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2 Hintergrund und Wirkmechanismen

Der Erde wird durch die Sonne Energie zugeführt. Auch wird wieder Energie von der Erde in den Weltraum abgegeben. Stehen die von der Sonne eingestrahlte und die wieder von der Erde abgegebene Energiemenge im Gleichgewicht, so bleibt die Temperatur (globale Mitteltemperatur) auf der Erde konstant. Herrscht ein Ungleichgewicht, so ändert sich die Temperatur. Nach einer Weile wird sich wieder ein Gleichgewicht einstellen und somit auch wieder eine konstante Temperatur.

Von der Sonne erreicht eine sehr große Energiemenge (ca. 1360 W/m2)1 die oberen Schichten der Atmosphäre. Diese Strahlung umfasst mit einer Wellenlänge von ca. 10-9 –10-2 m auch die relativ kurzwelligen Bereiche (vgl. Abbildung 1). Durch unterschiedliche physikalische Vorgänge in der Atmosphäre wird diese Strahlung auf ihrem Weg zur Erdoberfläche verändert. Es werden einige Anteile der Strahlung durch Gase der Atmosphäre aufgenommen (Sauerstoff, Ozon u. a.). Auch wird ein Teil durch Partikel (Ruß, Sand u. a.) oder Wolken reflektiert. Der Großteil der Strahlung trifft mit einer Wellenlänge im Bereich von ca. 0,2 – 2 µm auf die Erdoberfläche, also auch das sichtbare Licht. Dort wird ein Teil der Strahlung wieder reflektiert. Besonders stark ist dieser Effekt auf hellen Oberflächen wie z. B. dem Eis der Antarktis.

Die verbleibende Strahlung wird vom Erdboden bzw. Ozean aufgenommen und auf diese Weise wird dieser erwärmt. Jeder warme Körper, so auch die Erde, gibt Energie in Form thermischer Infrarotstrahlung wieder ab (Wellenlängenbereich von ca. 5 – 50 µm, vgl. Abbildung 1). In welchem Umfang an der Erdoberfläche eingehende Strahlung wieder abgestrahlt wird, hängt v. a. von der Oberflächenbeschaffenheit und somit u. a. von der Landnutzung, der Eis-/Schneefläche und den Bedingungen an der Oberfläche der Ozeane ab.

Abbildung 1: Einstrahlungsspektrum der Sonne und der Ausstrahlung der Erde
relative power = relative Stärke; wavelength = Wellenlänge in µm (1 µm = 1.000 nm = 1/1.000.000 m = 10-6 m) aufgetragen auf einer logarithmischen Skala, die Temperaturen (5500 °C und 15 °C) sind die globalen Durchschnittstemperaturen der Oberfläche von Sonne und Erde, visible = sichtbar kennzeichnet das Spektrum des Sichtbaren Lichtes. 
Quelle: media.kingdown.wilts.sch.uk/mod/page/view.php, zuletzt geprüft am 29.09.2014.

Diese Infrarotstrahlung trifft auf ihrem Weg in Richtung Weltraum wieder auf die Atmosphäre. Von herausragender Bedeutung für Klima und Temperatur ist, wie viel dieser abgehenden Strahlung durch die Atmosphäre hindurch ins All gelangt und wie viel wieder zurück zur Erde zurück geworfen wird. Dieser Mechanismus der Strahlung zurück auf die Erde leitet, wird Treibhauseffekt genannt. Ohne diesen wären die Temperaturen auf der Erdoberfläche deutlich niedriger. Abbildung 2 zeigt das grundlegende Schema dieses Prozesses.

Abbildung 2: Einstrahlung der Sonne, Ausstrahlung der Erde mit der teilweisen Absorption der Infrarotstrahlung durch die Erdatmosphäre
Quelle: eigene Abbildung nach IPCC 2013b, Kapitel 1, Abbildung 1.1

Verändert sich die Zusammensetzung der Atmosphäre, so werden diese Prozesse beeinflusst. Das Gleichgewicht zwischen eingestrahlter und abgehender Strahlung – und somit die Voraussetzung für eine ausgeglichene Energiebilanz – kann hierdurch verschoben werden. Dadurch würde die globale Mitteltemperatur der Erde verändert.

Bestandteile der Atmosphäre, die einen Einfluss auf dieses Gleichgewicht haben, sind die sog. Treibhausgase (wie Kohlendioxid, Lachgas und Methan2) sowie in der Luft fein verteilte Tröpfchen oder Partikel (Aerosole).

