Großräumige Beeinflussung des Klimas durch menschlichen Eingriff?

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Sektion 0: Energie und Klima
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Grof3raumige Beeinflussung des Klimas durch mensch lichen
Eingriff?
Historischer Oberblick und kunftige Aussichten
Von H. Flohn 1)
Das Problem der E inwirkung des Menschen auf das gro~riiumige
Klima ist keinesfalls neu, aber erst in unseren Tagen ist
es mogllch, d ieses Thema quantitativ, auf der rationalen
Grundl;;ge der Physik und Mathematik aufzugreifen. Dabei
erweist es sich als hochst komplex, noch komplexer als das
Problem der kunstlichen Wetterbeeinflussung, das so viele
IIlusionen geweckt hat. Klima entsteht in einem umfangreichen,
llL!TCh viele nicht-lineare Wechselwirkungen verflochtenen
"k.!imatl$chen System": Atmosphare + Ozean + Eis +
Eratloden + Vegetation (Biosphare), dessen Subsysteme ganz
ver~.chledenen Zeitskalen {1 O-l his mindestens 10' Jahre) untcrworfen
sind. AL:ch heute noch ist der Aberglaube an eine
wE'itg~hendt: Konstanz des Klimas weit verbreitet, selbst bei
Fae',leeHen, die nur selten uber die (nur ausnahmsweise 200
bis 300 J"hre umfassende) Periode instrumenteller Beobachtungen
hin"us sehen. Aber die Fortschritte der Physik - Tem·
perat;Jruest:mmungen und Datierung mittels stabiler oder
riwlcaktiver Isotope - und der ozeanographischen Technik
hab.:n ursere Zeitskala gewaltig ausgedehnt, und hochst
iib.:rraschende Einblicke in die Klimageschichte verschafft.
Wir beschrankf:n uns hier auf die l'Jacheiszeit seit dem Ruckzug
der grolsen I nlandeisschildC/ vor 17000 Jahren reich·
ten Sie noch bis in den Bereich der Vorortbahnen von Hamburg,
Berlin und Munchen.
Uberblick tiber die nacheiiizeitliche Klimageschichte
Dies~r RLlckzug oer gror~en Inlandeise dauerte ggf. etwa
100JO Jar-He. Er vollzog s,:h recht ungleichformig: in der Zeit
zwischen 12500 und 10!:;00 vor heute (vh) kam es in Nord·
amerika L:nd Europa zu zwei krattigen Klimaschwankungen,
mit einem Wech:>el zwischen arktischer Tundra und Kiefern·
wald, der sich ;f' le'veils 200 bis 300 Jahren vollzog - die ver·
ur,achendsn K.m2schwallkungen um bis 6· C sind vermutlich
in wer;::;er als 100 .lahren abgelaufen. In Skandinavlen
versch·.\1ind (jib Inlandeis etwa 8500 vh, in Nordamerika erst
etwa 6500 vI:. bis auf Grbnland und einige flache Plateau-Eisschi:de
tiT: kanadischen t\rchipel. Dann trat (wie in fruheren
1'1\erglazli:I:'""il eine Periode hoher Klimagunst um 6000 bis
4500 vI"> ,"in, in der bei f!lichlichen Niederschlagen die TemperatJ~':':~
:n 'joseren Breiten 1 bis 2 0 hoher lagen als heute;
da; Mkt~scr,,, Treibe:s hatte sich selbst von der Nordkuste
Grbr ,1'ids zliruckgezogen. Der heutige Trockengurtel von
Westafr;ka tis n2ch Nordwest·lndien (Rajasthan) geno~ cine
li:lnfJC r:{"dchrperiode mit Ijroi':len Seen (zum Beispiel Tschad­
See. 48 rr: tief I ..md 2500",0 :':rn 1 grof~). So herrschten wahrend
der H::·cr,c,i[j,e des Alten Reiche; Ii, Agypten (1. bis
5. 0Inas~.,'):JJer 'jer Indu::kultur weseml gunstigere Klimabed;ng:J1c;t':n
als heute, die jedoch um 4000 vh durch Aus·
trocknung Jbge!o~t wurden. Aber noch war die Sahara eine
WU, :cn,:eppe - r,ier wie in vielen Gebieten am Rande der
Tro.::k"nzone ist die Vegetationszerstorung eine Foige der
Eingnffe des Menschen schon auf fruher Kulturstufe: Aus­
1) Prof. Dr. H. Flohn, Meteorologisches In>titut, Universitiit Bonn
rottung der gro~en Jagd· und Raubtiere, Ersatz durch INt'l:!t'
vieh, Bodenerosion, Abbrcnnen des Grases in der TIOC~"II
zeit. Dil'se Anderungen sind heute zum Teil tn Einzelhl'III'fI
belegbar -- in Nordafrika und Ostafrika stehen liber 3G ;·'.1
reihen fur die Spiegelschwankungen meist aU5getroc"l1t'1t'f
Seen zur Verfugung, manche bis 30000 Jat.rc zund/I"
chend. Nir wissen hel,te, da~ diese Feuchtperiode S\C!)t·'
nacheiszeitlich ist, wilhrend die Eiszeit selbst (von eimclllrtl
Gebirgen abgesehenl fast uberall trockener war als heul,'.
