Transcript Photochemischer Smog

http://www.theozonehole.com/
Frühe Modelle schlossen FCKW als Verursacher
des Ozonlochs aus
• Farman et al. nahmen eine Beteiligung der Cl Radikale an, jedoch war der
Mechanismus, den sie vorschlugen, nicht richtig.
• Erste Modellrechnungen ergaben anschließend, das die Cl und Br Radikale
nicht schuld sein können!
• Der ClOx und BrOx Zyklus liegt oberhalb 30 km Höhe.
• Das Ozonloch befindet sich unterhalb 25 km Höhe.
• Dort überwiegt die Konz. von NO2 diejenige von O um ein Vielfaches,
sodass durch das NO2 das reaktive Chlor als inaktives Reserviorgas
Chlornitrat weggepuffert wird
O  ClO  O2  Cl
wird unterdrückt!
Natürliche Beschränkung der
Ozonzerstörung
ClO   NO2  M  ClONO2  M
Cl  CH 4  HCl  CH 3 
HO2  Cl   HCl  O2
HCl und Chlornitrat sind Reservoirsubstanzen,
die Ozon nicht angreifen.
1986: Beteiligung von
Stratosphärenwolken entdeckt
• Der Wassergehalt in der Stratosphäre
beträgt wenige Tausendstel der
troposphärischen Werte.
• Da die stratosphärische Luft sehr trocken
ist, bilden sich Wolken in der Stratosphäre
nur unter extrem kalten Bedingungen.
• Zur Zeit des Ozonabbaus treten immer
Stratosphärenwolken auf.
• Perlmutterwolken entstehen in einer Höhe
zwischen 15 und 30 km und sind das
Gegenstück zu den troposphärischen
Lenticulariswolken (= linsenförmige
Wolken).
Wassereis: -83°C
Salpetersäuretrihydrat: -78°C
Quelle:
O.P. Toon and
R.P. Turco,
Spektrum
• Salpetersäuretrihydrat ist eine Senke, die die
Stickoxide festhält, sodass diese die
Chlorradikale nicht als Chlornitrat unschädlich
machen können
• Nobelpreis für Chemie 1995 an Paul Crutzen,
Mario Molina und Frank Sherwood Rowland
für die Entdeckung des Einflusses der polaren
Stratosphärenwolken
http://islaendisch.blog.de/2008/02/09/polare_stratospharenwolken_u
ber_island~3702765/
Dieser Prozess kulminiert in der kältesten Zeit, also im August.
Antarktischer Winter:
Cl2 sammelt sich im Polarbereich an.
Sonnenaufgang im September:
Chormoleküle werden durch Sonnenlicht (UV
mit λ<400 nm) in Chloratome gespalten und es
beginnt der ClOx – Zyklus.
Mit großer Intensität: Man findet im Ozonloch
über der Antarktis 500 mal so viel ClO wie in
mittleren Breiten in derselben Höhe!!
Der zirkumpolare Vortex
• Ein strahlungstechnisches Phänomen: Im Mittel erhält die
Polarregion die geringste Strahlungsenergie von der Sonne
• Der Druck nimmt also mit der Höhe über der Polarregion
besonders rasch ab
• Tiefdruckgebiet in 5000 m Höhe
• Der Vortex (Polarwirbel) dreht im Uhrzeigersinn, die Luft
zirkuliert in ca. 1 Woche einmal um den Pol
• Behindert in der Höhe der Ozonschicht den Luftaustausch
mit der übrigen Atmosphäre, sodass der innere Bereich
sich in der Polarnacht rasch abkühlt.
Ozonabbau-Höhepunkt im Oktober
•
Der Polarwirbel bleibt gewöhnlich bis weit ins Frühjahr hinein
bestehen
•
Auch wenn die Sonne bereits wieder einstrahlt, bleibt die Isolation
von der übrigen Atmosphäre noch wochenlang erhalten
•
Stickoxide und Wasser, die der Ozonzerstörung im Frühjahr
entgegenwirken könnten, sind während des Winters durch
Abschneien der Wassereis- und Salpetersäurewolken der Luft
entzogen worden,
•
daher finden die Reaktionen, die zu Reservoirsubstanzen führen
würden, kaum noch statt.
