Der direkte und indirekte Einfluss der Aerosole auf den Strahlungshaushalt der Erde

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1 Der direkte und indirekte Einfluss der Aerosole auf den Strahlungshaushalt der Erde Christian Karl 14. Februar

2 Inhaltsverzeichnis 1 Abstract 3 2 Was ist ein Aerosol? Höhenverteilung Aerosolgrössenverteilung Aerosolquellen Schwefelquellen Rußquellen Staubquellen Seesalzquellen Optische Dichte Hauptaerosolquellen Lebenszyklus von Aeosolen Durch Aerosole ausgelöste Effekte auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre Direkte Effekte Indirekte Effekte Fazit 16 2

3 1 Abstract Diese schriftliche Ausarbeitung beschäftigt sich mit dem Thema der Aerosole und ihrem direkten und indirekten Einfluss auf den Strahlungshaushalt der Erde. Wieso ist dieser Einfluss überhaupt interessant? Was erwartet uns in dieser Ausarbeitung? Um einen kurzen Einblick zu gewähren möchte ich zunächst ein Diagramm aus dem IPCC Report 2001 zeigen [1]: In diesem Diagramm ist der Effekt verschiedener Einflüsse auf den Strahlungshaushalt der Erde, das Radiative Forcing, aufgetragen. Ebenso ist zu jedem der Einflüsse die Qualität des wissenschaftlichen Verständnisses angegeben. Während die auch Nichtwissenschaftlern gut bekannten Treibhausgase wie CO 2, CH 4 und N 2 O sehr gut wissenschaftlich verstanden sind, sind andere Einflüsse wie der Einfluss der Veränderung der Albedo durch veränderte Bodennutzung und solare Aktivitätsänderungen noch sehr schlecht verstanden. Dies äußert sich insbesondere in der relativen Größe der Unsicherheiten des jeweiligen Effektes Während die relative Unsicherheit bei den Treibhausgasen recht gering ist, ist die Unsicherheit bei den erwähnten solaren Aktivitäten und der Albedo schon um einiges größer. Ganz besonders auffällig ist allerdings die relative Unsicherheit bei den Effekten der Aerosole. Hier sind die Unsicherheiten stets größer als der eigentliche Wert des klimarelevanten Effektes. Bei den Effekten von Mineralstaub und den indirekten Aerosoleffekten ist schließlich nicht einmal mehr ein Wert für den Effekt angegeben. Genau auf diese mit extremen Unsicherheiten behafteten Größen möchte ich nun im Folgenden näher eingehen, da sie offensichtlich Gegenstand aktueller Forschungen und nicht zuletzt heftiger Diskussionen sind. Abbildung 1: Radiative Forcing durch Spurengase und Aerosole. Die Fehlerbalken geben die Unsicherheiten an. Aus IPCC-Report, 2001.[1] 3

4 2 Was ist ein Aerosol? 2.1 Höhenverteilung Um nun mit diesem Thema umgehen zu können muss zunächst einmal beschrieben werden was ein Aerosol ist und wo es vorkommt. Wörtlich bedeutet Aerosol: Lösung in Luft, die eigentliche Bedeutung ist also die Summe aus Luft und darin suspendiertem Teilchen. In der Literatur wird mit Aerosol allerdings häufig auch nur das suspendierte Teichen beschrieben. Als nächste Frage wäre zu klären wo denn nun Aerosole vorkommen und in welcher Anzahl. Dies beantwortet uns ein Diagramm, welches die Höhenverteilung darstellt. Gut zu erkennen ist hier wie die Teilchenzahldichte mit wachsender Höhe abnimmt. Ein doch recht beeindruckender Wert ist, dass sich auf Meeresspiegelhöhe über dem Kontinent bis zu 10 4 T eilchen/cm 3 befinden. Das entspricht 10 7 T eilchen/liter und dies stellt einen überraschend hohen Wert dar. Doch wieso sind diese Mengen an Partikeln dann nicht zu sehen? Abbildung 2: Höhenverteilung des Aerosols nach Walter Roedel 1991 [2] 4

