In der letzten Folge haben wir den ersten wichtigen Schritt gemacht: Wir haben geklärt, wie CO2 überhaupt mit Wärmestrahlung wechselwirkt. Jeder Körper mit einer Temperatur über 0 K sendet Strahlung aus; bei der Erde geschieht das überwiegend im langwelligen Infrarot. CO2 kann einen Teil dieser Photonen absorbieren und die aufgenommene Energie in molekulare Anregung und anschließend durch Stöße in die Bewegung der umgebenden Luft überführen. Wichtig ist dabei: Diese Absorption ist nicht gleichmäßig über das Spektrum verteilt. CO2 wirkt nicht wie ein glatter, durchgehender Filter. Es absorbiert nur in vielen einzelnen, unterschiedlich starken Spektrallinien. Deshalb ändert sich die Absorption schon über kleine Änderungen der Wellenlänge stark. Aus vielen verbreiterten und überlagerten Linien entsteht zwar ein CO2-Band, dieses Band ist aber spektral fein strukturiert: Es enthält sehr stark absorbierende Bereiche, schwächere Flanken und Übergangszonen.
Mit der optischen Dicke τ haben wir dafür einen ersten Maßstab eingeführt. So konnten wir unterscheiden, welche Teile eines CO2-Bandes praktisch schon gesättigt sind und in welchen Randbereichen zusätzliches CO2 noch weitere Absorption bewirken kann. Mehr haben wir damit im Grunde noch nicht getan. Wir haben noch nicht berechnet, welche Temperatur sich daraus ergibt. Wir haben nur den physikalischen Mechanismus geklärt: Strahlung wird ausgesendet, CO2 kann einen Teil davon aufnehmen, und die Stärke dieser Aufnahme hängt von Wellenlänge, Molekülzahl und Absorptionsquerschnitt ab. Offen bleibt damit die nächste Frage: Was passiert mit der Energie nach der Absorption?
Vom einzelnen Molekül zum Luftpaket
Bisher haben wir so getan, als ginge es nur um eine einfache Ja-oder-Nein-Frage: Wird ein Photon absorbiert oder nicht? Für den Einstieg in die Absorption war das sinnvoll. Für die Temperaturwirkung reicht es aber nicht. Denn ein absorbiertes Photon verschwindet nicht einfach. Seine Energie bleibt erhalten. Die entscheidende Frage lautet daher: Was geschieht mit dieser Energie nach der Absorption?
Schauen wir uns dazu zunächst kein ganzes Atmosphärenmodell an, sondern ein einzelnes CO2-Molekül. Ein CO2-Molekül wird von einem passenden Infrarotphoton getroffen. Das Photon wird absorbiert und ist danach nicht mehr als Strahlung unterwegs. Seine Energie steckt nun im Molekül. Das Molekül befindet sich in einem angeregten Zustand. Anschaulich gesagt: Es schwingt stärker als vorher. In der Gasphase kommen dazu Rotationszustände, weshalb das CO2-Band nicht aus einer glatten Absorptionsfläche besteht, sondern aus vielen einzelnen Spektrallinien.
Nun gibt es zwei grundsätzlich verschiedene Wege. Das angeregte Molekül kann die Energie wieder als Infrarotstrahlung abgeben; dann entsteht ein neues Photon. Oder das Molekül stößt mit einem anderen Luftmolekül zusammen und überträgt dabei einen Teil oder sogar die gesamte aufgenommene Energie auf dieses Molekül. Damit wird aus der Energie eines einzelnen Photons sehr schnell Energie des umgebenden Luftpakets. Das getroffene Molekül stößt mit anderen Molekülen zusammen, diese stoßen wiederum mit weiteren Molekülen zusammen, und so verteilt sich die ursprünglich absorbierte Energie auf sehr viele Teilchen. Genau das meinen wir makroskopisch mit Erwärmung: Nicht ein einzelnes Molekül ist „warm“, sondern viele Moleküle eines Luftpakets besitzen im Mittel etwas mehr Energie. Sie bewegen sich schneller, rotieren stärker oder befinden sich häufiger in angeregten Zuständen. Auf der Ebene des Luftpakets sagen wir: Die Temperatur ist gestiegen. Die Energie des absorbierten Photons ist also nicht verschwunden. Sie ist zunächst von Strahlungsenergie in innere Molekülenergie übergegangen und wurde anschließend durch Kollisionen auf die allgemeine Wärmebewegung der Luft verteilt.
