Auswirkungen des Klimawandels auf die Forstwirtschaft im Saarland

Inhaltsverzeichnis

1 EINFÜHRUNG

2 KLIMATOLOGIE
2.1 Klimatologische Grundlagen
2.1.1 Der Strahlungshaushalt der Erde
2.1.1.1 Lambertʼsches Gesetz
2.1.1.2 Planckʼsches Gesetz
2.1.1.3 Wienʼsches Verschiebungsgesetz
2.1.1.4 Stefan - Boltzmannʼsches Gesetz
2.1.1.5 Globalstrahlung
2.1.1.6 Albedo
2.1.1.7 Strahlungsbilanz
2.1.2 Der Treibhauseffekt
2.1.3 Klimageschichte
2.2 Das Klima im Saarland
2.2.1 Lufttemperatur und Niederschlag im Jahresmittel
2.2.2 Der Jahresgang der Klimaelemente
2.2.2.1 Winter
2.2.2.2 Frühjahr
2.2.2.3 Sommer
2.2.2.4 Herbst

3 KLIMAMODELLE
3.1 Das Regionale Klimamodell WETTREGG
3.1.1.1Temperatur
3.1.1.2Niederschlag
3.1.1.2.1 NIEDERSCHLAG IM SOMMER
3.1.1.2.2 NIEDERSCHLAG IM WINTER
3.1.1.3Kenntage
3.1.2 Szenariovergleich
3.1.2.1Temperatur
3.1.2.2Niederschlag
3.2 Das Regionale Klimamodell REMO
3.2.1 Ausgewählte Ergebnisse
3.2.1.1 Temperatur
3.2.1.2 Niederschlag
3.2.1.2.1 NIEDERSCHLAGSSUMMEN
3.2.1.2.2 PROZENTUALE VERÄNDERUNGEN
3.2.2 Szenariovergleich
3.2.2.1 Temperatur
3.2.2.2 Niederschlag
3.3 Zusammenfassung

4 FORSTWIRTSCHAFT
4.1 Forstwirtschaft im Saarland
4.2 Waldzustandserhebung
4.3 Untersuchung einzelner Baumarten
4.3.1 Die Buche
4.3.1.1 Natürliche Verbreitung
4.3.1.2Klimahüllen
4.3.2 Die Fichte
4.3.2.1 Natürliche Verbreitung
4.3.2.2Klimahüllen
4.3.3 Die Eiche
4.3.3.1 Natürliche Verbreitung
4.3.3.2Klimahüllen
4.3.4 Die Kiefer
4.3.4.1 Natürliche Verbreitung
4.3.4.2 Klimahüllen
4.4 Zusammenfassung

5 AUSWIRKUNGEN DES KLIMAWANDELS AUF DIE FORSTWIRTSCHAFT
5.1 Wasserbilanz
5.2 Entwicklung von Schädlingen
5.3 Untersuchung einzelner Baumarten
5.3.1 Die Buche
5.3.2 Die Fichte
5.3.3 Die Eiche
5.3.4 Die Kiefer
5.3.5 Alternative Baumarten
5.3.5.1 Die Douglasie
5.3.5.2 Die Kastanie
5.4 Zusammenfassung

6 DISKUSSION

7 FAZIT

8 LITERATURVERZEICHNIS

Abbildungsverzeichnis

Abbildung 1: Der Aufbau der Atmosphäre (Leser, 2005, S.57)

Abbildung 2: Das Spektrum der elektromagnetischen Strahlung (Strahler & Strahler, 2002, S. 57)

Abbildung 3:Der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen (Strahler & Strahler, 2002, S. 60)

Abbildung 4: Spektralverteilung der nach dem Planckschen Gesetz emittierten Strahlung (Häckel, 2005, S. 168)

Abbildung 5: Strahlungsabsorption wichtiger atmosphärischer Gase und der gesamten Atmosphäre (Häckel, 2005, S. 185)

Abbildung 6: Streuung, Reflexion und Absorption (Strahler & Strahler, 2002, S. 63)

Abbildung 7: Meridionalprofil der kurzwelligen Einstrahlung (Weischet, 2002, S. 76)

Abbildung 8: Schema der Strahlungsbilanz für das System Erde plus Atmosphäre (Weischet, 2002, S 102)

Abbildung 9: Die Entwicklung der Konzentration wichtiger Treibhausgase in der Atmosphäre über die abgelaufenen tausend Jahre (IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007, S. 38)

Abbildung 10: Die räumliche Verteilung der Jahresdurchschnittslufttemperatur im Saarland in der Periode 1961 bis 1990 (nach Deutscher Wetterdienst)

Abbildung 11: Die räumliche Verteilung des Jahresniederschlages im Saarland in der Periode 1961 bis 1990 (nach Deutscher Wetterdienst)

Abbildung 12: SRES-Szenarios (IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007, S. 44)

Abbildung 13: Tagesmitteltemperatur über den Zeitraum 1961 - 1990 (ECHAM5 - Kontrolllauf) gemittelt; blau: niedrige Temperatur, rot: hohe Temperatur; Flächenmittel: 8,2 °C; die schwarzen Punkte sind die Klimastationen, (Umweltbundesamt, 2007, S. 6)

Abbildung 14: Tagesmitteltemperatur: Differenz zwischen dem Zeitraum 2071 - 2100 und dem Zeitraum 1961 - 1990 für das höhere Emissionsszenario (A1B); gelb: geringe Temperaturzunahme bis Ende des 21. Jahrhunderts, dunkelrot: starke Temperaturzunahme bis Ende des 21
Jahrhunderts; Flächenmittel: 2,3°C, (Umweltbundesamt, 2007, S. 7)

Abbildung 15: Tagesmitteltemperatur: Differenz zwischen dem Zeitraum 2071 - 2100 und dem Zeitraum 1961 - 1990 für das niedrigere Emissionsszenario (B1); gelb: geringe Temperaturzunahme bis Ende des 21. Jahrhunderts, dunkelrot: starke Temperaturzunahme bis Ende des 21
Jahrhunderts; Flächenmittel: 1,8°C (Umweltbundesamt, 2007, S. 8)

Abbildung 16: Niederschlag im Sommer, über den Zeitraum 1961 - 1990 (ECHAM5 - Kontrolllauf) gemittelt; gelb: geringer sommerlicher Niederschlag, grün: hoher sommerlicher Niederschlag; Flächenmittel: 462,3 mm; die Punkte auf der Darstellung sind die Klimastationen und die Niederschlagsstationen (Umweltbundesamt, 2007, S. 10)

Abbildung 17: Niederschlag im Sommer; prozentuale Änderung zwischen dem Zeitraum 2071 - 2100 und dem Zeitraum 1961 - 1990 für das höhere Emissionsszenario (A1B); rot: Abnahme des sommerlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts, blau: Zunahme des sommerlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts; Flächenmittel: -22% (Umweltbundesamt, 2007, S 11)

Abbildung 18: Niederschlag im Sommer; prozentuale Änderung zwischen dem Zeitraum 2071 - 2100 und dem Zeitraum 1961 - 1990 für das niedrigere Emissionsszenario (B1); rot: Abnahme des sommerlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts, blau: Zunahme des sommerlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts; Flächenmittel: -17,7% (Umweltbundesamt, 2007, S. 12)

