Aerosole

Während in den alten Industrieländern die Aerosolbelastung seit den 1980er Jahren zurückgegangen ist, z.T. aufgrund der technologischen Entwicklung, z.T. wegen des Zusammenbruchs von Teilen der sozialistischen Altindustrie, hat sie in den Schwellenländern stark zugenommen. Besonders stark belastet ist der süd- und ostasiatische Großraum mit China und Indien als den bevölkerungsreichsten Staaten der Erde und mit China als dem sich weltweit am stärksten industrialisierenden Staat. Ein Viertel der globalen Schwefel-Dioxid-Emissionen stammen aus Indien und China, wofür in Indien vor allem die Biomassenverbrennung verantwortlich ist, in China die Kohlenutzung. China gewinnt 80% seiner Energie aus der Verbrennung von Kohle, von der 1990 fünfmal mehr verbraucht wurde als 1960. Eine der Folgen ist, dass die Rußemissionen in China viermal höher sind als in den USA. In Indien sind sie knapp doppelt so hoch.

Tab. 1: Jährliche Ruß-Emissionen in Mt¹

Die starke Aerosol-Produktion hat zum einen klimatische Auswirkungen für die betroffenen Staaten selbst, zum anderen für den Großraum insgesamt. Seit den frühen 1980er Jahren hat es in China einen abrupten Klimawandel gegeben. Besonders deutlich zeigten sich diese Veränderungen in den 1990er Jahren. In Nordchina waren die meisten Sommer durch Dürren gekennzeichnet, während das Yangtse-Becken unter mehr Überschwemmungen als sonst zu leiden hatte, besonders extrem in den Jahren 1997-1999. Der sommerliche Regengürtel verschob sich von den späten 1970er bis zu den späten 1990er Jahren um bis zu 10 Breitengrade nach Süden. Die damit einhergehenden klimatischen Veränderungen übersteigen bei weitem die natürlichen Klimaschwankungen in den letzten 1000 Jahren. Die Ursache könnte in der zunehmenden Emission von Sulfat- und Ruß-Aerosolen liegen. Die erhöhte Aerosolkonzentration ist möglicherweise für die an etlichen Stationen beobachtete Verringerung der Sonneneinstrahlung von 1960 bis 1990 um 13,2% im Winter und um 9,2% im Sommer verantwortlich. Bei Berücksichtigung von Treibhausgasen und Aerosolen kommt eine Modellprognose für 2050 zu ähnlichen Ergebnissen, wie sie jetzt schon durch Beobachtungen festzustellen sind. Das lässt die Frage aufkommen, ob nicht in den letzten Jahrzehnten das Klima in China schon die vorhergesagte klimatische Wandlung vollzogen hat.²

Abb. 1: Veränderung der Sonneneinstrahlung an 9 Messstationen in China, Veränderung des mittleren Sommerniederschlags über Nordchina (36-41° N, östlich von 110° O) und Verschiebung der zentralen Achse des Monsungürtels im Sommer.³

Die Aerosol-Emissionen von China, Indien und anderen Staaten des Großraumes führen regelmäßig während des Wintermonsuns zur Entstehung einer etwa 3 km dicken Dunstschicht, die sich von Süd- und Ostasien weit über den Indischen Ozean bis 5^o S erstreckt.⁴ Die Aerosol-Konzentration über dem Indischen Ozean, die zu 75% aus anthropogenen Quellen stammt, ist dabei vergleichbar mit der Belastung über dichtbesiedelten Gebieten in Europa und Nordamerika. Diese indo-asiatische Dunstschicht (Indo-Asian haze) besteht hauptsächlich aus Sulfataerosolen und organischen Aerosolen und besitzt mit 14% einen relativ hohen Anteil an Rußpartikeln, der dazu führt, dass die Sonneneinstrahlung in der Region stark geschwächt, die untere Troposphäre dagegen erwärmt wird. Gegenüber wenig belasteten Jahreszeiten beträgt der Einfluss auf die Strahlung durch den direkten Effekt +14 W/m² in der unteren Troposphäre und -14 W/m² am Boden sowie +1 W/m² bzw. -6 W/m² durch den indirekten Effekt. Das bedeutet über Indien und dem tropischen Indischen Ozean eine regionale Abkühlung am Boden um 0,5 bis 1 ^oC und eine Erwärmung in der unteren Troposphäre um etwa 1 ^oC. Durch diese Veränderung des vertikalen Temperaturprofils wird der regionalen hydrologischen Zyklus gestört.⁵ Möglicherweise erklärt das, warum der Niederschlag in mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel fast überall um 0,5 bis 1% angestiegen ist, nur in Ostasien nicht, das eine der am stärksten verschmutzten Regionen ist. Durch Aerosole aufgrund der zunehmenden Biomassenverbrennung lässt sich vielleicht auch erklären, dass die Niederschlagszunahme in den Tropen insgesamt über Land in den letzten beiden Jahrzehnten des 20. Jahrhunderts nicht mehr signifikant war.⁶

