Aerosole

Der Strahlungsantrieb von Aerosolen wird im allgemeinen durch den Unterschied zwischen dem vorindustriellen Zustand und dem gegenwärtigen bestimmt und in der Regel auf die Strahlung an der Obergrenze der Atmosphäre bezogen. Schätzungen der direkten Wirkung von Aerosolen auf den Strahlungshaushalt zeigen eine relativ große Bandbreite und beruhen weitgehend auf Modellstudien, die nicht nur für die vorindustrielle Zeit, sondern auch für die Gegenwart schwer zu verifizieren sind. Die Unsicherheiten beruhen zum einen darauf, dass selbst der aktuelle atmosphärische Gehalt einzelner Aerosolarten nicht genau feststeht, zum anderen darauf, dass die Größenverteilung, die chemische Zusammensetzung, die Mischung und die horizontale und vertikale Verteilung der Aerosole nicht genau erfasst werden können.

Abb. 1: Die direkte Klimawirkung der Aerosole besteht in ihrem Einfluss auf die Solarstrahlung. Zum einen reflektieren Aerosole die Solarstrahlung zurück in den Weltraum, was am Boden und an der Obergrenze der Atmosphäre eine Abkühlung zur Folge hat. Zum anderen absorbieren bestimmte Aerosole (vor allem Ruß-Aerosole) aber auch Sonnenstrahlen, was zu einer Erwärmung in der Atmosphäre, aber einer Abkühlung am Boden führt.

Die Reflexion von Sonnenstrahlen durch Aerosole führt dazu, dass die globale Albedo verstärkt und somit die Atmosphäre abgekühlt wird. Aerosole sind damit die Gegenspieler der natürlichen wie anthropogenen Treibhausgase. Während diese die kurzwellige Solarstrahlung weitgehend Richtung Erdoberfläche passieren lassen, die langwellige Wärmestrahlung aber zu einem bedeutenden Teil absorbieren, reflektieren und absorbieren die meisten Aerosole die Sonnenstrahlung und lassen die Wärmestrahlung weitgehend durch. Der IPCC schätzt die direkte Störung der Strahlungsbilanz bzw. den Strahlungsantrieb an der Obergrenze der Atmosphäre seit Beginn der Industrialisierung auf -0,4 W/m² für Sulfat-Aerosole, auf -0,2 W/m² für organische Aerosole aus der Biomassenverbrennung und auf -0,1 W/m2 für organische Aerosole aus der Nutzung fossiler Energieträger.¹ D. h. dass aufgrund der Reflexion von Sonnenstrahlung durch die genannten Aerosole die Atmosphäre 0,7 W/m² weniger Wärmestrahlung an den Weltraum abgibt, da sie entsprechend weniger Solarenergie aufnehmen konnte. Einige andere Autoren geben etwas höhere Werte an und betonen zusätzlich die Wirkung von Nitrat-Aerosolen, die bis zum Ende des 21. Jahrhunderts möglicherweise die Wirkung der Sulfat-Aerosole übertreffen könnte.² Der Strahlungsantrieb durch langlebige anthropogene Treibhausgase wird dagegen auf +2,43 W/m2 veranschlagt. Insgesamt schwächt der direkte Aerosol-Effekt den anthropogenen Treibhausgas-Effekt um 20-50%.³

Abb. 2: Die direkte Strahlungswirkung von Sulfat-Aerosolen für das Jahr 1990 gegenüber 1850⁴