selbst in den tropischen Regenwaldern. Eine besonders VI,il
standige Beobachtungsreihe lieferten einige ausgetrockllt'l.
Seen in Flajasthan, wo aufgrund der sehr vollstandigen Polk"
profile IJnd ihrer Auswertung mit statistischen Technlh.,,
eine 10000 Jahre umfassende Rekonstruktion der Klima{j"
schichte vorliegt, die sogar den wechsel nden E influ~ der n'le
diterranlln Winterregen und der Sommerregen des indischt'll
Monsun~; erkennen laBt.
In abgeschwachtem Ma~ wiederholt sich in Afrika diese Gunst
periode nochmals irr: 16./17. Jahrhundert und gegenEndedc\
19. Jahrhunderts. Aber nunmehr traten - besonders um 1680
und 18:20/1850 - schwere mehrjahrige Durreperioden Jul,
die sich in unserem Jahrhundert {um 1913, 1941, un,l
1969/74) wiederholten, jetz! verscharft durch das WachslLHll
der Herden in den feuchteren Perioden, als Foige der Bevol
kerungsexplosion, der Bekampfung der Viehseuchen IJ~W.
Dieser VJechsel ist typisch fur das Klima - die 7 mageren Lind
fetten Jahre der Bibel sind ein treffender Be! .'g. An vielcn
Stellen in der Sahara findet man fossiles Grundwasser aus
fruheren Feuchtperioden, da, nun mit zunehmender Nutlullg
rapid absinkt: hier beutet de; Mensch das kostbare SLir~was,,'r
wie ein Mineral (oder Erdoil aus, ohne Rucksicht darauf, dJI~
es nicht mehr erneuert werden kann. Ober die vorhandenen
Mengen wurden hachst unrealistische Schiitwngen verbre.tet.
Aile diese Klimaschwankungen haben nun in der Arktls, be
sonders ihrem atlantischen Sektor ihre gra~ten Ausschl;lge
gehabt. Ais die Wikinger mit den schmalen Booten um 820
Island, spater Sudgronland bf,siedelten und ihre Entdeckungs
fahrten nach Baffinland, Labrador und Neufundland (-' VitI
land) durchfuhrten, war der Schiffahrtsweg an der OstkUSle
Gr6nlands eisfrei ~ erst um 1300 ruckte das Eis wieder bis
zur Siidspitze vor und zwang zur Aufgabe der Verbindung.
Sehr wahrscheinlich war damals auch die Sturmge'ahr aut
dem offenen Atlantik viel geringer als heute. Dagegr:n ruck·
te naeh 1400, mit Hohepunkten um 1690 und 1780, dd\
arktische Treibeis auf breiter Front nach Sliden vor, bracht,
Island, Schottland und Skandinavien, aber auch den Alpen
eine drastische Klimaverschlechterung kalte Winter und
kalte, verregnete Sommer (mit Neuschnee in den Alpen, iihnlich
wie Antang Juli 1954) hauften sich in ungewohnlichem
Ausma~. Diese Periode, die sich nach Vorliiufern um
1330 und 1430 bis 60 - in Europa und Nordamerika (mit
Auswirkungen auf den Trockengurtel Afrikas und des Nahen
Ostens) zwischen 1550 und 1850 bemerkbar machte, winl
etwas ubertreibend als kleine Eiszeit bezeichnet. Inallen
110

•
Hochgebirgen der Erde lassen sich damals G letschervorsto~e
nachweisen, die die hochsten Stande seit der jungsteinzeitlichen
Peri ode des "klimatischen Optimums" erreichen oder
ubertreffen: in Baffinland waren damals 140000 km 2 von
Firn uberdeckt, gegenuber 2 Eisfeldern von 37000 km 2
heute.
