Der Treibhauseffekt kann in mehreren Einzelschritten erklärt werden. Elektromagnetische Wellen, in Form von ultravioletter, sichtbarer und nahinfraroter Strahlung, mit einer Wellenlänge von ca. 500nm, werden von der Sonne in Richtung der Erde emittiert. Der Großteil des Wellenlängenspektrums wird kaum durch die Atmosphäre absorbiert, da Treibhausgase wie Wasser, Kohlenstoffdioxid, Methan und Ozon durchlässig für die kurzwellige Strahlung sind. Die Atmosphäre und Wolken reflektieren ca. 26% der Sonnenenergie zurück ins All, während 19% absorbiert werden. Nachdem die Atmosphäre passiert wurde, trifft die restliche Sonnenenergie auf die Erdoberfläche, wo wieder ein kleiner Teil reflektiert wird, während der Rest absorbiert wird. Die Energie der Photonen führt eine Erwärmung der Erdoberfläche herbei. Die erwärmte Oberfläche gibt wiederum Energie in Form von infraroter Strahlung mit einer Wellenlänge von 10.000nm ab.

Diese, von der Erdoberfläche abgegebene, langwellige Infrarotstrahlung wird eher von den Treibhausgasen in der Atmosphäre absorbiert. Daher erreicht nur ein kleiner Teil dieser Strahlung den Weltraum während der überwiegende Teil in der Atmosphäre aufgehalten wird. Die Infrarotstrahlung kann, aufgrund der Molekülstruktur zweiatomiger Treibhausgase (Kohlenstoffmonoxid) und Treibhausgasen mit mehr als drei Atomen, von diesen absorbiert und emittiert werden. Die absorbierte Energie bringt die locker miteinander verbundenen Moleküle zur Vibration, wodurch letztendlich die Strahlung wieder freigegeben wird. Diese Energie wird gleichmäßig wieder in Richtung des Weltraumes oder der Erdoberfläche emittiert. Von dieser Strahlung wird wiederum ein Teil von der Oberfläche absorbiert, wodurch eine weitere Erwärmung bewirkt wird, da die Energie in der unteren Atmosphäre gefangen gehalten wird (Abbildung 2). Daher verursacht eine höhere Konzentration von Treibhausgasen, eine größere Menge an absorbierter und reemittierter Sonnenenergie, wodurch die Atmosphäre und Erdoberfläche weiter aufgeheizt wird. Ca. 99% der trockenen Atmosphäre ist infrarotdurchlässig, da die Hauptbestandteile Stickstoff, Sauerstoff und das Edelgas Argon sind. Diese Gase bestehen entweder aus einem, oder aus zwei identischen Atomen, was es diesen Gasen unmöglich macht Infrarotstrahlung direkt zu absorbieren oder zu emittieren. Allerdings können intermolekulare Kollisionen dazu führen, dass die von anderen Treibhausgasen absorbierte und freigegebene Energie mit den, bezüglich Infrarotstrahlung inaktiven, Gasen geteilt wird. Obwohl der Großteil der Atmosphäre aus nicht reaktiven Gasmolekülen besteht, hat der kleine Teil an Treibhausgasen enorme Auswirkungen auf die globale Erderwärmung. Durch die Erhöhung der Konzentration von Treibhausgasen, entwickelt sich ein positiver Rückkopplungseffekt, wodurch die globalen Temperaturen schneller ansteigen.

Der Albedoeffekt

Wie bereits oben erläutert, ist die Fähigkeit der Erdoberfläche Sonneneinstrahlung zu absorbieren und reflektieren, ein bedeutungsvoller Faktor für den Treibhauseffekt. Dieser Effekt wird als Albedo bezeichnet, welches ein Maß dafür ist, wie viel, der auf die Erde treffende Solarstrahlung wieder reflektiert wird. Dies kann anhand eines einfachen Beispiels erklärt werden. Schnee reflektiert einen Großteil des auftreffenden Sonnenlichts, wodurch weniger Wärmeenergie durch die Oberfläche aufgenommen wird. Folglich erwärmt sich die Oberfläche weniger, als wenn kein Schnee vorhanden wäre. Wenn nun die schneebedeckte Fläche schrumpft, sinkt auch der Anteil an reflektiertem Sonnenlicht, wodurch sich die Oberfläche stärker erwärmt.

Die Albedo ist ein dimensionsloser Parameter, beschrieben mit einer Skala von 0 (schwarze Oberfläche, welche sämtliche Strahlung absorbiert) bis 1 (sämtliche einfallende Strahlung wird reflektiert). Die durchschnittliche Albedo der oberen Erdatmosphäre liegt, aufgrund der Wolkendecke, zwischen 0,3 und 0,35. Dieser Wert variiert gebietsweise allerdings sehr stark, aufgrund unterschiedlicher geologischer Bedingungen. Die Albedo von 0,3 bis 0,35 bedeutet, dass 30 – 35% der eintreffenden Solarstrahlung wieder reflektiert wird. Die wichtigsten Albedos sind die Ozeane (0,06), Wälder (0,08 – 0,18), kontinentale Oberfläche (0,1 bis 0,4), Meereis (0,5 bis 0,7) und Neuschnee (0,8). Die Albedo schwankt, abhängig von dem Breitengrad, zwischen hohen Werten an den Polen, niedrigen Werten in den Subtropen und einem lokalen Maximum in den Tropen. Die Albedo beeinflusst das Klima durch die Menge an reflektierter Sonneneinstrahlung und die unterschiedlichen Albedos in Land-, Eis- und Meeresgebieten sind treibende Kräfte unseres Wetters.