Das Energiegleichgewicht der Erde ergibt sich aus komplexen Mechanismen, die miteinander interagieren. Mit mathematischen Modellen wird versucht, das aus den Interaktionen resultierende Klima vorher zu sagen (Klimamodelle).

Wissenschaftler geben das Potenzial eines Faktors zur Klimaänderung als sog. Strahlungsantrieb (engl. radiative forcing) an. In Abbildung 3 ist der Anteil der verschiedenen Mechanismen ablesbar. Neben den anthropogenen Anteilen ist auch die natürliche Veränderung der Sonneneinstrahlung mit angegeben. Die zugrunde liegenden Modelle berücksichtigen den aktuellen Kenntnisstand über die Wirkmechanismen ebenso wie die beobachteten Veränderungen der jeweiligen Faktoren, etwa eine Erhöhung des Kohlendioxidgehaltes in der Luft. Je größer der Strahlungsantrieb (der Balken in der Abbildung 3) eines Mechanismus ist, umso stärker ist dieser für die Erwärmung des Klimas verantwortlich. Umgekehrt führt ein negativer Strahlungsantrieb zu einer Abkühlung des Klimas.

Abbildung 3: Anteile der verschiedenen Mechanismen am Strahlungsantrieb
(= radiative forcing), d. h. an der Veränderung des Klimas
Quelle: IPCC 2013, S.14.

Aus Abbildung 3 lassen sich somit wesentliche Erkenntnisse entnehmen. Diese betreffen erstens die Relevanz der einzelnen Faktoren. Als mit Abstand wichtigsten Faktor stellt sich das in der Atmosphäre enthaltene Kohlendioxid (CO2), gefolgt von der Konzentration an Methan (CH4) dar. Des Weiteren spielen halogenierte Kohlenwasserstoffe und Lachgas eine Rolle als Treibhausgase.

Zweitens stellt die Tabelle klar heraus, dass nicht etwa natürliche Prozesse, sondern anthropogene Effekte den entscheidenden Beitrag zu der beobachteten Erwärmung leisten.

Zwischen den Faktoren bestehen zum Teil recht komplexe Zusammenhänge und Rückkopplungsmechanismen. Beispielsweise führt eine Erwärmung der Erde zum Abschmelzen von Schnee und Eis der Gletscher und an den Polen. Da die so freigelegten Erd- bzw. Meeresflächen jedoch das eingestrahlte Sonnenlicht wesentlich weniger reflektieren, nimmt die Erde mehr Energie auf (Absorption), was wiederum zu einer weiteren Verstärkung der Klimaerwärmung führt. Diesen Effekt bezeichnet man als positive Rückkopplung: Eine einmal eingetretene Klimaerwärmung wird (in diesem Fall durch das Abschmelzen von Eisflächen) noch weiter verstärkt.

Im Folgenden wird auf die wichtigsten Faktoren und Wirkmechanismen und auf deren Änderungen in den letzten Jahren eingegangen werden.

Dies ist der zuletzt (2013) vom IPCC veröffentlichte Wert, es sind auch andere Werte zu finden.

Eine Liste mit Treibhausgasen (Stand 2007) findet sich unter http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/ch2s2-10-2.html

2.1 Treibhausgase

Einige Gase in der Atmosphäre absorbieren die von der Oberfläche der Erde ausstrahlende Infrarotstrahlung (Wärmestrahlung, vgl. Abbildung 2). Die so aufgenommene (absorbierte) Energie wird ebenfalls wieder gleichmäßig in alle Richtungen abgestrahlt, so dass ein Teil davon auch in die unteren Schichten der Erdatmosphäre und auf die Erdoberfläche gelangt. So wird die Abstrahlung in den Weltraum verlangsamt und die Temperatur der Erde liegt höher als sie ohne diesen natürlichen Treibhauseffekt wäre. Je mehr Treibhausgase sich in der Atmosphäre befinden, desto stärker wird dieser Effekt.

Der Wellenlängenbereich, in dem ein Gas Strahlung absorbiert, hängt von der jeweiligen Molekülstruktur ab und ist somit für jedes Gas unterschiedlich. Die Gase der Atmosphäre, die die passenden Eigenschaften besitzen, um den Treibhauseffekt zu bewirken, werden als Treibhausgase bezeichnet.

Die wichtigsten Treibhausgase in der Atmosphäre sind (neben Wasserdampf) Kohlendioxid, Methan, halogenierte Kohlenwasserstoffverbindungen und Lachgas. Die Klimawirksamkeit der Gase ist sehr unterschiedlich und wird über das Treibhauspotenzial (GWP, Global Warming Potential) miteinander verglichen. Definitionsgemäß dient das Treibhauspotenzial von CO2 als Referenzgröße, d. h. das Treibhauspotenzial von CO2 wurde auf 1 festgelegt.