Diese Periode war charakterisiert durch eine Form der atmospharischen
Gro~zirkulation, die auch heute ausnahmsweise
[in den strengen Wintern auftritt): bei ihr herrschen hochreichende,
etwa ortsfeste Vorsto13e kalter Luft nach Sud warmfeuchter
Luft nach Nord vor. Hier treten also Extre~e nach
belden Seiten auf: sehr kalt - sehr warm, sehr trocken ­
sehr feucht. Die letzten Jahre brachten wieder eine Haufung
solcher Extreme: der warme Winter 1974175, der alles liber­
Haf seit 1 794/95, der trockene Sommer 1976 in Westeuropa,
Hlt?ichzeitig mit einem klihlnassen Sommer in Rul?land, der
kalle II/inter 1976/77 in Nordamerika solehe Extreme sind
wllchselseitig gekoppelt und haben eine Erhaltungsneigung
von 2 bis 4 Monaten. I hre Ursachen liegen offenbar in den
Wechselwirkungen Atmosphare/Ozean/Eis, die auch mit den
heutigen Beobachtungstechniken ieinschlielllich Satetliten)
~:r schwer erfa13bar sind.
I hre Bedeutung liegt einmal in der wechselhaften Beanspruchung
der Energie in den Industriestaaten zu Heizung und
Klihlung aber auch in der Getreideernte, die bei den nur
noch geringen Getreidereserven del Welt sehr prekar geworden
1St. Nachdem die USA und Kanada noch die einzigen
Ut)erschul!lander sind, erhalten die Klimaanomalien im Mitte:westen
Nordamerikas ausschlaggebende Bedeutung: eine
Wlederholung der mehrjahrigen Diirreperiode der 30er Jahre,
elie jederzeit eintreten kann, ware fur die Welternahrung katastrophal
- ebenso auch fur Indien eine Wiederholung der katastrophalen
Durre von 1918 oder gar der Foige von vier Di..irren
in den Jahren urn 1855. Wir haben eine Periode gunstiger
Witterung mit 5eltenen Anomalien in der Periode 1931 bis
60 hmter uns; jetzt befinden wir uns, nach einer deutlichen
Abkuhlung in der Arktis, wie Ende des vorigen Jahrhunderts
in einer Periode haufiger Extreme, deren Ende noch nicht abzusehen
ist. Auch die Variabilitat des Klimas ist zeitlich nicht
konstant sie nimmt anscheinend mit wechselndem Temperaturgefalle
Aquator-Pol zu.
"'aturvorgange und Mensch als Ursache der Klimaschwankungen
Auch wenn wir uns auf kurzfristige Klimaschwankungen (Zeitskala
10 bis 100 Jahre) und Klimaanomalien (1 bis 10 Jahre)
beschranken, i~t die Frage nach den Ursachen heute nicht eindeutig
zu beantworten. 0 ie Uberzahl der kurzfristigen Anomahen
haben ihre Ursache in "internen" nicht-linearen Wechselwirkungen
innerhalb des klimatischen Systems, die zu einer
Um· und Neuverteilung von Warme und Niederschlag fuhren;
am Beispiel der Schwankungen der Meerestemperatur im Pazifik
haben J. Bjerknes und andere zuerst die weitraumige
Wirksamkeit solcher Anomalien des Warmehaushalts gezeigt.
Danaben gibt es "externe" Vorgange, deren Bedeutung aber
gegeniJber den "internen" keinesfalls iJberschatzt werden darf:
die immer noch hypothetischen Schwankungen der Sonnenstrahlung
(Solar-"Konstante"l. unregelmaBig auftretende
Vulkanausbruche mit ihren jeweils 1 bis 3 Jahre wirksamen
stratospharischen Staubmassen. Die Wirkung individueller
Ereignisse auf der Sonne (zum Beispiel in Sonnenflecken)
auf den Klima-Ablauf ist zwar nachweisbar, aber meist klein
gegenuber der normalen Variabilitat. Hierzu sei bemerkt dall
in der Zeit5kala lll'. "en 1 und 1000 Jahren keine KIi~aperioden
nachweisbar Sind, die genugend regelmaBig und mit genugend
groBer Schwankungsweite auftreten - fur die Vorhersage
sind dlese Perioden leider unbrauchbar.