Abb. 2: Veränderung der Strahlungsbilanz durch natürliche und anthropogene Aerosole über dem Indischen Ozean: direkter und indirekter Effekt gemittelt zwischen 40^o Ost und 100^o West. In den verschmutzten Regionen nördlich des Äquators sind die untere Atmosphäre stark erwärmt, die Obergrenze der Atmosphäre geringfügig und die bodennahe Luftschicht stark abgekühlt. Demgegenüber sind die Unterschiede in den sauberen Regionen südlich des Äquators gering.⁷

Der indo-asiatischen Dunstschicht vergleichbar bildet sich auch über dem Mittelmeerraum in den Sommermonaten eine Aerosolschicht, deren Strahlungswirkung zu den global höchsten gehört.⁸ Die Aerosole stammen hier nur zu einem geringen Teil aus der Region, sondern werden über Nordwinde in der unteren und Westwinde in der mittleren Atmosphäre aus Mittel- und Osteuropa bzw. sogar aus Nordamerika herantransportiert. Gelegentlich spielen auch bei im Sommer seltenen Südströmungen Staubausbrüche aus der Sahara eine Rolle. Die Sulfat-Aerosole in dieser sommerlichen Dunstschicht stammen zu über 75% aus anthropogenen Quellen, die Ruß-Aerosole fast vollständig. Auch hier ist ähnlich wie über dem nördlichen Indischen Ozean eine starke Reduzierung der Sonneneinstrahlung am Boden zu beobachten. Während die Strahlung an der Obergrenze der Atmosphäre im Sommer um 6,6 W/m² verringert ist, nimmt sie am Boden um 17,9 W/m2 ab. In Korrelation mit den sehr hohen europäischen Sulfat-Emissionen in den 1970er Jahren und dem späteren deutlichen Rückgang nahm die Meeresoberflächentemperatur des Mittelmeeres zunächst um 0,5 ^oC ab und seit 1980 wieder deutlich zu. Ursache für die Abnahme ist eine um 25% reduzierte Sonneneinstrahlung in das Meerwasser, aus der wiederum eine Verringerung der Verdunstung und des Niederschlags folgen. Hierauf ist möglicherweise zu einen erheblichen Teil auch die beobachtete Abnahme der Niederschläge im mediterranen Raum um 10-25% in den vergangenen Jahrzehnten zurückzuführen. Die Zunahme der Meeresoberflächentemperatur ist einerseits auf die Reduzierung der europäischen Schwefeldioxid-Emissionen zurückzuführen, andererseits auf die globale Erwärmung.

Auch über Mitteleuropa macht sich die Verringerung der Emission von Aerosolen bzw. deren Vorläufergasen seit dem Fall der Berliner Mauer bemerkbar. So hat die Wolkenalbedo über Mitteleuropa nach Satellitendaten aufgrund der geringeren Schwefeldioxid-Emissionen von den späten 1980er auf die späten 1990er Jahre um 2% abgenommen.⁹ Die aus Schwefeldioxid entstehenden Sulfat-Aerosole sorgen als Kondensationskerne für eine Abnahme der Tröpfchengröße und damit für eine Zunahme der Reflexion von Sonnenstrahlen an Wolken. Weniger Sulfat-Aerosole bedeuten daher größere Tröpfchen und damit eine geringere Reflexion bzw. Albedo. Im Winter liegt die Wolkenalbedo über stark emittierenden Regionen sogar um 5% niedriger, weil dann die hohen Rußanteile für eine stärkere Absorption von Sonnenstrahlen sorgen, die wolkenauflösend wirkt. Daraus lässt sich eine Erhöhung des Strahlungsantriebs an der Obergrenze der Atmosphäre von 1985-1989 bis 1996-1999 um 1,5 W/m² bzw. im Winter sogar um 3 W/m² errechnen.