•
Mit dem Ozon fehlt der wichtigste Luftbestandteil, der durch
Absorption von Sonnenlicht die Stratosphäre erwärmt
•
Durch die gesetzlichen Maßnahmen zum Schutz der Ozonschicht
kommt es zu einer (langsamen) Erholung
September 2012
NASA
NASA
Ozonzerstörende heterogene Prozesse außerhalb der
Polarregion
• Ozonzerstörende heterogene chemische Prozesse sind nicht auf die
Polarregion beschränkt.
• Eine natürliche Sulfatschicht umgibt die Erde in einer Höhe von 12-30 km.
• Entsteht durch die Oxidation schwefelhaltiger biogener Quellgase wie CS2,
COS.
• 10 Aerosolteilchen pro cm3
• Dienen als Kondensationskeime; auch Schwefelsäure/Wasserteilchen sind
heterogene Katalysatoren, welche Reservoirsubstanzen zersetzen und Cl
freisetzen.
• Zerstören von sich aus das Ozon nicht.
• Große Vulkanausbrüche erhöhen die aktive Oberfläche um das 30-40
fache. Ausbruch des Pinatubo Juni 1991 führte zu abnorm niedrigen
Ozonwerte im Winter 1991/92 in Mitteleuropa!
• Lebensdauer der Sulfat-Aerosolteilchen in der Stratosphäre: 2 – 5 Jahre.
Chemie der Troposphäre
• Lage der Tropopause
in unterschiedlicher Höhe:
18 km (Tropen)
10 – 15 km (mittlere Breiten)
8 km (Polarregionen)
• Die Troposphäre umfasst 80 – 90 % der
Gesamtmasse der irdischen Lufthülle.
Natürliche Quellgase
• Werden im Erdboden, in Feuchträumen, in
Binnengewässern und im Ozean vor allem von
Mikroorganismen produziert
• In Wäldern und Wiesen auch von Pflanzen
(Terpenoide)
• Auch bei geologischen Prozessen werden Gase
abgegeben
• Dazu kommen die Abgase aus unserer
Zivilisation
Natürliche Emissionen von
Aerosolpartikeln
•
•
•
•
•
•
Seesalz
Bodenstaub
Vulkanismus
Bioaerosole
Meteoriten
Sulfat durch Oxidation von H2S, SO2,
Dimethylsulfid etc.
• Organische Kondensate
• Rußpartikel
Der wichtigste Reinigungsmechanismus der
Troposphäre
• Ist das Wettergeschehen in Verbindung mit dem
Wasserkreislauf aus Verdunstung, Wolkenbildung
und Niederschlag.
• Partikel und wasserlösliche Gase sind direkt bei den
Prozessen der Wolkenbildung beteiligt.
• Werden mit dem Niederschlag ausgewaschen, und
somit aus der Atmosphäre entfernt.
„Lebensdauer“ von atmosphärischen
Spurenbestandteilen
• Als Lebensdauer ist die Zeit definiert,
während der die Konzentration des
betreffenden Konstituenten auf den e-ten
Teil (e=2,72) der ursprünglichen
Konzentration abnimmt, nachdem alle
Quellen dieser Substanz ausgeschaltet
wurden.
Mischungsprozesse
• Wie in der Stratosphäre sind auch in der Troposphäre
chemische und photochemische Prozesse eng mit
dynamischen Prozessen verzahnt.
• Anders als in der Stratosphäre, wo durch die
Temperaturzunahme mit der Höhe der
Vertikalaustausch stark behindert ist,
• Gibt es in der Troposphäre neben der horizontalen
auch eine rasche und effektive vertikale
Durchmischung.
Durchmischungszeit
• Zeit, die verstreicht, bis ein stabiler, nicht
wasserlöslicher Spurenstoff in einer
bestimmten Region gleichmäßig in der
Atmosphäre verteilt ist.
• Hemisphärische Durchmischungszeit:
1 – 2 Monate
• Interhemisphärische Durchmischungszeit:
1 – 2 Jahre
Lokale Einflüsse
• Die Winde sorgen für gleichmäßige Verteilung der
atmosphärischen Bestandteile
• Aber: Die Vorgänge, welche die Substanzen umwandeln oder
aus der Atmosphäre entfernen, sind höchst variabel in Bezug
auf Raum und Zeit
Man misst oft starke Abweichung von der
Gleichverteilung!