Aile diesc internen und externen Prozesse lassen sich in ihrer
Auswirkung auf clen Energiehaushalt abschatzen: ihr Beitrag
liegt bei 100 bis 300 Terawatt (10 12 W). Dieser Betrag erscheint
klein gegelluber der Solarkonstante (173000 TW) oder
der Warmebilanz der Erdoberflache. Die Prozesse von Wetter
und Klima niJtzen jedoch nur einen winzigen Teil dieser Energie
aus, namlich die horizontalen Unterschiede der Heizvorgange:
die im Wetter umgesetzte Energie belauft sich nur auf
1000 bis 1200 TW. Mit dieser Bezugsgrolle mussen wir nun
die .. anthropogene" Einwirkung des Menschen vergleichen
(siehe weiter unten). Inzwischen sind eine Anzahl mathematisch-physikalischer
Klimamodelle konzipiert worden, von
denen aber nur wenige die Wechselwirkungen innerhalb des
Systems wenigstens in grob "parametrisierter" Form in Rechnung
stellen. Kein,~s dieser zum Teil hervorragenden, sehr umfangreichen
Modelle erlaubt bisher eine liberati voll befriedigende
Simulation des heutigen Klimas mit seinen regionalen
Unterschieden unci seiner jahreszeitlichen Schwankung.
Unter den vom Menschen hervorgerufenen Klimaetfekten sei
zunachst ein langiristiger Effekt betrachtet, der seit Jahrtausenden
(sci, dem Neolithikum) vor sich geht: die Umwandlung
der naturlichen Vegetation in Ackerland und Weideland, mit
den begleitenden Anderungen der flir den Warmehaushalt der
Erdoberflache maggebenden Parametem: Reflexionsfahigkeit
(Albedo), Bodenfeuchte, Oberflachenrauhigkeit. Wahrend die
Rau higkeit der Vegetation das Durchr,reifen des Windes bis
zur Erdoberfli:iche beeinflullt, sind Bodenfeuchte, Verdunstung
des Erdbodens und Transpiration der Pflanzen (als Eva·
potranspiration zusammengefa13t) fur den Wasserhaushalt entscheidend.
Primar am wichtigsten ist die Oberflachenalbedo,
das hei13t der Anteil der reflektierten Strahlung an der gesamten
Einstrahlung von Sonne und Himmel: diese hangt weitgehend
von der Farbe der Vegetation und desBodens ab (zum
Beispiel dunkler Wald 0,12, Steppe und Grasland 0,20 bis
0,25, heller Wustensand 0,35, dagegen frischgefallener Schnee
0,8, Meer 0,05 bis 0,10 ie nach Sonnenhohe und Wellen). Aile
diese Grollen werden vom Menschen mehr oder minder stark
manipuliert. E ine Schatzung ergibt eine mittlere Albedo der
Kontinente von 0,26 + 0,02, der ganzen Erde von rund 0,15.
Dieser Wert ist auch vertraglich mit den heute aus Satellitendaten
ermittelten Daten. Nach einem vereinfachten Strahlungsmodell
von Manabe-Wetherald (ohne Berucksichtigung
der Wettervorgange) entspricht eine Anderung der Albedo
um 0,01 einer Temperaturanderung von 1,1 DC; das erlaubt
eine grobe Abschatzung der Klimawirkung in globalem (aber
nicht lokalem) Mallstab. Die Vegetationszerstorung in den
Trockengebieten, die Umwandlung von Waldern in Ackerland
seit dem oben erwahnten klimatischen Optimum von etwa
6000 Jahren war mit einer Zunahme der Albedo gekoppelt
(auf dem Gebiet der Kontinente von 0,24 auf 0,26 geschatzt)
- unter Serucksichtigung der Anderungen in der Ausdehnung
des arktischen Treibeises kommen wir auf eine Anderung der
Erdalbedo von 0,138 auf 0,147 entsprechend einem Temperaturruckgang
von 1,0 °c, was mit den indirekten Seobachtungsdaten
gut vertraglich ist.
Diese Klimaeffekte wirken aber nur sehr langsam: eine 90 %ige
Umwandlung der tropischen Regenwalder in Grasland oder
Ackerland, die wir in den nachsten 3 bis 5 Jahrzehnten wohl
erwarten mussen, wurde die Albedo der Kontinente weiter ansteigen
lassen.
Wichtiger sind die regionalen Anderungen: Charney (1975)
hat am Beispiel eines Modells der Sahara gezeigt, daB eine Zunahme
der Albedo zu einem Auseinanderweichen der Regenzonen
und damit zu einer Abnahme der Niederschlage fiihrt.
Das hat sich inzwischen an anderen Modellen bestatigt: hier
ist zum ersten Mal ein anthropog. ler regionaler Klimaeffekt
gro~en AusmaBes wahrscheinlich gemacht worder" der allerdings
nur langsam mit der Ausbreitung der Wusten fortschreitet.
111

..
..