Bodennähe: Kollisionen dominieren
Damit kommen wir zur nächsten entscheidenden Frage: Welcher Weg ist in der Atmosphäre wahrscheinlicher — die Abgabe der Energie als neues Infrarotphoton oder die Übertragung durch Kollisionen? In Bodennähe ist die Antwort klar: Kollisionen überwiegen. Die Luft ist dort dicht, der Druck ist hoch, und ein Molekül ist von vielen anderen Molekülen umgeben. Es stößt ständig mit ihnen zusammen. Die Zeit zwischen zwei Zusammenstößen ist sehr kurz. Ein angeregtes CO2-Molekül hat in der unteren Atmosphäre daher meist gar nicht lange Gelegenheit, seine Energie direkt wieder als Strahlung abzugeben. Viel wahrscheinlicher ist, dass es vorher mit einem anderen Luftmolekül zusammenstößt und dabei Energie auf die Wärmebewegung der Umgebung überträgt. Nahe der Erdoberfläche ist der typische Ablauf also nicht: CO2 nimmt ein Photon auf und sendet sofort wieder genau dieses Energiepaket als neues Photon aus. Viel häufiger ist: CO2 nimmt ein Photon auf, wird angeregt, stößt mit Nachbarmolekülen zusammen und gibt die aufgenommene Energie durch Kollisionen an das Luftpaket weiter. Nach kurzer Zeit ist diese Energie nicht mehr einem einzelnen Molekül zuzuordnen, sondern auf sehr viele Teilchen verteilt. Die mittlere Energie der Moleküle im Luftpaket ist etwas höher. Makroskopisch sagen wir: Die Luft ist wärmer.
Die Kollisionen klären aber noch etwas anderes. Sie erklären, warum wir eine dichte Luftschicht überhaupt über ihre lokale Temperatur beschreiben dürfen. In den unteren und mittleren Luftschichten stoßen Moleküle so häufig zusammen, dass absorbierte Energie schnell im Luftpaket verteilt wird. Gleichzeitig regen Kollisionen Moleküle immer wieder an. Dadurch sind Absorption, Emission und Temperatur eng gekoppelt. Eine dichte Luftschicht nimmt also nicht nur Strahlung auf. Sie sendet auch selbst Infrarotstrahlung aus. Diese Emission ist in den unteren und mittleren Luftschichten eng an die lokale Temperatur gekoppelt. Die Schicht strahlt nicht deshalb, weil sie gerade ein bestimmtes zuvor absorbiertes Photon „zurückgibt“, sondern weil ihre Moleküle aufgrund ihrer Temperatur ständig Energie aufnehmen, austauschen und wieder abstrahlen.
Und damit wird es notwendig, die Atmosphäre als Schichtenmodell zu betrachten. Jede Schicht hat eine Temperatur, einen Druck, eine Zusammensetzung und eine optische Dicke. Aus diesen Größen lässt sich berechnen, wie viel Infrarotstrahlung sie aussendet, wie viel sie absorbiert und wie viel davon durch die darüberliegenden Schichten bis zum Weltraum gelangt. Bisher haben wir gefragt: Kann CO2 bei einer bestimmten Wellenlänge absorbieren? Jetzt müssen wir fragen: Welche Schicht absorbiert wie viel, welche Temperatur hat diese Schicht, wie viel Strahlung sendet sie selbst aus, und welcher Anteil dieser Strahlung erreicht am Ende den Weltraum? Genau dafür brauchen wir das Schichtenmodell.
Das Schichtenmodell
Wir zerlegen die Atmosphäre gedanklich in viele dünne horizontale Luftschichten. Jede dieser Schichten hat eine bestimmte Höhe, einen Druck, eine Temperatur und eine Zusammensetzung. Für jede Schicht kann man fragen: Wie viel Strahlung kommt von unten hinein? Wie viel kommt von oben zurück? Wie viel davon wird absorbiert? Wie viel sendet die Schicht selbst nach oben und nach unten aus? Und wie viel davon gelangt durch die darüberliegenden Schichten bis ins All?
Die passende Größe ist jetzt nicht mehr die Energie eines einzelnen Photons, sondern ein Strahlungsfluss. Er wird in Watt pro Quadratmeter angegeben, also W/m2. Ein Watt ist eine Leistung, also Energie pro Zeit. W/m2 bedeutet daher: Wie viel Strahlungsleistung geht pro Sekunde durch einen Quadratmeter Fläche? Das klingt abstrakt, ist aber genau die richtige Größe für die Energiebilanz der Erde. Die Erde nimmt Energie von der Sonne auf und gibt Energie als langwellige Wärmestrahlung wieder ab. Im Gleichgewicht müssen diese Flüsse im Mittel zusammenpassen. Wenn oben an der Atmosphäre weniger langwellige Strahlung ins All entkommt als vorher, dann bleibt zunächst mehr Energie im Klimasystem. Wenn mehr langwellige Strahlung ins All entkommt, verliert das Klimasystem mehr Energie. In diesem Sinn wirkt zusätzliche Abstrahlung kühlend.
