuft.<br />
<br />
Eine im englisch-sprachigen Raum bekannte Variante sind die von C.S. Holling eingeführten, heute Holling-Zyklen genannten Phänomene zyklischen Ökosystem-Zusammenbruchs.<br />
<br />
=== Moderne Auffassungen zur Ökosystementwicklung ===<br />
<br />
Während die oben dargestellte Sichtweise oft beobachtbare Regelmäßigkeiten wiedergibt, betont die aktuelle ökologische Forschung weniger die absolute Regelhaftigkeit der Sukzessionsvorgänge oder die Stabilität eines idealisiert zu denkenden Klimaxstadiums. Als Problem erweist insbesondere eine voraussetzungsarme empirische Bestimmung von Klimaxstadien in einer dynamischen Umwelt.<br />
Stattdessen wird betont, dass die äußeren Einflüsse realer Ökosysteme nie exakt gleich bleiben. Waldökosysteme benötigen beispielsweise mehrere hundert bis mehrere tausend Jahre, um in ein Klimaxstadium zu gelangen. In einem solchen Zeitraum muss jedoch auch ohne menschlichen Einfluss mit einer Klimaänderung gerechnet werden. Weiterhin kann es zur evolutionären Veränderung von Arten kommen, welche einen Einfluss auf den Ablauf der Sukzession und/oder deren teil-stabile Zustände hat.<br />
<br />
Erkennbare Klimaxstadien bilden sich insbesondere dann aus, wenn Mechanismen der Selbstregulation eine relative Stabilität von Artenzusammensetzung und ökosytemaren Prozessen fördern. Es stellen sich dann dynamische Gleichgewichte ein. Eine weitere Sukzession (Sekundärsukzession) erfolgt, wenn äußere Einflüsse oder innere Veränderungen eine Stärke gewinnen, die mehr durch die Selbstregulation kompensiert wird.<br />
<br />
== Einteilung von Ökosystemen ==<br />
Ökosysteme lassen sich hinsichtlich ihrer<br />
<br />
*Struktur (Habitatsgrößen, Körpergrößen als Raumbedarf; Trophieniveaus) und ihrer <br />
*Dynamik (Energiefluss, Stoffkreisläufe, Sukzession) betrachten und unterteilen. <br />
<br />
Diese Einteilungen überlagern sich dabei.<br />
<br />
Wesentliche Merkmale und Regulatoren eines Ökosystems sind jedoch Stoff- und Energiekreisläufe (Trophieniveau) sowie der Raumbedarf bzw. ihre Verteilung. Durchgesetzt hat sich eine grobe Unterteilung, die in Fachkreisen verfeinert behandelt werden. Wo Ökosysteme hinsichtlich ihrer geografischen Verteilung, also ihres Ortes betrachtet werden, und nicht hinsichtlich ihrer systematischen Zusammenhängen, spricht man von Ökotopen.<br />
<br />
== Übersicht über die Ökosysteme (Ökotope) ==<br />
* terrestrische Ökosysteme <br />
** arktische Klimazone (Taiga, Tundra)<br />
** gemäßigt-ozeanische Zone (sommergrüner Laubwald, Mischwald, ...)<br />
** gemäßigt-kontinentale Zone (Steppe, Pampa)<br />
** alpine Zone <br />
** mediterrane Zone <br />
** [[Tropen]] (Wüsten, Savannen, tropischer Trockenwald, Regenwald, ...)<br />
<br />
* aquatische Ökosysteme <br />
** limnische Ökosysteme (Seen und Fließgewässer)<br />
** marine Ökosysteme (Meere, Watt, Salzwiesen, Mangrovenwälder)<br />
<br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Alpine Ökosysteme]]<br />
* [[Marine Ökosysteme]]<br />
* [[Biosphäre im Klimasystem]]<br />
* [[Verbreitung der Arten]]<br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{Vorlage:Lizenzhinweis}}<br />
<br />
[[Kategorie:Ökosysteme]]<br />
[[Kategorie:Biosphäre]]<br />
[[Kategorie:Kryosphäre]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Lachgas&diff=8472Lachgas2009-06-20T17:41:00Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>== Änderungen der Konzentration und der Treibhauswirkung ==<br />
