Wolkenrückkopplung
Wolken wirken sich stark und durch unterschiedliche Prozesse auf den Strahlungshaushalt des Klimasystems aus. Auf das aktuelle Klima wirken Wolken abkühlend mit einem Strahlungsantrieb von -20 W/m² am Oberrand der Atmosphäre durch Reflexion von Sonnenstrahlen. Vergleicht man diesen Wert mit dem Strahlungsantrieb bei einer Verdoppelung von CO2, nämlich in etwa 4 W/m², so erkennt man, dass kleine Änderungen der Wolken dramatische Effekte auf das Klima haben können. Dementsprechend wichtig ist es, die Reaktion von Wolken auf eine eine Klimaerwärmung - also die Wolkenrückkopplung, zu kennen und ihre Größe zu bestimmen.
Bestimmung der Wolkenrückkopplung
Ob eine Rückkopplung sich verstärkend oder abschwächend auswirkt, lässt sich mit Klimamodellen berechnen. Die Reaktion sowohl des Bewölkungsgrad als auch der Eigenschaften von Wolken an sich auf eine bodennahe Temperaturänderung ist allerdings noch recht unklar. Die Großzahl der Modelle zeigt eine positive Rückkopplung - das heißt, Wolken verstärken die globale Erwärmung. Die Modelle weichen untereinander in der Größe aber stark ab. So macht die Wolkenrückkopplung den größten Anteil der Unsicherheit in der Bestimmung der Klimasensitivität aus.
Unsicherheiten
Die Unsicherheiten bei der Bestimmung der Wolkenrückkopplung werden Veränderungen im kurzwelligen Strahlungsbereich (Sonnenstrahlen) zugeschrieben. Modelle, welche weniger tiefe Bewölkung in der Zukunft berechnen, weisen gleichzeitig eine stärkere Erwärmung im 21. Jahrhundert auf, weil weniger kurzwellige Strahlung reflektiert wird. Genau so gibt es auch Modelle, die einen Anstieg der Fläche tiefer Wolkenschichten simulieren bei gleichzeitig geringerem Anstieg der Temperatur.
Bekannte Mechanismen bei der Wolkenrückkopplung
Wolkenauftreten ist maßgeblich gekoppelt an die mittleren Lufströmungen (Dynamik) der Troposphäre. Für die tropischen Gebiete weiß man, dass die regionale Zirkulation über die Wolkenart und ihre Häufigkeit entscheidend ist. Daraus folgt, dass ein besseres Verständnis der Wolkenrückkopplung erzielt werden könnte, wenn man die Reaktion der tropischen Dynamik auf den Klimawandel besser verstehen würde. Die Tropen sind auch deshalb so wichtig, weil auf Grund ihrer großen Ausdehnung fast 50 Prozent des Feedbacks von ihnen ausgehen. Eine Theorie, wie in den Tropen auf regionaler Skala die Zirkulation Änderungen in der Bewölkung und in der Strahlungswirkung der Wolken hervorruft, ist der Iris Effekt.
Auch in den Außertropen wird sich eine Veränderung in der Zirkulation auf die Bewölkung auswirken. Beispielsweise sehen viele Modelle eine vermehrte Sturmaktivität in einem Klima mit erhöhter Co2 Konzentration, welche unmittelbar mit dem mittleren Bewölkungsgrad zusammenhängt. Doch auch hier ist die genaue Wirkung auf die Wolken noch unklar.
Im langwelligen Strahlungsbereich sind die Modelle einig, dass die Wolkenrückkopplung positiv ist. Eine unterstützende Theorie dazu bildet die Theorie der fixen Wolkenoberkantentemperatur.
Theorie der fixen Wolkenoberkantentemperatur
Eine Theorie besagt, dass die Temperatur an der Oberkante von hochreichenden Wolken in einem wärmeren Klima nicht von der Temperatur am Boden abhängt. Das bedeutet, dass sich die Wolkenoberkante in einem wärmeren Klima in einer größeren Höhe befände. Durch Strahlungsprozesse hätte dies eine positive Rückkopplung zur Folge. Der gesamte Mechanismus erklärt sich folgendermaßen:
Die tropische Troposphäre lässt sich gut durch ein sogenanntes Strahlungs-konvektions-Gleichgewicht beschreiben. Stellen wir uns eine Troposphäre ohne Luftbewegung (Konvektion) oder Phasenumwandlungen von Wasser (latente Wärme) vor. In einer solchen würden hauptsächlich Strahlungsprozesse auf die Temperatur wirksam sein und es würde sich ein Strahlungsgleichgewicht einstellen, in dem die Troposphäre kälter wäre, als sie es eigentlich ist. In der realen Troposphäre wirkt Strahlung folglich abkühlend in Richtung dieses Strahlungsgleichgewicht. Irgendwann wird jedoch in der realen Troposphäre Luftbewegung ausgelöst, welche netto Wärme niedrigerer Höhen in die obere Troposphäre transportiert. Abbildung 1 zeigt skizzenhaft die Temperaturabnahme mit der Höhe für verschiedene Modellatmosphären.
