über einer ebenen Fläche nötig. Es könnte sich kaum Niederschlag bilden. Aerosole dienen in dieser Situation als Kondensationskerne: Wassermoleküle können sich an diese anlagern. Dies geschieht bereits, bevor Sättigung erreicht ist. Dadurch wachsen die Aerosole, und es entstehen allmählich Tröpfchen und damit chemische Lösungen. Dieser Effekt wird Lösungseffekt genannt. Auch diese Tröpfchen benötigen zum Wachstum noch eine Übersättigung relativ zu einer ebenen Wasserfläche. Je nach Aerosolzusammensetzung und Löslichkeit ist die benötigte Übersättigung aber weit geringer als über reinen Wassertröpfchen, denn die Wassermoleküle sind in den Lösungstropfen stärker gebunden. Diese Kombination von Lösungseffekt und Kelvin-Effekt wird Köhler-Effekt genannt. → Abb. 2-11 zeigt diese entsprechenden Kurven für Ammoniumsulfat (NH4)2SO4. Auf diese Weise können in der Atmosphäre Tröpfchen entstehen.
Abb. 2-11 |Abhängigkeit der zur Kondensation von Wasser bei 293 K benötigten Übersättigung als Funktion des Tröpfchenradius. Gezeigt sind Kurven für reines Wasser sowie für Ammoniumsulfataerosole verschiedenen Durchmessers (nach Andreae und Rosenfeld 2008).
Damit können wir die Bildung von Wolkentröpfchen erklären: In einem aufsteigenden Luftpaket sinkt die Temperatur (und damit der Sättigungsdampfdruck), und die Luft nähert sich der Sättigung. Gewisse Aerosole in der Atmosphäre erlauben eine Anlagerung von Wasser, sodass kleine Lösungströpfchen entstehen, deren Sättigungsdampfdruck kleiner ist als derjenige über reinem Wasser. Wenn eine bestimmte, von der Größe und Art der Aerosole abhängige Übersättigung (0.1–0.4 %) erreicht ist, können die Tröpfchen wachsen, solange das Luftpaket weiter aufsteigt, da der Sättigungsdampfdruck weiter abnimmt. Durch Koagulation und Zusammenfließen wachsen die Tröpfchen weiter, allerdings nicht beliebig, denn große Tropfen ab einigen Millimetern sind hydrodynamisch instabil und zerfallen wieder. Nur Niederschlagsereignisse mit kleinen Tröpfchen wie Regen aus tiefen Schichtwolken im Sommer oder Nieselregen können so erklärt werden, zumal die Tröpfchen außerdem unterhalb der Wolke zu verdunsten beginnen. Für größere Regenereignisse wie Gewitterregen ist noch ein weiterer Vorgang entscheidend: der Übergang in die Eisphase.
Im oberen Teil einer Wolke liegen die Temperaturen oft weit unter dem Gefrierpunkt. Reine Wassertropfen brauchen allerdings sehr hohe Unterkühlung, um zu gefrieren (homogenes Gefrieren). Auch hier spielen Aerosole eine Rolle. Als Eiskeime können sie heterogenes Gefrieren auslösen. Wenn ein unterkühltes Wolkentröpfchen mit einem solchen Kern kollidiert (oder bereits einen solchen enthält), kann es bereits bei wenigen Minusgraden gefrieren. Wasser kann sich auch direkt an Aerosole anlagern. Eiskeime sind allerdings selten, sodass oft sehr hohe Übersättigungen beziehungsweise Unterkühlungen erreicht werden. Nicht alle Kondensationskerne sind auch gute Eiskeime. Typische Eiskeime sind Tonmineralien, aber auch biologische Aerosole wie Pollen und Sporen.
Für das weitere Wachstum ist nun entscheidend, dass der Sättigungsdampfdruck über Eis geringer ist als über Wasser (vgl. → Abb. 2-12).
Bergeron-Findeisen-Prozess: Eiskristalle wachsen auf Kosten der Wassertröpfchen
Wasserdampf lagert sich deshalb bevorzugt an Eis an. Wenn ein Luftpaket sowohl Eiskristalle als auch Wassertröpfchen enthält, kann sich die Feuchtigkeit in einem Bereich einpendeln, in welchem die Luft bezüglich des flüssigen Wassers untersättigt ist, also Wasser verdunstet wird, während sie gleichzeitig in Bezug auf Eis übersättigt ist, also dort Eis angelagert wird. Als Resultat wachsen die Eiskristalle auf Kosten der Wassertropfen. Diese Tatsache ist uns aus dem Alltag bekannt: Ein schlecht abgetauter Kühlschrank mit einem stark vereisten Kühlaggregat wird dem im Kühlschrank gelagerten Salat Wasser entziehen, der Salat trocknet aus, während das Eis am Kühlaggregat schnell zunimmt. Nach seinen Entdeckern wird der Vorgang Bergeron-Findeisen-Prozess oder auch Wegener-Bergeron-Findeisen-Prozess genannt (zu Wegener vgl. → Box 10.2).