Wodurch kann nun weniger Strahlung ins All entkommen? Nicht dadurch, dass Energie verschwindet. Die Energie bleibt erhalten. Der Punkt ist ein anderer: CO2 erhöht in bestimmten Spektralbereichen die optische Dicke der Atmosphäre. Strahlung aus tieferen Schichten hat es dort schwerer, direkt bis ins All zu gelangen. Sie wird unterwegs häufiger absorbiert und wieder neu emittiert. Für den Weltraum wird dadurch nicht mehr jede Höhe gleich sichtbar. Bei manchen Wellenlängen sieht der Weltraum tief in die Atmosphäre hinein, bei anderen sieht er hauptsächlich höhere Schichten.
Man kann sich das mit einer einfachen Fenster-Analogie klarmachen. Stellen wir uns ein Fenster vor, das in drei Bereiche unterteilt ist. Der linke Bereich lässt nur blaues Licht durch, der mittlere nur grünes, der rechte nur rotes. Die Farben stehen hier nicht wirklich für sichtbares Licht, sondern als Analogie für drei verschiedene Wellenlängenbereiche der Infrarotstrahlung. Wichtig ist: Wir betrachten jeden Bereich nur für „seine“ Farbe. Der blaue Bereich ist also für den blauen Lichtanteil sehr durchsichtig. Der grüne Bereich ist für den grünen Lichtanteil teilweise durchsichtig. Der rote Bereich ist für den roten Lichtanteil optisch dicht. Andere Farben werden in dem jeweiligen Bereich ohnehin herausgefiltert und spielen für diesen Vergleich keine Rolle.
Nun stellen wir mehrere solcher Fenster hintereinander. Jedes Fenster steht für eine Atmosphärenschicht. Auf jedes Fenster schreiben wir in allen drei Farbbereichen seine Schichtnummer: 1 für die unterste Schicht, 2 für die nächste, 3 für die darüberliegende und so weiter. Die Zahlen sind leicht versetzt, damit wir erkennen können, aus welcher Tiefe noch etwas sichtbar ist. Blicken wir nun von außen durch den Stapel, sehen wir bei jeder Farbe unterschiedlich tief. Im blauen Bereich sind die Scheiben für blaues Licht sehr durchsichtig. Wir erkennen deshalb auch die Zahlen tiefer Schichten. Im grünen Bereich ist jede Scheibe für grünes Licht nur teilweise durchsichtig. Die Zahlen aus der Tiefe werden schwächer; sichtbar sind vor allem mittlere und obere Schichten. Im roten Bereich ist der Stapel für rotes Licht optisch dicht. Aus tieferen Schichten kommt praktisch kein direktes rotes Signal mehr durch. Wir sehen dort hauptsächlich die oberste sichtbare Schicht.
Was passiert nun, wenn mehr CO2 in die Atmosphäre kommt? In der Analogie bekommt jede Schicht in den CO2-wirksamen Farbbereichen etwas mehr Deckkraft. Man kann sagen: Das Alpha jeder Scheibe nimmt etwas zu. Aber diese Zunahme wirkt nicht überall gleich sichtbar. Wenn ein Bereich vorher nahezu durchsichtig war, bleibt er auch nach einer moderaten Erhöhung weitgehend durchsichtig. Das 1,2-Fache von nahezu null Deckkraft ist immer noch nahezu null. In der Atmosphäre entspricht das einem Spektralbereich, in dem CO2 kaum absorbiert. Wenn ein Bereich vorher bereits optisch blickdicht war, bleibt er ebenfalls blickdicht. Das 1,2-Fache einer sehr großen optischen Dicke ist immer noch optisch dicht. Tiefere Schichten waren dort schon vorher nicht direkt sichtbar, und sie werden es danach auch nicht. Der weitaus größte zusätzliche Unterschied entsteht im Übergangsbereich. Dort war der Stapel vorher weder klar noch vollständig blickdicht. Eine zusätzliche Deckkraft pro Schicht kann dann tatsächlich verändern, aus welcher Tiefe noch Licht sichtbar ist. Die Zahlen der tieferen Schichten verschwinden stärker, und der sichtbare Bereich rückt nach oben.
Übertragen auf CO2 heißt das: Zusätzliche CO2-Moleküle verändern die Abstrahlung vor allem in den Flanken der CO2-Bänder. In den atmosphärischen Fenstern ist die CO2-Wirkung klein. Im stark gesättigten Bandzentrum ist die Atmosphäre bereits optisch dicht. In den Flanken liegt der Bereich, in dem zusätzliche optische Dicke den sichtbaren Abstrahlungsbereich am deutlichsten nach oben verschiebt.