Glashauseffekt und luftversc:hmutzung
Eine Anzahl von Spurengasen, die infolge der Tatigkeit der
Mensehen in die Atmosphare emittiert werden, absorbieren
zwar keine kurzwellige Strahlung der Sonne, wohl aber einen
Teil der langwelligen Ausstrahlung der Erde. Sie erwarmen
sieh dabei und als "atmospharische Gegen'Strahlung" auch die
Erdoberflaehe. dieser Effekt ist als "Glashauseffekt" wohlbekannt.
Diese Rolle falh zunaehst dem Wasserdampf zu,
daneben dem Kohlendioxyd (C0 2 ), dessen Absorptionsbande
sich teilweise mit einer des Wasserdampfes uberschneidet.
Wahrend der Wasserdampfgehalt der Atmosphare zu fast 90 %
durch die Meeresverdunstung kontrolliert und damit praktisch
konstant gehalten wird, hat der CO 2 -Gehalt seit Beginn der
Industrialisierung um 1880 von 290 ppm (= 10- 6 Volumenanteil)
auf 330 ppm (1975), also um 13 % zugenommen. Bisher
liegen nur zwei ungestarte Me~reihen "or (am Mauna Loa
auf Hawaii, 3400 m hoch, und am SUdpol); sie zeigen (neben
einer jahreszeitliehen Sehwankung) eine unregelmal~ige, aber
immer weiter zunehmende Waehstumsrate von 0,5 bis 2,0 ppm
pro Jahr. Rund 50 % des dureh Verbrennung von Kohle, Erd·
al und Erdgas entstandenen CO 2 wird in die Atmoshare aufgenommen,
die andere Halfte yom OZean absorbiert. Oer Anteil
der B iosphare, das hei~t der Vegetation, war lange umstritten.
Zwar kann ein Teil des CO 2 durch die Produktion
von Biomasse im Holz der Baume (im Mitt"" fur rund 60 Jahre)
festgelegt werden, aber nach neuesten Befunden kompensiert
die Waldzerstarung durch den Mensehen diesen Effekt, ja sie
ist in den T ropen offenbar starker. Oer Arlteii der einjahrigen
Pflanzen ist vernaehlassigbar, da diese Kohenstoff nur fur eine
Vegetationszeit speichern und dann wieder abgeben. Auch
der Ozean ist nur begrenzt aufnahmefahifl - es handelt sich
dabei nur um die nur 1 bis 200 m machtige obere Mischungs·
sch icht. die zunehmender Verschmutzung unterliegt, wahrend
der Austauseh mit den kalten Tiefenschichten nur augerst
langsam vor sich geht.
Mehrere neuere Model1rechnungen (Zimen, Keeling, N iehaus­
Vol!) haben ubereinstimmend ergeben, dag bei unkontrolliertem
Verbrauch fossiler Brennstoffe der CO 2 -Gehalt der Atmosphare
im Laufe des nachsten Jahrhunclerts um einen Faktor
mindestens 2, wahrscheinlich aber 5 bis8 zunehmen wird.
Selbst bei sehr einschrankenden, sicher nicht realisierbaren
Annahmen ist ein Anstieg des CO 2 -Gehalts auf etwa 560 ppm
zu erwarten.
Die Rolle des CO 2 fur den Glashauseffekt wurde in den letzten
20 Jahren viel diskutiert - sie fuhrt zu einer Erwarmung
der ganzen Troposphare, deren Betrag fur eine Verdoppelung
des CO 2 -Gehalts in verschiedenen Modellen zu + 1,5 bis 3 0
angegeben wird. Oas beste dieser Modelle (Manabe-Wetherald
1975) berucksichtigt die atmospharische Dynamik und die
thermische Wechselwirkung mit dem Ozean; es fuhrt bei einer
Verdoppelung des CO 2 zu einer globalen Erwarmung um
2,9 °c, die im Polargebiet auf 8 bis 10°C anwachst, wahrend
die Abkuhlung der Stratosphare sich am Boden nicht auswirkt.
Zweifellos ist auch dieses Modell noch in v~rschiedenen Punkten
unrealistisch; aber der wichtigste Einwand (am Nordpol
wird schneebedecktes Land statt Meereis angenommen) erscheint
hier von untergeordneter Bedeutung.