Über einen Zeitraum von 100 Jahren3 hat 1 kg Methan in der Atmosphäre eine 28-fache, Lachgas eine 265-fache und Schwefelhexafluorid (SF6) sogar eine 23.500-fache Treibhauswirkung im Vergleich zu 1 kg CO2. Sie haben daher GWPs von 28, 265 und 23.500. Die GWPs der Treibhausgase spiegeln den Wissensstand über die Wirkmechanismen der Klimagase wieder. In den regelmäßig erscheinenden wissenschaftlichen Berichten des IPCC finden sich entsprechende aktualisierte Listen (vgl. IPCC 2013b, Tabelle 8.A.1, S. 731).

3 Diese Betrachtung der Wirkung von Treibhausgasen wird meist über den Zeitraum von 100 Jahren angegeben. Betrachtet man andere Zeiträume (z.B. 20 Jahre) ergeben sich andere Werte, da bei der Berechnung neben der Absorptionseigenschaft auch die Lebensdauer der Gase in der Atmosphäre eine Rolle spielt.

2.2 Aerosole

Als Aerosol bezeichnet man ein Gemisch aus Gas mit Schwebteilchen. Die enthaltenen Aerosolpartikel können fest sein (wie bei Ruß oder Feinstaub), aber auch flüssig sein. So kondensieren verschiedenste Gase je nach Bedingungen zu feinen Tröpfchen.

Auf die Aerosolpartikel einfallende Strahlung wird reflektiert und absorbiert. Dies führt dazu, dass einerseits eingehende Sonnenstrahlung zurückgeworfen wird. Andererseits verhindern die Aerosolpartikel aber auch die Abstrahlung der von der Erde kommenden Wärmestrahlung. Der Einfluss der Aerosole auf das Klima ist sehr komplex und die diesbezüglichen Ergebnisse der Klimamodelle sind mit großen Unsicherheiten behaftet.

Aerosole haben verschiedene natürliche und anthropogene Quellen. Natürliche Quellen sind z. B. Vulkane, die Meeresgischt oder Winderosion. Anthropogene Quellen sind Straßenstaub, Bodenpartikel, die sich aufgrund menschlicher Eingriffe ergeben (Pflügen, Roden usw.) und das Verbrennen von Biomasse und fossiler Energieträger.

2.3 Ozeane

Eine herausragende Rolle im Klimasystem spielen die Ozeane sowohl als Wärme- und CO2-Speicher wie auch als Wärmetransportmedium. Über die großen Meeresströmungen wird Wärme in andere Regionen geleitet. Dieses Phänomen sorgt z. B. dafür, dass das Klima in Westeuropa, relativ zu seiner geographischen Breite, mild ist. Verantwortlich hierfür ist der Nordatlantikstrom, der warmes Meerwasser aus Mittelamerika (Golf-Strom) weiter leitet. Dieses Meerwasser erwärmt die darüber gelegenen Luftschichten und sorgt so für die milden Temperaturen in Nord- und Westeuropa.

Die Meeresoberfläche steht mit der Atmosphäre auch im stofflichen Austausch. Entsprechend der Lösungsfähigkeit der Gase besteht ein Gleichgewicht zwischen der Konzentration eines Gases in der Luft und der im Wasser. Somit lösen sich Gase bei Zunahme der Konzentration in der Atmosphäre und gleichbleibender Temperatur vermehrt im Wasser (vgl. Abbildung 4). Auf diese Weise puffern die Ozeane Zunahmen der CO2. Konzentrationen der Atmosphäre ab. (Ohne diese Pufferwirkung wäre der CO2-Gehalt der Luft durch die anthropogenen Emissionen deutlich stärker gestiegen). Ozeane sind somit die wichtigste CO2-Senke.

Abbildung 4: Partialdruck von CO2 im Meerwasser an drei verschiedenen Messstationen in grün, gelb und blau (BATS, ALOHA, ESTOC) und der Partialdruck in der Luft gemessen an der ALOHA Messstation (schwarz)
Quelle: IPCC 2013b, S. 310.

Das vom Meerwasser aufgenommene CO2 steht wiederum im Gleichgewicht mit Hydrogencarbonaten und Carbonaten. Bei deren Bildung werden Protonen freigesetzt, was zu einer Senkung des pH-Wertes, also einer Versauerung des Meerwassers, führt. In den letzten Jahrzehnten ist der pH-Wert der Meere kontinuierlich gesunken, d. h. die Versauerung der Meere nimmt zu. 