Das ist der Sinn der effektiven Abstrahlungshöhe. Sie bedeutet nicht, dass die Erde aus einer einzigen scharfen Höhe ins All strahlt. Das wäre falsch. In Wirklichkeit trägt ein ganzer Höhenbereich bei, und dieser Höhenbereich hängt stark von der Wellenlänge ab. Die effektive Abstrahlungshöhe ist eine vereinfachende Vorstellung: Sie sagt, aus welchem Höhenbereich die Strahlung bei einer bestimmten Wellenlänge im Mittel ins All entkommt.
Warum ist die Abstrahlungshöhe wichtig?
Warum wollen wir das überhaupt wissen? Nehmen wir eine konkrete Größenordnung aus einer Strahlungstransferrechnung: In einem konkreten MODTRAN-Lauf (1976 US Standard Atmosphere, Water Vapor Scale = 1.0 unverändert, keine Wolken, Standard-Ozon, Standard-Aerosole) ergibt die Erhöhung von 420 auf 560 ppm eine Abnahme der ausgehenden langwelligen Strahlung am oberen Rand der Atmosphäre (TOA) von 1,288 W/m2. Im Folgenden runden wir diesen Wert der Lesbarkeit halber meist auf 1,3 W/m2. Je nach gewähltem Atmosphärenprofil, Wolkenannahme und ob der Wasserdampf absolut oder relativ feucht gehalten wird, liegen vergleichbare MODTRAN- und Line-by-Line-Rechnungen in der Literatur zwischen etwa 1,1 und 1,6 W/m2; der hier verwendete Wert entspricht den genannten Einstellungen. In trockener Luft, feuchter Luft, arktischen Profilen oder bei Wolken erhält man Werte, die teils darüber und teils darunter liegen. Die 1,3 W/m2 dienen für die hier verfolgte Fragestellung als repräsentative Größenordnung einer realistischen Atmosphäre.
MODTRAN ist dabei ein etabliertes Strahlungstransfermodell. Es berechnet, wie elektromagnetische Strahlung in einer vorgegebenen Atmosphäre absorbiert, emittiert, gestreut und durch einzelne Schichten weitergegeben wird. Entwickelt und gepflegt wird MODTRAN seit vielen Jahren in Zusammenarbeit von Spectral Sciences und dem Air Force Research Laboratory; es wird weltweit für optische Messungen durch die Atmosphäre genutzt, unter anderem für Fernerkundung sowie für die Auslegung und Bewertung elektro-optischer und infraroter Sensor- und Zielsysteme (Berk et al., 1999; Spectral Sciences, o. J.). Genau deshalb ist es für unsere Zwecke interessant: Solche Rechnungen müssen nicht politisch überzeugen, sondern optisch und physikalisch stimmen.
Man kann diese 560 ppm als grobe Prüfgröße für eine Welt lesen, in der noch ein erheblicher zusätzlicher Teil fossiler Kohlenstoffe genutzt wird, ohne damit gleich ein extremes Hoch-Emissions-Szenario zu unterstellen. Dafür reicht bereits eine Welt, in der fossile Energieträger zwar weiter genutzt werden, aber schrittweise Marktanteile verlieren: weil erneuerbare Alternativen in immer mehr Anwendungen wirtschaftlich konkurrenzfähig werden und weil die Förderung zusätzlicher fossiler Ressourcen mit der Zeit aufwendiger und teurer werden kann. 560 ppm beschreibt damit kein Szenario einer zentral gesteuerten Vollbremsung, aber auch kein extremes „Weiter so“ bis zum oberen Rand aller fossilen Möglichkeiten. Es ist eine marktnahe Prüfgröße: erhebliche weitere Nutzung fossiler Kohlenstoffe, aber begrenzt durch technische Konkurrenz, Kosten und wirtschaftliche Substitution. Sehr hohe Emissionsszenarien wie SSP5-8.5 sollten entsprechend nicht als naheliegender Standardverlauf gelesen werden. In der neueren CMIP7-Szenarienauswahl liegt selbst der neue Hoch-Emissionsfall unterhalb von SSP5-8.5 (Hausfather & Peters, 2020; van Vuuren et al., 2026).