5 2.2 Aerosolgrössenverteilung Diese Frage beantwortet uns ein Diagramm was die Teilchenzahldichte und die Massendichte beschreibt. Deutlich zu erkennen sind hier 3 verschiedene Modi, die durch einen charakteristischen Teilchendurchmesser gekennzeichnet sind. Man unterscheidet also den Nukleationsmodus mit dem Schwerpunkt seiner Durchmesserverteilung bei ca. 0,01µm, den Accumulationsmodus bei ca. 0,2µm und den Dispersionsmodus bei ca.0,3µm. Die Aerosole sind also schlicht zu klein um sie sehen zu können. Man kann aber auch deutlich erkennen, dass es mehrere Größenordnungen mehr Nukleationsmodusteilchen als Accumulationsmodusteilchen gibt, welche wiederum einige Grössenordnungen häufiger als der Dispersionsmodus vorkommen. Auch wenn die Anzahlverteilung dergestalt ist, ist die Massenverteilung doch eine andere. Sie läuft genau umgekehrt wie die Anzahlverteilung. Der größte Teil der Masse fällt auf den Dispersionsmodus, weitaus kleinere auf den Akkumulations- und Nukleationsmodus. Der Grund für diese Massenverteilung ist natürlich, dass das Volumen eines Partikels proportional zur dritten Potenz seines Durchmessers ist und damit auch die Masse, bei konstanter Dichte, was hier vorausgesetzt sei und für unsere Überlegungen durchaus angenommen werden kann. Abbildung 3: Teilchenzahl- und Massendichte; nach Walter Roedel [2] 5

6 Als Konkretisierung seien hier noch einige Bilder von Aerosolen, aufgenommen mit einem Raster-Elektronen- Mikroskop, gegeben. Hier lässt sich deutlich erkennen, wie unterschiedlich verschiedene Aerosoltypen aufgebaut sein können. Insbesondere die kristallinen Seesalzaerosole und die sehr strukturierten Rußaerosolen fallen hier auf. Dass aus der unterschiedlichen Struktur verschiedene optische Eigenschaften resultieren liegt recht nahe. Diese werden auch in Kapitel 2 näher erläutert. Nun stellt sich als nächstes die Frage woher diese Aerosole kommen und wie die 3 Modi, nämlich Nukleations-, Akkumulations- und Dispersionsmodus zustande kommen. Abbildung 4: Raster-Elekronen Mikroskop Bilder einiger Aerosole. 6

7 3 Aerosolquellen Zunächst ist die Unterscheidung zwischen primären und sekundären Aerosolen zu erwähnen. Man unterscheidet hier die Aerosole nach Art ihrer Entstehung. Der direkte Eintrag von Partikeln in die Atmosphäre wird als Dispergierung bezeichnet, deshalb werden diese größten der Aerosole auch Dispersionsmodus genannt. Die häufigsten Vertreter sind hier Mineralstaubaerosole und Seesalzaerosole. Die sekundären Aerosole entstehen dagegen aus Nukleation von Gasen mit geringem Dampfdruck wie Schwefelsäure oder Salpetersäure, durch Aneinanderballung einzelner Moleküle, die sogenannte Nukleation. Der dritte Modus, der Akkumulationsmodus bleibt hier noch etwas im dunklen, es sei aber auf spätere Kapitel verwiesen, wo auch dieser noch aufgeklärt wird. Wo aber entstehen diese Aerosole genau? Hierzu sind in einigen Diagramme die Quellstärke der verschiedenen Aerosole augetragen. Die folgenden Diagramme stammen sämtlich aus dem IPCC Report 2001 [1]und die Angaben sind stets in kg/m 2 h 3.1 Schwefelquellen Abbildung 5: Anthropogene und natürliche Sulphatquellen aus IPCC Report 2001 [1] Bei der anthropogenen Sulphatproduktion sind deutlich die großen Industriezonen auszumachen. Insbesondere der Nordosten der USA, Zentraleuropa, und Südost-Asien. Dem gegenübergestellt die natürlichen Sulphatquellen. Zunächst ist zu erkennen, dass insgesamt deutlich weniger Sulphat auf natürlichem Wege produziert wird. Lediglich einige kleinere Gebiete weisen erhöhte Sulphatproduktion auf, nämlich Teile Mittelamerikas und Tasmaniens, diese sollten durch vulkanische Aktivitäten begründbar sein. 7

