Grönländischer Eisschild

Aus Klimawandel
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Abb. 1: Veränderungsraten der Eishöhe 1997-2003 im Vergleich zu 1993-1998

Anders als bei der Antarktis ist das aufgrund der geographischen Lage um 10-15 °C wärmere Klima Grönlands eher fremdbestimmt und wird stark durch die nordamerikanische und eurasische Landmasse und vor allem den Nordatlantik beeinflusst. Einerseits sind daher die Niederschläge deutlich höher als über der Antarktis, andererseits gibt es im Sommer umfangreiche Schmelzvorgänge an der Oberfläche, die sich über nahezu die Hälfte des Eisschildes erstrecken und deren Wasser größtenteils ins Meer abfließt. Ein anderer Teil des Eises geht auch durch das Kalben ins Meer verloren. Während der antarktische Eisschild mit Ausnahme einiger Randgebiete wie der Westantarktischen Halbinsel nur sehr verzögert auf Klimaänderungen reagiert, zeigt der Eisschild auf Grönland deutlich stärker die Folgen des aktuellen Klimawandels.

1 Aktuelle Veränderungen

Eine in jüngster Zeit angewandte Art, die Massenbilanz eines Eisschildes zu bestimmen, ist die geodätische Methode, bei der die Höhenänderungen der Eisoberfläche über einen bestimmten Zeitraum bestimmt werden. Dazu werden die Oberflächenhöhen durch Satellitenmessungen erfasst. Die Satellitendaten müssen jedoch durch Bodenmessungen überprüft und bei Bedarf korrigiert werden, da die Eisoberfläche sich auch durch Dichteschwankungen im Firneis oder durch isostatische Bewegungen des Untergrundes verändern kann. Ein Problem bei diesen Messungen sind u.a. die kurzen Zeitreihen, da Satellitenmessungen nicht weit zurückreichen.

Abb.1 stellt die Veränderung der Oberfläche des Grönlandeisschildes seit Mitte der 1990er Jahre dar. Die Daten zeigen starke Niveauabsenkungen zwischen 10 und 60 cm, an manchen Stellen auch über 60 cm pro Jahr im Küstenbereich. In den höheren Regionen ab 2000m herrscht entweder eine ausgeglichene Massenbilanz mit einem Gleichgewicht zwischen Akkumulation und Abschmelzen bzw. Abtransport durch Eisströme oder ein Überwiegen der Akkumulation.[1] Als noch zuverlässiger gelten Messungen von Schwereanomalien auf der Erde durch Satelliten seit 2002, die durch das deutsch-amerikanische GRACE-Projekt möglich wurden.[2] Hierdurch konnte nachgewiesen werden, dass sich der Massenverlust des Eisschildes auf Grönland von 137 Gt/Jahr im Zeitraum 2002-2003 auf 286 Gt/Jahr im Zeitraum 2007-2009 mehr als verdoppelt hat.[3]

Abb. 2: Schmelzfläche des Eises auf Grönland am 12.7.2012

In den Jahren nach 2009 ging der Schmelzprozess unvermindert weiter und erreichte z.T. neue Rekordwerte. So dauerte die Schmelzsaison 2010 in Höhenlagen zwischen 1200 und 2400 m um 50 Tage länger als üblich, und 2011 waren es immerhin noch 30 Tage länger als im Mittel der Jahre 1979-2010.[4][5] Die Folge war, dass in der Schmelzsaison April-September 2010 das Schmelzgebiet 32 % der Gesamtfläche Grönlands umfasste und um 8 % größer war als bei dem vorherigen Rekordwert 2007 und um 38 % größer als der Mittelwert der Jahre 1979-2007. Der Schwerpunkt der Eisschmelze lag am Westrand des Eisschildes. Auch die Schmelzfläche 2011 war mit 31 % der Gesamtfläche nur wenig geringer und die drittgrößte seit 1979, nach 2007 (33 %) und 2010.[4] Für 2012 liegt noch keine Gesamtschtzung vor. Im Juli 2012 kam es jedoch auf Grönland zu einem extremen Schmelzereignis, wie es nur alle 150 Jahre auftritt (Abb. 2). Satellitenbeobachtungen zeigten am 12. Juli 2012, dass auf 98,6 % der 1,71 Mio km2 großen Fläche Grönlands das Eis schmolz. Normal wären zu dieser Zeit Schmelzvorgänge auf 40-50 % der Fläche.[6]