Was macht eine konkrete CO2-Erhöhung von 420 auf 560 ppm im Strahlungstransfer? Diese 1,288 W/m2, im Folgenden gerundet 1,3 W/m2, sind kein Temperaturanstieg. Sie sind zunächst nur eine Änderung des Strahlungsflusses am oberen Rand der Atmosphäre. TOA steht für „Top of Atmosphere“, also den oberen Rand der Atmosphäre. Gemeint ist der Strahlungsfluss, der das Erde-Atmosphäre-System nach oben ins All verlässt. Die Zahl sagt also nicht direkt, wie warm es wird, sondern nur, wie stark die ausgehende langwellige Strahlung in dieser Rechnung zunächst sinkt. Um die Größenordnung einzuordnen: 1,3 W/m2 entspricht einer sehr kleinen Zusatzleistung. Man kann sich einen Quadratmeter warme Fläche vorstellen, der ohnehin ständig Wärmestrahlung abgibt. Auf diesen Quadratmeter legen wir nun zusätzlich eine winzige Dauerheizung von 1,3 Watt — also ungefähr die Leistung einer kleinen LED, dauerhaft auf einen Quadratmeter verteilt. Die nächste Frage lautet daher: Was bedeutet diese fehlende Abstrahlung für die Temperatur? Eine erste, sehr einfache Antwort ist die Planck-Antwort: Ein wärmerer Körper strahlt mehr. Wenn die Erde etwas wärmer wird, nimmt ihre langwellige Abstrahlung zu. Diese zusätzliche Abstrahlung wirkt kühlend, weil sie dem anfänglichen Strahlungsdefizit entgegenwirkt. In der einfachsten Vorstellung erwärmt sich das System also so lange, bis die zusätzliche Abstrahlung die anfänglichen 1,3 W/m2 wieder ausgleicht. Setzt man dafür als einfache Referenz eine Temperatur von 288,2 K und eine effektive Emissivität von 0,971 an, ergibt sich nach Stefan-Boltzmann ein langwelliger Strahlungsfluss von etwa 380 W/m2. Der Quadratmeter gibt also bereits rund 380 Watt als Wärmestrahlung ab. Die zusätzlichen 1,3 Watt sind im Vergleich dazu klein, müssen im Gleichgewicht aber trotzdem wieder abgegeben werden. Die zugehörige Planck-Antwort liegt bei ungefähr 5,27 W/m2 pro Kelvin. Zum Vergleich: Die reine Planck-Rückkopplung am effektiven Emissionsniveau der Erde (ca. 255 K) beträgt etwa 3,3–3,8 W/m2 pro Kelvin. Die hier verwendete bodennah angepasste Referenz (288,2 K, effektive Emissivität 0,971) dient als einfacher Ausgangspunkt für die weitere Schichtenbetrachtung und wird später mit den vertikalen Temperatur- und Feuchteänderungen kombiniert. Um ein Strahlungsdefizit von 1,3 W/m2 auszugleichen, bräuchte man in dieser einfachen Rechnung also etwa 0,25 K Erwärmung. Das ist ein nützlicher Referenzwert. Er zeigt die Größenordnung der direkten Strahlungsantwort: Eine kleine Temperaturerhöhung erhöht die Abstrahlung und wirkt damit der anfänglichen Störung entgegen.
Das heißt aber noch nicht automatisch, dass genau diese Schichten auch die Temperaturantwort bestimmen. Denn für die Abstrahlung ins All zählt nicht nur, wo zusätzliche Strahlung zunächst absorbiert wird. Entscheidend ist auch, welche Schichten sich anschließend erwärmen und welche dieser erwärmten Schichten zusätzliche Strahlung tatsächlich bis zum Weltraum abgeben können. Damit ist die nächste Frage klarer: Durch die geringere TOA-Abstrahlung bleibt zunächst etwas mehr Energie im Gesamtsystem Erde–Atmosphäre. Damit wieder ein Gleichgewicht entsteht, muss dieses System am Ende wieder entsprechend mehr Energie ins All abstrahlen. Die entscheidende Frage lautet also nicht nur: Wo wurde die zusätzliche Strahlung absorbiert? Sondern: Wo zeigt sich die zusätzliche Energie als Erwärmung, und aus welchen Schichten kann diese zusätzliche Wärme wieder wirksam ins All abgestrahlt werden?
Genau daraus ergeben sich die drei Fälle. Erwärmen sich die für die Abstrahlung wichtigen Schichten ungefähr gemeinsam mit der bodennahen Luft, liegen wir nahe an der Planck-Referenz. Erwärmen sich vor allem die unteren Schichten, während die vom Weltraum gut sichtbaren Schichten weniger stark reagieren, fällt die zusätzliche Abstrahlung pro Grad bodennaher Erwärmung schwächer aus. Erwärmen sich dagegen gerade die höheren, vom Weltraum gut sichtbaren Schichten besonders stark, nimmt die Abstrahlung pro Grad bodennaher Erwärmung stärker zu. Die folgende Grafik zeigt zunächst den Ausgangspunkt dieser Überlegung: die anfängliche Verteilung der zusätzlichen Absorption, also welchen Atmosphärenschichten die anfängliche TOA-Änderung von 1,3 W/m2 zugerechnet wird. Diese 1,3 W/m2 sind bereits der Betrag, der oben an der Atmosphäre weniger ins All entkommt. Es geht jetzt also nicht darum, ob „ein Teil“ dieser Störung den Weltraum erreicht. Das ist schon in der Zahl enthalten. Für die Frage nach der Temperaturerhöhung müssen wir nun eine zweite Frage beantworten: Welche Schichten müssen sich wie stark erwärmen, damit die TOA-Abstrahlung wieder um genau diese 1,3 W/m2 zunimmt?
