E8 Aerosole und atmosphärische physikalische Chemie

Thema

Atmosphärische Aerosole sind feste oder flüssige Partikel, die in der Luft schweben und deren Größe von wenigen Nanometern bis zu hundert Mikrometern reicht – ein Bereich, der von nahezu molekularen Partikeln bis hin zu mit bloßem Auge sichtbaren Staubkörnern reicht. Diese atmosphärischen Aerosole stammen aus sehr unterschiedlichen Quellen: Verbrennungsprozesse setzen Ruß und Staub frei, Verdunstung aus dem Meer setzt Meersalz frei, Vegetation gibt flüchtige organische Verbindungen ab, die später zu Partikeln werden, Vulkanausbrüche schleudern ihre eigenen Aerosole in die Luft, und die Luft selbst kann neue Aerosole erzeugen, wenn Gas direkt zu winzigen Partikeln kondensiert, ohne vorher eine feste oder flüssige Quelle zu durchlaufen. Alle diese atmosphärischen Aerosole beeinflussen das Klima auf zwei unterschiedliche Arten: direkt, indem sie selbst Strahlung absorbieren und streuen, und indirekt, indem sie als Kondensationskerne wirken und dadurch die Eigenschaften der sich um sie herum bildenden Wolken verändern.

Der direkte Einfluss atmosphärischer Aerosole auf die Strahlung wird durch den direkten Strahlungsantrieb beschrieben. Dieser Antrieb ändert sein Vorzeichen je nach Aerosolart: Sulfataerosole streuen die Sonnenstrahlung zurück ins Weltall, was zu einer Abkühlung führt. Ruß hingegen absorbiert die Sonnenstrahlung anstatt sie zu streuen. Diese Absorption erwärmt die Atmosphärenschicht, in der der Ruß schwebt, blockiert aber gleichzeitig das Sonnenlicht, das die darunter liegende Erdoberfläche erreicht. Dadurch kühlt der Ruß die Oberfläche ab, während er die darüber liegende Luft erwärmt.

Der indirekte Effekt atmosphärischer Aerosole, der sogenannte Twomey-Effekt, verläuft anders: Je mehr Kondensationskerne in der Luft vorhanden sind, desto mehr Tröpfchen bilden sich in der Wolke. Da die gleiche Menge Wasser auf mehr Tröpfchen verteilt wird, werden diese Tröpfchen kleiner. Diese kleineren, zahlreicheren Tröpfchen verleihen der Wolke eine höhere Albedo, da eine Wolke aus vielen kleinen Tröpfchen mehr Sonnenstrahlung reflektiert als eine aus wenigen großen Tröpfchen. Sie verlängern außerdem die Lebensdauer der Wolke, da die kleinen Tröpfchen länger brauchen, um groß genug zu werden, um als Regen zu fallen. Das Endergebnis dieses gesamten Prozesses ist ein negativer Strahlungsantrieb: Mehr Kondensationskerne führen indirekt zur Kühlung des Planeten.

Hoch über der Stratosphäre, wo sich die meisten dieser atmosphärischen Aerosole befinden, findet eine andere, ebenfalls von der Sonneneinstrahlung abhängige Chemie statt: die Chemie des stratosphärischen Ozons. Stratosphärisches Ozon entsteht photolytisch, das heißt, wenn Sonnenlicht Sauerstoffmoleküle spaltet und die entstehenden Atome sich im sogenannten Chapman-Zyklus wieder zu Ozon verbinden. Dieses Ozon wird katalytisch abgebaut, wenn es mit reaktiven Chlor- und Bromverbindungen, Stickoxiden und Wasserstoffoxiden reagiert. Jede dieser Verbindungen kann zahlreiche Ozonmoleküle zerstören, ohne dabei selbst verbraucht zu werden.

Das Ozonloch über der Antarktis ist der extremste Fall dieser katalytischen Zerstörung: Dort, an der Oberfläche der polaren Stratosphärenwolken, die sich in der tiefen Kälte des antarktischen Winters bilden, werden normalerweise inaktive Chlorreservoirs aktiviert. Diese aktivierten Chlorreservoirs zerstören stratosphärisches Ozon in großem Umfang, sobald mit dem polaren Frühling das Sonnenlicht zurückkehrt. So finden atmosphärische Aerosole und die Chemie des stratosphärischen Ozons letztlich auf derselben Bühne statt – der von der Sonne erleuchteten Atmosphäre –, reagieren aber jeweils unterschiedlich auf dieses Licht: Atmosphärische Aerosole streuen, absorbieren oder impfen Wolken, und stratosphärisches Ozon bildet sich und wird abgebaut, je nachdem, auf welche reaktiven Verbindungen es trifft.

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