• Um zu beurteilen, ob Gleichverteilung für eine Substanz
erreicht wird oder nicht, vergleicht man die troposphärische
Lebensdauer mit der Durchmischungszeit
Quelle: Fabian
Chemische Zyklen der Spurengase
• Trotz aller Vielfalt der natürlichen Emissionsprozesse
gilt die verallgemeinernde Regel:
• Die meisten Spurengase, die emittiert werden,
befinden sich in niedrigen Oxidationsstufen und sind
schlecht wasserlöslich
• Nach photochemischer Oxidation werden sie
wasserlöslich und können ausgewaschen werden
• Kehren durch Ausregnen oder mit dem Schnee zur
Erdoberfläche zurück
Die Troposphäre ist reaktionsträge
• Trotz 21% Sauerstoff-Gehalt kommt das O2 Molekül
(in der Gasphase) als Oxidationsmittel nicht in Frage
• Es gibt keine Quelle für die Energie, die nötig ist, um
die O2-Bindung aufzubrechen
• UV-Licht mit λ<242 nm ist nicht vorhanden
• Die Oxidationsmittel der Troposphäre sind freie
Radikale, vor allem das OH Radikal
• Gäbe es keine freien Radikale in der Troposphäre, so
kämen dort die chemischen Reaktionen zum
Stillstand
Produktion des OH Radikals in der
Troposphäre
UV  Licht  O3  O  O2
für  310nm
H 2O  O  OH  OH
14
Troposphärischer Volum enanteil ca.10
Die Existenz von Ozon in der Troposphäre ist demnach
eine Grundvoraussetzung für den ständigen Ablauf der
Selbstreinigung unserer Atmosphäre von Schadstoffen
aller Art.
Ozon in der Troposphäre
• Volumenanteil 10 – 100 ppb
• (=100 bis 1000 mal geringer als in der
Stratosphäre)
• Troposphärischer Anteil an der gesamten
Ozonschichtdicke: 5 -10%
• Troposphärische Lebensdauer:
1 – 2 Monate
• Daher in der Troposphäre nicht homogen
verteilt
Quellen für troposphärisches Ozon
• Stratosphärisch-troposphärische
Mischungsprozesse
• Photochemische Reaktionen in der
Troposphäre
Kosmogene Radionuklide
• Entstehen in der Hochatmosphäre durch die
Wechselwirkung der primären kosmischen Strahlung
mit den Gasmolekülen der Luft (N-14, O-16, Ar-40)
vor allem in der unteren Stratosphäre.
• Die galaktische kosmische Strahlung besteht aus
hochenergetischen Partikeln, zu etwa 87 Prozent aus
Wasserstoffkernen (Protonen, p+) und zu etwa 12
Prozent aus Heliumkernen (Alpha-Teilchen).
• Bei der Kollision mit den Atomen der Luft entsteht
das komplexe Spektrum der Sekundärstrahlung
• Die kosmogenen Nuklide entstehen direkt als
Spalllationsprodukte oder indirekt durch
Kernreaktionen mit sekundären Neutronen (Kaskade
von Spallationsreaktionen).
Töchter/Zerfallsart
Radionuklid
Halbwertszeit
ec
Quelle: Agemar Siehl
Anteil am
Element (%)
ec
Quelle: Irlweck
Photochemische Ozonbildung
•
•
•
•
Schlüsselrolle des CH4:
Troposphärische Lebensdauer 7 Jahre
Homogen verteilt, Volumenanteil 1,80 ppm aktuell
Die Oxidation von Methan zu CO kann unter Ozonbildung
erfolgen:
CH 4  8 O2  CO  4 O3  2 OH  H 2O
CH 4  OH  CH 3  H 2O
CH 3  O2  CH 3O2
Methylradikal
Methylperoxylradikal
CH 3O2  NO  CH 3O  NO2
Methyloxylradikal
CH 3O  O2  HCHO  HO2
Form aldehyd  Hydroperoxylradikal
HCHO  h   330nm  HCO  H
HCO  O2  HO2  CO
H  O2  M  HO2  M
HO2  NO  OH  NO2
O2 kann im nahen UV nicht zu O+O gespalten werden,
denn dazu sind Wellenlängen <242 nm nötig.
Wohl aber kann das NO2 zu NO+O gespalten werden!
NO2  h   410nm  NO  O
O  O2  M  O3  M
Das bei der Methanoxidation entstehende CO reagiert
ebenfalls mit dem OH-Radikal:
CO  OH  H  CO2
H  O2  M  HO2  M
HO2  NO  OH  NO2
REAKTION 1
NO2  h (  410nm)  NO  O
O  O2  M  O3  M
Das entspricht einer Nettoproduktion von
einem O3 Molekül pro oxidiertem CO
Molekül:
CO  2 O2  CO2  O3
Die Bildung von Ozon bei der
Methanoxidation erfolgt nur bei
ausreichender NO Konzentration!