8 3.2 Rußquellen Ein anderer großer Vertreter der Aerosole sind die Rußaerosole. Diese entstehen hauptsächlich durch unvollständige Verbrennung organischer Kohlenstoffverbindungen insbesondere in großen Industrieanlagen. Nicht sehr verwunderlich ist also die Messung des anthropogen verursachten Rußes. Die größten Quellstärken findet man hier ebenfalls in Zentraleuropa mit Ausläufern nach Osteuropa und Südostasien. Allerdings sind auch sehr deutlich die Brandrodungen in den Regenwäldern Südamerikas und Afrikas zu erkennen. 3.3 Staubquellen Ein weiterer Hauptbestandteil der Aerosole wird durch die Staubaerosole gebildet. Wie zu erwarten finden sich Staubquellen über allen großen Wüstengebieten der Erde. Zu sehen sind die Wüsten Sahara, Atacama, Mojave, die arabische Halbinsel, Australien und die Wüste Gobi Abbildung 6: Rußquellen aus IPCC Report 2001 [1] 3.4 Seesalzquellen Der Vollständigkeit halber seien hier noch die Seesalzquellen aufgeführt. Wie der Name schon sagt entstehen die Seesalze über dem Meer. Abbildung 7: Salzaerosolquellen aus IPCC Report 2001 [1] 8

9 3.5 Optische Dichte All diese Aerosole und noch einige andere führen letztlich zu einer erhöhten Extinktion der solaren Einstrahlung, ein Maß hierfür ist die totale optische Dichte. Ganz besonders fällt hier der extrem hohe Wert der optischen Dichte in Ostasien auf. Dies ist die Smogglocke, die über China liegt und große Teile des Sonnenlichtes nicht an die Erdoberfläche durchlässt und auch zu enormen Atemwegserkrankungnen in diesen Gebieten führt. Abbildung 8: Totale optische Dichte aus IPCC Report 2001 [1] 3.6 Hauptaerosolquellen Zu sehen ist in dieser Tabelle die Aufteilung der Hauptaerosolquellen und ihren Beitrag zur optischen Dichte bei 550 nm. Zunächst ist zu beachten, dass die reine Menge der natürlich produzierten Aerosole ca. 10 größer ist als die der anthropogen produzierten. Gleichzeitig ist aber der Anteil an der optischen Dichte nahezu gleichgroß. Man sieht also, dass verschiedene Aerosole verschiedenen Einfluss auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre haben müssen. Um dies näher nachvollziehen zu können werden in Kapitel 4 die verschiedenen Einflüsse der Aerosole näher veranschaulicht. 9

10 Abbildung 9: Main aerosolsoures, nach Andrae 1994 [3] 3.7 Lebenszyklus von Aeosolen 10 Um vernünftige Aussagen über die Wirkungsweise und die Größe der Aerosole machen zu können, sollte man sich zunächst verdeutlichen wie der genaue Lebensweg der Aerosole von statten geht und wie groß die Zeitskalen ihrer Existenz sind. Hierzu wird ein Diagramm von Walter Roedel betrachtet auf dem die Lebenszyklen von Aerosolen veranschaulicht sind. Wie schon erwähnt unterscheidet man die Aerosole zunächst nach der Art ihrer Produktion in primäre oder Dispersionsaerosole und sekundäre oder Nukleationsaerosole. In diesem Diagramm wird der Lebensweg eines sekundären Aerosols skizziert. Diese sekundären Aerosole durchlaufen jetzt mehrere Prozesse. Zunächst können sich die sehr kleinen, aus Nukleation entstandenen Aerosole mittels statistisch vorkommenderer Stöße zusammenballen und bilden so den im vorherigen Kapitel noch nicht erklärten Akkumulationsmodus. Dieser entsteht also durch Koagulation, simples aneinander haften verschiedener oder auch gleicher Aerosolpartikel. Durch heterogene Kondensation d.h. Anlagerung nichtflüchtiger Stoffe an das Aerosol, verändert dieses seine chemische Zusammensetzung. Aerosole können als Kondensationskeime zur Bildung von Wolken und Nebel wirken. Hierbei verändern sich, eventuell in mehreren Zyklen von Tröpfchenbildung und Wiederverdampfung, die Eigenschaften des Aerosols. Schliesslich werden die Aerosole wieder aus der Atmosphäre mittels trockener Deposition (Gravitation) oder feuchter Deposition (Auswaschen)entfernt.