Abbildung 5 zeigt die Messung des pH-Wertes an drei unterschiedlichen Messstationen. Trotz der jahreszeitlichen Schwankungen ist eine klare Tendenz hin zu einem niedrigeren pH-Wert zu erkennen.

Die Herabsetzung des pH-Wertes hat ungünstige Auswirkungen auf das Ökosystem Meer. Viele Meereslebewesen, wie bestimmte Planktongruppen, Muscheln, Schnecken und Korallen, benötigen für den Aufbau ihrer Stütz- und Schalenstrukturen Kalk, den sie aus dem Meerwasser gewinnen. Saures Wasser behindert die Kalkbildung und entzieht den genannten Organismen so die Lebensgrundlage.

Die Schädigung der auf Kalk angewiesenen Meeresorganismen wirkt sich auf die gesamte Nahrungskette im Meer und damit die gesamte Lebenswelt in den Ozeanen aus. Meereslebewesen bilden die Haupteiweißquelle für viele Millionen Menschen.4 Eine weitere ungebremste Versauerung der Ozeane, die unter Umständen die gesamte Nahrungskette im Meer stört, hätte deshalb unvorhersehbare Folgen.5

Abbildung 5: pH-Wert der Meere an drei verschiedenen Messstationen (BATS, ALOHA, ESTOC)
Quelle: IPCC 2013b, S. 310.

Die CO2 Speicherkapazität der Ozeane ist temperaturabhängig: sie verringert sich mit der Erhöhung der Wassertemperatur. Durch die Klimaerwärmung kann somit weniger CO2 in den Weltmeeren gespeichert werden. Dadurch steigt die CO2-Konzentration in der Atmosphäre schneller an, was den Treibhauseffekt weiter verstärkt.

Mit der Erwärmung des Klimas steigt auch der Meeresspiegel an. Denn durch die höheren Lufttemperaturen schmelzen Gletscher sowie Teile der großen Eisschilde und das Schmelzwasser fließt ins Meer ab. Vor allem aber hat das erwärmte Meerwasser eine geringere Dichte und dehnt sich dadurch aus. Der mittlere globale Meeresspiegel stieg im Zeitraum 1901 bis 2010 um etwa 19 cm an (vgl. Abbildung 6).

Abbildung 6: Erhöhung des mittleren globalen Meeresspiegels zwischen den Jahren 1900 und 2010
Quelle IPCC 2013, S. 8.

4 FAO (2012) The state of world fisheries and aquaculture.

5 http://www.umweltbundesamt.de/publikationen/kipp-punkte-im-klimasystem.

2.4 Landnutzungsänderung

Der Boden ist ein großer Kohlenstoffspeicher. Etwa 80 % der terrestrischen organischen Kohlenstoffvorräte, die am aktiven Kohlenstoffkreislauf6 teilnehmen, sind in Böden gebunden, ca. 20 % in der darauf befindlichen Vegetation.

Die Fähigkeit des Bodens zur Speicherung von organischem Kohlenstoff schwankt stark und ist abhängig von der Art des Bodens (Waldboden, Ackerboden, Wiesen, Moore etc.). Wird der Zustand einer Fläche verändert (gerodet, umgebrochen, bebaut usw.), so stellt sich ein neues Gleichgewicht ein. Überschüssige Mengen organischen Kohlenstoffs werden in Form von CO2 oder Methan in die Umwelt entlassen. Auch kann es durch mikrobielle Prozesse zu Lachgas-Emissionen kommen.

Landnutzungsänderungen haben daher Auswirkungen auf das Klima. So führt die Umwandlung von Ackerland in Weideland oder Wald zu einer Erhöhung der Kohlenstoffspeicher und somit zur Bindung von CO2. Der Prozess benötigt jedoch viel Zeit. Die Korrektur einer sich negativ auf den Kohlenstoffspeicher auswirkenden Landnutzungsänderung ist daher zwar möglich, beispielsweise durch Aufforstung oder Brachlegen von Ackerfläche. Zielführender ist jedoch der Erhalt des bestehenden Kohlenstoffspeichervermögens durch Schutz besonders wertvoller natürlicher Flächen und durch eine bodenschonende nachhaltige Landwirtschaft.

6 Kohlenstoff, der noch nicht in fossile Speicherstätten (Kohle, Erdöl, Erdgas) eingelagert ist, sondern durch biologische und physikalische Prozesse durch Luft, Wasser, Pflanzen, Tiere und Boden zirkuliert.

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