Falls die NO Konzentration zu gering ist,
erfolgt Ozonzerstörung:
HO2  O3  OH  2 O2
Das entspricht einem Nettoverlust von
einem Ozonmolekül pro oxidiertem CO
Molekül:
REAKTION 2
CO  O3  CO2  O2
Übergang von der Ozonsenke (=Reinluft)
zur Ozonquelle
• Die Reaktionsgeschwindigkeitskonstante von Reaktion 1 ist 4000x
größer als die von Reaktion 2.
• Der Übergang von der Ozonsenke zur Ozonquelle vollzieht sich bei
v1=v2
v1  k1  NO  HO2 
v2  k2  O3  HO2 
NO  1  2,5 104
O3  4000
Wie wird NO aus der Troposphäre entfernt?
NO  O3  NO2  O2
NO2  OH  M  HNO3  M
NO reagiert auch direkt mit O2 zu
NO2, aber - unter den
Bedingungen der Troposphäre nur sehr langsam.
In Reinstluft beträgt die
Lebensdauer von NO
0,5 Jahre Würde zu
einem katastrophalen
Mischungsverhältnis der Stickoxide
in der Atmosphäre führen!
Die Atmosphäre reagiert auf erhöhte NOx
Konzentrationen mit der Bildung von O3
• =Selbstreinigungsmechanismus zur Kontrolle
der NOx Konzentration.
• In der Anwesenheit von OH, HO2, RO2 und O3
verringert sich die Lebensdauer des NO auf
wenige Stunden.
NOx Konzentrationen
• In Ballungsgebieten bis zu 500 ppb
• Über weiten Regionen Europas und
Nordamerikas 1 ppb
• In weit entfernten Meeresgebieten <20 ppt
• Der Auswaschungsprozess ist also sehr effektiv!
• Über Regionen, die von dicht besiedelten
Gebieten weit entfernt sind, dominieren auch
heute noch die natürlichen Prozesse:
• Das aus der Stratosphäre herabgemischte Ozon
wird abgebaut.
Smog in Ballungsgebieten
• Um 1900 „Londoner Erbsensuppe“
• Smoke+Fog=Smog
• Heute: Photochemischer Smog – in
nebelfreien Ballungsgebieten im Sommer
• Die Ausgangssubstanzen, aus denen sich
photochemischer Smog bildet, stammen fast
ausschließlich aus Autoabgasen
SO2 + H2O2 -> H2SO4
Quelle:
Graedel/Crutzen
SO2 + CaCO3 = CaSO3 + CO2
SO2 + CaCO3 + 1/2O2 + 2H2O =
CaSO4·2 H2O + CO2
• Mit der Entfernung des SO2 aus den Abgasen
fehlt der reduzierende Bestandteil der
städtischen Luftverschmutzung.
• Der heutige photochemische Smog ist
dementsprechend eine oxidierende Mischung.
Stadtluft in der Nacht
• der Verkehr emittiert NO
• Durch die Ozonverbrauchsreaktion sinkt
die O3 Konzentration in der Nacht sehr
stark ab.
NO  O3  NO2  O2
Im weit entfernten
Reinluftgebiet
Bei fehlender Sonneneinstrahlung ist das NO2 stabil
Wird in windigen Nächten durch den Wind über weite Strecken transportiert
Tagsüber bildet sich unter Lichteinfluss an entfernten Orten daraus wieder Ozon
NO2  h (  410nm)  NO  O
O  O2  M  O3  M
Stadtluft am Morgen
• Verkehr verstärkt sich, emittiert NO und
Kohlenwasserstoffe
• Sonne geht auf, Photodissoziation von NO2
beginnt
• Ozonbildung beginnt
Stadtluft am Tag
RH  OH  R  H 2O
Alkylradikal
R  O2  M  RO2  M
Alkylperoxylradikal
RO2  NO  NO2  RO
Um gehung der Ozonverbrauchsreaktion
Sowohl Alkane als auch Olefine werden durch OH abgebaut, die
entstehenden Radikale verbinden sich mit Sauerstoff zu
Alkylperoxylradikalen.
Diese lagen sich an Aerosole an
Lufttrübung
Bildung von Aldehyden
CH 3CH 2O2  NO  NO2  CH 3CH 2O
CH 3CH 2O  O2  CH 3CHO  HO2
Aldehyde sind ein typisches Merkmal des
photochemischen Smogs.