Das Ergebnis der Schmelz- und anderer Prozesse wie der Eisdynamik (s.u.) seit dem Beginn des neuen Jahrhunderts war nach GRACE-Messungen z.B. im Jahr 2010 ein deutlicher Massenverlust des Grönländischen Eisschildes von 410 Gt, was um 77 % über dem Mittel der Jahre 2001-2009 von 231 Gt/Jahr lag. Dieser Massenverlust entsprach einem Meeresspiegelanstieg von 1,1 mm. Besonders betroffen waren die Auslassgletscher. Sie verloren im Mittel der Jahre 2002-2009 eine Fläche von 121 km2 pro Jahr. Der Massenverlust 2011 lag bei 422 Gt.[4][5]

2 Ursachen

Die Ausdünnung des Eises in den tieferen Lagen ist weitgehend konsistent mit den ansteigenden Sommertemperaturen der letzten Jahre. Gerade in den Jahren nach 2009 kam es zu Wetterlagen, die das Abschmelzen des grönländischen Eises weiter beschleunigten. Die mit einer schwachen NAO verbundenen besonders kalten Winter 2009/10 und 1010/11 in Europa bedeutete vor allem für Westgrönland besonders warme Verhältnisse. Schon während der gesamten 2000er Jahre lag der NAO-Sommer-Index um 2,4 Standardabweichungen unter dem Mittel von 1970-1999. Dadurch strömte zunehmend warme Luft von Süden entlang des westlichen Eisschildes. Zugleich bewirkte Hochdruckwetter über Grönland einen klaren Himmel mit geringer Bewölkung und starker Einstrahlung. Hinzu kam ein geringer Schneefall.[7] Die Folge waren ungewöhnlich warme Temperaturen vor allem über Westgrönland. Vom Winter 2009/10 bis hin zum Sommer 2010 wurden in Westgrönland die höchsten Temperaturen seit Beginn der Messungen im Jahre 1873 gemessen. Vereinzelt lagen die Werte im Winter um 7 °C über dem Mittel der Jahre 1971-2000.[4]

Die zunehmend längere Schmelzsaison und die hohen Temperaturen trugen zum Abschmelzen der Schneedecke aus dem letzten Winter bei, so dass das nackte Eis zum Vorschein kam mit der Konsequenz einer starken Reduktion der Oberflächenalbedo. Hinzu kam, dass der sommerliche Schneefall deutlich unter dem Mittel lag.[8] Die mittlere Albedo des Eisschildes verringert sich im Jahresverlauf von 0,84 im April auf 0,71 Mitte Juli. 2010 lag die Albedo in der Schmelzsaison um mehr als 2 Standardabweichungen unter dem Mittel von 2000-2011. Noch niedriger war sie im Juni und Juli 2011. Insgesamt sank die Albedo von 0,72 in 2000 auf 0,63 in 2011. Dadurch dehnten sich die Flächen von nacktem Eis zunehmend aus, wodurch die Albedo reduziert wurde. Die Folge war ein positiver Rückkopplungseffekt, da die dunkleren Eisflächen mehr Strahlung absorbierten, wodurch die Eisschmelze weiter angetrieben und die dunkleren Eisflächen sich noch mehr ausbreiteten. Über den Schmelzgebieten hat die positive Eis-Albedo-Rückkopplung in den Jahren 2010 und 2011 mehr als die Hälfte der Zunahme der Eisschmelze bewirkt.[7]