Distickstoffoxid (N<sub>2</sub>O), auch Lachgas genannt, gehört zu den langlebigen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]], denn es besitzt eine Verweilzeit in der Atmosphäre von etwa 114 Jahren. Wie [[Kohlendioxid]] kommt es in der unteren Atmosphäre daher überall gut durchmischt vor. Eisbohrkerndaten der letzten 2000 Jahre zeigen, dass sich vor der Industrialisierung der N<sub>2</sub>O-Gehalt der Atmosphäre kaum verändert hat. Von 1750 bis 2005 dagegen ist die Konzentration von 270 ppb auf 319 ppb um 18% angestiegen. Die Wachstumsrate der atmosphärischen Konzentration lag in den letzten Jahrzehnten nahezu linear bei 0,8 ppb/Jahr. Der [[Strahlungsantrieb]] beträgt +0.16 W/m<sup>2</sup>, womit Distickstoffoxid nach CO<sub>2</sub>, CH<sub>4</sub> und den [[FCKW]]s das viertwichtigste langlebige Treibhausgas ist.<ref>nach IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.4.2</ref>. Aufgrund des allmählichen Rückgangs der FCKW-Konzentrationen wird Stickstoffdioxid in Zukunft aber sogar an dritter Stelle der Treibhausgase liegen. Die hohe Treibhauswirkung von N<sub>2</sub>O liegt zum einen an der langen atmopshärischen Verweilzeit, zum anderen aber hat das N<sub>2</sub>O-Molekül eine etwa 200mal größere Strahlungseffizienz als ein CO<sub>2</sub>-Molekül.<br />
Der Strahlungsantrieb von Lachgas ist übrigens nicht allein von dessen Konzentration abhängig. Die Wellenlängenbereiche, in denen Lachgas Wärmestrahlung absorbiert, überschneiden sich zum Teil mit denen von Methan. Je höher also der Methangehalt in der Atmosphäre ist, desto geringer ist der Einfluss von Lachgas, da die entsprechenden Wellenlängen bereits von Methan absorbiert werden – die Treibhauswirkungen dieser beiden Stoffe dürfen also nicht einfach addiert werden. In Bezug auf Klimaschutzmaßnahmen bedeutet dies, dass von beiden Stoffen weniger emittiert werden muss, um einen großen Effekt zu erzielen; die Beschränkung eines der beiden Stoffe reicht nicht aus.<br />
Gleichzeitig zu seiner Treibhauswirkung ist Lachgas auch am Ozonabbau in der Stratosphäre beteiligt, da es sich zu NO und NO<sub>2</sub> umwandelt. Beide Stoffe sind ozonzerstörend.<br />
<br />
==Quellen und Senken==<br />
Distickstoffoxid besitzt wie [[Kohlendioxid]] und [[Methan]] sowohl natürliche als auch anthropogene Quellen.<br />
Die gesamten Emissionen werden für das Jahr 1994 auf 17,7 Tg pro Jahr geschätzt.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York 2001, 4.2.1.2</ref> Davon entfallen etwas mehr als die Hälfte auf natürliche Quellen wie den Ozean und Böden (insbesondere der tropischen Zone), der Rest auf anthropogene Quellen wie industrielle Produktion und landwirtschaftlich genutzte Böden. Die wichtigste Ursache der Zunahme an Lachgas im industriellen Zeitalter ist die Ausbreitung und verstärkte Düngung der landwirtschaftlichen Flächen, denn Stickstoff ist das wesentliche chemische Element in Düngemitteln. Die so gedüngten Pflanzen werden nach ihrem Absterben von Kleinstlebewesen zersetzt, wodurch N<sub>2</sub>O entsteht und aus dem Boden in die Atmosphäre entweicht. Eine Zunahme der Emissionen ist jedoch auch aus natürlich genutzten Böden zu verzeichnen. Die Ursache wird im vermehrten Eintrag von Stickstoff aus der Luft gesehen. Außerdem wird die N<sub>2</sub>O-Emission durch Temperatur und Bodenfeuchte geregelt und reagiert damit auch auf klimatische Veränderungen. Industrielle Quellen für N<sub>2</sub>O sind die Nylon-Produktion, die Salpetersäure-Produktion und die Verbrennung fossiler Rohstoffe.<br />