An dieser Stelle trennen wir bewusst zwei Ebenen. Berechenbar ist hier die Strahlungsrechnung: spektrale Absorption, Emission, optische Dicke, Schichtbeiträge und die TOA-Änderung in W/m2. Modelliert werden muss später die vollständige Klimareaktion: Wolken, Albedo, Ozeane, Zirkulation, regionale Dynamik und die zeitliche Anpassung des Systems. In dieser Folge geht es um den berechenbaren Kern; der Rest wird nicht unterschlagen, sondern getrennt behandelt.
Abbildung: Schichtweise Zurechnung der anfänglichen TOA-Strahlungsänderung. Die Werte zeigen keine lokale Temperaturerhöhung, sondern welchen Höhenbereichen die bereits berechnete Netto-Änderung von 1,288 W/m2 am oberen Rand der Atmosphäre zugerechnet wird.
Dabei sind drei Fälle denkbar:
Fall 1: Die für die TOA-Wirkung relevanten Schichten erwärmen sich ungefähr mit
Das ist die Planck-Referenz. Wenn die Schichten, aus denen die Strahlung ins All entkommt, ungefähr im gleichen Maß wärmer werden wie die bodennahe Luft, steigt die ausgehende langwellige Strahlung recht direkt an. Die zusätzliche Wärme führt also zu zusätzlicher Abstrahlung. Diese zusätzliche Abstrahlung ist eine Kühlung des Klimasystems, weil Energie das System verlässt. In diesem Fall kann man die 1,288 W/m2 mit einer einfachen Planck-Antwort grob abschätzen. Die Atmosphäre verhält sich dann, stark vereinfacht gesagt, so, als würde der für den Weltraum sichtbare Strahlungskörper insgesamt wärmer. Die nötige Temperaturerhöhung liegt dann ungefähr bei der Planck-Antwort, in unserem Beispiel also bei etwa 0,24 K.
Fall 2: Die zusätzliche Energie liegt vor allem unten, aber die gut sichtbaren Abstrahlungsschichten erwärmen sich weniger oder werden nach oben verlagert
Dann ist die Strahlungskühlung kleiner als in der einfachen Planck-Referenz. Die unteren Schichten senden zwar mehr Infrarotstrahlung aus, aber ein größerer Teil dieser zusätzlichen Strahlung wird auf dem Weg nach oben wieder absorbiert. Für den Weltraum zählt nicht nur, wie warm es nahe der Oberfläche wird, sondern wie stark sich die Schichten erwärmen, aus denen Strahlung tatsächlich ins All entkommt. Das ist keine Verletzung der Energieerhaltung. Die Energie verschwindet nicht. Sie wird nur pro Kelvin 2-m-Erwärmung weniger wirksam als zusätzliche TOA-Abstrahlung sichtbar als in der Planck-Referenz. Physikalisch kann so ein Fall zum Beispiel durch zusätzlichen Wasserdampf entstehen. Wärmere Luft kann mehr Wasserdampf enthalten. Wasserdampf erhöht in vielen Infrarotbereichen die optische Dicke der Atmosphäre. Dadurch verschiebt sich der für den Weltraum sichtbare Abstrahlungsbereich in diesen Bereichen nach oben. Die zusätzliche Abstrahlung pro Grad bodennaher Erwärmung wird dann kleiner. In diesem Fall reicht ein kleines Temperaturplus in Bodennähe nicht aus, um die anfänglichen 1,288 W/m2 auszugleichen. Die 2-m-Temperatur müsste stärker steigen, bis oben an der Atmosphäre wieder genügend zusätzliche Strahlung entkommt. Die nötige Temperaturerhöhung wäre dann größer als die einfache Planck-Antwort.
Fall 3: Die höheren, vom Weltraum gut sichtbaren Schichten erwärmen sich besonders stark.
Dann ist nicht entscheidend, dass der größte Teil der anfänglichen Absorption weiter unten liegt. Entscheidend ist, dass die Schichten, die der Weltraum im CO2-Band gut sieht, besonders wirksam mehr Strahlung abgeben. Auch das entsteht physikalisch. Vor allem in den Tropen wird die vertikale Temperaturstruktur stark durch feuchte Konvektion geprägt. Warme, feuchte Luft steigt auf, dehnt sich aus und kühlt dabei ab. Gleichzeitig kondensiert ein Teil des Wasserdampfs. Dabei wird latente Wärme frei. Diese freiwerdende Wärme verringert die Temperaturabnahme mit der Höhe. In einer wärmeren Atmosphäre kann aufsteigende Luft mehr Wasserdampf enthalten. Beim Kondensieren kann daher mehr latente Wärme freiwerden. Dadurch erwärmt sich die obere Troposphäre in den Tropen stärker als die bodennahe Luft. Für die Abstrahlung ins All ist das wichtig: Wenn gerade diese höheren, gut sichtbaren Schichten stärker wärmer werden, nimmt die Strahlungskühlung besonders wirksam zu. In diesem Fall wirkt die Erwärmung der oberen Troposphäre dämpfend: Für denselben Anstieg der bodennahen Temperatur nimmt die Abstrahlung ins All stärker zu. Die anfänglichen 1,3 W/m2 werden dann mit weniger zusätzlicher bodennaher Erwärmung ausgeglichen. Die nötige Temperaturerhöhung wäre dann kleiner als die einfache Planck-Antwort.