Neben Abschmelzprozessen spielen dynamische Veränderungen des Eisabflusses eine wichtige Rolle. Von dem Eisverlust von 60 km3 (Kubikkilometer) pro Jahr Mitte der 1990er Jahre waren etwa 24 km3 dynamisch bedingt; um das Jahr 2000 gingen von den 80 km3 Eisverlust pro Jahr bereits 34 km3 auf das Konto des verstärkten Eisabflusses. Davon wurden allein 10 km3 pro Jahr durch die Abflussveränderungen eines einzigen Gletschers, des Jakobshavn Isbrae an der Westküste, verursacht, dessen Abflussgeschwindigkeit sich in wenigen Jahren (1997-2002) von 7 auf 12 Kubikkilometer pro Jahr erhöhte.[9] In den letzten Jahren sind zwei Gletscher an der Ostküste mit ähnlichem Verhalten hinzugekommen, der Kangerdlugssuaq und der Helheim-Gletscher.[10]

Abb. 3: Rückzug der Aufsetzlinie des Jakobshavn Isbrae 1850-2004 an der Westküste Grönlands

Die unmittelbaren Ursachen für die stärkere Dynamik der Eisströme sind vielfältig und noch keineswegs ganz verstanden. Mit hoher Wahrscheinlichkeit liegen ihnen aber die höheren Luft- und Wassertemperaturen seit Mitte der 1990er Jahre zugrunde. Entgegen dem globalen Trend erlebte Grönland eine Abkühlung von den 1930ern bis zur Mitte der 1990er Jahre, seitdem aber einen deutlichen Temperaturanstieg, der allerdings die außergewöhnliche Erwärmung der 1930er Jahre noch nicht erreicht hat. Ob der jüngsten Erwärmung eine natürliche Dekadenschwankung oder der globale Klimawandel zugrunde liegt, lässt sich gegenwärtig nicht entscheiden. In jedem Fall zeigen die Beobachtungen der letzten 10 Jahre aber, dass ein relativ mäßiger Temperaturanstieg von ca. 1 °C erhebliche Folgen für die Massenbilanz des Eisschildes haben kann.[11]

Eine wichtige Folge der Erwärmung ist das Abschmelzen und Zerbrechen des vorgelagerten Eisschelfs, das zur Instabilität der an der Küste mündenden Auslassgletscher führt. Eine ähnliche Folge ist die Destabilisierung von Gletscherzungen, die direkt ins Meer münden. Wahrscheinlich sind diese Prozesse hauptsächlich angetrieben durch wärmeres Ozeanwasser, das bis zur Aufsetzlinie unterhalb der schwimmenden Gletscherzunge vordringt und dort zu Abschmelzprozessen führt und die Aufsetzlinie, wie in Abb.3 gezeigt, immer weiter zurückverlegt.[12] Berechnungen an einzelnen Gletschern haben gezeigt, dass die submarinen Abschmelzprozesse wesentlich größer sind als die Eisschmelze an der Oberfläche. Bei einer Erwärmung des Ozeanwassers von 3 °C ist damit zu rechnen, dass einige hundert Meter der ins Meer mündenden Eiszungen pro Jahr abgeschmolzen werden. Auch das Kalben von Eis wird durch submarines Abschmelzen höchstwahrscheinlich stark beschleunigt.[13]

Ein weiterer Antrieb liegt in dem zunehmenden Eindringen von Schmelzwasser in Eisspalten bis auf den Grund, wo es unter dem Eis eine Art Schmierfilm bilden und damit die Abflussgeschwindigkeit der Gletscher beschleunigen kann. Die beobachtete Beschleunigung der Gletscherströme sind allerdings noch zu jung und die Datenreihen zu kurz, um mit Sicherheit zu entscheiden, ob es sich um eine kurzfristige Schwankung oder einen längeren Trend handelt.[14] Untersuchungen zum jahreszeitlichen Verhalten der Schmelzprozesse lassen allerdings vermuten, dass in einem wärmeren Klima das Wasser noch weiter im Inland unter den Eisschild gelangt und die Bewegung der Eismassen beschleuinigen könnte.[15]

Abb. 4: Der grönländische Eisschild bei einer CO2-Konzentration von 1000 ppm und einem langfristigen Temperaturanstieg von 8 °C