Abbildung 19: Niederschlag im Winter, über den Zeitraum 1961 - 1990 (ECHAM5 - Kontrolllauf) gemittelt; gelb: geringer winterlicher Niederschlag, grün: hoher winterlicher Niederschlag; Flächenmittel: 192,4 mm (Umweltbundesamt, 2007, S. 13)

Abbildung 20: Niederschlag im Winter; prozentuale Änderung zwischen dem Zeitraum 2071 - 2100 und dem Zeitraum 1961 - 1990 für das höhere Emissionsszenario (A1B); rot: Abnahme des winterlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts, blau: Zunahme des winterlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts; Flächenmittel: 30,3% (Umweltbundesamt, 2007, S. 14)

Abbildung 21: Niederschlag im Winter; prozentuale Änderung zwischen dem Zeitraum 2071 - 2100 und dem Zeitraum 1961 - 1990 für das niedrigere Emissionsszenario (B1); rot: Abnahme des winterlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts, blau: Zunahme des winterlichen Niederschlags bis Ende des 21. Jahrhunderts; Flächenmittel: 19,0% (Umweltbundesamt, 2007, S. 15)

Abbildung 22: Ringdiagramme für die WETTREGG-Simulationen der Tagesmitteltemperatur als Differenz 2091-2100 minus 1981-1990 (Spekat et al., 2007, S. 30)

Abbildung 23: Ringdiagramme für die WETTREGG-Simulationen der Niederschläge als Differenz 2091- 2100 minus 1981-1990 (Spekat et al., 2007, S. 31)

Abbildung 24: Änderung des Jahresmittels der 2m Temperatur für die Zukunftsperiode 2071- gegenüber dem Kontrolllauf 1961-1990 für a) das A1B Szenario, b) das B1 Szenario und c) das A2 Szenario (Jacobet al., 2008, S. 111)

Abbildung 25: Mittlere saisonale Niederschlagssummen für den Kontrolllauf 1961-1990 a) Frühjahr, b) Sommer, c) Herbst, d) Winter (Jacob et al., 2008, S. 117)

Abbildung 26: Mittlere saisonale Niederschlagssummen für die Zukunftsperiode 2071-2100 für das Szenario A1B a) Frühjahr, b) Sommer, c) Herbst, d) Winter (Jacob et al., 2008, S. 119)

Abbildung 27: Mittlere saisonale Niederschlagssummen für die Zukunftsperiode 2071-2100 für das Szenario B1 a) Frühjahr, b) Sommer, c) Herbst, d) Winter (Jacob et al., 2008, S. 121)

Abbildung 28: Mittlere saisonale Niederschlagssummen für die Zukunftsperiode 2071-2100 für das Szenario A2 a) Frühjahr, b) Sommer, c) Herbst, d) Winter (Jacob et al., 2008, S. 123)

Abbildung 29: Mittlere relative Jahresniederschlagsänderung für die Zukunftsperiode von 2071- gegenüber dem Kontrolllauf von 1961-1990 für a) das A1B Szenario, b) das B1 Szenario und c) das A2 Szenario (Jacob et al., 2008, S. 124)

Abbildung 30: Mittlere relative Jahresniederschlagsänderung im Frühjahr für die Zukunftsperiode von 2071-2100 gegenüber dem Kontrolllauf von 1961-1990 für a) das A1B Szenario, b) das B Szenario und c) das A2 Szenario (Jacob et al., 2008, S. 125)

Abbildung 31: Mittlere relative Jahresniederschlagsänderung im Sommer für die Zukunftsperiode von 2071-2100 gegenüber dem Kontrolllauf von 1961-1990 für a) das A1B Szenario, b) das B Szenario und c) das A2 Szenario (Jacob et al., 2008, S. 126)

Abbildung 32: Mittlere relative Jahresniederschlagsänderung im Herbst für die Zukunftsperiode von 2071-2100 gegenüber dem Kontrolllauf von 1961-1990 für a) das A1B Szenario, b) das B Szenario und c) das A2 Szenario (Jacob et al., 2008, S. 127)

Abbildung 33: Mittlere relative Jahresniederschlagsänderung im Winter für die Zukunftsperiode von 2071-2100 gegenüber dem Kontrolllauf von 1961-1990 für a) das A1B Szenario, b) das B Szenario und c) das A2 Szenario (Jacob et al, 2008, S. 128)

Abbildung 34: Baumartenverteilung im Saarland (nach Saarforst, 2007)

Abbildung 35: Die Waldflächen im Saarland im Jahr 2000

Abbildung 36: Natürliche Verbreitung der Buchenwälder in Europa, (Bohn, 2007, S.393)

Abbildung 37: Klimahülle der Buche im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Deutschland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 38: Klimahülle der Buche im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Saarland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 39: Karte der natürlichen Vegetation Europas, Picea abies, (nach Bohn et al., 2003)

Abbildung 40: Klimahülle der Fichte im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Deutschland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 41: Klimahülle der Fichte im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Saarland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 42: Karte der natürlichen Vegetation Europas, Quercus petraea, (nach Bohn et al., 2003)

Abbildung 43: Klimahülle der Eiche im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Deutschland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 44: Klimahülle der Eiche im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Saarland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 45: Karte der natürlichen Vegetation Europas, Pinus sylvestris, (nach Bohnet al., 2003)

Abbildung 46: Klimahülle der Kiefer im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Deutschland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 47: Klimahülle der Kiefer im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Saarland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 48: Wasserbilanz eines Eichenwaldes in belaubtem und in winterkahlem Zustand, (Schulz, 2002, S. 146)

Abbildung 49: Potentielle Buchenstandorte im Saarland im Jahr 2000

Abbildung 50: Potentielle Buchenstandorte im Saarland im Jahr 2100

Abbildung 51: Potentielle Fichtenstandorte im Saarland im Jahr 2000

Abbildung 52: Potentielle Fichtenstandorte im Saarland im Jahr 2100

Abbildung 53: Potentielle Eichenstandorte im Saarland im Jahr 2000/2100

Abbildung 54: Potentielle Kiefernstandorte im Saarland im Jahr 2000

Abbildung 55: Potentielle Kiefernstandorte im Saarland im Jahr 2100

Abbildung 56: Klimahülle der Douglasie im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Saarland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Abbildung 57: Klimahülle der Kastanie im Vergleich zum Szenario B1 im Jahr 2100 Saarland, (unveröffentlicht Saarforst, nach Kölling, 2007)

Tabellenverzeichnis

Tabelle 1: Wetterelemente in den bereitgestellten Klimastationenzeitreihen (nach Spekat et al., 2007)

Tabelle 2: Definition der Kenntage (nach Spekat et al., 2007)

Tabelle 3: Anzahl der Kenntage für den Kontrolllauf und ihre Veränderung bis zur Periode 2091 -

für die Szenarios A1B, A2 und B1 (nach Spekat et al., 2007)

Tabelle 4: Mittelwert der Abweichungen der Tagesmitteltemperatur im Vergleich von Szenario (2071- 2100) minus Kontrolllauf (1961-1990) (Spekat et al., 2007, S. 33)

Tabelle 5: Mittelwert der prozentualen Änderung des Niederschlags im Sommer im Vergleich von Szenario (2071-2100) minus Kontrolllauf (1961-1990) für die drei Szenarios (Spekat et al, 2007, S. 36)

Tabelle 6: Mittelwert der Abweichungen der Tagesmitteltemperatur im Vergleich von Szenario (2071- 2100) minus Kontrolllauf (1961-1990)

Tabelle 7: Mittelwert der prozentualen Änderung des Niederschlags im Vergleich von Szenario (2071- 2100) minus Kontrolllauf (1961-1990) für die drei Szenarios

Abkürzungsverzeichnis

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1 Einführung

„Der Klimawandel ist die wichtigste globale Herausforderung unserer Zeit“.