Welcher Fall trifft denn nun zu? Wie warm wird’s denn?
Genau das werden wir in der nächsten Woche präzise aus- und vorrechnen. Um hier schon einmal vorzugreifen: In der realen Troposphäre treten Fall 2 und Fall 3 gleichzeitig auf. Wärmere Luft kann mehr Wasserdampf enthalten. Dieser zusätzliche Wasserdampf erhöht in vielen Infrarotbereichen die optische Dicke der Atmosphäre. Dadurch wird die Abstrahlung ins All pro Grad bodennaher Erwärmung schwächer. Das entspricht Fall 2. Gleichzeitig ändert sich aber auch das vertikale Temperaturprofil. Besonders in den Tropen erwärmt sich die obere Troposphäre stärker als die bodennahe Luft. Gerade diese höheren Schichten sind in vielen CO2-Bereichen für den Weltraum gut sichtbar. Wenn sie stärker wärmer werden, nimmt die Abstrahlung ins All pro Grad bodennaher Erwärmung zu. Das entspricht Fall 3. Diese beiden Effekte wirken in entgegengesetzte Richtungen. Wasserdampf wirkt in dieser Betrachtung verstärkend, die Lapse-Rate-Wirkung dämpfend. In Studien liegt die dämpfende Lapse-Rate-Wirkung typischerweise in der Größenordnung von etwa −0,5 bis −0,8 W/m2 pro Kelvin (Colman & Soden, 2021; Soden & Held, 2006).
Setzt man diese Beiträge grob zusammen, bleibt die Größenordnung überschaubar. Die reine Planck-Antwort auf die 1,3 W/m2 lag in unserer einfachen Referenz bei etwa 0,25 K. Eine Wasserdampf-Rückkopplung kann diesen Wert erhöhen; in unseren Rechnungen liegt der entsprechende Verstärkungsbereich je nach Breitenlage grob beim 1,3- bis 1,5-Fachen der Planck-Antwort. Gleichzeitig wirkt die Lapse-Rate-Kühlung dämpfend: Wenn sich höhere, für den Weltraum gut sichtbare Schichten stärker erwärmen, nimmt die Abstrahlung ins All pro Kelvin zusätzlich zu. Setzt man dafür etwa 0,5 W/m2 pro Kelvin an, reduziert sich der verstärkte Wert wieder. In dieser einfachen Kombination landet man nicht bei mehreren Kelvin, sondern in der Größenordnung von etwa 0,3 K für den betrachteten Schritt von 420 auf 560 ppm.
Je nach genauer Annahme zu Wasserdampf, vertikalem Temperaturprofil, Wolken und regionalem Atmosphärenprofil kann sich diese Zahl noch verschieben. Die hier gezeigte Kombination aus Wasserdampf-Verstärkung und Lapse-Rate-Dämpfung beschreibt ausschließlich den direkten Strahlungstransfer-Effekt plus diese beiden schnellen atmosphärischen Rückkopplungen bei festgehaltenem Rest des Systems. Sie stellt keine vollständige Gleichgewichts-Klimasensitivität dar. Wolken-, Ozean-Wärmeaufnahme-, Albedo- und dynamische Anpassungen werden im nächsten Teil behandelt. Rückkopplungen verändern jedoch nicht die Energieerhaltung, sondern die Effizienz, mit der das System die anfängliche Strahlungsstörung wieder durch zusätzliche Abstrahlung ausgleicht. Damit ist die Größenordnung bereits gut eingegrenzt: wenige Zehntel Kelvin, nicht ein sprunghafter Temperatursprung. Genaueres dann nächste Woche; dann rechnen wir das Ganze für verschiedene Bereiche durch und liefern eine mathematisch-naturwissenschaftlich saubere Punktschätzung.
Einordnung
Das ist die wichtigste Einordnung. Die 1,288 W/m2, gerundet 1,3 W/m2, sind kein Beleg für eine dramatische Sofortwirkung. Sie sind eine kleine Änderung in einem großen Strahlungsfluss. Das Klimasystem reagiert darauf durch zusätzliche Abstrahlung, sobald sich die wirksamen Schichten erwärmen. Wie effizient diese zusätzliche Abstrahlung ist, hängt vom vertikalen Temperaturprofil und von der optischen Dicke ab. Dies werden wir in der nächsten Woche präzise berechnen.