11 Abbildung 10: Lebenszyklus eines Aerosols, nach Walter Roedel [2] Um nun vernünftige Aussagen über die Einflüsse der Aerosole auf den Strahlungshaushalt der Erde machen zu können, möchte ich ein Diagramm das von Ulrich Platt stammt anführen. Hier geht es um die Verweildauer der Aerosole in der Atmosphäre. Hier wird unterschieden in Verweildauern in der Boundary Layer, der planetaren Grenzschicht, in der freien Troposphäre und in der Stratosphäre. Zu sehen ist insbesondere, dass die Verweildauer der ultrafeinen Partikel, also der Aerosole unter 0, 01µm im Mittel unter 0,01 Tage beträgt, ebenso wie die der groben Partikel über 10µm. Die groben Partikel werden über trockene Deposition, die ultrafeinen über Koagulation aus der Atmosphäre entfernt. Die koagulierten Aerosole bilden ja nun die Akkumulationsaerosole und deren Verweildauer in der Atmosphäre ist dann auch deutlich länger. Dies liegt daran, dass die Koagulation von gröberen Partikeln deutlich unwahrscheinlicher ist als bei den ultrafeinen, für hauptsächliches Ausscheiden durch trockene Deposition reicht jedoch die Masse nicht aus. Was bleibt ist die feuchte Deposition und genau das ist auch der Hauptgrund für das Entfernen feiner Partikel aus der Atmosphäre. Die mittlere Verweildauer in der Boundary Layer beträgt allerdings schon einige Tage. Gelangen diese Aerosole auch in die freie Troposphäre erhöht sich die Verweildauer auf bis zu zehn Tage, in der Stratosphäre gar auf bis zu einige hundert Tage. Grund hierfür ist das kaum oder gar nicht mehr stattfindende Wetter in freier Troposphäre bzw. Stratosphäre und somit fehlt der Hauptausscheidungsgrund für die feinen Aerosolpartikel und es wirkt nur noch die trockenen Deposition. 11

12 Abbildung 11: Verweildauer von Aerosolen in der Atmosphäre, nach U.Platt [4] 4 Durch Aerosole ausgelöste Effekte auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre In den letzten Kapiteln wurden die Grundlagen über Entstehung, Unterscheidung und Lebenszyklus der Aerosole erläutert, und so können wir uns jetzt die tatsächlichen Einflüsse der Aerosole auf den Strahlungshaushalt der Erde genauer betrachten. Diese Einflüsse werden wieder in verschiedene Kategorien unterteilt. Direkte Effekte Als Direkte Effekte bezeichnet man Einflüsse der Aerosole, die durch direkte Interaktion der Aerosole mit solarer oder terrestrischer Strahlung entstehen, also Streuung, Absorbtion und Reemission. Indirekte Effekte Das sind Effekte auf den Klimahaushalt der Erde, die indirekt durch Aerosole ausgelöst werden, z.b. durch vermehrte Wolkenbildung. Und schließlich Sonstige Effekte Oberflächen für chemische Reaktionen z.b. Polar Stratospheric Clouds. Diese spielen für den Strahlungshaushalt eine stark untergeordnete Rolle seinen aber der Vollständigkeit halber und da sie für den Abbau der Ozonschicht elementar sind, erwähnt. 12

