Arktische Ökosysteme: Unterschied zwischen den Versionen

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Die arktischen Regionen haben seit den 1960er Jahren in Übereinstimmung mit den Simulationen der [[Klimamodelle]] eine deutliche Erwärmung erfahren, in einigen Regionen und vor allem im Frühjahr sogar um 0,5 °C pro Jahrzehnt. Vor allem im Frühling und Sommer hat folglich die Ausdehnung der Schneedecke seit 1966 um 10% abgenommen, auch die Mächtigkeit der Schneebedeckung ist in den meisten Regionen geringer geworden.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Sientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 2.2.5</ref> Auch die Meereisausdehnung ist in der Arktik seit Ende der 1970er Jahre im Gegensatz zur Antarktis um 2,9% pro Jahrzehnt zurückgegangen.<ref>Serreze, M.C., J.E. Walsh, F.S. Chapin III, T. Osterkamp, M. Dyurgerov, V. Romanovsky, W.C. Oechel, J. Morison, T. Zhang, R.G. Barry (2000): Observational Evidence of Recent Change in the Northern High-Latitude Environment, Climatic Change 46, 159-207
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Die arktischen Regionen haben seit den 1960er Jahren in Übereinstimmung mit den Simulationen der [[Klimamodelle]] eine deutliche Erwärmung erfahren, in einigen Regionen und vor allem im Frühjahr sogar um 0,5 °C pro Jahrzehnt. Vor allem im Frühling und Sommer hat folglich die Ausdehnung der Schneedecke seit 1966 um 10 % abgenommen, auch die Mächtigkeit der Schneebedeckung ist in den meisten Regionen geringer geworden.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Sientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 2.2.5</ref> Auch die Meereisausdehnung ist in der Arktik seit Ende der 1970er Jahre im Gegensatz zur Antarktis um 2,9 % pro Jahrzehnt zurückgegangen.<ref>Serreze, M.C., J.E. Walsh, F.S. Chapin III, T. Osterkamp, M. Dyurgerov, V. Romanovsky, W.C. Oechel, J. Morison, T. Zhang, R.G. Barry (2000): Observational Evidence of Recent Change in the Northern High-Latitude Environment, Climatic Change 46, 159-207
 
</ref> Auf den Landgebieten in den höheren Breiten der Nordhalbkugel werden durch die höhere Temperatur besonders die [[Permafrost]]böden angegriffen. Im westlichen Nordamerika haben sich die Permafrostböden zwischen 1940 und 1980 um 2-4 °C erwärmt und in Sibirien um 0,6 bis 0,7 °C von 1970 bis 1990.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: Impacts, Adaption, and Vulnerability. Contribution of the Working Group II to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 5.9.1.1.</ref> Da 20-30% des Permafrostbodens aus Eis besteht, kann ein Schmelzen des Eises dazu führen, dass sich Hohlräume bilden (Thermokarst), der Boden einsinkt und an der Oberfläche Senken entstehen, aus denen später Seen, Torfmoore oder Wiesen entstehen können. An Hängen wird der Boden instabil und es kommt zu Bodenfließen (Solifluktion), das große Gefahren für Transportwege, Pipelines, Versorgungsleitungen, Bergwerke usw. zur Folge hat. Außerdem ändern sich die hydrologischen Bedingungen. Regenwasser kann tiefer versickern und Grundwasserflüsse bilden, die den Abfluss in die Flüsse verzögern.<ref>vgl. Siegert C. und H.-W. Hubberten (1998): Klimaveränderung und ihre Folgen für den Permafrost, in: Lozán, J.L., H. Graßl und P. Hupfer: Warnsignal Klima, Hamburg, 229-233</ref>
 
</ref> Auf den Landgebieten in den höheren Breiten der Nordhalbkugel werden durch die höhere Temperatur besonders die [[Permafrost]]böden angegriffen. Im westlichen Nordamerika haben sich die Permafrostböden zwischen 1940 und 1980 um 2-4 °C erwärmt und in Sibirien um 0,6 bis 0,7 °C von 1970 bis 1990.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: Impacts, Adaption, and Vulnerability. Contribution of the Working Group II to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 5.9.1.1.</ref> Da 20-30% des Permafrostbodens aus Eis besteht, kann ein Schmelzen des Eises dazu führen, dass sich Hohlräume bilden (Thermokarst), der Boden einsinkt und an der Oberfläche Senken entstehen, aus denen später Seen, Torfmoore oder Wiesen entstehen können. An Hängen wird der Boden instabil und es kommt zu Bodenfließen (Solifluktion), das große Gefahren für Transportwege, Pipelines, Versorgungsleitungen, Bergwerke usw. zur Folge hat. Außerdem ändern sich die hydrologischen Bedingungen. Regenwasser kann tiefer versickern und Grundwasserflüsse bilden, die den Abfluss in die Flüsse verzögern.<ref>vgl. Siegert C. und H.-W. Hubberten (1998): Klimaveränderung und ihre Folgen für den Permafrost, in: Lozán, J.L., H. Graßl und P. Hupfer: Warnsignal Klima, Hamburg, 229-233</ref>
  

