Pedosphäre und Lithospäre

Böden (Pedosphäre) besitzen über die Pflanzen und den Gas- und Wasseraustausch mit der Atmosphäre einen wichtigen Einfluss auf das Klima. Die Gesteinsschicht (Lithosphäre) bestimmt u.a. die Verteilung von Land und Meer und damit ganz entscheidend auch die klimatischen Verhältnisse auf der Erde.

Pedosphäre und Lithospäre

Wichtige Beziehungen zwischen Boden und Klima


Abb. 1: Wichtige Beziehungen zwischen Boden und Klima

Die Pedosphäre bzw. die Böden bilden die Grenzfläche zwischen der Atmosphäre und der Biosphäre auf der einen und der Lithosphäre auf der anderen Seite. Böden sind eine Grundlage der terrestrischen Pflanzen und beeinflussen somit indirekt das Klima, von dem wiederum die Verwitterungsformen und somit die Art der Böden bestimmt wird. Auch für den Kohlenstoff-Kreislauf sind die Böden von großer Bedeutung. Sie speichern mehr als doppelt so viel Kohlenstoff wie die oberirdische Pflanzendecke, stehen allerdings nicht in so unmittelbarer Wechselwirkung mit der Atmosphäre wie diese. Veränderungen von Bodeneigenschaften, z.B. das Auftauen von Permafrostböden, können allerdings durch Freisetzung von Kohlendioxid und Methan auch in verhältnismäßig kurzer Zeit zu erheblichen Änderungen im Gasaustausch mit der Atmosphäre führen. Von dem Vorhandensein und der Art der Böden ist direkt oder indirekt, über die Pflanzendecke, auch die Albedo des Festlandes abhängig. Der Boden ist zudem ein wichtiger Wasserspeicher und lenkt das aufgenommene Wasser ins Grundwasser, in Oberflächengewässer oder in Pflanzen um.

Boden und Atmosphäre tauschen wechselseitig Energie aus. Der Boden wird über die Atmosphäre durch die Sonneneinstrahlung erwärmt, die zunächst die obere Schicht des Bodens erreichen, von wo aus die Erwärmung der darunter liegenden Schichten erfolgt. Wie viel von der Sonnenstrahlung aufgenommen bzw. absorbiert und nach unten weitergegeben wird, hängt einerseits von der Beschaffenheit der Bodenoberfläche, andererseits von der des tieferen Bodens ab. Je heller die Erdoberfläche ist, desto mehr Einstrahlung wird wieder reflektiert, d.h. desto höher ist die Albedo bzw. das Rückstrahlungsvermögen. Eine Oberfläche aus frisch gefallenem Schnee reflektiert 75-95 % der Einstrahlung, trockener Sandboden 35-45 % und Schwarzerde nur 5-15 % der Solarstrahlung.1

Die Erwärmung der Bodenoberfläche folgt dem Tages- und Jahresgang, mit einem Maximum um die Mittagszeit und in den Sommermonaten. Die Weitergabe in die Tiefe ist abhängig von der Wärmekapazität und der Wärmeleitfähigkeit des Bodens. Die Wärmeleitfähigkeit wird vor allem durch die schlecht leitende Luft im Boden bestimmt: Je weniger Luft sich in den Bodenporen befindet, desto besser ist die Wärmeleitfähigkeit. Die Wärmekapazität ist primär vom Wassergehalt des Bodens abhängig, denn die Wärmekapazität von Wasser ist deutlich höher als die von Luft, mineralischen und organischen Bestandteilen. Feuchte Böden erwärmen sich zwar langsamer als trockene, können die Wärme aber besser speichern und kühlen entsprechend langsamer aus. Entsprechend sind die Tages- und Jahresmaxima im tieferen Boden nur mehr oder weniger stark verzögert feststellbar.

Der Energieaustausch vom Boden zur Atmosphäre geschieht über die Abgabe von Strahlungsenergie und latenter Wärme.2 Ein warmer Boden gibt über langwellige Wärmestrahlung Energie an die Atmosphäre ab, dunkle Böden mehr, helle Böden weniger, da sie weniger Strahlung absorbiert haben. Die Abgabe latenter Wärme geschieht über die Verdunstung von Wasser im Boden. Für die Umwandlung von Wasser in Wasserdampf wird dem umgebenden Boden und der Luft im und über dem Boden Energie entzogen, die im Wasserdampf ‚verborgen’ (latent) in die Atmosphäre gelangt und dort bei Kondensation wieder frei wird. Ist der Boden relativ trocken, kann weniger latente Wärme an die Atmosphäre abgegeben werden. Durch die geringere Verdunstung werden der Boden und die Atmosphäre unmittelbar darüber stärker aufgeheizt. Das stößt eine positive Rückkopplung an. Da weniger Wasserdampf in die Atmosphäre gelangt, kann dort auch weniger Kondensation stattfinden und damit weniger Wolkenbildung. Bei geringerer Bewölkung verstärkt sich aber die Einstrahlung, wodurch der Boden noch wärmer und trockener wird usw.