[Sigmar Gabriel, ehemaliger Bundesminister für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit]

Der Klimawandel stellt ein globales Problem dar. Diese Herausforderung gilt es anzunehmen und nach Lösungen zu suchen, da sich eine Klimaänderung nicht mehr gänzlich abwenden lässt. Dies ist mittlerweile wissenschaftlicher Konsens. Eine Klimaänderung hat Auswirkungen auf alle Lebewesen und kann teilweise als existenzbedrohend angesehen werden. Aus diesem Grund ist es eine der größten Herausforderungen unserer Zeit uns auf den Klimawandel einzustellen und nicht weiter die Augen davor zu verschließen.

Als Hauptverursacher gilt vor allem der explosionsartige Anstieg der CO2- Konzentration der Atmosphäre. Bis zu 25% der globalen CO2 Emissionen ge- hen hierbei auf die Zerstörung von Wäldern zurück. Gleichzeitig sind Wälder jedoch in besonderem Maße vom Klimawandel betroffen. Es besteht das Risi- ko, dass der Klimawandel zu einem Verlust von in Wäldern gespeichertem Kohlenstoff führt, was den Klimawandel weiter verstärken könnte.

Die Forstwirtschaft steht vor dem Problem weitreichende, adäquate Entscheidungen treffen zu müssen um den Fortbestand des funktionierenden Ökosystems Wald sichern zu können. Aus den momentan gültigen Klimamodellen müssen Rückschlüsse über den etwaigen Verlauf des Klimawandels gezogen werden. In einem weiteren Schritt muss überprüft werden welche Baumarten auf welchen Standorten zukunftssichere Aussichten haben.

Im Folgenden werden die zu erwartenden Klimaänderungen und ihre Auswirkungen auf die Forstwirtschaft im Saarland näher untersucht. Hierbei werden zunächst der Klimawandel und die Voraussetzungen der heutigen Forstwirtschaft getrennt voneinander betrachtet. Im letzten Kapitel werden die daraus resultierenden Erkenntnisse zusammengefügt und mittels Karten graphisch dargestellt. Hierbei soll herausgearbeitet werden, welche Baumarten für das Klima im Saarland im Jahr 2100 gut angepasst sind.

2 Klimatologie

2.1 Klimatologische Grundlagen

Die Lufthülle der Erde bezeichnet man als Atmosphäre. Sie besteht aus Gasen und verschiedenen gasförmigen Elementen. Die Mengenanteile bleiben aufgrund des ständigen Luftmassenaustauschs relativ konstant. Die Hauptbestandteile sind Stickstoff (77%), Sauerstoff (20,7%), Wasserdampf (1,3%) und Argon (0,9%). Die restlichen 0,1% bestehen aus Edelgasen, wie zum Beispiel Ozon und Kohlendioxid. In den unteren Schichten können noch feste Schwebeteilchen wie Aerosole, hinzukommen (Leser, 2005).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Der Aufbau der Atmosphäre (Leser, 2005, S.57)

97% davon befinden sich in den untersten 30 Kilometern der Atmosphäre. Dieser Bereich ist dementsprechend besonders wichtig für die Klimaerscheinungen auf unserem Planeten. Als äußerste Atmosphärengrenze gilt eine Höhe von 10 000 Kilometern. Wie man Abbildung 1 entnehmen kann, ist die Atmosphäre in mehrere Stockwerke gegliedert. Die unterste Etage bil- det die Troposphäre. Sie reicht bis in 14 Kilometern Höhe. Auffallend in der Graphik ist die Temperaturkurve. Durch den geometrischen Temperaturgradi- enten sinkt die Temperatur um etwa 6,4° C pro 1000 Metern Höhenzunahme. So können Temperaturen an der Obergrenze dieser Schicht von bis zu -50 °C zustande kommen. Die Troposphäre ist für das Wettergeschehen auf der Erde von enormer Relevanz. Vor allem die in dieser Schicht enthaltene Menge an Wasserstoff ist von zentraler Bedeutung hinsichtlich Wolkenbildung und den daraus entstehenden Wettererscheinungen. Durch Wasserdampf und Kohlendi- oxid wird die von der Erde zurückgestrahlte Wärme absorbiert, was unseren Planeten vor dem Erfrieren schützt. Der daraus resultierende Treibhauseffekt wird in einem späteren Kapitel behandelt. Die nächste Schicht in der Atmo- sphäre ist die Stratosphäre. Sie ist ebenfalls von enormer Bedeutung. In ihr be- findet sich die Ozonschicht. Sie reicht von etwa 15 Kilometern bis 55 Kilome- tern Höhe. Durch die Ozonschicht wird ein großer Teil der UV-Strahlung ab- sorbiert. In voller Intensität wären diese Strahlen schädlich für Menschen und Tiere.

Weiter in der Höhe folgen die Mesosphäre und die Thermosphäre. Von der Stratopause, dem Übergang von Stratosphäre zu Mesosphäre, nimmt die Temperatur bis auf fast 0 °C zu, da die auftreffende Sonnenstrahlung von Ozon absorbiert wird. In der Mesopause, dem Übergang von Mesosphäre zu Thermosphäre, sinkt die Temperatur wieder auf bis zu -80 °C ab, da in dieser Schicht kein Ozon vorhanden ist. In der Thermosphäre nimmt die Temperatur hingegen wieder ständig zu. (Leser, 2005)

2.1.1 Der Strahlungshaushalt der Erde

Leben auf unserem Planeten Erde ist nur durch die von der Sonne ausgehende Strahlung möglich. Alle Systeme, sowohl von klimatischer, als auch biologischer Natur hängen von dieser Energie ab.

Auf der Oberfläche der Sonne herrscht eine durchschnittliche Temperatur von etwa 6000° C. Von hier wird elektromagnetische Strahlung in geraden Richtungen radial ausgestrahlt (Strahler & Strahler, 2002).

Diese Strahlung braucht zur Erde, die im Durchschnitt etwa 150 Millionen Kilometer von der Sonne entfernt ist, 8 ½ Minuten, was der Lichtgeschwindig- keit von ca. 300 000 km pro Sekunde entspricht. Pro Jahr erhält die Erde von der Sonne 1,5 Billiarden Megawattstunden Sonnenenergie. Dies ist etwa das 28 000 -fache des jährlichen Energieverbrauchs auf der Erde. Die annähernd konstante Strahlungsintensität der Sonne an der Obergrenze der Atmosphäre der Erde wird Solarkonstante genannt. Bei einer mittleren Entfernung der Erde zur Sonne liegt der Wert der Solarkonstante bei 1368 Watt pro Quadratmeter (Lauer & Bendix, 2006). Im Perihel werden sogar Werte von 1420 W/m², im Aphel immerhin noch Werte von 1319 W/m² erreicht.