I nzwischen erfahren wir, da~ eine Reihe weiterer anthropogener
Spurenstoffe im Bereich des atmospharischen Fensters
(8 bis 12 J-tml zwischen den Absorptionsbanden von H 2 0
und CO 2 absorbieren und dam it den Glashauseffekt noch
verstarken. Hierzu zahlen die Chlor-Fluor-Methane, die als
Treibgas der Spruhdosen in gro~en Mengen produziert werden,
aber auch Methan, Ammoniak und vor allem N 2 0 (als
einer der Endprodukte der Oungemittel). Diese Substanzen
haben, ebenso wie das CO~, eine lange Verweildauer in der
Atmosphare (bis zu 20 bis 30 Jahren); ihre Wirkung ist daher
viel gro~er als die der Luftverschmutzung. Ebenso kurzlebig
und daher nur lokal wirksam ist die Wirkung der direkten
Energiezufuhr; diese erreicht in I ndustriegebietcn und Grol~·
stadten Werte \Ion 10 bis 20 W/m 2 , die nieht mehr klein sind
gegenuber der Nettointensitat der Strahlung an der Erdoberflache,
die im globalen Mittel rund 100 W/m 2 (in Mitteleuropa
50 bis 60 W/m 2 ) betragt. 1m ~Iobalen Ourchschnitt ist
dieser Term sehr klein (0,015 W/m ), vergleichbar dem Beitrag
des "geothermischen" Warmestroms aus dem Erdinnern
(0,06 W/m 2 ).
Die Rolle der Luftverschmutzung ist gegenuber dem CO 1 gering,
weil jedes Aerosolpartikel in Bodennahe nur 2 bis 3 Ta·
ge, in der oberen Troposphare 20 bis 30 Tage in der Atmo·
sphare bleibt, gegenuber 5 bis 7 Jahre bei einem CO, -Mole·
kul. Aueh die direkt zug(,fuhrte Warme (Enthalpie) bleibt nur
1 bis 3 Tage in der Atrnoshare und wird dann durch Ausstrahlung
wieder ausgeschieden. Oer Wasserdampf selbst, als
Trager der latenten Warrne, verweilt im Ourchschnitt 9 T age
in der Atmosphare und wird in dieser Zeit um einige 1 000 km
weiter verfraehtet. Nimmt man aile vom Menschen in Gang
gesetzten Energiezufi :hren zusammen, so kommt man im
globalen Mittel auf 0,03 bis 0,04 W1m2 oder 15 bis 20 TW:
hierbei fassen wir aber mehrere nicht gleichwertige Beitr.lge
zusammen. 1m Vergleieh hierzu entspricht einer Zunahme
der globalen Albedo um 0,01 eine Abnahme an der Erdoberflache
verfi.:gbaren kurzwelligen Strahlung um 78 TW,
Der Effekt der Luftverschmutzung kann nur riehtlg beurt!~ilt
werden, wenn man neben der Ruckstreuung der kurzwelli\len
Sonnenstrahlung auch ihre Absorption berucksichtigt, die zur
Erwarmung der Atmosphare fuhrt. Welcher der beiden Eff.ekte
starker wirkt, hangt von der Albedo des Erdbodens ab; Beobachtungen
im Bereich der stadtischen Ounstglocken zei~len
eindeutig Erwarmung. Ganz unsicher ist noch die Rolle der
Bewalkung, jedoch sind Anderungen unwahrscheinlich.
Offenbar wirken die anthropogenen Effekte aile zusamrnen
im Sinne einer Erwarmung Ihnen gegenuber steht nur die
uberwiegende Zunahme der Oberflachen-Albedo, die aber
viet langsamer vor sich geht und dureh Anderungen im Wasserhaushalt
leicht kompensiert werden kann.