13 4.1 Direkte Effekte Die direkten Effekte bezeichnen also durch Aerosole verursachte Reflexion, Absorbtion und Reemission von terrestrischer und solarer Strahlung. Befinden sich in der Atmosphäre Staub-, Salz- und Sulphataerosole so verursachen diese eine Reflexion der solaren Strahlung. Dies resultiert in einer Abkühlung am Erdboden. Partikel aus teilweise unverbrannten organischen Kohlenstoffe wie Ruß haben aufgrund ihrer sehr dunklen Farbe eine andere Wirkung. Sie fungieren als Absorber der die solare wie auch die terrestrische Strahlung auffängt und später wieder reemitiert. Dies führt ebenfalls zu einer Abkühlung am Boden, allerdings auch zu einer Erwärmung der oberen Luftschichten. Abbildung 12: Direkte Effekte von Aerosolen in der Atmosphäre, nach Hamburger Bildungserver[5] 13

14 4.2 Indirekte Effekte Abbildung 13: indirekte Effekte von Aerosolen in der Atmosphäre, nach Hamburger Bildungserver [5] Schon im Diagramm über den Strahlungsantrieb der Erde aus dem IPCC Report 2001 wurde deutlich, dass die indirekte Wirkung von Aerosolen auf den Strahlungsantrieb mit sehr großen Unsicherheiten behaftet ist, dennoch geht man von recht großen Effekten aus. Dies möchte ich nun ein wenig verdeutlichen. Wir befinden uns für unsere Betrachtungen wieder in einer Atmosphäre, die mit verschiedenen Aerosoltypen angereichert wurde. Also ein sehr realistisches Szenario. Im folgenden möchte ich noch einige aktuelle Forschungsergebnisse präsentieren, die die klimatische Wirkung der verschiedenen Aerosoleffekte auch quantifizieren. Zunächst wäre da der schon recht lang diskutierte Twomey-Effekt, der schon 1959 von Twomey vorgeschlagen wurde. Dieser Prozess wird von Aerosolen dergestalt ausgelöst, dass die Partikel als Kondensationskern für Wassertröpfchen dienen. Durch die polaren Eigenschaften des Wassers haben die Tröpfchen die Affinität eine möglichst grosse Oberfläche zu bilden und so führen vor allem Sulphataerosole zur vermehrten Bildung von kleineren Wassertröpfchen. Bringt man also Suphataerosole in eine bereits existierende Wolke ein bilden sich dort statt weniger großer Tröpfchen viele kleine. Dies bringt natürlich auch Veränderungen der optischen Eigenschaften der Wolke mit sich. Die Albedo der Wolke erhöht sich und folglich kommt weniger solare Strahlung auf die Erdoberfläche, welche sich folglich abkühlt. Lohmann/Feichter [6] gehen von einer Veränderung der Strahlungsleistung am Boden 0, 5W/m 2 > F SF C > 1, 9W/m 2 14

