1 Einleitung

Die Schlagworte „globale Erwärmung“, „(anthropogener) Treibhauseffekt“ oder „Klima-wandel“ sind in den Medien und der öffentlichen Diskussion seit einigen Jahren weit verbreitet. Politiker, Umweltschützer aber auch jeder Einzelne hat tagtäglich mit dieser Thematik zu tun - sei es beim Kauf von Energiesparlampen oder beim Fahren durch die innerstädtische Umweltzone.

Angesichts immer neuer Klimarekorde weltweit, aber auch in Deutschland (Hitzesommer, Stürme, Dürre oder im Gegenzug extreme Niederschläge mit einhergehenden Flutkatastrophen), kann der Eindruck entstehen, das Klima spiele verrückt. Verminderung des CO 2 -Ausstoßes und weitere Maßnahmen sind im Gespräch, um der „Katastrophe“ zu entgehen. Aber wird es wirklich immer heißer? Kann es regional vielleicht auch zu gegenteiligen Effekten kommen und könnten singuläre sowie regional begrenzte Ereignisse nicht sogar ebenso schwer wiegen wie der global anders verlaufende Trend? Auch wenn es aus aktueller wissenschaftlicher Sicht unwahrscheinlich anmutet: Vielleicht werden Unsummen investiert, um eine möglicherweise ohnehin unumkehrbare Veränderung des Klimas zu bremsen, statt auf die ebenso gut möglichen, lokalen Probleme einzugehen und passende Vorkehrungen zu treffen.

In der folgenden Arbeit wird anhand einer historischen Zeitspanne, der „Kleinen Eiszeit“, sowie eines besonderen Ereignisses innerhalb dieses Zeitraumes, dem „Jahr ohne Sommer“, erläutert, welche weiteren Faktoren für die Temperatur in unserem Lebensraum eine Rolle spielen. Ferner soll ein Blick in die Zukunft gewagt werden - vielleicht könnte uns jederzeit wieder eine solche „Kleine Eiszeit“ drohen?

2 Das „Jahr ohne Sommer“ im Kontext der „Kleinen Eiszeit“

Im Gegensatz zum „Jahr ohne Sommer“, welches übereinstimmend für Nordamerika und Europa als das Jahr 1816 angesehen wird (Skeen, 1981; WBGU, 2008), werden für die „Kleine Eiszeit“ verschiedene Zeitspannen angegeben. Im Folgenden wird als „Kleine Eiszeit“ der Zeitraum von 1550 bis 1850 angenommen (WBGU, 2008). Nach einem mittelalterlichen Wärmeoptimum kam es seit dem 14. Jahrhundert zu einer Abkühlung im Nordatlantikraum, die mit einzelnen Extremen eine Reihe von ökonomischen und politischen Auswirkungen herbeiführte (Behringer, 1995; Fagon, 2008; Grattan &

- 3 -

Brayshay, 1995; Lindgrén & Neumann, 1981; Schwartz & Randall, 2003). Diese sollen in den Kapiteln 2.2 und 2.3 näher aufgezeigt werden. Zunächst werden die Ursachen betrachtet.

2.1 Erklärungsansätze

Im Wesentlichen lassen sich drei Gründe für diese Abkühlung des Klimas anführen (Schwartz & Randall, 2003):

- Globale Verdunkelung, u.a. als Folge von Vulkanausbrüchen, die eine Auswirkung auf die ankommende Strahlungsmenge auf die Erdoberfläche hat - Variation der Sonnenaktivität, somit unterschiedlich stark auftreffende Strahlungsenergie auf der Erdoberfläche

- Schwankungen in der thermohalinen Zirkulation, besonders des Golfstroms, als klimabestimmendes Element für Europa

Die genannten Ursachen werden in den folgenden Kapiteln erklärt, um einen Überblick der Funktionsprinzipien und Wirkweisen zu geben.