Diese Luftbewegung zeichnet sich an den Orten in den Tropen, wo die Luft aufsteigt, durch hochreichende, die Troposphäre durchdringende Wolken aus (Damit am Boden nicht plötzlich Luft und damit Masse fehlt, muss Luft nachströmen und folglich an anderen Stellen absinken. Dieses Prinzip nennt sich Massenerhaltung und wird mathematisch durch die Kontinuitätsgleichung beschrieben). Im Mittel ergibt sich ein Ausgleich zwischen Strahlungsabkühlung und konvektiver Erwärmung, welches Strahlungs-konvektions-gleichgewicht genannt wird. Die Wolkenoberkante, also das Ende des Luftaufstiegs befindet sich in der Höhe, in der die Strahlungsabkühlung deutlich schwächer wird, da es sozusagen ohne Strahlungsabkühlung auch keine Konvektion gibt.
Die Strahlungsabkühlung hängt nun maßgeblich vom Wasserdampfgehalt ab, da Wasserdampf ein starker Emittent von langwelliger Strahlung ist. Der Wasserdampfgehalt ist wiederum nach der Clausis-Clapeyron-Gleichung stark Temperaturabhängig und nimmt deswegen mit der Höhe exponentiell ab (Abbildung 2 zeigt skizzenhaft die Abhängigkeit von Wasserdampf von der Temperatur). In einer bestimmten Höhe, in der sich kaum mehr Wasserdampf befindet, nimmt folglich auch die Strahlungsabkühlung stark ab. In Modellexperimenten zeigt sich, dass die Strahlungsabkühlung immer dann deutlich ineffizient wird, wenn die Temperatur und damit der Wasserdampfgehalt einen bestimmten Wert unterschreiten. Abbildung 3 zeigt den Zusammenhang von Strahlungsabkühlung und Wasserdampfgehalt skizzenhaft.
Kommt es durch CO2 zu einer Erwärmung der Troposphäre, nimmt auch der mittlere Wassergehalt der oberen Troposphäre zu, sodass die Strahlungsabkühlung bis in eine höhere Schicht stattfindet. Das Aufsteigen und die Wolkenbildung passen sich dem an und erreichen ebenfalls eine höhere Schicht und zwar genau die, in der wieder die bestimmte Temperatur herrscht, ab der kaum mehr Wasserdampf vorhanden ist (Fixe Wolkenoberkantentemperatur oder „fixed anvil temperature“).
Diese Oberkantentemperatur entscheidet ebenfalls über die Gesamtstrahlungswirkung von Wolken. Würden die Wolken nicht auf eine Klimaerwärmung reagieren, wäre ihre Oberkante noch in der gleichen Höhe wie zuvor, welche durch die Klimaerwärmung wärmer wäre. So würden die Wolken in einem wärmeren Klima mit einer höheren Temperatur, und somit auch stärker in den Weltraum ausstrahlen. Die Anhebung der Wolkenoberkante in eine Höhe mit einer niedrigen Temperatur ist nun unsere Rückkopplung: Sie bewirkt eine Abschwächung der Ausstrahlung und somit verbleibt noch mehr Energie in der Troposphäre. Folglich ist sie positiv und eine Studie schätzt ihren Wert auf etwa 0.5 W/(m²K).
Iris Effekt
Für ein wärmeres Klima berechnen einige Modelle eine Abnahme des tropischen Bedeckungsgrads bei einem gleichzeitigen Anstieg von trockenen Regionen mit Absinken. Der Name dieser Theorie wurde in Anlehnung an die Iris des Auges gewählt, die auf wechselnde Helligkeit mit einer veränderlichen Öffnung der Pupille reagiert. In ähnlicher Weise soll nach der Iris-Hypothese eine Erhöhung der äquatornahen Oberflächentemperaturen eine "Öffnung", d.h. Verringerung der Cirrus-Wolkenbedeckung in diesen Breiten ergeben *1. Einerseits erreicht in diesem Falle kurzwellige Sonnenstrahlung häufiger die Oberfläche und erwärmt diese stärker, was für eine positive Rückkopplung sprechen würde. Andererseits wird im wolkenfreien Bereich auch sehr viel mehr langwellige Strahlung in den Weltraum emittiert, denn es fehlen die Wolken, welche diese Strahlung absorbieren würden. Im Mittel gleichen sich diese Prozesse möglicherweise aus.
Literatur
- Hartmann, D., Larson, K. (2002). An important constraint on tropical cloud - climate feedback. Geophysical Research Letters. Vol. 29, Issue 20. P. 12-1-12-4.
- Zelinka, M., Hartmann, D. (2010). Why is longwave cloud feedback positive? Journal of Geophysical Research: Atmospheres. Volume 115, Issue D16117
- Bony, S., Colman, R., Kattsov, V., Allan, R., Bretherton, C., Dufresne, J-L., Hall, A., Hallegatte, S., Holland, M., Ingram, W., Randall, D., Soden, B., Tselioudis, G. und Webb, M. (2006): How Well Do We Understand and Evaluate Climate Change Feedback Processes? Journal of Climate. Vol. 19. S.3445-3482.
- Vial, J., Dufresne, J-L., Bony, S. (2013). On the interpretation of inter-model spread in CMIP5 climate sensitivity estimates. Climate Dynamics. Vol. 41, Issue 11-12, S. 3339-3362.
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