Einige Aerosole wie vor allem Ruß reflektieren jedoch nicht nur Strahlung, sondern absorbieren sie auch. Im Unterschied zu den Treibhausgasen absorbieren sie nicht die langwellige Wärmestrahlung, sondern fast ausschließlich die kurzwelligen Sonnenstrahlen. Dabei wird auch die aufwärts gerichtete solare Strahlung, die vom Erdboden und von Wolken reflektiert wird, absorbiert, wodurch die in den Weltraum zurückgestreute Sonnenstrahlung verringert wird. In der Summe wird durch Ruß die Strahlungsbilanz an der Obergrenze der Atmosphäre wahrscheinlich positiv beeinflusst und vom IPCC auf +0,2 W/m² seit Beginn der Industrialisierung geschätzt.⁵ Davon geht jedoch direkt kein positiver Einfluss auf die bodennahen Temperaturen aus. Die Absorption der einfallenden Sonnenstrahlung in der Atmosphäre führt in jedem Fall zu einer Verringerung der Einstrahlung und somit zu einer Abkühlung am Erdboden. Erwärmt wird lediglich die die Ruß-Aerosole umgebende Atmosphäre. So kann in stark aerosol-belasteten Gebieten die Strahlungswirkung in der Atmosphäre +10 W/m² und mehr und die am Erdboden -10 W/m² und mehr betragen.⁶ Neben Ruß absorbieren auch andere organische Aerosole kurzwellige Strahlung, während Staub-Aerosole kurzwellige Strahlung reflektieren, langwellige aber absorbieren.

Nach einer neueren Modellrechnung⁷ beträgt die Störung der Strahlungsbilanz an der Obergrenze der Atmosphäre durch die direkte Wirkung aller Aerosole -0,72 W/m² und am Boden -4,04 W/m². Der große Unterschied kommt hiernach vor allem durch Ruß-Aerosole zustande, deren Strahlungswirkung an der Obergrenze der Atmosphäre positiv ist (+0,58 W/m²), am Boden aber mit -0,97 W/m² stark negativ. Eine ähnliche Wirkung (+0,1 bzw. -5,3 W/m²) haben aber auch Staub-Aerosole. Bei Sulfat- und Nitrat-Aerosolen ist die Wirkung dagegen am Erdboden und an der Atmosphären-Obergrenze nahezu gleich.

Abb. 3: Die direkte Störung der Strahlungsbilanz durch anthropogene Aerosole⁸

Am stärksten ist die direkte Wirkung von Aerosolen auf den Strahlungshaushalt auf der Nordhalbkugel, da sich hier die wichtigsten Emissionsgebiete befinden, und zeitlich im Nordsommer, da die Einstrahlung dann am höchsten ist. Regionale Schwerpunkte bilden die mittleren Breiten mit hohem Verbrauch fossiler Energien und die tropischen Gebiete mit hoher Biomassenverbrennung. Bei Sulfat-Aerosolen gibt es drei klare Schwerpunktregionen: das östliche Nordamerika, Mittel- und Osteuropa sowie Ostasien.

Anmerkungen:
1. 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 6.11
2. Hansen, J.E., and M. Sato (2001): Trends of measured climate forcing agents, PNAS 98, 14778-14783; Adams, PJ., J.H. Seinfeld, D. Koch, L. Mickley, D. Jacob (2001): General circulation model assessment of direct radiative forcing by the sulfate-nitrate-ammonium-water inorganic aerosol system, J. Geophys. Res. 106 , 1097-1111
3. Kaufman, Y.J., D. Tanré, and O. Boucher (2002): A satellite view of aerosols in the climate system, Nature 419, 215-223
4. verändert nach Boucher, O., M. Pham (2002): History of sulfate aerosol radiative forcings, Geophysical Research Letters 29, No. 9, 10.1029/2001GL014048
5. 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 6.11
6. Ramanathan, V. et al. (2001): Indian Ocean Experiment: An integrated analysis of the climate forcing and effects of the great Indo-Asian haze, J. Geophys. Res. 106 , 28371-28398
7. Liao, H., J.H. Seinfeld, P.J. Adams, L.J. Mickley (2004): Global radiative forcing of coupled tropospheric ozone and aerosols in a unified general circulation model, Journal of Geophysical Research 109, No. D16207, doi:10.1029/2003JD004456
8. Daten nach Liao, H., J.H. Seinfeld, P.J. Adams, L.J. Mickley (2004): Global radiative forcing of coupled tropospheric ozone and aerosols in a unified general circulation model, Journal of Geophysical Research 109, No. D16207, doi:10.1029/2003JD004456