Eine bedeutende natürliche Quelle sind küstennahe Ozeane, in denen aufsteigende Strömungen Nährstoffe an die Oberfläche transportieren. Auch auf Kontinentalschelfen und in Ästuaren und Flüssen ist dies meist der Fall. All diese Gebiete emittieren zwischen 0,3 und 6,6 Millionen Tonnen Stickstoff im Jahr, was 7-61% der ozeanischen Quellen ausmacht. Daran ist zu sehen, dass die Abschätzungen der Emissionen für einzelne Prozesse extrem unsicher sind. Dies gilt auch für die natürlichen Quellen an Land. Der größte Anteil davon ist den Tropen zuzuschreiben, was sich aus den Konzentrationsverteilungen in der Atmosphäre ableiten lässt. Die geographische Verteilung der Quellen ist jedoch uneinheitlich und unsicher. Es wird z. B. vermutet, dass ganze 10 % der totalen weltweiten Emissionen aus brasilianischen Waldböden stammen. Deforestation kann dazu beitragen, dass solche Emissionen anfangs noch steigen, auch wenn sie nach einiger Zeit wieder sinken (vorausgesetzt, dass dann keine Landwirtschaft betrieben wird, wie es jedoch oft der Fall ist). <br />
Weiterhin ist die Bilanz der Quellen und Senken deshalb unsicher, weil die Austauschrate von Luftmassen zwischen [[Troposphäre]] und [[Stratosphäre]] (wodurch N<sub>2</sub>O-arme Luft heruntergemischt wird) schlecht bekannt ist. Da die leichteren Stickstoffisotope in der Stratosphäre schneller vernichtet werden, ist es immerhin möglich, aus Isotopenmessungen Rückschlüsse auf Quellen und Senken zu ziehen.<br />
Die Senken von Distickstoffoxid sind spärlich, es wird fast ausschließlich in der Stratosphäre durch Photolyse bzw. durch die Reaktion mit atomarem Sauerstoff abgebaut. Daraus erklärt sich auch die lange atmopshärische Verweilzeit (Lebensdauer). <br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Lizenzhinweis ==<br />
{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Treibhausgase]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Methan&diff=8394Methan2009-05-27T06:38:38Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>==Atmosphärische Konzentrationsänderungen==<br />
<br />
Gemessen an seinem Strahlungsantrieb ist Methan nach [[Kohlendioxid]] das zweitwichtigste langlebige und von Menschen emittierte [[Treibhausgase|Treibhausgas]]. Während der letzten 650 000 Jahre lag die Methankonzentration der Atmosphäre zwischen 400 ppb während der Kaltzeiten und 700 ppb während der Warmzeiten. Sie hat sich seit 1750 von ca. 700 ppb auf ca. 1775 ppb im Jahre 2005 mehr als verdoppelt. Der aktuelle Wert ist in den letzten 650 000 Jahren beispiellos. Während frühere Daten aus in Eis oder Firn eingeschlossenen Luftbläschen stammen, wird die Methankonzentration seit 1983 direkt in der Atmosphäre und global repräsentativ gemessen. In dieser Zeit ist die Methankonzentration noch einmal um 30% angestiegen. Die Wachstumsrate der Methanzunahmen ist allerdings von 1% oder 14 ppb pro Jahr um 1980 auf nahezu Null in der Zeit 2000-2005 zurückgegangen. Dieser Rückgang ist in der Forschung bis heute nicht hinreichend verstanden. Die Hypothesen reichen von einer geringeren anthropogenen Emission bis zu Veränderungen in den Senken. Bei der wichtigsten Senke, der Reaktion mit Hydroxylradikalen (OH), lassen sich allerdings keine nennenswerten Änderungen nachweisen.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.3.2 und 7.4.1</ref> Aufgrund der Reaktion mit OH-Radikalen in der höheren Atmosphäre beträgt die Lebensdauer von Methan nur 12 Jahre. Dabei entsteht jedoch CO<sub>2</sub>, welches ebenfalls ein Treibhausgas ist und eine deutlich längere Verweilzeit in der Atmosphäre hat.<br />
Die wichtigsten anthropogenen Methanquellen sind unvollständige Verbrennungen, Mülldeponien und Bergwerke, insbesondere aber auch landwirtschaftliche Tätigkeiten wie der Nassreisanbau und die Viehzucht. Die vom Menschen in großer Zahl gezüchteten Wiederkäuer wie Rinder und Schafe emittieren beträchtliche Methanmengen.<br />
<br />
==Schwankungen in der Zuwachsrate==<br />
[[Bild:CH4_1985-2005.jpg|thumb|500px|Methankonzentration und Wachstumsrate 1984-2005<ref>Verändert nach IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, Figure 2.4</ref>]]<br />