3 Projektionen

Wie sehen die Projektionen von Eismodellen für die Zukunft des grönländischen Eisschildes aus? Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird es nach konservativen Modellberechnungen keine größeren Veränderungen geben. Der Massenverlust durch Schmelzen und Kalben von Eisbergen wird die Akkumulation zunehmend, aber nur langsam übertreffen, bei einem durchschnittlichen Beitrag zum Meeresspiegelanstieg von 0,4 mm/Jahr.[14] Allerdings berücksichtigen Modellrechnungen die Eisdynamik nicht, so dass diese Einschätzungen von anderen Autoren als deutlich zu niedrig eingestuft werden.[1] Bei einer längerfristigen Temperaturzunahme von 3 °C und mehr wird auch nach Modellsimulationen das Abschmelzen der Oberfläche die Akkumulation deutlich übersteigen und der Eisschild wird sich verkleinern und letztlich verschwinden.

Abb. 4: Dicke des grönländischen Eisschilds im Eem in m

Wird die atmosphärische CO2-Konzentration in den nächsten 200-300 Jahren auf 1000 ppm steigen und sich auf diesem Niveau stabilisieren (so die Projektion des höchsten IPCC-Szenarios A1Fl), wird die Temperatur um 8 °C zunehmen, was in den nächsten 1000 Jahren zum völligen Abschmelzen des Grönlandeises und einem Meeresspiegelanstieg um 7 m führen wird. Dieses Ergebnis wird wahrscheinlich irreversibel sein. Denn ohne Eisschild wird sich das Klima auf Grönland wegen der wesentlichen geringeren Albedo der nicht mehr vom Eis bedeckten Landoberfläche deutlich erwärmen. Außerdem würde die Oberfläche Grönlands durch das Abschmelzen des Eispanzers in niedrigere und damit wärmere Höhenlagen absinken, was ebenfalls das weitere Abschmelzen beschleuinigen würde. Auch wenn die Konzentration der Treibhausgase und die globalen Klimaverhältnisse wieder zu den vorindustriellen Bedingungen zurückkehren sollten, wird sich der grönländische Eisschild daher wahrscheinlich nicht wieder aufbauen.[16]

Eine neuere Modellstudie kommt sogar zu dem Ergebnis, dass eine wesentlich geringere Erwärmung ausreichen würde, um den grönländischen Eisschild völlig abschmelzen zu lassen.[17] Schon bei einer längerfristigen Erwärmung von 0,8-3,2 °C, bei einer besten Schätzung von 1,6 °C, über dem vorindustriellen Mittelwert könnte es auf lange Sicht zum kompletten Abschmelzen des Eisschildes mit den Folgen eines Meeresspiegelanstiegs um mehrere Meter kommen. Wann es dazu kommt, hängt vom Tempo der Erwärmung ab. Bei der gegenwärtigen Zunahme der Treibhausgaskonzentration steuern die Temperaturen über Grönland auf 8 °C zu. Ein vollständiger Eisverlust könnte dann bereits in 2000 Jahren eintreten. Würde die Erwärmung bei 4 °C liegen, würde es 8000 Jahre dauern und bei 2 °C Erwärmung über dem vorindustriellen Wert sogar 50 000 Jahre, bis Grönland eisfrei wäre. Die Gefahr, dass der Abschmelzprozess unumkehrbar wird und damit einen sogenannten Kipppunkt darstellt, besteht aber auch schon bei einer geringen Erwärmung von 1,6 °C.