2.1.1 Globale Verdunkelung

Betrachtet man die Auswirkungen, so steht die globale Erwärmung im deutlichen Gegensatz zur globalen Verdunkelung, welche auch als „global dimming“ (BBC, 2005) bezeichnet wird. Seit einigen Jahren wird von Wissenschaftlern postuliert, dass neben den Auswirkungen der Treibhausgase eine ebenso große Auswirkung von den anderweitig auftretenden Emissionen auf das Klima ausgeht. Versuche und Messungen seit den 1950er Jahren konnten zeigen, dass sowohl die auf der Erdoberfläche eintreffende Strahlung als auch die Verdunstung aus Evaporimetern abnimmt. Durch diesen Effekt wird das Phänomen der globalen Erwärmung ein Stück weit verschleiert bzw. ausgeglichen, da durch die Verdunkelung die Temperatur effektiv abnehmen müsste (BBC, 2005).

Aerosole spielen hierbei die entscheidende Rolle: Schwebeteilchen in der Luft und Gase (z.B.

^2- SO 2 ,H 2 S und SO 4 ) aufgrund von Verbrennungsprozessen beeinflussen die Menge der an der Erdoberfläche ankommenden Sonnenstrahlung. Dies geschieht im Wesentlichen auf zwei Wegen: Zum einen wird ein Teil der Sonnenstrahlung direkt an ihnen reflektiert, gelangt also

- 4 -

nicht zur Erdoberfläche, zum anderen wirken die Partikel als Kondensationskerne und begünstigen die Bildung von Wolken. Je nach Höhe der Wolken kann durch die abschirmende Wirkung eine Aufheizung der Stratosphäre und ein Abkühlen der Troposphäre erfolgen, wodurch es an der Erdoberfläche kühler wird (BBC, 2005).

Durch den Vergleich von zwei Standorten, Thessaloniki und Peking, konnte in einer Studie („Solar dimming and brightening over Thessaloniki, Greece, and Beijing, China“, Zerefos et al., 2009) gezeigt werden, dass tatsächlich eine Abhängigkeit der einkommenden Sonnenstrahlung vom Verschmutzungsgrad der Atmosphäre durch Aerosole besteht. Da in Griechenland inzwischen Umweltschutzmaßnahmen (ganz Europas) zu einer Verbesserung der Luftqualität führten, stieg auch die einkommende Strahlungsmenge an. Im Vergleich dazu wird es in Peking erst in Zukunft langsam zu einer ‚Aufhellung’ kommen, wenn auch hier entsprechende Umwelt-schutzverordnungen greifen (Zerefos et al., 2009). Eine bisher einmalige Untersuchung über die Wirkungen von Kondensstreifen auf die Temperatur konnte nach den Anschlägen des 11. Septembers 2001 geschehen. Da drei Tage lang nahezu der gesamte Luftverkehr über den Vereinigten Staaten ausgesetzt wurde, konnte erstmalig der Effekt des Luftverkehrs auf die Bodentemperaturen nachgewiesen werden. Es wurde festgestellt, dass die Temperaturdifferenz zwischen Tag und Nacht in diesem Zeitraum größer war als in den Tagen vor und nach dem Flugverbot - wärmere Tage und kältere Nächte sind typische Folgen eines geringeren Bedeckungsgrades. Die hierbei gemessene Abweichung war die größte innerhalb der letzten 30 Jahre, sodass deutlich wird, welchen Einfluss Aerosole auf das globale Klima haben können (BBC, 2005). Weit gravierender und in stärkerem Ausmaß zur Verdunkelung beitragen können jedoch Vulkane. Im Zusammenhang mit dem Ausbruch des Vulkans „Eyjafjalla“ auf Island kam es ab dem 15.04.2010 zu starken Beeinträchtigungen des Flugverkehrs und von den Medien wurden auch die möglichen Auswirkungen auf das Klima aufgegriffen (Wendler, 2010). Hierbei gelten grundsätzlich die gleichen Effekte, welche zuvor bereits genannt wurden. Durch den Ausstoß großer Mengen Schwefeldioxids sowie von Asche, besonders in hohe Luftschichten, kann eine langanhaltende Temperaturbeeinflussung verursacht werden. Bei vergangenen Eruptionen von Vulkanen wie dem Krakatau (1883), Tambora (1815) oder Pinatubo (1991) konnten im Anschluss globale Abkühlungen festgestellt werden. Besonders wenn die Aerosole bis in die Stratosphäre steigen, sind die klimatischen Auswirkungen entsprechend stark. In der Troposphäre werden Aerosole relativ schnell durch Niederschlag

- 5 -

ausgewaschen, in der Stratosphäre hingegen können sie sich länger halten (Buggisch et al., 2010).