Auffällig an der Zuwachsrate der Methankonzentration sind die starken jährlichen Schwankungen. Für einige dieser Schwankungen in den letzten 25 Jahren sind Erklärungen versucht worden. So ist der Abfall der Zuwachsrate im Jahre 1992 mit dem Ausbruch des Mt. Pinatubo in Verbindung gebracht worden. Bei dem Vulkanausbruch sind große Mengen an [[Aerosole|Aerosolen]] und Schwefeldioxid in die untere Stratosphäre geschleudert worden, die die photochemischen Prozesse und die Entfernung von CH<sub>4</sub> durch OH negativ beeinflusst haben sollen. Möglicherweise waren auch durch die geringeren Temperaturen und Niederschläge infolge des Pinatubo-Ausbruchs die Emissionen aus Feuchtgebieten reduziert. Umgekehrt hat die deutliche Zunahme der Wachstumsrate 1998 nach Ansicht mancher Forscher mit der Erwärmung durch den [[El Niño 1997/98]] zu tun, die die Emission aus Feuchtgebieten und die Verbrennung von Biomasse in der borealen Klimazone gefördert haben könnte.<ref name="AR4"/><br />
<br />
== Quellen ==<br />
[[Bild:Tabelle_Methanquellen.jpg|thumb|500px|Natürliche und anthropogene Methanquellen um 1990<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, Table 4.2</ref>]]<br />
Methan (CH<sub>4</sub>) ist ein Treibhausgas, das sowohl aus natürlichen (z.B. Feuchtgebieten, Termiten, Ozean und Erdkruste) als auch anthropogenen Quellen (z.B. Reisfeldern, Rinderzucht, Mülldeponien oder Erdgasgewinnung und -transport) stammt. Im Prinzip kann es überall dort entstehen, wo anaerobe Bedingungen herrschen, d. h. Sauerstoffmangel, so dass organisches Material bei der Zersetzung nicht zu Kohlendioxid oxidiert werden kann. Die Emissionen aus den einzelnen Quellen können quantitativ nur sehr grob abgeschätzt werden. Global werden jährlich ungefähr 0,6 Gt emittiert, wovon 60 % aus anthropogenen Quellen stammen.<br />
Eine möglicherweise bedeutende Quelle könnte das in großen Mengen an den Kontinentalhängen der Ozeanböden in Tiefen von ca. 400-1000 m lagernde Methanhydrat bilden, eine unter hohem Druck und bei Temperaturen um den Gefrierpunkt entstehende Verbindung aus Wasser und Methan. Die gegenwärtig dort eingebundene Methanmenge wird auf ca. 4000 Gigatonnen geschätzt (eine Gigatonne entspricht einer Milliarde (10<sup>9</sup>) Tonnen oder einer Billion (10<sup>12</sup>) Kilogramm).<ref name="AR4"/> Nach Meinung mancher Forscher könnte eine Erwärmung des Meerwassers durch eine globale Temperaturzunahme die eisartigen Methanhydrate zerfallen lassen und zur Freisetzung von Methan führen. Methan kann sich im Wasser mit gelöstem Sauerstoff zu Kohlendioxid verbinden, das dann zusammen mit nicht reagiertem Methan in die Atmosphäre aufsteigen kann.<br />
Zu einer gewaltigen Methanfreisetzung dieser Art soll es vor etwa 55 Millionen Jahren im Paläozän/Eozän (zu Beginn des Känozoikums) gekommen sein. Die Folge war ein starker Temperaturanstieg in den höheren Breiten um 5-8 °C.<ref>Norris, R.D., U. Röhl (1999): Carbon cycling and chronology of climate warming during the Palaeocene/Eocene transition, Nature 401, 775 - 778; Katz, M.E., D.K. Pak, G.R. Dickens, and K.G. Miller (2000): The Source and Fate of Massive Carbon Input During the Latest Paleocene Thermal Maximum, Science 288, 128-133; Dickens, R. (1999): Carbon cycle: The blast in the past, Nature 401, 752-755; Schiermeier, Q. (2003): Gas leak!, Nature 423, 681-682; Schmidt, G.A., and D.T. Shindell (2003): Atmospheric composition, radiative forcing, and climate change as a consequence of a massive methane release from gas hydrates, Paleoceanography 18 (1), 1004, doi: 10.1029/2002PA000757</ref> Als Ursache für diese Methanfreisetzung werden sowohl eine Erwärmung des Ozeans um 4-6 °C durch Veränderungen in der ozeanischen Zirkulation, die durch den allgemeinen Erwärmungstrend zu Beginn des Känozoikums angestoßen worden sein könnten, als auch tektonisch verursachte Erdrutsche an den Kontinentalhängen diskutiert.