Interessant sind in diesem Zusammenhang auch Studien über die Verhältnisse in der letzten Zwischeneiszeit vor 130 000 Jahren, dem Eem, als die Temperaturen ungefähr so hoch waren, wie sie für das Ende des 21. Jahrhunderts erwarten werden. Der Meeresspiegel lag damals um 4-6 m über dem heutigen Niveau. Neben Grönland hat aller Wahrscheinlichkeit nach auch die Westantarktis dazu beigetragen. Modellrechnungen bis 2130 lassen für Grönland und besonders für die Antarktis eine deutlich stärkere Erwärmung als während des Eem erwarten, wofür u.a. die anderen Strahlungsverhältnisse, aber auch anthropogene Rußablagerungen auf dem Eis verantwortlich sein könnten.[18]

4 Einzelnachweise

  1. 1,0 1,1 Rignot, E., and P. Kanagaratnam (2006): Changes in the Velocity Structure of the Greenland Ice Sheet, Science 311, 986-990
  2. GRACE steht für Gravity Recovery And Climate Experiment; vgl. Die Infoseite bei der Deutschen Luft- und Raumfahrtgesellschaft DLR
  3. Velicogna, I. (2009): Increasing rates of ice mass loss from the Greenland and Antarctic ice sheets revealed by GRACE, Geophysical Research Letters, VOL. 36, L19503, doi:10.1029/2009GL040222
  4. 4,0 4,1 4,2 4,3 Blunden, J., D.S. Arndt, and M. O. Baringer, Eds. (2011): State of the Climate in 2010. Bulletin of the American Meteorological Society, 92 (6), S1–S266
  5. 5,0 5,1 Blunden, J., and D. S. Arndt, Eds. (2012): State of the Climate in 2011. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93 (7), S1–S264
  6. Nghiem, S.V., et al. (2012): The extrem melt across the Greenland ice sheet in 2012, Geophysical Research Letters 39, doi:10.1029/2012GL053611
  7. 7,0 7,1 Box, J.E., et al. (2012): Greenland ice sheet albedo feedback: thermodynamics and atmospheric drivers, The Cryosphere, 6, 821–839
  8. Tedesco, M., et al. (2011): The role of albedo and accumulation in the 2010 melting record in Greenland, Environmental Research Letters 6, doi:10.1088/1748-9326/6/1/014005
  9. Krabill, W., Hanna, E.; Huybrechts, P., Abdalati, W., Cappelen, J., Csatho, B., Frederick, E., Manizade, S., Martin, C., Sonntag, J., Swift, R., Thomas, R., Yungel, J. (2004): Greenland Ice Sheet: Increased coastal thinning, Geophys. Res. Lett., Vol. 31, No. 24, L24402 10.1029/2004GL021533
  10. Luckman, A., T. Murray, R. de Lange, E. Hanna (2006): Rapid and synchronous ice-dynamic changes in East Greenland, Geophys. Res. Lett., Vol. 33, No. 3, L03503, doi:10.1029/2005GL025428
  11. Joughin, I. (2006): Greenland Rumbles Louder as Glaciers Accelerate, Science 311, 1719-1720
  12. Bindschadler, R. (2006): Hitting the Ice Sheets Where It Hurts, Science 311, 1720-1721
  13. Rignot, E., et al. (2010): Rapid submarine melting of the calving faces of West Greenlands glaciers, Nature geoscience 3, 187-191
  14. 14,0 14,1 Alley, R., P.U. Clark, P. Huybrechts and I. Joughin (2005): Ice-sheets and sea-level changes, Science 310, 456-460
  15. Bartholomew, I., et al.(2010): Seasonal evolution of subglacial drainage and acceleration in a Greenland outlet glacier, Nature Geoscience 3, 408–411
  16. Gregory, J.M., P. Huybrechts, and S.C.B. Raper (2004): Threatened loss of the Greenland ice-sheet. Nature 428, 616
  17. Robinson, A., Calov, R., Ganopolski, A. (2012): Multistability and critical thresholds of the Greenland ice sheet. Nature Climate Change, doi:10.1038/nclimate1449
  18. Overpeck, J.T., B.L. Otto-Bliesner, G.H. Miller, D.R. Muhs, R.B. Alley, and J.T. Kiehl (2006): Paleoclimatic Evidence for Future Ice-Sheet Instability and Rapid Sea-Level Rise, Science 311, 1747-1750

5 Literatur

  • Mayer, C. & H.Oerter (2006): Die Massenbilanzen des grönländischen und antarktischen Inlandeises und der Charakter ihrer Veränderungen, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 92-96)

6 Weblinks


7 Lizenzangaben

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