Die Sonnenstrahlen bewegen sich in unterschiedlicher Wellenlänge und Frequenz fort.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 2: Das Spektrum der elektromagnetischen Strahlung(Strahler & Strahler, 2002, S. 57).

Abbildung 2 zeigt das Spektrum der elektromagnetischen Strahlung. Auffallend ist, dass der für das menschliche Auge sichtbare Teil nur einen kleinen Teil des Spektrums ausmacht. Er reicht von 0,3 bis zu 1,0 Mikrometer Wellenlänge. Radiowellen, zum Vergleich, können sogar eine Wellenlänge über 100 Meter erreichen, die Frequenz ist dann jedoch sehr niedrig, wie man in der obersten Zeile der Abbildung erkennen kann.

Es besteht ein einfacher Zusammenhang zwischen der Wellenlänge und der Energie eines Strahlenpaketes. Man kann festhalten, dass bei kürzer werdenden Wellenlängen die Strahlung energiereicher wird. UV- Strahlung mit einer Wellenlänge von 0,1 µm beispielsweise hat 10- Mal mehr Energie als Infrarotstrahlung mit einer Wellenlänge von 1 µm.

2.1.1.1 Lambertʼsches Gesetz

Für das Eintreffen der Sonnenstrahlen auf der Erdoberfläche gelten bestimmte Gesetzmäßigkeiten. Durch die Stellung der Erde zur Sonne treffen die Sonnen- strahlen in unterschiedlichen Winkeln auf der Erdoberfläche auf. Abbildung 3 zeigt schematisch den Unterschied von senkrecht und schräg einfallenden Strahlen. Ein Strahlenpaket von 1 m² Fläche beispielsweise, das senkrecht auf der Erdoberfläche auftrifft, bestrahlt auch genau 1 m² Erdoberfläche. Das gleiche Strahlenpaket, jetzt aber schräg einfallend, bestrahlt jedoch eine größere Fläche auf der Erde. Da die Energie in beiden Strahlenpaketen gleich groß ist, lässt sich daraus folgern, dass die Strahlungsintensität bei senkrecht einfallenden Strahlen höher sein muss wegen der im Verhältnis kleineren zu bestrahlenden Fläche. Dieser Sachverhalt wird nach seinem Entdecker Lam- bertʼsches Gesetz genannt. So lässt sich zum Beispiel auch erklären, dass Nordhänge weniger Sonnenenergie empfangen als südexponierte Hänge. Eben- falls ist durch diesen Sachverhalt festzuhalten, dass die Strahlungsintensität in den Tropen höher ist als in unseren Breiten. Die Polarregionen erhalten im- merhin noch etwa 40% der Strahlungsmenge am Äquator.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 3:Der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen (Strahler & Strahler,2002, S. 60)

2.1.1.2 Planckʼsches Gesetz

In der Teilchenphysik betrachtet man Strahlung nicht als eine Welle, sondern als einen Teilchenstrom. Die darin enthaltenen Atome und Moleküle sind in ständiger Bewegung. Durch Kollisionen einzelner Atome miteinander kann es dazu kommen, dass das Elektronengefüge verändert wird. Man spricht dann davon, dass sich Atome in einem angeregten Zustand befinden. Das Anstoßen mit anderen Teilchen kann jedoch auch dazu führen, dass die Moleküle ihre Rotations- und Schwingungsbewegungen noch verstärken. In diesem angereg- ten Zustand, der allerdings nur für eine kurze Zeit von 10-⁹ Sekunden andauert, gibt das Molekül die aufgenommene Energie in Form eines Strahlungsquants ab. Danach fällt das Molekül in seine Ausgangssituation zurück. Das bedeutet, dass Materie, egal welchen Aggregatzustandes, dazu fähig ist, Strahlung aus- zusenden (Häckel, 2005).

Daraus folgerte und berechnete schließlich Planck, dass sämtliche Wellenlängen des elektromagnetischen Spektrums an der Ausstrahlung eines Körpers beteiligt sind. Jedoch spielt sich die Hauptabstrahlung in einem kleinen Fenster dieses Spektrums ab. Im Falle der kurzwelligen Sonnenstrahlen liegen die Grenzen dieses Fensters bei 0,2 µm und 3 µm. In Abbildung 4 ist die dafür typische Glockenkurve zu sehen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 4: Spektralverteilung der nach dem Planckschen Gesetz emittierten Strahlung (Häckel, 2005, S. 168)

Dieser Sachverhalt wird in einem späteren Kapitel, welches sich mit der Albe- do beschäftigt, wieder aufgegriffen und seine Bedeutung für das Klima weiter untersucht.

2.1.1.3 Wienʼsches Verschiebungsgesetz

Der Physiker Wilhelm Wien, 1911 mit dem Nobelpreis für Arbeiten zur Wärmestrahlung ausgezeichnet, untersuchte den Zusammenhang zwischen der Temperatur einer strahlenden Oberfläche und der Wellenlänge der Strahlen. Tatsächlich konnte er belegen, dass mit steigender Temperatur die Wellenlänge immer kleiner wird. Die „Plancksche Glockenkurve“ verschiebt sich dementsprechend auf der Achse der Wellenlängen. So ist auch der Name, „Wiensches Verschiebungsgesetz“, zu erklären, da die Kurve quasi auf der x- Achse nach rechts oder links verschoben werden kann. Folgendes Beispiel soll zum Verdeutlichen dieses Zusammenhangs dienen:

Man betrachte die Leuchterscheinungen bei erhitztem Eisen. Solange das Metall nur mäßig erwärmt ist, sendet es langwellige Strahlung aus, die wir mit unseren Augen nicht wahrnehmen können. Mit steigender Temperatur verfärbt sich das Eisen dunkelrot bis hin zu einem hellen gelb. Anhand Abbildung 4 kann man erkennen, dass die vom Eisen ausgehende Strahlung immer kleiner werdenden Wellenlängen zuzuordnen ist.

2.1.1.4 Stefan - Boltzmannʼsches Gesetz

Die Physiker Stefan und Boltzmann befassten sich weiter mit diesem Thema. Das nach ihnen benannte Gesetz besagt, dass die ausgestrahlte Gesamtenergie eines Körpers ausschließlich von der Temperatur der ausstrahlenden Oberflä- che abhängt. Umwelteinflüsse haben keine Auswirkung auf das Strahlungsver- halten, es sei denn sie ändern die Temperatur, wodurch sich jedoch auch wie- der das Strahlungsverhalten ändert. Danach ergibt sich für die Ausstrahlung der Erde ein Wert von 390 W/m², für die Sonne dagegen ein Wert von 64 200 000 W/m².

Hieraus lässt sich zusammenfassen, dass alle Materie auf der Erde zu jeder Zeit Strahlung aussendet, jedoch den Gesetzen zufolge mit unterschiedlicher Intensität und dementsprechend verschiedenen Wellenlängen. Somit lässt sich eine Strahlungsbilanz für die Erde aufstellen.