<ref>Katz, M.E., B.S. Cramer, G.S. Mountain, S. Katz, and K.G. Miller (2001): Uncorking the bottle: What triggered the Paleocene-Eocene thermal maximum methane release? Paleoceanography 16 (6), 549-562</ref> Während der Zeitraum der früh-känozoischen Methanfreisetzuung im Umfang von 1500-2200 Gigatonnen (eine Gigatonne entspricht einer Milliarde (10<sup>9</sup>) Tonnen oder einer Billion (10<sup>12</sup>) Kilogramm) auf 10 000 bis 20 000 Jahre geschätzt wird, hielt die dadurch verursachte globale Erwärmung 150 000 bis 220 000 Jahre an, mit der Folge von dramatischen Veränderungen für die marinen und terrestrischen Ökosysteme.<br />
Auch während des Quartärs soll es vor allem in den ersten Jahrzehnten am Beginn von Interstadialen, den sogenannten Dansgaard-Oeschger-Zyklen, zur schnellen Freisetzung von Methan aus Gashydraten am Meeresboden gekommen sein. Als Ursache wird eine Erwärmung des Meerwassers durch Veränderungen der thermohalinen Zirkulation um 2-3,5 °C angenommen. Begünstigt wurde der Zerfall der Methanhydrate zudem durch einen geringen Wasserdruck aufgrund des gegenüber heute um ca. 80 m niedrigeren Meeresspiegels.<ref>Kennett, J.P., K.G. Cannariato, I.L. Hendy, and R.J. Behl (2000): Carbon Isotopic Evidence for Methane Hydrate Instability During Quaternary Interstadials, Science 288, 128-133</ref> Andere Untersuchungen halten eine nennenswerte Freisetzung von Methan aus Hydraten während der letzten 50 000 Jahre für ausgeschlossen, da die atmosphärischen Veränderungen der Methankonzentration zu Beginn der Interstadiale, wie sie aus Eisbohrkernen abgelesen werden können, viel zu langsam erfolgt seien. Vielmehr könnten die Methananstiege des Quartärs aus tropischen und borealen Festlandquellen erklärt werden.<ref>Brook, E. J. , S.Harder, J. Severinghaus, E.J. Steig and C.M. Sucher (2000): On the origin and timing of rapid changes in atmospheric methane during the last glacial period, Global Biogeochem. Cycles 14 , 559-572</ref><br />
<br />
Gegenwärtig stammen etwa 10 Tg (= 10 Millionen Tonnen) CH<sub>4</sub> pro Jahr aus Methanhydraten. Bei einer Erwärmung des Ozeans kann die freiwerdende Menge vielleicht erhöht werden. Eine qantitative Abschätzung ist jedoch nicht möglich. Historische Daten sprechen eher gegen eine plötzliche Freisetzung von größeren Methanmengen aus Methanhydraten.<ref name="TAR">IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 4.2.1.1</ref>. Innerhalb von 1000-100000 Jahren könnte die Methanfreisetzung aus Gashydraten jedoch eine sehr starke positive Rückkopplung anstoßen. Anthropogene Emissionen von 2000 GtC könnten schätzungswese noch einmal dieselbe Menge an Methan freisetzen.<ref name="AR4"/><br />
<br />
== Senken ==<br />
In der Atmosphäre hat Methan eine verhältnismäßig kurze Verweilzeit von 12 Jahren. Dies liegt daran, dass es in Folge chemischer Reaktionen in der Atmosphäre abgebaut wird. Die wichtigste Senke ist die Reaktion mit OH in der [[Troposphäre]]:<br />
:::::OH + CH<sub>4</sub> -> CH<sub>3</sub> + H<sub>2</sub>O<br />
<br />
Durch diesen Prozess werden pro Jahr 511 Tg Metan aus der Atmosphäre entfernt. Außerdem wird ein geringer Teil vom Boden aufgenommen (30 Tg/Jahr) und in der Stratosphäre durch Reaktion mit OH, Cl und O umgewandelt (40 Tg/Jahr).<ref name="AR4"/> Das Hydroxyl-Radikal (OH), das nicht nur Methan, sondern auch andere klimatisch und toxisch wichtige Spurenstoffe wie Stickoxide und Kohlenmonoxid kontrolliert, entsteht hauptsächlich durch die photolytische Spaltung von Ozon (O<sub>3</sub> + hv -> O + O<sub>2</sub>). Elektronisch angeregte O-Atome reagieren anschließend mit Wasserdampf zu Hydroxyl-Radikalen:<br />
