Schnee im Klimawandel

Aus Klimawandel

Schnee im Klimasystem

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Schneebedeckung im Jahr 2000 (simuliert): grau im März, weiß im September

Die Schneebedeckung ist die am stärksten sich ändernde Komponente der Kryopshäre. Sie reagiert unmittelbar auf Niederschlags-, Temperatur- und Windveränderungen und kann sich durch den Durchzug eines Tiefdruckgebietes innerhalb weniger Tage um bis zu 1 Million km2 vergrößern. Schnee ist durch seine hohe Albedo von 80 bis 90% ein wichtiger Klimafaktor und dafür verantwortlich, dass ein großer Teil der Sonneneinstrahlung wieder in den Weltraum reflektiert wird. Der Zeitpunkt der Schneeschmelze im Frühjahr (und des ersten Schneefalls im Herbst), durch die die Albedo um 20-60% reduziert (erhöht) wird, ist daher von großer Bedeutung für den Strahlungshaushalt im Jahresablauf. Schnee isoliert zudem den darunter liegenden Boden und verhindert weitgehend den Austausch von Feuchtigkeit und Energie zwischen den oberen Bodenschichten und der Atmosphäre. Eine dauerhafte Schneedecke unterbindet das Abfließen von Niederschlag und bremst das Versickern in den Boden. Im Winter schützt Schnee die oberen Bodenschichten vor Auskühlung, in den warmen Jahreszeiten vor Erwärmung und ist damit eine wichtige Einflussgröße auch für Veränderungen von Permafrost. Es wird angenommen, dass größere Schneeflächen und ihre Veränderung auch die atmosphärische Dynamik beeinflussen, so z.B. die Stärke des asiatischen Sommermonsuns (weniger Schnee im Frühjahr lässt den Boden bis zum Sommer stärker austrocknen und verstärkt damit den Land-Meer-Gegensatz und verstärkt den Monsun) und wahrscheinlich auch die Arktische Oszillation.

Globale Schneebedeckung

Große zusammenhängende Schneeflächen befinden sich vor allem auf der Nordhalbkugel, deren Landmassen im Winter fast zur Hälfte mit Schnee bedeckt sind. Auf der Südhalbkugel außerhalb der Antarktis kommt eine ganzjährige Schneebedeckung nur in Gebirgszonen vor. Die Ausdehnung der nordhemisphärischen Schneedecke (ohne die Schneeflächen auf Grönland und dem arktischen Meereis) schwankt jahreszeitlich sehr stark zwischen weniger als 1 Million km2 im späten August und 40-50 Millionen km2 im Februar.

Veränderungen der Schneebedeckung

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Veränderung der Schneebedeckung der Nordhalbkugel im April

Zwischen 1972 und 2003 hat die Schneefläche auf der Nordhalbkugel um ca. 10% abgenommen. Während sie sich im Herbst und Winter kaum verringert hat, lag die Reduzierung sowohl in Nordamerika wie in Eurasien im Frühling und Sommer deutlich über 10%. In den 1990er Jahren war die Schneeausdehnung kleiner als je in den letzten 100 Jahren. Die deutliche Abnahme im Frühjahr ist konsistent mit der starken Erwärmung in den höheren Breiten der Nordhemisphäre. Modellrechnungen haben für die Jahre 2071-2090 eine weitere Verringerung um 9-18% simuliert. Dabei wird es die größten absoluten Abnahmen im Frühling geben. Die Schneetiefe hat dagegen in einigen Regionen wie im asiatischen Sibirien aufgrund höherer Niederschläge zugenommen.

Schnee in Hochgebirgen

In der Fläche zwar gering, regional aber dennoch von großer Bedeutung sind die Schneedecken in den Hochgebirgen der mittleren Breiten wie etwa den Alpen, den Rocky Mountains, den Anden oder den neuseeländischen Alpen. In den Gebirgsregionen der Sierra Nevada und der Rocky Mountains bis nach Kanada hat eine Erwärmung um 0,8 oC seit den 1950er Jahren zu einer deutlichen Reduzierung der Schneebedeckung geführt, trotz höherer Niederschläge in einigen Regionen. Selbst eine geringe Erwärmung um 1-2 oC bis zur Mitte des 21. Jahrhunderts würde in manchen Regionen einen Verlust von bis zu 60% der Schneemasse im Frühjahr zur Folge haben, ein Anstieg um 3 oC bis 2090, als best case Szenario, sogar um bis zu 72%. Auch in der Schweiz zeigen sich nach einer Zunahme der Schneebedeckung bis zum Beginn der 1980er Jahre seitdem deutliche Abnahmen, vor allem in den mittleren und tieferen Lagen. Da die Hauptursache in der Temperaturerhöhung liegt, durch die im Winter immer mehr Niederschlag als Regen denn als Schnee fällt, ist mit einer Fortsetzung des Trends auch für die nächsten Jahrzehnte zu rechnen.

Änderung der Schneetage pro Jahr als Resultat von Simulationen mit dem deutschen Klimamodell CLM. Dargestellt ist die Differenz der Jahre 2071-2100 und 1961-1990. Für das 21. Jahrhundert wurde hier das Klimaszenarien A1B des IPCC zugrunde gelegt.

Rußablagerungen

Außer durch Temperatur und Niederschlag wird mit der zunehmenden Industrialisierung der Erde die Ausdehnung und Mächtigkeit von Schneedecken (und von Eis) in zunehmendem Maße auch durch Rußablagerungen beeinflusst. Ruß verringert die Albedo heller Flächen und erhöht die Absorption der Sonneneinstrahlung und beschleunigt so den Schmelzprozess. Durch die stärkere Absorption erhöht sich die Temperatur der Atmosphäre, was wiederum auf Schnee und Eis zurückwirkt. Die Veränderung des Klimaantriebs auf der Nordhalbkugel durch die Wirkung von Ruß auf Schnee und Eis wird auf 0,3 W/m3 geschätzt, verglichen mit ca. 1,5 W/m3 global durch Kohlendioxid. In manchen Regionen wie im Nordosten Kanadas und im Norden Sibiriens resultiert daraus eine Erwärmung um mehr als 1 oC allein durch die Strahlungswirkung von Russpartikeln.

Literatur

  • ACIA (2005): Arctic Climate Impact Assessment 2005, Chapter 6: Cryosphere and Hydrology (http://www.acia.uaf.edu/)
  • Service, R.F. (2004): As the West Goes Dry, Science 303, 1124-1127
  • Mote, P.W., A.F. Hamlet, M.P. Clark, and D.P. Lettenmaier (2005): Declining mountain snowpack in western North America, Bull. of the Amer. Meteorol. Soc., 86, 39-49
  • Laternser, M., and M. Schneebeli (2003): Long-term snow climate trends of the Swiss Alps (1931-99). International Journal of Climatology 23(7), 733-750
  • Hansen, J., and L. Nazarenko (2004): Soot climate forcing via snow and ice albedos. Proc. Natl. Academy of Sciences 101(2), 423-428

Weblinks


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