Version vom 24. Juli 2009, 09:35 Uhr

1 Entwicklung seit dem 20. Jh.

Die arktischen Regionen haben seit den 1960er Jahren in Übereinstimmung mit den Simulationen der Klimamodelle eine deutliche Erwärmung erfahren, in einigen Regionen und vor allem im Frühjahr sogar um 0,5 °C pro Jahrzehnt. Vor allem im Frühling und Sommer hat folglich die Ausdehnung der Schneedecke seit 1966 um 10 % abgenommen, auch die Mächtigkeit der Schneebedeckung ist in den meisten Regionen geringer geworden.[1] Auch die Meereisausdehnung ist in der Arktik seit Ende der 1970er Jahre im Gegensatz zur Antarktis um 2,9 % pro Jahrzehnt zurückgegangen.[2] Auf den Landgebieten in den höheren Breiten der Nordhalbkugel werden durch die höhere Temperatur besonders die Permafrostböden angegriffen. Im westlichen Nordamerika haben sich die Permafrostböden zwischen 1940 und 1980 um 2-4 °C erwärmt und in Sibirien um 0,6 bis 0,7 °C von 1970 bis 1990.[3] Da 20-30% des Permafrostbodens aus Eis besteht, kann ein Schmelzen des Eises dazu führen, dass sich Hohlräume bilden (Thermokarst), der Boden einsinkt und an der Oberfläche Senken entstehen, aus denen später Seen, Torfmoore oder Wiesen entstehen können. An Hängen wird der Boden instabil und es kommt zu Bodenfließen (Solifluktion), das große Gefahren für Transportwege, Pipelines, Versorgungsleitungen, Bergwerke usw. zur Folge hat. Außerdem ändern sich die hydrologischen Bedingungen. Regenwasser kann tiefer versickern und Grundwasserflüsse bilden, die den Abfluss in die Flüsse verzögern.[4]

2 Arktische Ökosysteme als Kohlenstoff-Quelle

Auf die arktischen und borealen Klimazonen entfallen 40% des globalen Kohlenstoffs, der sich in Böden befindet. Im Gegensatz zu der Netto-Akkumulation von Kohlenstoff durch die Tundra während der gesamten Nacheiszeit, lassen Messungen in Alaska vermuten, dass die Tundra von einer Kohlenstoff-Senke zu einer Netto-Quelle von Kohlenstoff im Umfang von 0,7 Gt C pro Jahr geworden ist, auch wenn die regionalen Ergebnisse nicht einheitlich sind.[5] Als Ursache wird dafür vor allem eine Verringerung der Bodenfeuchte infolge der Erwärmung angenommen. Aus Feuchtgebieten und Seen der höheren Breiten entweichen 5-10% des globalen Methan-Flusses in die Atmosphäre. Mit der Bildung von Thermokarst erhöht sich die Methan-Emission, besonders in den Sumpfgebieten Nordkanadas und Westsibiriens, dramatisch. Es handelt sich dabei um einen wichtigen positiven Feedbackfaktor der globalen Erwärmung.

3 Projektionen

Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird mit einer Erwärmung der arktischen Regionen um 4-10 °C gerechnet.[6] Böden an Hängen werden wahrscheinlich trockener, wenn die Auftautiefe zunimmt, in Tiefländern kann sich ausgedehnter Thermokarst bilden. Durch eine Erwärmung und Austrocknung der Böden werden sich die Zersetzungsprozesse, die Mineralisierung der Nährstoffe und die Produktivität erhöhen. Die potenzielle Baumgrenze wird sich polwärts verschieben, die tatsächliche Baumgrenze jedoch mit einer zeitlichen Verzögerung von Jahrzehnten bis Jahrhunderten folgen. Veränderungen der Artenzusammensetzung, besonders der Wechsel von Tundra zu Taiga, können sich langfristig als ein positiver klimatischer Feedbackfaktor auswirken. Die Tundra hat eine drei bis sechs Mal so hohe Albedo wie der boreale Wald. Unmittelbarer wird sich in dieser Hinsicht allerdings der Rückzug der Schneebedeckung auswirken.

4 Einzelnachweise

  1. IPCC (2001): Climate Change 2001: The Sientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 2.2.5
  2. Serreze, M.C., J.E. Walsh, F.S. Chapin III, T. Osterkamp, M. Dyurgerov, V. Romanovsky, W.C. Oechel, J. Morison, T. Zhang, R.G. Barry (2000): Observational Evidence of Recent Change in the Northern High-Latitude Environment, Climatic Change 46, 159-207
  3. IPCC (2001): Climate Change 2001: Impacts, Adaption, and Vulnerability. Contribution of the Working Group II to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 5.9.1.1.
  4. vgl. Siegert C. und H.-W. Hubberten (1998): Klimaveränderung und ihre Folgen für den Permafrost, in: Lozán, J.L., H. Graßl und P. Hupfer: Warnsignal Klima, Hamburg, 229-233
  5. Serreze, M.C., J.E. Walsh, F.S. Chapin III, T. Osterkamp, M. Dyurgerov, V. Romanovsky, W.C. Oechel, J. Morison, T. Zhang, R.G. Barry (2000): Observational Evidence of Recent Change in the Northern High-Latitude Environment, Climatic Change 46, 159-207
  6. IPCC (2001): Climate Change 2001: Impacts, Adaption, and Vulnerability. Contribution of the Working Group II to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York 2001, 5.9.2.1.

5 Literatur

  • J.L. Lozán u.a. (Hg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen. Hamburg 2006

6 Weblinks


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