2.1.1.5 Globalstrahlung

Die an der Atmosphärengrenze ankommende Strahlung gelangt nicht vollstän- dig bis zur Erdoberfläche. Durch Absorption und Streuung an atmosphärischen Gasen, Aerosolteilchen und Wolken wird die Strahlung abgeschwächt. Dieser Vorgang wird Extinktion genannt. Die Absorption der Strahlung ist an die Ab- sorptionsbanden der atmosphärischen Gase gebunden, die Abbildung 5 zu ent- nehmen sind.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 5: Strahlungsabsorption wichtiger atmosphärischer Gase undder gesamten Atmosphäre (Häckel, 2005, S. 185)

Anhand der Abbildung wird ersichtlich, dass gewisse Gase in bestimmten Spektralbereichen Strahlung besonders gut absorbieren, in anderen hingegen weniger gut. Vor allem Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon absorbieren, jeder in einem bestimmten Bereich, besonders stark. So wird kurzwellige Strahlung mit einer Wellenlänge kleiner 0,3 µm fast vollständig durch das Ozon absorbiert, was uns vor der schädlichen UV- Strahlung schützt. Besonderes Augenmerk liegt auf dem Spektralbereich zwischen 0,4 µm und 0,78 µm, dem Bereich des sichtbaren Lichtes. Die Strahlen in diesem Spektral- fenster treffen relativ ungehindert an der Erdoberfläche auf. Diesen Bereich nennt man atmosphärisches Fenster (Lauer & Bendix, 2006). Im längerwelli- gen Bereich größer 0,78 µm absorbieren Wasserdampf und Kohlendioxid ver- mehrt die Strahlung. Für das Klima von entscheidender Bedeutung ist das Fenster im infraroten Bereich bei 11 µm Wellenlänge, das großes IR - Fenster genannt wird. In diesem Bereich kommt es zu starken Ausstrahlungen der Erde. Die mit der Strahlungsabsorption verbundenen Erwärmungseffekte sind für die Strahlungsbilanz von hoher Bedeutung.

Globalstrahlung ist die Strahlungssumme aus der direkten Sonnenstrahlung und der diffusen, also gestreuten, kurzwelligen Strahlung (Leser, 2005).

Die auf der Erde auftreffende Strahlung wird also nicht nur von den atmosphä- rischen Gasen und von den Aerosolteilchen absorbiert, sondern auch an ihnen reflektiert und gestreut. Unter Streuung versteht man hier den Vorgang, dass die Energie der Strahlung, die auf einen Körper, beispielsweise ein in der Luft schwebendes Aerosolteilchen, trifft, in mehrere Richtungen verteilt wird. So ist zum Beispiel eine beschlagene Fensterscheibe deshalb trüb, weil das auf- treffende Licht von den Wassertröpfchen in alle Richtungen verstreut wird.

Die verschiedenen Gase und Schwebeteilchen der Atmosphäre besitzen alle für sie eigene Streuungseigenschaften. Zuerst ist in diesem Zusammenhang die Abhängigkeit von der Wellenlänge zu nennen. Wolkentropfen, Dunstteilchen und Aerosole streuen in allen Wellenlängenbereichen gleich stark. Luftmole- küle jedoch lenken die kürzeren Wellenlängen stärker ab. Hierdurch erhält der Himmel seine blaue Farbe. Da die Streuung in alle Richtungen erfolgt, also auch in den Weltraum hinaus, erscheint unser Planet auf Satellitenbildern blau, wodurch die Bezeichnung des „blauen Planeten“ entstand. Ein weiterer Unter- schied liegt im Streuungsverhalten der atmosphärischen Inhalte. Kleinere Luft- teilchen streuen in jede Richtung etwa gleich stark aus. Größere Partikel je- doch streuen quasi in Richtung des Lichtstrahles ein Mehrfaches an Energie zurück als in alle anderen Richtungen.

Strahlung wird nicht nur absorbiert oder gestreut, sondern auch reflektiert, es kommt also auch zum Vorgang der Reflexion. Zwischen Streuung und Reflexion gibt es allerdings einen fließenden Übergang.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 6: Streuung, Reflexion und Absorption (Strahler & Strahler,2002, S. 63)

Abschließend zu diesem Kapitel sieht man in Abbildung 6 die Verluste der zur Erde gelangenden Sonnenstrahlen. Es wird hier zwischen linker und rechter Bildhälfte unterschieden. Links wird der Zustand bei wolkenfreiem Himmel, rechts bei bewölktem Himmel aufgezeigt. Betrachtet man die Zahlen genauer, fällt auf, dass die Wolken eine große Absorptionswirkung besitzen. Durch Reflexions- und Absorptionsprozesse kann es im Extremfall vorkommen, dass fast keine Sonnenstrahlen mehr an der Erdoberfläche ankommen. Auf der Grundlage der Ergebnisse der vorigen Kapitel kann man ein Meridionalprofil der kurzwelligen Einstrahlung entwickeln. Es zeigt, an wel- chem Breitenkreis wie viel Energie im Mittel ankommt. Man sieht, dass die Globalstrahlung in direkte und diffuse Strahlung unterteilt ist. Im Bereich der Wendekreise lassen sich zwei Maxima ausmachen. Dies ist unter anderem auch auf die Wolken- und Wasserdampfarmut in diesen Bereichen zurück zu führen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 7: Meridionalprofil der kurzwelligen Einstrahlung (Weischet,2002, S. 76)

2.1.1.6 Albedo

Wie im vorigen Kapitel schon erwähnt, versteht man unter der Albedo das Reflexionsvermögen einer Oberfläche. Wirft eine angestrahlte Oberfläche 10% der ankommenden Strahlung wieder zurück, so hat sie eine Albedo von 10%. Man kann pauschal sagen, dass helle Oberflächen im Bereich des sichtbaren Lichtes eine hohe, dunkle Flächen hingegen eine niedrige Albedo haben. Das Wort Albedo stammt vom lateinischen Wort albus = weiß ab und bedeutet „Grad der Weißheit“.

Neuschnee hat eine sehr hohe Albedo von bis zu 95%, eine Asphaltstraße im Gegensatz dazu nur 5-10%. Eine dunkle Asphaltstraße hat die Neigung, die Strahlen zu absorbieren und sich aufzuheizen, was vor allem im Sommer sehr gut zu beobachten ist. Häckel (2005) gibt für die Erde insgesamt einen Albe- dowert von 30% an.

Für das planetare Klimasystem von hoher Bedeutung ist der hohe Albedowert bei tiefstehender Sonne. Demzufolge ist die Oberflächenalbedo in den Polar- regionen am größten. Daraus lässt sich folgern und nachweisen, dass wir im Bereich der Tropen die geringsten Albedowerte finden. Dieser Bereich der Er- de erhält dem Lambertschen Gesetz zufolge mehr Strahlungsenergie als die Polarregionen, da die Strahlen in einem größeren Winkel auf der Erdoberflä- che auftreffen. Dies ist der Ursprung unseres Klimasystems. Durch diese im- mens großen Energieunterschiede, die hierdurch zwischen Äquator und Polen entstehen, kommen die bekannten Ausgleichssysteme wie die Ozeanzirkulation und das Windsystem erst in Gang. Wie die Zusammensetzung der Atmosphäre und die planetare Albedo in Zusammenhang zu setzen sind und welche Folgen das eventuell für die planetaren Ausgleichssysteme und schließlich auch für unser Klima hat, wird später problematisiert. In diesem Zusammenhang muss auch auf die Rolle der Bewölkung hingewiesen werden, da Wolken mit einer Albedo von bis zu 90% eine große Rolle im Strahlungshaushalt der Erde und somit auch im ganzen Wettergeschehen spielen.

