Klimawirkung des Luftverkehrs

Die Erde befindet sich grundsätzlich in einem Strahlungsgleichgewicht, wenn die Energie, die sie durch Sonnenstrahlung erhält, gleich der Energie ist, die sie ins Weltall abstrahlt. Dieses Gleichgewicht wird gestört, wenn durch menschengemachte Emissionen von Treibhausgasen langwellige Strahlung in der Atmosphäre zurückgehalten wird. Dies führt dazu, dass weniger Energie die Atmosphäre verlässt und die Strahlungsbilanz in ein Ungleichgewicht gerät. Dieser Umstand äußert sich in einer Erhöhung der bodennahen Temperaturen (Treibhauseffekt).

Der Luftverkehr trägt durch seine Emissionen zur Veränderung der atmosphärischen Zusammensetzung und zur Störung der Strahlungsbilanz bei. Durch die Verbrennung von Kerosin i in den Triebwerken von Flugzeugen entsteht CO₂. Dieser Verbrennungsprozess setzt nicht nur Kohlendioxid frei, sondern erzeugt auch Wasserdampf (H₂O), der ebenfalls klimawirksam ist. Für jedes Kilogramm verbrannten Kerosins entstehen ungefähr 3,15 Kilogramm CO₂. Kohlendioxid ist ein besonders effektives Treibhausgas, da es Strahlung, die von der Erdoberfläche abgestrahlt wird, absorbiert, wodurch sie in der Atmosphäre verbleibt und nicht zurück ins All gestrahlt wird. So erwärmt sich die untere Atmosphäre.

Eine entscheidende Eigenschaft von CO₂ ist seine lange Verweildauer in der Atmosphäre. Sobald es ausgestoßen wird, verleibt es mehr als 1000 Jahre in der Atmosphäre, bevor es durch natürliche Prozesse absorbiert wird. Das bedeutet, dass alle CO₂-Emissionen seit weit vor der Industrialisierung in der Atmosphäre angesammelt werden und noch sehr lange dort verbleiben. Der Luftverkehr trägt durch die Verbrennung fossiler Treibstoffe mit rund 3 Prozent zu den globalen CO₂-Emissionen bei.

Neben CO₂ und Wasserdampf entstehen durch die Verbrennung von Kerosin i auch indirekte Treibhausgase i , die die Konzentrationen anderer Treibhausgase, wie Ozon und Methan, beeinflussen. Werden die Non-CO₂-Effekte berücksichtigt, haben diese einen verhältnismäßig großen Einfluss auf das Klima. Nur etwa ein Drittel der Klimawirkung i des Luftverkehrs entfällt auf die CO₂-Emissionen, während die verbleidenden zwei Drittel auf die Nicht-CO₂-Effekte zurückzuführen sind. Der Strahlungsantrieb des Luftverkehrs macht damit etwa 5 % der gesamten historischen anthropogenen Klimaerwärmung aus.

Neben dem direkten Treibhausgas CO₂ werden durch die Verbrennung von Kerosin i in der Luftfahrt weitere klimarelevante Substanzen freigesetzt. Diese sogenannten Non-CO₂-Emissionen umfassen Partikelemissionen, Wasserdampf und Stickoxide (NO_X), die in den typischen Flughöhen des Luftverkehrs eine besonders hohe Klimawirkung i entfalten. In diesen Höhen beeinflussen sie die Bildung von Aerosolen und Wolken und verändern die Konzentration von atmosphärischen Gasen wie Ozon und Methan. Die Non-CO₂-Emissionen haben dabei direkten Einfluss auf die Strahlungsbilanz der Erde, da sie die Reflexion und Absorption von Strahlung verändern und so zur globalen Erwärmung beitragen.

Kondensstreifen i gehören zu den sichtbarsten Auswirkungen des Luftverkehrs. Sie entstehen, wenn bei der Verbrennung von Kerosin i freigesetzter Wasserdampf auf die kalte Umgebungsluft trifft und Eiskristalle bildet. Diese weißen Kondensstreifen bilden sich typischerweise in Höhen zwischen 8 und 12 Kilometern. Unter bestimmten atmosphärischen Bedingungen, insbesondere in feuchten und kalten Luftschichten (eisübersättigten Regionen), können sich Kondensstreifen zu langlebigen Kondensstreifen-Zirren i entwickeln, deren Lebensdauer zwischen wenigen Minuten und einigen Stunden liegen kann. Diese Regionen befinden sich in erster Linie über dem Nordatlantik.