Klimawandel und Albedo

Die Wirkung der Albedo auf die Temperatur ist abhängig von der Menge der Albedo und dem Grad der lokalen Sonneneinstrahlung (Insolation). Die Pole sind aufgrund der niedrigen Insolation und der hohen Albedo sehr kalte Regionen, während Gebiete mit einer ebenfalls hohen Albedo, wie beispielsweise die Sahara, aufgrund der hohen Insolation sehr heiß sind. Insbesondere arktische Regionen geben mehr Wärme ab, als sie absorbieren, wodurch der Planet abgekühlt wird. Allerdings schwankt die Schnee-Albedo sehr stark, von maximalen Werten von 0,9 für Neuschnee, über 0,4 für schmelzender Schnee, bis hin zu Werten von 0,2 für verunreinigten Schnee. Mit den derzeitigen Klimaveränderungen und den damit verbundenen höheren Temperaturen, schmilzt das arktische Eis und Schnee mit zunehmender Geschwindigkeit. Durch die zunehmende Erwärmung der schneebedeckten Gebiete, schmelzen größere Mengen Schnee, was eine Reduktion der Albedo und damit eine höhere Wärmeabsorption zur Folge hat. Infolge der Abschmelzung und einer zunehmenden Freilegung der unterliegenden Oberfläche (Wasser oder Boden mit niedrigerer Albedo), wird ein ständig abnehmender Anteil der Sonneneinstrahlung in den Weltraum reflektiert. Hierdurch entsteht ein positiver Rückkopplungseffekt, welcher eine weiter abnehmende Albedo zur Folge hat. Kurzgefasst: je geringer die reflektierte Menge der einfallenden Solarstrahlung, desto größer die Menge freiwerdender Infrarotstrahlung. Je größer die Menge an Infrarotstrahlung, desto stärker der Treibhauseffekt und der damit verbundene globale Temperaturanstieg.

Quellen

https://scied.ucar.edu/longcontent/greenhouse-effect

https://en.wikipedia.org/wiki/Greenhouse_effect

“Annex III Glossary” (PDF). Intergovernmental Panel on Climate Change. Retrieved 10 October 2019.

Schneider, Stephen H. (2001). “Global Climate Change in the Human Perspective”. In Bengtsson, Lennart O.; Hammer, Claus U. (eds.). Geosphere-biosphere Interactions and Climate. Cambridge University Press. pp. 90–91. ISBN 978-0-521-78238-8.

Claussen, E.; Cochran, V.A.; Davis, D.P., eds. (2001). “Global Climate Data”. Climate Change: Science, Strategies, & Solutions. University of Michigan. p. 373. ISBN 978-9004120242.
Allaby, A.; Allaby, M. (1999). A Dictionary of Earth Sciences. Oxford University Press. p. 244. ISBN 978-0-19-280079-4.

Vaclav Smil (2003). The Earth’s Biosphere: Evolution, Dynamics, and Change. MIT Press. p. 107. ISBN 978-0-262-69298-4.

IPCC AR4 WG1 (2007), Solomon, S.; Qin, D.; Manning, M.; Chen, Z.; Marquis, M.; Averyt, K.B.; Tignor, M.; Miller, H.L. (eds.), Climate Change 2007: The Physical Science Basis, Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge University Press, ISBN 978-0-521-88009-1 (pb: 978-0-521-70596-7)

Held, Isaac M.; Soden, Brian J. (November 2000). “Water Vapor Feedback and Global Warming”. Annual Review of Energy and the Environment. 25: 441–475. CiteSeerX 10.1.1.22.9397. doi:10.1146/annurev.energy.25.1.441.

Mitchell, John F. B. (1989). “The “Greenhouse” effect and Climate Change” (PDF). Reviews of Geophysics. 27 (1): 115–139. Bibcode:1989RvGeo..27..115M. CiteSeerX 10.1.1.459.471. doi:10.1029/RG027i001p00115. Retrieved 2008-03-23.

Kiehl, J.T.; Trenberth, Kevin E. (February 1997). “Earth’s Annual Global Mean Energy Budget” (PDF). Bulletin of the American Meteorological Society. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997BAMS…78..197K. CiteSeerX 10.1.1.168.831. doi:the original (PDF) on 2006-03-30. Retrieved 2006-05-01.

“Atmospheric Carbon Dioxide – Mauna Loa”. NOAA.

Temperature change and carbon dioxide change, U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration

https://en.wikipedia.org/wiki/Albedo

http://web.cse.ohio-state.edu/~parent.1/classes/782/Lectures/03_Radiometry.pdf

Coakley, J. A. (2003). J. R. Holton and J. A. Curry (eds.). “Reflectance and albedo, surface” (PDF). Encyclopedia of the Atmosphere. Academic Press. pp. 1914–1923.

Henderson-Sellers, A.; Wilson, M. F. (1983). “The Study of the Ocean and the Land Surface from Satellites”. Philosophical Transactions of the Royal Society of London A. 309 (1508): 285–294.

Bibcode:1983RSPTA.309..285H. doi:10.1098/rsta.1983.0042. JSTOR 37357. Albedo observations of the Earth’s surface for climate research”

“Thermodynamics | Thermodynamics: Albedo | National Snow and Ice Data Center”. nsidc.org. Retrieved 14 August 2016.

“The thawing Arctic threatens an environmental catastrophe”. The Economist. 29 April 2017. Retrieved 8 May 2017.

Betts, RA (2000). “Offset of the potential carbon sink from boreal forestation by decreases in surface albedo”. Nature. 408 (6809): 187–190. Bibcode:2000Natur.408..187B. doi:10.1038/35041545. PMID 11089969.

Boucher; et al. (2004). “Direct human influence of irrigation on atmospheric water vapour and climate”. Climate Dynamics. 22 (6–7): 597–603. Bibcode:2004ClDy…22..597B. doi:10.1007/s00382-004-0402-4.