Die Rolle des arktischen Meeres
Eine entscheidende Rolle im Rahmen der gro~raumigen Klimaprozesse
spielt der sensitivste Teil des klimatischen Syster:ls:
die arktische Meereisdecke, deren zentraler Teil etwa 8 . 10';
km 2 mehrjahriges Eis umfa~t, das im Winter auf knapp
12 . lOt> km! zunimmt. 1m Gegensatz hierzu ist das Teibeis
der Antarktis zu uber 85 % ei njahrig, Oleses ark tische Teibeis
ist im Mittel nur 2 m dick, mit starken Unterschieden je naeh
Alter, durchsetzt mit 2 bis 15 % offenen Stellen (Polynias
oder Waken). deren Warmehaushalt horizontal hachst kom·
plex und schwierig erfagbar ist. Seine gro~n historischen
Schwankungen im atiantisch-europiiischen Sektor (bis zu
2000 km!) zeigen die gro~e Sensitivitat die~es arktischen Meer·
eises, dem fur die Zukunft unseres Klimas die Schlusselrolle
zukommt. Sein Kern zwischen Gronland, Alaska und Sibirien
ist offenbar seit 1 bis 2 Millionen Jahren konstant geblieben
und hat den vielfachen Wechsel Eiszeit - Zwischeneiszeit
iiberdauert. Mit gro~er Wahrscheinlichkeit konnen wir erwar·
ten, da~ das Eis in einer Periode fortschreitender Erwarmung
- wenn der CO c -Gehalt um 50 bis 100 % zunimmt ahnlich
wie in der Wikingerzeit oder vor 5000 Jahren, sich bisjenseits
des 80ten Breitengrades zuruekzieht. Die Foigen kannte man
(au~er durch Modell·Simulationen) auch empirisch abschatzen
durch umfassende Untersuchungen der hlstorischen Klimal0­
logie der Tropen und Subtropen hierl)ei mussen aber die
Wirkungen der Vegetationszerstorung und der Albedo-Zunahme
in Rechnung gestellt werden. Daruber hinaus erscheint es
unwahrscheinlich, da~ dcr Kern des Eises eine Zunahme des
CO 2 ·Gehaltes um einen Faktor 2 bls 5 uberda'Jern k,lnn,
Hierzu tritt, daB eine Verminderung des Suf~was,erzuflu~se;
in das E ismeer, wie sie du rch wachsenden WasserbralJch I ur
112

...
•
Bewasserung in Zentralasien zu erwarten ist, sich ebenfalls im
Sinne einer Verminderung der Eisproduktion im Winter auswirken
wird. Ein offenes Eismeer aber wird unweigerlich zu
drastischen Anderu ngen der atmospharischen Zirku lation fuhren,
zu einer Verlagerung aller Klimazonen der Nordhalbkugel
polwarts, mit weitgehenden AU5wirkungen auf den Was·
serhaushalt. Vor altem im H inblick auf die steigenden Wasser·
anspruche einer unaufhaltsam wachsenden Bevolkerung mus·
sen wir danach streben, unser Klimasystem stabil zu erhalten.
Perspektiven fur das 21. Jahrhundert
Die naturlichen klimatogenischen Vorgange allein fuhren mit
groBer Wahrscheinlichkeit im Laufe der nikhsten 5 bis 10000
Jahre zu einer neuen Eiszeit. Die Wahrscheinlichkeit eines solchen
Oberganges - der sehr abrupt sein kann - in den niichsten
100 Jahren kann (mit zwei verschiedenen Methoden) abo
geschiitzt werden zu 0,1 bis 1 Prozent: ein solches Hisiko wird
man in Kauf nehmen mussen. 1m Gegensatz hierzu kann eine
lInkontrollierte Zunahme der anthropogenen Effekte zu einer
Warmzeit miteisfreier Arktis fUhren, die dann in menschlichem
Zeitma[\stab irreversibel sein kann; etwas Ahnliches ist seit 1
..... -.: Millionen Jahren nicht beobachtet worden. Eine solche
~pektive beruht auf vier unbeweisbaren Voraussetzungen:
Konstanz der Zustrahlung ven der Sonne, keine Liberzufiillige
Hiiufung groBer Vulkanausbrliche, Stabilitiit des Antark tiseises
und Konstanz der derzeitigen Bewolkungsverhiiltnisse. Unter
dieses Voraussetzungen schatzt der Verfasser die WahrscheioliEbkeit
eines derartigen Obergang,es in den nachste'n 100 Jahren
mindestens auf 10 %, wahrscheinlich aber zu Liber 50 %,
wobei die Zeitskala naturlich von der politisch..okonomischen
Entwicklung abhangt. Als niichstes Stadium der klimatischen
Zukunft kann man eine Ruckkehr zu der relatilf gunstigen
Klimasituation der Periode 1921 bis 60 erwarten, clanach eine
Ruckkehr zu der noch warmeren Periode des Fruhrnittelalters
lind des klimatischen Optimums. Ein grundliches Studium
diesel vergleichbaren Epochen erscheint - vor allem als Test
fur aile Modellrechnungen - als vordringlich; die hierzu noti·
gen Mittel sind klein gegenuber dem, was wir in der Wehraumtorschung
investieren: auf diesem "Raumschiff Erde" mussen
ouch unsere Enkel leben! Wenn der CO 2 ·Gehalt we iter unkontrolliert
zunimmt, zusammen mit den ubrigen {Ileichsinnig
wirksamen Effekten, dann kann ein solcher Zustand schon in
30 bis 50 Jahlen eintreten - er bringt einigen Gebieten Vorle,;le,
anderen Nachteile, besonders des Wasserhaushaltes,
-...,,;':,.a.J ur:erSl.;cht '... erden r;·ur,s.en.