Anmerkungen:
1. Chameides, W.L., M. Bergin (2002): Soot Takes Center Stage, Science 297, 2214-2215
2. Xu, Q. (2001): Abrupt change of the mid-summer climate in central east China by the influence
of atmospheric pollution, Atmospheric Environment 35, 5029-5040; Menon, S., J. Hansen, L. Nazarenko, and Y. Luo (2002): Climate Effects of Black Carbon Aerosols in China and India, Science 297, 2250-2253
3. verändert nach Xu, Q. (2001): Abrupt change of the mid-summer climate in central east China by the influence of atmospheric pollution, Atmospheric Environment 35, 5029-5040
4. nach Ramanathan, V., P.J. Crutzen, J.T. Kiehl, and D. Rosenfeld (2001): Aerosols, Climate, and the Hydrological Cycle, Science 294, 2119-2124
5. Lelieveld, J., P.J. Crutzen, V. Ramanathan, M.O. Andreae, C.A.M. Brenninkmeijer, T. Campos, G.R. Cass, R.R. Dickerson, H. Fischer, J.A. de Gouw, A. Hansel, A. Jefferson, D. Kley, A.T.J. de Laat, S. Lal, M.G. Lawrence, J.M. Lobert, O.L. Mayol-Bracero, A.P. Mitra, T. Novakov, S.J. Oltmans, K.A. Prather, T. Reiner, H. Rodhe, H.A. Scheeren, D. Sikka, and J. Williams (2001): The Indian Ocean Experiment: Widespread Air Pollution from South and Southeast Asia, Science 291, 1031-1036.
6. nach Ramanathan, V., P.J. Crutzen, J.T. Kiehl, and D. Rosenfeld (2001): Aerosols, Climate, and the Hydrological Cycle, Science 294, 2119-2124
7. verändert nach Ramanathan, V., P.J. Crutzen, J. Lelieveld, A.P. Mitra, D. Althausen, J. Anderson, M.O. Andreae, W. Cantrell, G.R. Cass, C.E. Chung, A.D. Clarke, J.A. Coakley, W.D. Collins, W.C. Conant, F. Dulac, J. Heintzenberg, A.J. Heymsfield, B. Holben, S.Howell, J. Hudson, A. Jayaraman, J.T. Kiehl, T.N.Krishnamurti, D. Lubin, G. McFarquhar, T. Novakov, J.A. Ogren, I.A. Podgorny, K. Prather, K. Priestley, J.M. Prospero, P.K. Quinn, K. Rajeev, P. Rasch, S. Rupert, R. Sadourny, S.K. Satheesh, G.E. Shaw, P. Sheridan, F.P.J. Valero (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
8. Lelieveld, J., H. Berresheim, S. Borrmann, P.J. Crutzen, F.J. Dentener, H. Fischer, J. Feichter, P.J. Flatau, J. Heland, R. Holzinger, R. Korrmann, M.G. Lawrence, Z. Levin, K.M. Markowicz, N. Mihalopoulos, A. Minikin, V. Ramanathan, M. de Reus, G.J. Roelofs, H.A. Scheeren, J. Sciare, H. Schlager, M. Schultz, P. Siegmund, B. Steil, E.G. Stephanou, P. Stier, M. Traub, C. Warneke, J. Williams, and H. Ziereis (2002): Global Air Pollution Crossroads over the Mediterranean, Science 298, 794-799
9. Krüger, O., H. Graßl (2002): The indirect aerosol effect over Europe, Geophysical Research Letters 29, doi:10.1029/2001GL014081