Das Bodenwasser spielt nicht nur eine wichtige Rolle beim Energieaustausch mit der Atmosphäre, sondern ist auch selbst Bestandteil eines Atmosphäre und Boden umfassenden Kreislaufs. Der Boden erhält sein Wasser direkt oder indirekt über Zuflüsse aus den Niederschlägen der Atmosphäre. Der Wasserkreislauf zwischen Boden und Atmosphäre ist jedoch nicht geschlossen. Die Atmosphäre erhält 35 % des Niederschlags, der über dem Land fällt, aus verdunstetem Ozeanwasser, das über Luftströmungen herantransportiert wird. Und der Boden gibt nur einen Teil des Niederschlagswassers durch Verdunstung wieder an die Atmosphäre zurück. Dieser Anteil ist in feuchten Klimazonen geringer als in trockenen Klimaten, wo er sogar 100 % erreichen kann.

Ein Teil der Niederschläge, die nicht verdunsten, fließt oberflächlich direkt in Flüsse und Seen. Ein anderer versickert im Boden und hält sich mehr oder weniger lange darin als Bodenwasser auf. Je nach Bodenart verbleibt davon ein mehr oder weniger großer Anteil als Haftwasser im Boden selbst, entweder in feinen Bodenporen oder an den Oberflächen fester Bodenpartikel. Dieses Wasser steht den Wurzeln der Pflanzen zur Verfügung und wird teilweise über die oberirdischen Bestandteile der Pflanze wieder an die Atmosphäre verdunstet (Transpiration). Das nicht im Boden verbleibende oder verdunstende Niederschlagswasser sickert durch den Boden hindurch in das Grundwasser. Von hier gelangt es teilweise wie der Oberflächenabfluss in Flüsse und Seen, von wo zumindest in mittleren und höheren Breiten der größere Anteil direkt ins Meer fließt und der Rest in die Atmosphäre verdunstet.

Eine andere wichtige Beziehung zwischen Boden und Atmosphäre ist der Austausch von Treibhausgasen. Ein Großteil der Biomasse der auf dem Boden wachsenden Pflanzen fällt als Streu (Laub, heruntergefallene Zweige etc.) auf den Boden und wird durch Bodenorganismen zersetzt. Dabei wird der zuvor in der Pflanze gespeicherte Kohlenstoff bis auf einen geringen Teil, der als Humus längerfristig gespeichert bleibt, wieder frei und gelangt als Kohlendioxid in die Bodenluft.

Lithospäre

Die Topographie der Kontinente und des Ozeanbodens sind ebenfalls ein Klimafaktor. Sie steuern Teile der atmosphärischen Zirkulation und der Meeresströmungen und beeinflussen auch den atmosphärischen Wasserdampfaustausch zwischen den ozeanischen Regionen, der wiederum grundlegend für die thermohaline Zirkulation ist (s. Abschnitt Ozean). Die Verteilung von Land und Meer ist wegen ihrer verschiedenen thermischen Eigenschaften ein wichtiger, aber sehr zeitlich sich nur sehr langsam verändernder Klimafaktor. Veränderungen im festen Gestein der Erdkruste, das aus einzelnen Platten besteht, die durch das darunterliegende Magma langsam bewegt werden, sind nur über Zeiträume von vielen Millionen Jahren klimarelevant, können dann aber durch ihren Einfluss auf die ozeanische und atmosphärische Zirkulation und die Eisbildung das globale Klima ganz erheblich verändern (s. Abschnitt Klimageschichte). Eine Ausnahme sind explosive Vulkanausbrüche, deren Partikel und Gase bis in die Stratosphäre geschleudert werden, wo sie das Sonnenlicht reflektieren bzw. absorbieren, was zu einer vorübergehenden Erwärmung der unteren Stratosphäre und Abkühlung der bodennahen Luftschichten führen kann.

Anmerkungen:
1.
Brigitte Klose (2008): Meteorologie. Eine interdisziplinäre Einführung in die Physik der Atmosphäre, Heidelberg, S. 174
2.  IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, Box 7.1

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