Führen zur Reizung von Augen und Atemwegen.
Die Konzentration an Aldehyden kann den
Ozongehalt beträchtlich überschreiten.
Stadtluft am frühen Nachmittag
• Die Umgehung der Ozonverbrauchsreaktion bewirkt die
Oxidation von NO zu NO2, ohne dass dabei O3 oder HO2
verbraucht werden.
• Es wird sogar HO2 gebildet!
• Zusätzlich findet die ozonbildende Form der CO Oxidation
statt: CO + 2 O2 CO2 + O3
• Durch den starken Verbrauch an NO wird dessen Gehalt sehr
gering
•
jetzt wird nur mehr wenig Ozon durch die
Ozonverbrauchsreaktion abgefangen:
• TAGESMAXIMUM des OZONGEHALTES.
Peroxiacetylnitrat PAN
Aldehyde sind relativ instabile Verbindungen, sie reagieren mit OH zu
weiteren, noch unangenehmeren Verbindungen.
Reaktion von Acetaldehyd mit OH und NO2 führt zur Bildung von PAN.
PAN erreicht ca. 10% der Konzentration von Ozon.
Ist die giftigste Substanz, die im photochemischen Smog vorkommt.
Reagiert mit biologisch wichtigen Molekülen wie Enzymen.
PAN-Gehalte von 10 ppb führen bereits zu Schäden an Pflanzen. In Los
Angeles gemessener Spitzenwert: 50 ppb.
Österreichisches Ozongesetz
Informationsschwelle 180 µg/m³
Alarmschwelle
240 µg/m³
1 ppb = 2 µg/m3
Einstundenmittelwert
(MW1)
Einstundenmittelwert
(MW1)
Zielwert:
Gesundheitsschutz
120 µg/m³
Schutz der Vegetation 18.000 µg/m³ · h
Höchster
Achtstundenmittelwer
t (MW8)
des Tages, darf im
Mittel über 3 Jahre an
höchstens 25 Tagen
pro Kalenderjahr
überschritten werden
AOT401), Mai bis Juli,
gemittelt über 5 Jahre
Langfristige Ziele:
Gesundheitsschutz
120 µg/m³
Schutz der Vegetation 6.000 µg/m³ · h
Höchster
Achtstundenmittelwer
t (MW8)
des Kalenderjahres
AOT401), Mai bis Juli
AOT40: Summe der 80 µg/m³ übersteigenden Beträge aller
Einstundenmittelwerte zwischen 08:00 und 20:00 Uhr MEZ
Anstieg der troposphärischen
Ozonkonzentration
• Als Folge der in den vergangenen 40 Jahren
gewachsenen Stickoxidpegel hat die mittlere
Ozonkonzentration über Mitteleuropa um 60%
zugenommen.
• Das Anwachsen des Ozonpegels umfasst die gesamte
Troposphäre bis in 12 km Höhe.
• Global stammen 40% des in der Troposphäre
produzierten Ozons
aus der Tropenwaldvernichtung.
Wolkenbildung in der Troposphäre
• Damit sich Wolken bilden können, muss sich
gasförmiges H2O in flüssige Tröpfchen umwandeln –
eine neue Phase entsteht.
• Dazu müssen sich einzelne Wassermoleküle treffen
und zusammenlagern – Clusterbildung.
• Solche Cluster sind recht instabil: Kleine Tröpfchen
haben infolge der Krümmung ihrer Oberfläche einen
viel größeren Gleichgewichts-Dampfdruck als
makroskopische Mengen der flüssigen Phase.
r=0 würde unendlichem Dampfdruck
entsprechen
• Nach der Kelvin‘schen Gl. könnte es in partikelfreier
Wasserdampfatmosphäre überhaupt nicht zu einer
Kondensation kommen.
• Statistische Schwankungen lassen die Clustergröße
manchmal über einen Grenzwert hinaus anwachsen,
• dadurch schafft sich das System spontan
Kondensationskeime.
• Funktioniert nur bei ausreichend hoher
Übersättigung.
Tröpfchenbildung
• in partikelfreier Wasserdampf-Atmosphäre
erst bei 300% Übersättigung
• Selten vorhanden
• Wolken können sich in der Regel nur dann
bilden, wenn
• Kondensationskeime in Form fester oder
flüssiger, hydrophiler Aerosolpartikel
vorhanden sind.