15 aus. Aber auch der Strahlungsantrieb an der oberen Grenze der Atmosphäre wird verändert, da eine Wolke mit geringerer Albedo eine höhere Menge an solarer und thermischer Strahlung absorbiert und schließlich wieder reemitiert. Dieser Prozeß findet in Wolken mit höherer Albdeo nur weniger statt was ebenfalls in einer Abkühlung an der Obergrenze der Atmosphäre von 0, 5W/m 2 > F T OA > 1, 9W/m 2 resultiert. Ein weiterer jedoch nicht so populärer Effekt ist der Cloudlifetimeeffect, nun verringern, wie schon ausgeführt Aerosole die Größe der Wolkentröpfchen, dies führt aber direkt zu einer Verlängerung der Lebensdauer der Wolken, aufgrund ihrer ebenfalls kleineren Masse, natürlich gilt m αr 3 Da die Wolken aber dadurch für längere Zeit für Reflexion solarer Strahlung zur Verfügung stehen erhalten wir wieder eine Abkühlung am Boden und an der oberen Grenze der Atmosphäre. Hier geht man von 0, 3W/m 2 > F SF C > 1, 4W/m 2 und 0, 3W/m 2 > F T OA > 1, 4W/m 2 also einem etwas kleineren Effekt als dem Twomey-Effekt aus. Weiterhin spielt auch noch der sogenannte Indirekte Effekt eine Rolle. Hier spielen vor Allem die sehr dunklen Rußaerosole eine entscheidende Rolle. Sie führen in der Atmosphäre zu einer stark erhöhten Absorbtion solarer und thermischer Strahlung. Dadurch kommt zunächst weniger Strahlung auf die Erdoberfläche, natürlich reemitiren die Rußaerosole die Strahlung auch wieder was vor allem zu einer Erwärmung der oberen Atmosphäre führt. Durch die Absorbtion werden aber andererseits über die thermische Anregung Wolken schneller aufgelöst und somit wird die Wolkenlebenszeit und die Regenwahrscheinlichkeit stark verkleinert. Nun kann die solaren Strahlung ohne die vorher existierenden Wolken ungehindert auf die Erdoberfläche vordringen und somit zu einer Erwärmung führen. Insgesamt geht man hier an der Obergrenze der Atmosphäre von einer Veränderung der Strahlungsleistung +0, 1W/m 2 > F T OA > 0, 5W/m 2 und am Boden von einem noch größeren Effekt aus. Es gibt noch weitere indirekte Effekte über die aber noch keine Quantifizierungen vorliegen. Sie seien trotzdem kurz erwähnt.hier finden sich: Der thermodynamische Effekt, der durch das verspätete Einsetzten von Gefrieren durch kleinere Tröpfchen auftritt. Der indirekte Glaciation Effekt, der durch das vermehrte Auftreten von Eiskeimen zurückzuführen ist. Der indirekte Rimimg Effekt, der dadurch auftritt, dass kleinere Tröpfchen die Riming Effizienz verkleinern. 15

16 5 Fazit Lohmann/Feichter [6] haben all diese Effekte kumuliert und kommen so auf eine Änderung des Strahlungsantriebs am Boden von 1, 8W/m 2 > F SF C > 4/m 2 Dies ist ein enorm großer Wert, der deutlich macht wie wichtig der Einfluss der wenig erforschten Aerosole auf das Klima der Erde ist. Dies wurde auch in verschiedenen Modellsimulationen modellliert. Hier ein Beispiel des Hamburger Max-Planck-Institutes [7]. Berücksichtigt wurden direkte und indirekte Effekte. Aufgetragen ist die Veränderung der mittleren bodennahen Temperatur im Vergleich zum vorindustriellen Wert durch anthropogene Aerosole. Trotz der schlecht erforschten Wirkungen scheint der abkühlende Effekt der Aerosole sicher zu sein, die vielfältigen Wechselwirkungen machen eine genaue Analyse jedoch sehr diffizil und nicht zuletzt liegen einige indirekte Effekt noch sicher im Dunklen. Wie sich nun eine starke Verringerung des Ausstoßes von Aerosolen insbesondere Sulphate auf das Klima auswirken kann man momentan nur spekulieren, dass eine Wirkung eintreten wird scheint aber unbestritten. Abbildung 14: Veränderung der mittleren bodennahen Temperatur im Vergleich zum vorindustriellen Wert durch anthropogene Aerosole [7] Literatur [1] FINAL DRAFT REPORT IPCC WGI Third Assessment Report. 22 October 2000 Chapter 5. Aerosols, their Direct and Indirect Effects [2] Roedel, Walter: Physik unserer Umwelt: die Atmosphäre; Springer Verlag; ISBN: ; Erscheinungsjahr: Auflage [3] Andrae, 1994 [4] Platt, U.(2004): Physik der Atmosphäre I, (Aerosole: vom

17 [5] vom [6] Global indirect aerosol effects: a review. Atmos. Chem. Phys., 5, , 2005, SRef-ID: /acp/ European Geosciences Union [7] Feichter,J., E. Roeckner, U. Lohmann, and B. Liepert (2004): Nonlinear Aspects of the Climate Response to Greenhouse Gas and Aerosol Forcing, Journal of Climate 17, 17