Die klimatischen Effekte dieser Zirren können je nach Tageszeit und Untergrund erwärmend oder kühlend wirken. Einerseits reflektieren Kondensstreifen i das Sonnenlicht zurück ins All, was einen leicht kühlenden Effekt haben kann. Treten sie in den Morgenstunden auf, schirmen sie also einen Teil der Sonnenstrahlung ab, wodurch sich die Atmosphäre weniger erwärmt. Andererseits fangen sie die von der Erdoberfläche abgestrahlte Infrarotwärme ein und verhindern, dass diese in den Weltraum entweicht. Dieser Effekt tritt ein, wenn sich Zirren in den Abendstunden bilden, wodurch die Abkühlung in der Nacht verhindert wird. Insgesamt haben sie einen erwärmenden Effekt: Studien zeigen, dass der Strahlungsantrieb der Kondensstreifen-Zirren i etwa doppelt so groß ist, wie die der der CO₂-Emissionen, was sie zu einem bedeutenden Faktor für die Klimawirkung i der Luftfahrt macht.

Bei der Verbrennung von Kerosin i in Flugzeugtriebwerken entsteht neben Kohlendioxid auch Wasserdampf (H₂O) als wesentliches Reaktionsprodukt. Klimatisch bedeutsam ist insbesondere die Freisetzung des Wasserdampfs in den Reiseflughöhen zwischen 8 und 12 Kilometern, wo die natürliche Konzentration von Wasserdampf erheblich niedriger ist als in Bodennähe und der Abbauprozess langsamer verläuft.

Während am Boden die Verweildauer von Wasserdampf sehr kurz ist, da er schnell in Wolken kondensiert und ausregnet, bleibt in hohen Reiseflughöhen der Wasserdampf einige Tage bis Wochen lang. Dort wirkt er als effektives Treibhausgas, das zur Erwärmung der Atmosphäre beiträgt. Mit zunehmender Flughöhe verstärkt sich dieser Effekt.

Trotz seiner Klimawirksamkeit bleibt der Effekt von Wasserdampf im Luftverkehr im Vergleich zu anderen Treibhausgasen begrenzt. Aufgrund seiner kurzen Verweildauer kann er sich nicht gleichmäßig über die gesamte Atmosphäre verteilen und wirkt nur lokal. Dies führt zu einer vergleichsweise geringen Erwärmungswirkung von nur etwa 2 % der Klimawirkung i des Luftverkehrs.

Stickoxide (NOx) entstehen bei der Verbrennung von Kerosin i als Nebenprodukt durch Oxidation des in der Luft enthaltenen Stickstoffs. Stickoxide haben in der Atmosphäre nur eine sehr kurze Verweildauer und wirken nicht direkt auf die Strahlungsbilanz der Atmosphäre. Allerdings lösen sie in der Wechselwirkung mit weiteren Gasen eine Reihe von chemischen Prozessen aus, die unterschiedliche Klimawirkungen haben. Zwei der wichtigsten Reaktionen betreffen die Bildung von Ozon (O₃) und die Reduktion von Methan (CH₄).

Eine der Hauptfolgen von NO_X-Emissionen ist die katalytische Bildung von Ozon (O₃). Diese Reaktion tritt vor allem in großen Höhen unter dem Einfluss von Sonnenlicht auf und verstärkt sich mit zunehmender Solarstrahlung und Höhe. Besonders ausgeprägt ist der Effekt in stark frequentierten Flugrouten der mittleren Breiten der nördlichen Hemisphäre. Obwohl Ozon in der Stratosphäre als schützende Schicht fungiert, verschlechtert eine erhöhte Ozonkonzentration am Boden die Luftqualität und trägt zur Bildung von Smog bei. In den typischen Flughöhen wirkt Ozon hingegen als kurzlebiges Treibhausgas, mit einer Verweildauer von zwei bis acht Wochen, was seine Wirkung auf die Atmosphäre regional begrenzt.

