Wolken

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. 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.

Kategorisierung

Cirrus uncinus

Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an. 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.

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. 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 Wikipedia.

Bedeutung im Klimasystem

Cumulus congestus in Auflösung

Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima:

• 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 CO₂-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/m², der kurzwellige (kühlende) bei ca. -50 W/m² liegt. Der kurzwellige Einfluss überwiegt also um etwa 20 W/m². Diese Bilanz fällt aber je nach Region unterschiedlich aus. In den Tropen heben sich beide Effekte nahezu auf, in den Polargebieten überwiegt sogar der langwellige Effekt.

• 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.

Entstehung

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. Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:

• 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.
• 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.
• 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.

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. 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. 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. 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. Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem Niederschlag. Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm³, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm³.

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.

Beeinflussung durch den Menschen

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. 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 Strahlungsantriebs von ±0,75 W/m².

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/m² und +0,05 W/m² bewirkt hat, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben. 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/m² liegend an. 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. 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.

Siehe auch

Aerosole Konvektion Niederschlag Strahlung

Weblinks

• Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern
• Ergebnisse des Earth Radiation Budget Experiment (ERBE) der NASA in Form von globalen Karten, die die Beeinflussung der Strahlung durch Wolken zeigen