:::::O* + H<sub>2</sub>O -> 2 OH<br />
<br />
Die im globalen Mittel wichtigsten Senken für OH sind die Reaktion mit CO und CH<sub>4</sub>. Es reagiert aber außerdem mit einer Reihe von anderen Spurengasen. Diese Reaktionen führen häufig zur Entstehung von H<sub>2</sub>O-Radikalen, durch die es über eine Reaktion mit O<sub>3</sub> oder NO wieder zur Entehung von OH kommt.Obwohl nach Modellberechnungen bei einer Zunahme der Methan-Konzentration um 1% die OH-Konzentration um 0,32% zurückgehen sollte,<ref name="TAR"/> konnte ein Trend zu einer Abnahme der globalen OH-Konzentration in der Atmosphäre nicht nachgewiesen werden.<ref>Krol, M. C., J. Lelieveld, D.E. Oram, G.A. Sturrock, S.A. Penkett, C.A.M. Brenninkmeijer, V. Gros, J. Williams, H.A. Scheeren (2003): Continuing emissions of methyl chloroform from Europe, Nature 421, 131 - 135</ref>. Allerdings sind die OH-Konzentrationen nur indirekt aus den Konzentrationen anderer Gase abzuleiten und erfordern die Anwendung von Computermodellen, was große Unsicherheiten impliziert.<ref name="AR4"/><br />
<br />
Neuere Erkenntnisse zeigen, dass freigesetztes Methan in den oberen Sedimentschichten des Ozeanbodens in großen Mengen von marinen Bakterien unter Verwendung von Sulfat als Oxidationsmittel oxidiert wird, bevor es ins freie Wasser gelangen kann.<ref>M.Krüger, A. Meyerdierks, F. O. Glöckner, R. Amann, F. Widdel, M. Kube, R. Reinhardt, J. Kahnt, R. Böcher, R.K. Thauer & S. Shima (2003): A conspicuous nickel protein in microbial mats that oxidize methane anaerobically, Nature 426, 878-881</ref> Diese 'Metanfresser' in den anaeroben Sedimenten des Ozeanbodens sind möglicherweise die entscheidende Senke im Methankreislauf, die die oft beschworene Treibhauserwärmung durch eine plötzliche Methanausgasung aus dem Meer verhindert.<br />
<br />
== Einzelnachweise ==<br />
<references /><br />
<br />
== Siehe auch ==<br />
* [[Treibhausgase]]<br />
* [[Zukünftige Treibhausgas- und Aerosolkonzentrationen]]<br />
* [[Kipppunkte im Klimasystem]]<br />
<br />
== Weblinks ==<br />
* [http://www.umweltbundesamt.de/klimaschutz/veroeffentlichungen/permafrost.pdf Klimagefahr durch tauenden Permafrost?] Info-Broschüre des Umweltbundesamtes<br />
<br />
<br />
{| style="border:1px solid #8888aa; background-color:#f7f8ff;padding:5px;font-size:95%;"<br />
|<br />
Dieser Artikel basiert auf dem Artikel [http://www.hamburger-bildungsserver.de/index.phtml?site=themen.klima Methan] vom [http://www.hamburger-bildungsserver.de Hamburger Bildungsserver] und steht unter der [http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Klimawandel:Lizenzbedingungen GNU-Lizenz für freie Dokumentation].<br />
|}<br />
[[Kategorie:Treibhausgase]]</div>Sebastianhttps://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Unterricht_zum_Klimawandel_(allgemein)&diff=8323Unterricht zum Klimawandel (allgemein)2009-05-13T07:46:45Z<p>Sebastian: </p>
<hr />
<div>=== <span style="color:#B70000;">Informationen</span> === <br />
<br />
{| style="background-color:#F5F5F5;" width="100%" align="center"|<br />
|- <br />
|width="100%" valign="top"|<br />
* '''''[http://www.dwd.de/schule Angebot des Deutschen Wetterdienstes für Schulen]''''' Der Deutsche Wetterdienst hat auf seiner Homepage ein umfangreiches Informationsangebot über Wetter und Klima für die Nutzung an Schulen entwickelt. Hier kann man kompetente Artikel über besondere Wetterereignisse lesen, sich Grundlagenkenntnisse über Wetter, Witterung und Klima aneignen, sich über den Bau einer Wetterstation informieren, aktuelle Satellitenbilder ansehen und vieles mehr.<br />