2.1.1.7 Strahlungsbilanz

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 8: Schema der Strahlungsbilanz für das System Erde plus Atmosphäre (Weischet, 2002, S. 102)

Nach der Behandlung der Teilvorgänge bei der Umsetzung der Strahlung kann man nun eine Bilanz für das gesamte System Erde ziehen. Abbildung 8 zeigt die einzelnen Teilglieder auf.

Von den im Jahresmittel an der Obergrenze der Atmosphäre auftreffenden Sonnenstrahlen erreichen durchschnittlich 25% ungehindert als direkte Son- nenstrahlung die Erdoberfläche. Weitere 23% gelangen als diffus reflektierte Sonnenstrahlung zur Erdoberfläche, sodass im Mittel nur 48% der Sonnen- strahlung überhaupt die Erdoberfläche erreichen. Weitere 30% werden in den Weltraum zurückreflektiert, was der planetaren Albedo von 30% entspricht.

Es ist festzuhalten, dass die Einnahme der Energie an der Erdoberfläche er- folgt. Die Rückgabe der Energie in den Weltraum geschieht in der Atmosphä- re. Das daraus resultierende Energiegefälle zwischen Erdboden und Erdatmo- sphäre ist der Antrieb des vertikalen Wärmetransports. Es besteht ein Gleich- gewicht zwischen aufgenommener und abgegebener Energie, sonst würde sich die Erde stetig erhitzen.

2.1.2 Der Treibhauseffekt

Dass das Klima ständigen Schwankungen unterliegt, ist der Menschheit schon sehr lange bekannt. Einen Zusammenhang zwischen der erdgeschichtlichen Klimaänderung und der Zusammensetzung der Atmosphäre der Erde, im spe- ziellen dem CO2- Gehalt, haben der schwedische Physochemiker Arrhenius und der amerikanische Geologe Chamberlain gegen Ende des 19. Jahrhunderts als wahrscheinlich angenommen und untersucht. Die damaligen Schätzungen des Zusammenhangs zwischen Temperatur und CO2- Gehalt stimmen mit den heutigen Berechnungen größtenteils überein, wie Flohn (1989) anmerkt.

Die in der Erdgeschichte schon des Öfteren aufgetretenen abrupten Klimaän- derungen traten unter natürlichen Bedingungen auf. Nachdem die Menschen an der Veränderung der chemischen Zusammensetzung der Erdatmosphäre nach- weislich beteiligt sind, bedarf dies besonderer Beachtung. Flohn (1989) sieht die Rolle des Wasserdampfes in diesem Kontext als sehr wichtig und betrach- tenswert an.

An dieser Stelle ist der Begriff des Glashaus- oder Treibhauseffektes zu nen- nen, den der Klimaforscher Charles Keeling durch seine Arbeiten geprägt hat. Die Atmosphäre ist gegenüber der Sonnenstrahlung durchlässig. Demgegen- über ist sie jedoch für die unsichtbare Wärmestrahlung, die von der Erdober- fläche ausgeht, undurchlässig. Dies ist eine Art Schutzfunktion der Atmosphä- re, die die Erde vor dem Auskühlen bewahrt. Insgesamt liegt der natürliche Treibhauseffekt bei 33°C. Ohne diesen Effekt wäre es auf der Erde -18°C kalt. Leben wäre auf diesem Planeten damit unmöglich (Lauer & Bendix, 2006).

Am gesamten Treibhauseffekt ist der Wasserdampf im Mittel mit etwa 65% beteiligt, CO2 mit 25 bis 30% (Lauer & Bendix, 2006). Erhöht man den Anteil dieser klimawirksamen Gase in der Atmosphäre der Erde, hat dies eine Erhö- hung der atmosphärischen Gegenstrahlung zufolge. Dies Wiederum zieht eine Erwärmung der unteren Atmosphärenschicht mit sich. Die Folgen sind ver- stärkte Verdunstung, eine erhöhte Konvektion und Wolkenbildung, was sich auf die atmosphärische Gegenstrahlung auswirkt und diese erhöht. Da hier- durch die Albedo in diesem Gebiet erhöht wird, kann dies durch die Verringe- rung der kurzwelligen Globalstrahlung, auch eine abkühlende Wirkung haben. Auf diese Weise wird die Klimaerwärmung in diesem Gebiet ausgeglichen. Die Variabilitäten bei dieser Art des anthropogenen Treibhauseffektes sind sehr hoch. So werden Klimaänderungen von - 0,5 K bis zu einer Erhöhung um + 4K für möglich gehalten (Lauer & Bendix, 2006).

Dass diese Modelle sehr schwanken, hängt vor allem an dem komplizierten Klimasystem auf der Erde. Selbst wenn der Ausstoß von CO2 unverzüglich stark gedrosselt würde, ginge die Erwärmung noch jahrhundertelang weiter. Dies ist durch Trägheit des Klimasystems bestimmt. So würde es Jahrhunderte dauern, bis die ozeanische Zirkulation die Wärme bis in die Tiefsee verfrachtet hat und sich dadurch ein neues Gleichgewicht einstellt. Auch die physikali- schen und chemischen Eigenschaften der Ozeane stehen einer Veränderung gegenüber. Man vermutet, dass der Meeresspiegel bis zum Ende des Jahrhun- derts um etwa dreißig bis vierzig Zentimeter steigt. Über sechzig Prozent da- von rechnet man der thermischen Ausdehnung des Meerwassers an. Schmelzen die Eisschilde auf Grönland und in der Antarktis, wofür es neuerdings Anzei- chen gibt, könnte sich der Meeresspiegel um weitere zehn bis zwanzig Zenti- meter erhöhen. Ein höherer CO2- Gehalt der Atmosphäre wirkt sich schließlich auf den Chemismus der Ozeane aus. Bei vermehrter Aufnahme von Kohlendi- oxid durch die Meere besteht die Gefahr einer Versauerung der Weltmeere (Collins, 2007).

Dadurch, dass bis etwa zum 40. Breitengrad nördlicher und südlicher Richtung ein Energieüberschuss besteht, haben sich gewaltige Ausgleichssysteme ent- wickelt, die die Gebiete jenseits des 40. Breitengrades auf der jeweiligen Halbkugel mit der Energie aus den äquatornahen Zonen versorgen. Hier sind die Windsysteme zu nennen, vor allem aber auch die Meeresströmungen. Als prominentes Beispiel sei hier der Golfstrom aufgeführt. Quer durch den gan- zen Atlantik vom Golf von Mexiko im Süden bis nach Spitzbergen im Norden findet eine gewaltige Umwälzbewegung des Wassers statt. Warmes Wasser fließt hierbei oberflächennah gen Norden, wo es absinkt und in zwei- bis drei- tausend Metern Tiefe wieder nach Süden zurückkehrt. Angetrieben wird dieses System durch Dichteunterschiede im Meerwasser. Dort, wo das Meerwasser am dichtesten ist, in der Grönlandsee und der Labradorsee, sinkt das Wasser in die Tiefe ab. Hierdurch entsteht eine Sogwirkung, die neues Wasser nachzieht. Durch dieses System werden riesige Wärmemengen in den Nordatlantik trans- portiert. Dort wird die Wärme an die Luft abgegeben und schließlich durch die in Europa vorherrschenden Westwinde über den Kontinent verteilt. Welche Folgen ein Zusammenbruch dieses Systems für das Klima in Europa hätte, lässt sich nicht genau vorhersagen. Da durch den anthropogen verursachten Treibhauseffekt die Niederschläge aufgrund erhöhter Konvektion zunehmen, bewirkt dies indirekt eine Abschwächung des Golfstroms. Niederschläge ver- dünnen das Meerwasser und so sinkt der Salzgehalt im Nordatlantik. Um schwer genug zum Absinken zu sein, muss das Wasser im Nordatlantik genug Salz enthalten, denn hierdurch erhöht sich die Dichte des Wassers, womit es schwer genug zum Absinken wird.