Viel groBer ist aber das R isiko eines volligen Verschwindens
des arktischen Meereises - ein Modell, das zwar noch keinesfalls
gesichert ist, aber doch einen genugend hohen Grad von
Wahrscheinlir;hkeit besitzt. Die Weichen zu einer solchen Entwicklung
stellen wir selbst mit unserer Energiepolitik in den
nachsten 10 bis 20 Jahren. Von diesem Standpunkt aus ist
das Risiko der Verwendung fossiler Brennstoffe. mindestens
eben so groB wie das (jedenfalls technologisch minimierbareJ
~o der Kernkraftwerke. Seine Auswirkung erstreckt sich
nahezu auf die ganze Erde; sie wird heute von weitblickenden
Energiefachleuten sehr ernst genommen.
Die einzige ins Gewicht fallende Alternative ist die Sonnenenergie,
die bei we iter steigendem Energiepreis in Zukunft
wohl auch in groBem MaBstab konkurrenzfahig sein wird.
Hier ist das klimatische Risiko offenbar wesentlich geringer,
wenn auch hier intensive Forschung notwendig ist. Die Zeit
unkontrollierten Wachstum jedenfalls geht zu Ende - je fru·
her wir uns darauf einstellen, desto eher werden wir in ge·
meinsamer Anstrengung, auf einer internationalen Ebene,
Mittel und Wege finden, der Gefahr zu begegnen, mit der unsere
Kinder und Enkel konfronti>1rt werden: das allesauf dem
Hintergrund einer Weltbevolkerung von 10 bis 12 oder gar
15 Milliarden Menschen. Langfr istige Risiken dieses Ausma­
Bes konnen und duden nicht von der Zeitskala einer Wahlperiode
her beurteilt werden.
Schrifttum
(Auswahl)
11 SMIC Report: Inadvertent Climate Modification. Report of the
Study of Man's Impact on Climate. MIT Press, Cambridge, Mass.
1971,308S.
21 Lamb, H.H.: Climate: Present, Past and Future. VOl. I Methuen
{Londonl1972, 613 S.
31 Flohn, H.: Globale Energiebilanz und Klimaschwanku'1gen,
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Beeinflussung des LokalkHmas durch groBe Energieerzeugungs­
und Verbraucherzentren
Von H. G. Fortak 1)
und Klimabeeinflussung
Das Emp' n fur das, was wir Klima nennen, ist jedem
Menschen in ho aBe eigen und setzt ihn in die Lage,
Klimaunterschiede zwisc r oder weniger weit voneinander
entfernten Orten schon dan ustellen, wenn er
an diesen nur eine verhaltnismaBig geringe on Jahren
geleb\ hat. Diese Fahigkeit entsteht aus einer gmB 1­
hilit,lI des menschlichen Organismus ge e .. ( en meteo·
fologischen Elementen, einer herv enden Speicherfahigkeit
gegenuber dem zeitli Verlauf derselben und insbesondere
aus der . enz eines statistischen Programms fUr
die VerarL derartiger langjahriger Beobachtungen, das
sich in ciner Komplexitat bisher nicht mathematisch-statislisch
nachbilden lieB. Diese Leistung kann man :jich formal
vCfill1schaulichcn, Wenn man bedcnkt, welche grof::e Zahl mel)
Prol. Dr. H. G. Fortak, Theoretische Meteorologie, heie Univer­
Sililt Berlin
teorologischer Elemente intuitiv von jedem "beobachtet"
werden: Lufttemperatur (durch indirekte Effekte auch die
vertikale Verteilung derselbenl. Luftfeuc71tigkeit lund auch
hier indirekt die vertikale Verteilungl. das ganze Spektrum der
Bewolkungsarten bis hin zur Gewitterwolke. aile Formen von
Niederschl h nd
olgkeit, die Strahlungsverhaltnisse, die Veriinderungen der
Eigenschaften der Erdoberflache in Abhimgigkeit von den
me ogischen Elementen und zu all em. mit Unbehagen
empfunden, . chemische Zusammensetzung der Luft und
das Aerosol.
Das natiirliche Klima, meist . nige, das man in seinen fruhen
Lebensjahren am gleichen Ort that, wunscht sich
ieder erhalten. Veranderungen dessl:lben l enschliche
AkUvit,Jten werden als bedrohlich ernpfunden. da . 'r nur
negative Auswirkungen beobJchtet wurden. Dabci wire jedoch
ubersehen, daB es natiirliche Klimaanderungen gibt mit
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