* '''''[http://www.atmosphere.mpg.de/enid/3d46fb7b6491d43b8cd3f3818f706a33,0/projects_start_page/Themenwahl_____io.html ESPERE Klimaenzyklopädie]''''' Informationen zum Klima und seinen Veränderungen, z.T. mit Unterrichtsvorschlägen.<br />
* '''''[http://www.allianz-umweltstiftung.de/upload/allianzumweltstiftung/download/publikationen/klimamappe_lesezeichen.pdf Allianz Klimamappe]''''' Informationen zum Thema Klima von der Allianz Umweltstiftung (2007).<br />
* '''''[http://www.anpassung.net KomPass]''''' Kompetenzzentrum Klimafolgen und Anpassung, mit Unterstützung des Umweltbundesamtes<br />
|-<br />
|}<br />
<br />
=== <span style="color:#B70000;">Unterrichtsmaterialien</span> === <br />
<br />
{| style="background-color:#EEE9E9;" width="100%" align="center"|<br />
|- <br />
|width="100%" valign="top"|<br />
'''BMU'''<br />
* '''''[http://www.bmu.de/publikationen/bildungsservice/kurzinfo/doc/7873.php Kurzinfo Bildungsservice]''''' Der Bildungsservice des BMU bietet Materialien, Informationen, Aktionen und nutzer- und serviceorientierte Hinweise und Links für Schulen und Bildungseinrichtungen.<br />
* '''''[http://www.bmu.de/publikationen/bildungsservice/bildungsmaterialien/sekundarstufe/lehrer/doc/41730.php BMU-Bildungsservice: Klimaschutz und Klimapolitik]''''' Arbeitsblätter des Bundesministeriums für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (BMU) zum Klimawandel und seinen Folgen sowie zur Klimapolitik'''''<br />
* '''''[http://www.bmu.de/publikationen/bildungsservice/bildungsmaterialien/sekundarstufe/doc/39141.php Handreichungen für Lehrkräfte]''''' Die Handreichungen des BMU enthalten Informationen zur Lehrplananbindung, didaktische Anregungen, methodische Hinweise, Tipps für praktische Anwendungen, Vorschläge für den Unterrichtsverlauf sowie Hinweise und Lösungen zu den Aufgaben in den Arbeitsblättern.<br />
* '''''[http://www.mission-blue-planet.de/ Mission Blue Planet]''''' Preisgekröntes Klima-Quiz als CD (für 9,50 €) und in abgespeckter Version online.<br /><br />
'''BMBF'''<br />
* '''''[http://www.lehrer-online.de/736428.php Klimaschutz erfordert Handeln]''''' Publikation des Bundesministeriums für Bildung und Forschung (BMBF) <br /><br />
* '''''[http://www.lehrer-online.de/patient-weltklima.php?sid=70274637604523274023683448344000 Patient Weltklima - Welche Folgen hat der Klimawandel?]''''' Interaktives Lernmodul (BMBF-Projekt "Naturwissenschaften entdecken!")<br />
'''Transfer-21'''<br />
* '''''[http://www.institutfutur.de/transfer-21/index.php?p=293 Materialsammlung Klimawandel]''''' Materialien, Arbeitsblätter und Spiele zum Thema<br />
* '''''[http://www.bmu.de/publikationen/bildungsservice/bildungsmaterialien/sekundarstufe/doc/6799.php Klimaschutz als Simulationsspiel]''''' Das am Potsdam Institut für Klimafolgen entwickelte Klimaspiel '''Keep Cool''' zur internationalen Klimapolitik. Dazu gibt es eine [http://www.transfer-21.de/index.php?page=339 Handlungsanleitung] im Programm Transfer-21.<br />
* '''''[http://www.institutfutur.de/transfer-21/daten/materialien/tamaki/t1_klimawandel.pdf Globaler Klimawandel]''''' Unterrichtsmaterial mit didaktischen Informationen, Sachinformationen und Arbeitsblättern (Gerhard de Haan)<br />
* '''''[http://www.transfer-21.de/index.php?page=329 Folgen des globalen Klimawandels]''''' Ein Test mit Materialien, Arbeitsaufgaben und Lösungen für die 8.-10. Klasse (Transfer-21)<br />
* '''''[http://www.transfer-21.de/index.php?page=320 Szenariotechnik]''''' Materialien und Arbeitsaufgaben 9. und 10. Klasse zu den Zukunftsszenarien der Klimaentwicklung (Transfer-21)<br><br />