Rahmstorf (1999)zufolge kann man jedoch davon ausgehen, dass die Atlantikströmung schwächer wird. Obwohl damit die “Zentralheizung“ Europas heruntergefahren wird, führt dies sehr wahrscheinlich nicht zu einer Abkühlung, denn gleichzeitig erwärmt sich Europa durch den Treibhauseffekt.

2.1.3 Klimageschichte

Das Klima der Erde unterliegt einem stetigen Wandel, innerhalb dessen weist es jedoch eine erstaunliche Konstanz auf und folgt scheinbar gewissen Regel- mäßigkeiten. In den letzten Jahrzehnten überlagern sich natürliche Schwan- kungen des Klimasystems mit anthropogen bedingten Änderungen. Mittlerweile gehen Forscher davon aus, dass der anthropogen bedingte Ein- fluss auf das Klima dominanter zu sein scheint als die natürlichen Schwan- kungen des Systems, wie etwa die natürlichen Schwankungen der Sonnenakti- vität, die so genannten Milankovich-Zyklen mit einer Dauer von etwa 10000 Jahren (Rahmstorf, 2008).

Eine Masse paläoklimatischer Daten wurde mittlerweile anhand von Eisbohr- kernen, Sedimentbohrungen, Korallen, Baumringen und auch anderer Quellen untersucht, wodurch relativ exakte Aussagen über die Entwicklung der klima- tischen Verhältnisse der Vergangenheit gemacht werden können (Rahmstorf, 2001).

Im frühen Pleistozän kam es demzufolge zu mehreren Vereisungsphasen ohne große Vergletscherungen (Kühne, 1994). Seitdem kam es zu regelmäßigem Wechsel von Eiszeiten, Glazialen und Zwischeneiszeiten, Interglazialen. Wäh- rend der Glaziale lag die Durchschnittstemperatur 4 bis 6°C unter dem heuti- gen Niveau, während es in den Interglazialen 2 bis 3°C wärmer war als heute. Untersuchungen an Eisbohrkernen aus Grönland konnten zeigen, dass der Übergang von der letzten Eiszeit zur heutigen Warmzeit, dem Holozän, etwa 1500 Jahre andauerte, wobei bemerkenswert erscheint, dass sich der Haupt- wandel in einem kleinen Zeitfenster von etwa 40 Jahren abspielte (Rahmstorf, 2001). Rahmstorf schreibt weiterhin, dass die Eiszeiten typischerweise mit ab- rupten Klimaänderungen verbunden sind. Einen Beweis hierfür liefert laut Rahmstorf, das Auftreten der Dansgaard-Oeschger Ereignisse, die typischer- weise mit einer abrupten Erwärmung von bis zu 5°C innerhalb weniger Deka- den eintreten. Darauf folgend setzt eine allmähliche Abkühlung der Atmosphä- re über einige hundert bis tausend Jahre ein.

Den Regelmäßigkeiten der Vergangenheit folgend, ist eine erneute Eiszeit be- reits seit 500 Jahren überfällig. Betrachtet man die momentanen Trends der Temperaturverläufe, so könnte man meinen, dass wir uns momentan in einem Dansgaard-Oeschger Ereignis befinden, welches eben eine neue Eiszeit einlei- ten könnte.

Untersucht man jedoch die aktuellen Messwerte der klimawirksamen Spurengase, so lässt sich die Erwärmung der Atmosphäre in den letzten Jahrzehnten auch durch die Konzentration der Spurengase erklären.

„Die Bezeichnung der anthropogenen Erwärmung als sehr moderat und nicht ungewöhnlich lässt sich daher nicht aus der Klimageschichte begründen“ (Rahmstorf, 2008, S. 5).

In Abbildung 9 wird deutlich, dass vor allem die Konzentration in der Atmosphäre der beiden bedeutendsten klimawirksamen Spurengase Kohlendioxid (CO2) und Methan (CH4) im letzten Jahrhundert sehr stark gestiegen ist. Deutlich zu sehen ist das Einsetzen des Anstiegs in der Mitte des 19. Jahrhunderts sowie ein sprunghafter Anstieg in der Mitte des 20. Jahrhunderts.

In der Fachliteratur werden von verschiedensten Forscherteams Thesen aufge- stellt, die von Kollegen teils hitzig diskutiert werden. Für den Laien ist es da- bei schwierig herauszufiltern, was wissenschaftlicher Konsens ist und was nicht.

So führen beispielsweise Berner und Hollerbach an, dass die Sonnenaktivität ab Mitte des 19. Jahrhunderts zugenommen habe und am Ende des 20. Jahr- hunderts am stärksten gewesen sei. Eine Erwärmung in dieser Zeit rechnen sie größtenteils der Änderung der Sonnenaktivität zu und nicht dem anthropogen bedingten Anstieg der Treibhausgase. Daraufhin schreibt Rahmstorf „Tatsäch- lich hat die Sonnenaktivität bis ca. 1940 zugenommen und ist seit 1940 wahr- scheinlich so hoch wie nie in den letzten 1000 Jahren. Sie ist jedoch seit 1940 etwa konstant geblieben und war nicht am Ende des 20. Jahrhunderts am stärksten“ (Rahmstorf, 2008, S. 6). Dabei stützt sich Rahmstorf auf Aussagen von Usoskin und Kollegen. Somit ist ein Ansteigen der Temperatur ab 1940 nicht durch die Sonnenaktivität zu erklären, sondern teilweise durch den Anstieg der Treibhausgase.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 9: Die Entwicklung der Konzentration wichtiger Treibhausgase in der Atmosphäreüber die abgelaufenen tausend Jahre (IPCC -Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007, S. 38)

2.2 Das Klima im Saarland

2.2.1 Lufttemperatur und Niederschlag im Jahresmittel

Wie in den vorigen Kapiteln bereits erläutert, sind die Lufttemperaturen von vielen Faktoren abhängig. In globaler Hinsicht sind vor allem das Strahlungs- defizit vom Äquator zu den Polen, sowie die Meeresströmungen sehr bedeut- sam.