Ein weiterer Effekt der NO_X-Emissionen ist die Reduktion der Konzentration von Methan (CH₄) in der Atmosphäre. Dies geschieht über die Bildung von Hydroxyradikalen (OH) als Nebenprodukt der Ozonproduktion. Diese Radikale führen zu einem Abbau von Methan. Während Ozon ein relativ kurzlebiges Gas ist, hat Methan eine viel längere Verweildauer von etwa 10 bis 12 Jahren und trägt in der Atmosphäre zur Erwärmung bei.

Der Abbau von Methan führt daher langfristig zu einer Abkühlung in der Atmosphäre. Zudem verringert die reduzierte Methan-Konzentration die Bildung von Wasserstoff in der Stratosphäre, was ebenfalls einen kühlenden Effekt als Folge hat.

Trotz dieses kühlenden Effekts bleibt die Gesamtauswirkung der NOₓ-Emissionen netto erwärmend, da das durch NO_X erzeugte Ozon eine deutlich stärkere erwärmende Wirkung auf die Atmosphäre hat als die kühlenden Effekte des Methanabbaus.

Der Luftverkehr emittiert sowohl Aerosole (z.B. Rußpartikel) als auch Aerosolvorläufer (z.B. Stickstoff und Schwefelverbindungen), aus denen sich in der Atmosphäre z.B. sulfat- oder nitrathaltige Aerosole bilden können. Diese Aerosole haben unterschiedliche Klimawirkungen, die sowohl abkühlende als auch erwärmende Effekte haben können. Die genaue Wirkung hängt von den physikalischen und chemischen Eigenschaften der Partikel und den atmosphärischen Bedingungen ab.

Die direkten klimatischen Effekte von Aerosolen auf das Klima hängen von ihrer Fähigkeit ab, Sonnenstrahlung zu reflektieren oder zu absorbieren. Aerosole, wie etwa Sulfatpartikel, reflektieren einen Großteil der kurzwelligen Sonnenstrahlung zurück ins All, was zu einer Abkühlung der Atmosphäre führt, da weniger Sonnenstrahlen die Erdoberfläche erreichen. Im Gegensatz dazu absorbieren Aerosole wie Rußpartikel einen großen Teil der Sonnenstrahlung. Diese absorbierte Energie wird als Wärme in der Atmosphäre freigesetzt, was einen klimaerwärmenden Effekt hat. Da Aerosole nur eine relativ kurze Lebensdauer von Tagen bis Wochen haben, ist ihre Klimawirkung i insgesamt begrenzt und führt in der Regel nur zu einer geringen Veränderung des Klimas.

Aerosole, wie Sulfat- und Rußpartikel, fungieren als Wolkenkondensationskerne, wodurch sie die Bildung und Eigenschaften von Wolken erheblich beeinflussen können. Eine höhere Konzentration solcher Kondensationskerne führt zur vermehrten Entstehung von Wolkentropfen und -kristallen. Dies bewirkt, dass Wolken mehr Sonnenlicht reflektieren und somit mehr Strahlung ins All zurückgeworfen wird. Darüber hinaus verlängert sich die Lebensdauer der Wolken, da kleinere Tropfen langsamer ausregnen. Diese Wolken können somit ebenfalls zu einer Abkühlung führen. Aufgrund ihrer vergleichsweise geringeren Klimawirkung i werden indirekte Aerosoleffekte bei der Gesamtbewertung der Klimawirkung des Luftverkehrs in der Regel nicht berücksichtigt.

IPCC (2021): https://www.ipcc.ch/report/ar6/wg1/downloads/report/IPCC_AR6_WGI_FullReport.pdf

Lee et al. (2021): https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1352231020305689?via%3Dihub

Umweltbundesamt (2019): https://www.umweltbundesamt.de/sites/default/files/medien/1410/publikationen/2019-11-06_texte-130-2019_umweltschonender_luftverkehr_0.pdf

Umweltbundesamt (2023): https://www.umweltbundesamt.de/sites/default/files/medien/479/publikationen/fb_klimawirkung_des_luftverkehrs_0.pdf