'''Lehrer Online'''<br />
* '''''[http://www.lehrer-online.de/klimawandel.php?sid=12205688321963453119433983398960 Klimawandel]''''' Dossier bei lehrer-online<br><br />
* '''''[http://www.lehrer-online.de/nl-klimawelten.php Klimawelten - Ch@t der Welten]''''' Schülerinnen und Schüler bekommen die Aufgabe, einen Zeitungsartikel über die Folgen des Klimawandels zu schreiben.<br><br />
'''Germanwatch'''<br />
* '''''[http://www.germanwatch.org/klima/diercke08.htm Schulbuch: Globaler Klimawandel]'''' Westermann Verlag / Diercke Spezial. Geeignet für alle Bundesländer - Sekundarstufe II und Hochschule <br />
* '''''[http://www.germanwatch.org/klima/bildung.htm Klima & Bildung]''''' Unterrichtsmaterialien von Germanwatch<br />
* '''''[http://www.germanwatch.org/klima/k-aktion.htm Klimaschutz-Aktionsheft]''''' Eine umfangreiche Broschüre mit zwei Unterrichts-/Projektideen zum Globalen Klimaschutz und einer Materialien- und Adressensammlung zu Klimaschutz, erneuerbaren Energien und Regenwald. (Germanwatch).<br />
* '''''[http://www.germanwatch.org/klima/gkw08.htm Globaler Klimawandel: Ursachen, Folgen, Handlungsmöglichkeiten. Zweite, aktualisierte Ausgabe 2008]''''' (Germanwatch).<br />
* '''''[http://www.germanwatch.org/klima/hh07.htm Klima und Klimaschutz in Hamburg]''''' Informationen, Projekte und Adressen rund um die Klimaexpedition (Germanwatch).<br><br />
<br />
'''Bundeszentrale für politische Bildung:<br />
* '''''[http://www.bpb.de/themen/3U108W,0,Klimawandel.html Klimawandel]''''' umfassendes Dossier <br />
* '''''[http://www.bpb.de/methodik/SSPQVJ,0,0,Umweltbewusstsein_und_Klimaschutz.html Umweltbewusstsein und Klimaschutz]''''' Schülerinnen und Schüler untersuchen im Rahmen einer Befragung die Beziehungen zwischen Wissen, Einstellungen und Verhalten der Menschen zu den Ursachen und Folgen der globalen Erderwärmung.<br />
<br />
'''Weitere Anbieter'''<br />
* '''''[http://www.webgeo.de/start/index.php?inhalt=klima&links=basic&ftest= Lernmodule zur Klimatologie]''''' Lernmodule zu ausgewählten Themen der Klimatologie: Solare Strahlung, Corioliskraft, Wetter in den Tropen u.a. (Institut für Physische Geographie, Albert-Ludwigs-Universität Freiburg i.Br.)<br />
* '''''[http://www.hamburger-bildungsserver.de/klima/klimaschutz_schulen/materialien/LynxDruck_02-2007.pdf Lynx: Klinmawandel]''''' Sondernummer der Umweltzeitschrift Lxnx zum Klimawandel: Artikel zum Klimawandel, Schulprojekte, Wettbewerbe, Medienvorschläge<br />
* '''''[http://www.institutfutur.de/transfer-21/daten/materialien/tamaki/t1_klimawandel.pdf Globaler Klimawandel]''''' Materialien und Arbeitsblätter für die Sekundarstufe (Tamaki Foundation Project)<br />
* '''''[http://www.meted.ucar.edu/broadcastmet/climate/index.htm Fitting the pieces together]''''' Ein umfassendes online-Lehrmodul zu den Ursachen und Folgen des Klimawandels, deren Nachweis sowie der zukünftigen Entwicklung. Die Benutzung ist kostenlos, allerdings ist eine Anmeldung erforderlich.<br><br />
|-<br />
|}<br />
<br />
=== <span style="color:#B70000;">Ergebnisse</span> === <br />
{| style="background-color:#FFF5EE;" width="100%" align="center"|<br />
|- <br />
|width="100%" valign="top"|<br />
* '''''[http://141.39.208.205:16080/klimawandel/index.php?option=com_content&task=view&id=10&Itemid=15 Schulprojekte]''''' Schülerarbeiten zum Klimathema, die im Rahmen des NaT-Working-Projekts der Robert-Bosch-Stiftung ''Klimawandel und seinen Folgen'' und in Zusammenarbeit mit dem Max-Planck-Institut für Meteorologie und dem Deutschen Klimarechenzentrum entstanden sind.<br />
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{{CC-Lizenz}}<br />
[[Kategorie:Unterricht]]</div>Sebastian