Das Klima Deutschlands wird weiterhin durch die Lage im südlichen Randbe- reich des nordeuropäischen Hauptzyklonengürtels der außertropischen Zirkula- tion beeinflusst (Liedtke, Marcinek, 2002). Lediglich von September bis Mai spielt auch der mediterrane Hauptzyklonengürtel eine Rolle. Eine auffallend große Varianz der Witterungsverhältnisse lässt sich durch den steten Wechsel von zyklonaler und antizyklonaler Lage. Berücksichtigt man, dass Luftströ- mungen aus westlicher Richtung deutlich häufiger auftreten als solche aus östlicher Richtung, kann man das Klima in Deutschland als überwiegend ozeanisch charakterisieren.

Betrachtet man einen kleinen Raum, wie eben das Saarland, so muss man mikro- und makroklimatische Aspekte berücksichtigen. Vor allem die Höhe des Geländes über Normalnull spielt eine entscheidende Rolle.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 10: Die räumliche Verteilung der Jahresdurchschnittslufttempe-ratur im Saarland in der Periode 1961 bis 1990 (nach Deutscher Wetter-dienst).

Wie aus Abbildung 10 hervorgeht gibt es im Saarland starke regionale Unter- schiede. Dieser Abbildung zugrunde liegen Daten aus mehreren Messstationen des Deutschen Wetterdienstes aus den Jahren 1961 bis 1990, die dann auf die Höhe über Normalnull und auf die Fläche des Saarlandes hochgerechnet wur- den. Somit stellt die Karte in Abbildung 10 keine absoluten Daten dar, sondern lediglich Berechnungen, die der tatsächlichen Jahresdurchschnittstemperatur jedoch sehr nahe kommen. Diese Karte soll einen Überblick über das Untersu- chungsgebiet verschaffen.

Die Jahresdurchschnittstemperatur weist zum Teil große Differenzen auf. So sind im Saartal Temperaturen von über 10 °C zu verzeichnen, im Nahe Bergland von unter 7 °C. Diese Unterschiede sind durch die Abnahme des Luftdrucks mit steigender Höhe zu erklären.

Abbildung 11 zeigt die räumliche Verteilung des Niederschlages im Saarland. Auffällig ist eine zur Lufttemperatur umgekehrte Karte. Dementsprechend galt bei der Entwicklung der Karte die Tatsache, dass der Niederschlag mit zuneh- mender Höhe ebenfalls zunimmt. Ihr zugrunde liegen Daten des Deutschen Wetterdienstes aus der Periode 1961 bis 1990.

Ähnlich der Temperaturverteilung gibt es bei der Verteilung der Niederschläge ebenfalls starke regionale Unterschiede. Hier schwanken die Werte von 800 mm im Saartal bis zu über 1000 mm im Bergland. Die hier vorliegende Vertei- lung der Niederschläge ist kennzeichnend für den „advektiven Niederschlags- typ in den Mittelbreiten mit dominierenden Aufgleitniederschlägen“ (Kühne, 2004, S. 43),

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 11: Die räumliche Verteilung des Jahresniederschlages im Saarland in der Periode 1961 bis 1990 (nach Deutscher Wetterdienst)

2.2.2 Der Jahresgang der Klimaelemente

2.2.2.1 Winter

Das Klima in den Wintermonaten Dezember, Januar und Februar ist charakte- risiert durch niederschlagsintensive Großwetterlagen, die meist in Verbindung mit westlichen Winden auftreten, was das Klima in unseren Breiten als mild erscheinen lässt. Entsprechend dem Jahresgang der Klimaelemente, zeigt der Verlauf in den Wintermonaten ebenfalls regionale Differenzierungen auf. Die Räume zwischen den Extremen Saartal und Schwarzwälder Hochwald ordnen sich gemäß ihrer Höhenlage in der Skala ein. Dies gilt sowohl für die Tempe- ratur als auch für die Niederschläge. Die Variabilität der Niederschläge ist sehr hoch. So treten vor allem im Dezember große Schwankungen von 2 bis 214 mm Niederschlag auf (Kühne, 1994, S. 47). Entscheidend für das Wetter- geschehen in dieser Zeit ist das Auftreten zyklonaler West- oder antizyklonaler Ostlagen. Da meist zyklonale Westlagen vorherrschen, kommt es im Bereich des Hunsrücks zu vermehrten Stauniederschlägen. Da der Boden infolge der geringen Lufttemperatur gefroren ist, kann er nur wenig Wasser aufnehmen, was wiederum zur Folge hat, dass das Wasser an der Oberfläche abfließen muss. Das Phänomen jährlicher Hochwasservorkommen in dieser Periode wird hierdurch verstärkt. Die Monatssummen der Sonnenscheindauer steigen in den Wintermonaten von einem Minimalwert im Dezember von etwa 50 Stunden, bis zu einem Wert von 100 Stunden im Februar. Die Monatssummen in den Sommermonaten liegen zum Vergleich bei bis zu 200 Stunden. Dies lässt sich auf die geringeren Tageslängen in den Wintermonaten sowie einen stärkeren Bewölkungsgrad zurückführen.

2.2.2.2 Frühjahr

In den Frühjahrsmonaten März, April und Mai ist eine Umkehr der Zirkulati- onsform zu beobachten. Vorherrschend in dieser Jahreszeit sind meridional geprägte Zirkulationsformen aus nördlicher Richtung. Infolge intensiverer Sonneneinstrahlung sowie stetiger Zunahme der Tageslängen steigt die Tem- peratur stark an. Die Werte steigen von etwa 5 °C im März bis auf 14 °C Durchschnittstemperatur im Mai. Die Niederschlagssummen erreichen vor al- lem im April ihr Jahresminimum. Die in dieser Jahreszeit häufig auftretenden Kälteeinbrüche sind mit der globalen Strahlungsbilanz erklärbar. Durch unter- schiedliche Einstrahlung entsteht ein Druckgefälle von den Polen hin zu Euro- pa, wodurch kalte Nordpolarluft angesaugt wird und rasche Temperatureinbrü- che bewirken kann.

2.2.2.3 Sommer

In den Sommermonaten Juni, Juli und August findet eine erneute Umstellung der Zonalzirkulation statt, was den Anteil an nördlichen Winden stark verrin- gert. Aufgrund weiter steigender Intensität der auftreffenden Sonnenstrahlung sowie eine längere Sonnenscheindauer, steigt die Temperatur auf Werte von bis zu 19 °C. Die mittleren Niederschläge sinken weiter ab. Im Vergleich zum Frühjahr steigt die Niederschlagskurve im Juni kurzzeitig auf Werte von bis zu 100 mm Niederschlag an, sinkt dann in den beiden folgenden Monaten aber auf Werte von unter 60 mm Niederschlag. Dies ist unter anderem auch auf die Umstellung der Zirkulationsmuster zurückzuführen. Nun wird keine kalte Nordpolarluft mehr angesaugt, sondern kühle Luftmassen vom Atlantischen Ozean. Kühne spricht in diesem Zusammenhang, in Anlehnung an Flohn, vom „europäischen Sommermonsun“ (Kühne, 1994, S. 58).

2.2.2.4 Herbst

Die Herbstmonate September, Oktober und November sind wiederum geprägt von einer Umstellung der Zirkulationsform. Das meridionale Zirkulationsmuster ist wieder vorherrschend. Die durchschnittliche Lufttemperatur sinkt in den drei Monaten von im September etwa 15 °C auf etwa 5 °C im November. Das Mittel der Monatsniederschläge steigt von etwa 80 mm im September auf über 150 mm im November an.

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