Die Kondensation von Wasserdampf ist in der Natur oft ein
Problem, mit dem sich die Pflanzen aktiv auseinandersetzen
müssen
•
photo taken by Elmar Thiel
Kondensation in der Nacht an der
Oberfläche der Pflanze als Tau
Hydrophile Gruppen wie die -OH
Gruppen der Zellulose
Strukturen, die die Oberfläche
vergrößern
Oft erfolgt die Kondensation erst in
einem Aerenchym (= gasgefülltes
Interzellularsystem, das über öffenund schließbare Spaltöffnungen mit
der Außenluft in Verbindung steht)
Blue Mountains
• Laub- und Nadelbäume emittieren
Kohlenwasserstoffe in die Atmosphäre
•
=Sekundäre Pflanzeninhaltsstoffe
•
Führt zur Aerosolbildung über Wäldern
• Es gibt ca. 20 000 sekundäre
Pflanzeninhaltsstoffe
• Oligomere des Isopren (2-Methyl-1,3Butadien)
Emission natürlicher Nicht-Methan
Kohlenwasserstoffe
• Hauptemissionsquelle: Terrestrische Vegetation (Wälder)
• Tropische Regenwälder (ganzjährig), boreale Nadelwaldgebiete (nur im
Sommer), sommergrüne Wälder der gemäßigten Zone (nur im Sommer)
• Gesamt-Emission ca. 109 t C a-1
Isopren
Kampfer
NO3– Radikale in der Troposphäre
• Nitratradikale entstehen durch Oxidation von
Stickstoffdioxid, auch ohne Sonneneinstrahlung.
NO3–Radikale spielen eine wichtige Rolle bei der
Reinigung der Atmosphäre in der lichtarmen
Jahreszeit und in der Nacht.
• NO2 + O3
NO3 + O2
• Die nächtliche Reaktion von Nicht-Methan-KW
mit dem NO3 Radikal kann sogar der
dominierende Abbauprozess für diese
organischen Substanzen sein.
Aerosolbildung aus biogenen
Kohlenwasserstoffen
• Reagieren infolge ihres ungesättigten
Charakters in der Atmosphäre schnell
mit oxidierenden Spezies wie O3, OH,
NO3
β-Caryophyllen
• Dabei entstehen bifunktionelle
(in Kümmel und Pfeffer)
Oxidationsdprodukte wie
Ketocarbonsäuren oder
Dicarbonsäuren
• Dampfdrucke der Produkte deutlich
niedriger als die der Edukte, daher
Kondensation zu Aerosolpartikeln
• Aerosolgebundene Oxidationsprodukte
biogener Kohlenwasserstoffe besitzen
hydrophile Molekülteile (z.B.
Carboxylgruppen).
• Organische Partikel über dem Wald
können daher den Hauptteil der für die
Wasserdampfkondensation
aktivierbaren Teilchen ausmachen.
• Sauerstoffhaltige organische
Verbindungen setzen die
Oberflächenspannung der
Wassertröpfchen herab.
• Beeinflussen daher die frühen
Bildungsprozesse von Wolken:
• Wachstum der Wassertropfen schon bei
geringer Wasserdampfübersättigung
(siehe Kelvin‘sche Gleichung).
Biologische Klimaregulierung
• Wasserdampf-Kondensationsprozesse sind für die
globalen Temperaturregelkreise von großer
Bedeutung.
• Es ist anzunehmen, dass die terrestrische Vegetation
mit ihren Emissionen von Nicht-Methan-KW an
diesem Regulationssystem beteiligt ist,
• indem sie Licht rückstreuende und als
Kondensations-Nuclei wirksame Aerosolpartikel
erzeugt.
Wolken und Klima
•
Wolken reflektieren kurzwellige und absorbieren und emittieren
langwellige Strahlung.
•
Die Reflexion kurzwelliger Strahlung an Wolkentröpfchen und
Eiskristallen wirkt abkühlend auf die Erdoberfläche (Albedo).
•
Andererseits reduziert Bewölkung wegen ihrer verglichen mit der
Erdoberfläche niedrigeren Temperatur die langwellige
Abstrahlung in den Weltraum und wirkt somit erwärmend auf die
Erdoberfläche.
•
Bei tiefen Wolken überwiegt (infolge der relativ geringen
Temperaturdifferenz zur Erdoberfläche) der abkühlende Effekt,
•
bei hohen Wolken der erwärmende Effekt. (Temperaturgradient
innerhalb der Wolke: Daher strahlt sie nach oben weniger Energie
in der Zeiteinheit ab, als sie nach unten zurückstrahlt.)