Die nachfolgende Abbildung 1 stammt aus dem Weserkurier vom 16.04.2010 und zeigt die klimatischen Auswirkungen, welche von einem Vulkanausbruch ausgehen können.

Abb. 1: Auswirkungen eines Vulkanausbruchs auf das Klima (Wendler, 2010)

2.1.2 Sonnenaktivität

Wie in Kapitel 2.1.1 gezeigt, können Verdunkelungseffekte - ausgelöst z.B. durch Vulkanausbrüche - zur Temperaturabnahme in der Troposphäre führen. Wie sieht es aber mit der Sonne selbst als Strahlungsquelle aus? Sie unterliegt in ihrem „solaren Output“ auch gewissen Schwankungen, welche sich auf der Erde durch Temperaturvariationen bemerkbar machen könnten.

Den größten Energieeintrag in das Klimasystem erfährt die Erde durch die konstante Bestrahlung von der Sonne. Mit Ausnahme einer Mondfinsternis ist zu jedem Zeitpunkt stets die Hälfte des Globus einer enormen Strahlenmenge ausgesetzt, welche sich zu 41 % aus sichtbarem Licht, zu 50 % aus langwelliger Strahlung (u.a. Infra-rotstrahlung) und zu 9 % aus kurzwelliger Strahlung (Röntgen-, Gamma-, UV-Strahlung) zusammensetzt (Farndon, 2003). Die am Boden ankommende direkte Strahlung, zusammen mit der diffusen, nennt man Globalstrahlung. Von der Sonnenstrahlung, die aus dem Weltraum zur Erde gelangt, mit ihrer mittleren Stärke von 1368 W/m² (sog. Solarkonstante), kommt durch Streuung an

- 6 -

Luftmolekülen, Streuung, Absorption und Reflexion an Wolken und Aerosolen, sowie durch Absorption an Wasserdampf, CO 2 , Ozon und anderen Spurengasen nur ein Teil als Globalstrahlung auf der Erdoberfläche an (Anhuf et al., 2003).

Abb. 2: Darstellung des Treibhauseffekts (Dow & Downing, 2007)

Abbildung 2 zeigt den natürlichen Treibhauseffekt, durch welchen ein Teil der Sonnenenergie als Wärme auf der Erde gehalten und nicht wie beispielsweise auf dem Mond komplett zurück ins All gestrahlt wird (Farndon, 2003).

Änderung der Erdbahnparameter wie Erdrotation, Präzession, Exzentrizität und Schiefe der Ekliptik beeinflussen maßgeblich die auf der Nord- und Südhalbkugel ankommende Globalstrahlung (Endlicher, 2007; Glaser, 2007). Die Umlaufbahn der Erde um die Sonne ist eine Ellipse - im Januar befindet sich die Erde im Perihel, dem sonnennächsten Punkt. Zu diesem Zeitpunkt erreicht 7 % mehr Sonnenlicht die Erde als im Juli, wenn die Erde auf ihrer Bahn im Aphel, dem sonnenfernsten Punkt, angekommen ist. Dies zeigt deutlich, dass jegliche Änderung der Erdbahnparameter auch einen Einfluss auf die Stärke und Verteilung der ankommenden Strahlung auf die Erde hat (Humberson, 2002).

Daneben sorgt aber auch die Sonne selbst für Schwankungen. Ihr Strahlungs-Output ist nicht konstant. Einer aktuellen Studie zufolge wird beispielsweise für Mitteleuropa in den nächsten Jahren häufiger mit strengen Wintern gerechnet, was auf die zurzeit vergleichsweise geringe Sonnenaktivität zurückgeführt wird (vgl. Abbildung 4). Grund ist aber nicht direkt die

- 7 -