Für die praktische Bewertung heißt das: Diese Abschätzung spricht für Nüchternheit. Eine weitere CO2-Erhöhung hat eine messbare Strahlungswirkung. Diese Wirkung ist physikalisch real und berechenbar, bleibt in dieser Abschätzung aber vergleichsweise überschaubar. Insbesondere ergibt sich daraus keine Grundlage für Panik. Sinnvoller ist ein ruhiger technischer Umgang mit dem Problem: Wissen bilden, Forschung stärken, Ingenieurskunst voranbringen, Energieträger weiterentwickeln, Speicher verbessern, Effizienz steigern, robuste Infrastruktur bauen und wirtschaftlich tragfähige Alternativen ausbauen. Denn ebenfalls klar ist: Fossile Energien sind ein endliches Gut, und ihre Förderung kann mit der Zeit aufwendiger und teurer werden. Schon aus diesem Grund ist eine ruhige und überlegte Vorbereitung sinnvoll. Wer bei Energie- und Speichertechnik führend wird, löst reale Probleme besser, schafft wirtschaftliche Stärke und verringert Abhängigkeiten von einer unsicheren weltpolitischen Lage.
Für die heutige Folge ging es letztlich um eine konkrete Frage: Was macht eine CO2-Erhöhung von 420 auf 560 ppm mit der langwelligen Abstrahlung, und welche Temperaturgrößenordnung ergibt sich daraus zunächst? Die Antwort lautet: Die Wirkung ist messbar, bleibt in dieser Abschätzung aber überschaubar. Dabei haben wir bewusst getrennt. Alles, was sich aus Spektraldaten, Atmosphärenprofil, Strahlungstransfer und Energiebilanz direkt berechnen lässt, wird auch berechnet. Genau das machen wir im nächsten Teil. Alles, was die spätere Anpassung von Wolken, Albedo, Ozeanen, Zirkulation und regionaler Dynamik betrifft, ist eine Modellierungsfrage und gehört in einen weiteren Schritt.
Quellen
Berk, A., Anderson, G. P., Bernstein, L. S., Acharya, P. K., Dothe, H., Matthew, M. W., Adler-Golden, S. M., Chetwynd, J. H., Richtsmeier, S. C., Pukall, B., Allred, C. L., Jeong, L. S., & Hoke, M. L. (1999). MODTRAN4 radiative transfer modeling for atmospheric correction. In A. M. Larar (Ed.), Optical spectroscopic techniques and instrumentation for atmospheric and space research III (Vol. 3756, pp. 348–353). SPIE. https://doi.org/10.1117/12.366388
Colman, R., & Soden, B. J. (2021). Water vapor and lapse rate feedbacks in the climate system. Reviews of Modern Physics, 93(4), 045002. https://doi.org/10.1103/RevModPhys.93.045002
Gordon, I. E., Rothman, L. S., Hargreaves, R. J., Hashemi, R., Karlovets, E. V., Skinner, F. M., Conway, E. K., Hill, C., Kochanov, R. V., Tan, Y., Wcisło, P., Finenko, A. A., Nelson, K., Bernath, P. F., Birk, M., Boudon, V., Campargue, A., Chance, K. V., Coustenis, A., ... Zak, E. J. (2022). The HITRAN2020 molecular spectroscopic database. Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Transfer, 277, 107949. https://doi.org/10.1016/j.jqsrt.2021.107949
Hausfather, Z., & Peters, G. P. (2020). Emissions: The “business as usual” story is misleading. Nature, 577(7792), 618–620. https://doi.org/10.1038/d41586-020-00177-3
Soden, B. J., & Held, I. M. (2006). An assessment of climate feedbacks in coupled ocean-atmosphere models. Journal of Climate, 19(14), 3354–3360. https://doi.org/10.1175/JCLI3799.1
Spectral Sciences, Inc. (o. J.). About MODTRAN. https://modtran.spectral.com/modtran_about
Van Vuuren, D. P., O’Neill, B. C., Tebaldi, C., Sanderson, B. M., Chini, L. P., Friedlingstein, P., Hasegawa, T., Riahi, K., Govindasamy, B., Bauer, N., Eyring, V., Fall, C. M. N., Frieler, K., Gidden, M. J., Gohar, L. K., Högner, A., Jones, A. D., Kikstra, J., King, A., ... Ziehn, T. (2026). The Scenario Model Intercomparison Project for CMIP7 (ScenarioMIP-CMIP7). Geoscientific Model Development, 19, 2627–2656. https://doi.org/10.5194/gmd-19-2627-2026