Durch Anlagerung und Gefrieren kleinster Wassertröpfchen an vorhandene Eiskristalle entstehen Schneeflocken. Diese können zu umfangreicheren Größen heranwachsen als Wassertropfen. Fallen sie aus der Wolke, dann schmelzen sie beim Durchgang durch die wärmeren Luftschichten. Die Tropfen können weitere Tropfen anlagern oder wieder in kleinere Tröpfchen zerfallen. Die Tropfen, welche die Erdoberfläche erreichen, sind bei diesen Niederschlagsformen aber größer als bei Niederschlag aus reinen Wassertröpfchen. Typische Gewitterregen laufen auf diese Weise ab.
Abb. 2-12 |Sättigungsdampfdruck über Eis und über Wasser.
Abb. 2-13 |Schematische Darstellung der Prozesse bei der Wolken- und Niederschlagsbildung.
Wolkenteilchen können auch mehrmals durch einen solchen Zyklus laufen, weil sie immer wieder von Aufwinden nach oben getragen werden. So können große Hagelkörner heranwachsen.
Der gesamte Prozess der Wolken- und Niederschlagsbildung mit Eisphase ist in → Abb. 2-13 zusammengefasst. Sie zeigt links ein aufsteigendes Luftpaket, in welchem Wolkenkondensationskerne aktiviert werden (d.h., Wasser angelagert wird), dann Tröpfchen gebildet werden, welche durch Kollision und Zusammenfließen weiter wachsen. Im kalten Teil der Wolke ermöglichen Eiskeime das Gefrieren. Dann kommt der Bergeron-Findeisen-Prozess zum Tragen. Das direkte Gefrieren von Wassertropfen kann nur bei sehr tiefen Temperaturen, also in großer Höhe erfolgen. Die Schneeflocken wachsen in der Wolke durch Anlagern von Wasserdampf und unterkühlten Wassertröpfchen. Beim Fallen durch den warmen Teil der Wolke schmelzen die Schneeflocken. Unterhalb der Wolke schließlich kommt es zur Verdunstung, wenn die Luftfeuchtigkeit entsprechend gering ist.
2.5 | Die Clausius-Clapeyron-Beziehung
Die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks von der Temperatur haben wir für die Wolkenbildung eingangs angesprochen. Nur deshalb führt Aufsteigen zum Kondensieren. Die Bedeutung dieser Abhängigkeit, der sogenannten Clausius-Clapeyron-Beziehung, geht aber weit über die Wolkenbildung hinaus. Sie ist eine der fundamentalen physikalischen Grundlagen des Klimasystems, denn diese Beziehung verknüpft die Frage der Energie mit derjenigen der Massenflüsse (Wasserdampf) und schließlich mit der atmosphärischen Zirkulation.
Clausius-Clapeyron: Pro °C Erwärmung nimmt die Feuchte um 7 % zu
In einfachster Form ausgedrückt besagt die Clausius-Clapeyron-Beziehung, dass der Sättigungsdampfdruck pro 1 K Temperaturzunahme um ca. 7 % ansteigt (→ Abb. 2-14). Das bedeutet, dass warme Luft mehr Wasserdampf enthalten kann als kalte Luft (oft wird gesagt, warme Luft kann mehr Wasserdampf «aufnehmen», allerdings ist es nicht die Luft, die Wasserdampf «aufnimmt»; dasselbe würde der Fall sein, wenn es in der Atmosphäre nur Wasserdampf gäbe).
Etwas genauer sagt die Gleichung, dass eine Änderung des Sättigungsdampfdrucks es abhängig ist von der spezifischen Verdampfungsenthalpie (Lv für Wasser bei 20 °C: 2453 kJ kg–1, vgl. → Tab. 4-1) und der Temperatur T (RW ist die spezifische Gaskonstante für Wasser, 461.4 J kg–1 K–1; in → Kap. 4 gehen wir näher auf die Gaskonstante ein):