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Globales Förderband

2026-03-30T11:17:43Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild: Stroemungssystem.jpg|thumb|520 px|Abb.1: Das "große marine Förderband"; rot bis hellrosa: warme Oberflächenströmungen, blau-lila: kalte Tiefenströmungen]]

== Ursachen von Ozeanströmungen ==

Die Oberflächenströme des Ozeans sind größtenteils eine Folge der [[Folge von::Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Zirkulation]], d.h. vor allem der [[Folge von::Passat]]- und der Westwinde, und erfahren durch die Erdrotation eine charakteristische Ablenkung ([[Corioliskraft]]). Einige wichtige Ströme werden aber auch durch windbedingten Wasserstau an den Rändern der Kontinente angetrieben, andere durch Dichteunterschiede.

Viele dieser Strömungen sind zusammen mit wichtigen Tiefenströmen Teil eines alle drei Ozeane umspannenden Strömungssystems, des "großen marinen Förderbands" (engl.: the great ocean conveyor belt), das sich vom Nordatlantik über das antarktische Zirkumpolarmeer und den Indischen Ozean bis in den nördlichen Pazifik und zurück erstreckt. Es wurde nach seinen wichtigsten Antriebsfaktoren Temperatur und Salzgehalt bislang auch als "[[thermohaline Zirkulation]]" (THC) bezeichnet.<ref>Der Begriff "thermohalinen Zirkulation" ist in den letzten Jahren in der Wissenschaft weitgehend durch den Begriff [[Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)|"meridionale Umwälzzirkulation"]] (abgekürzt MOC nach engl. Meridional Overturning Circulation) abgelöst worden. Grund ist die Erkenntnis, dass das Globale Förderband, auch in seinem nordatlantischen Abschnitt, nicht nur durch Temperatur- und Salzgehaltsunterschiede angetrieben wird, sondern dass u.a. auch der Wind eine wichtige Rolle spielt. </ref> Ein wichtiger Motor der THC ist nämlich das durch hohe Dichte bedingte Absinken von kaltem und salzreichem Wasser im Nordatlantik. Allerdings wird diese Umwälzung in Teilen auch durch den Wind angetrieben. Zwar geschieht das Absinken natürlich als direkte Folge von Abkühlung und Meereisbildung, welche das Wasser schwerer machen. Gleichzeitig aber muss Wasser aus der Tiefe aufsteigen, um Platz für das neue Tiefenwasser zu machen. Dieses Aufsteigen ist bei weitem nicht so stark lokalisiert wie das Absinken und kann über große Räume verstreut passieren. Dabei spielen Winde eine wesentliche Rolle, die z.B. leichtes Oberflächenwasser beiseite schieben und dadurch schwereres Tiefenwasser nach oben ziehen können. Außerdem kann durch Wind Energie in die Tiefe hinunter transportiert werden, die das Tiefenwasser erwärmt und so leichter macht.

Das Heruntermischen von Wärme geschieht durch verschiedene Prozesse wie z.B. Gezeitenenergie, aber auch Mischungsvorgänge, die letztlich durch den Wind getrieben sind. Da man also die Einflüsse des Windes und der Temperatur- und Salzunterschiede gar nicht sauber voneinander trennen kann, ist die Bezeichnung "Thermohaline Zirkulation" in der Wissenschaft unbeliebt geworden und durch den Term [[Meridionale_Umwälzzirkulation_(MOC)|"Meridional Overturning Circulation"]] (MOC) ersetzt worden, was soviel heißt wie Meridionale Umwälzbewegung. Das Wort "meridional" bezeichnet einfach eine Bewegung in Nord-Süd-Richtung. Die Wassermassen, die in begrenzten Regionen im nördlichen Atlantik und auch im Weddellmeer (einem Teil des Südpolarmeers) in die Tiefe sinken, finden also kein Gegenstück in bestimmten Regionen mit rasch aufsteigendem Wasser. Vielmehr gelangt ein großer Teil des Wassers mehr oder weniger an nahezu allen anderen Stellen des Weltozeans durch langsame Diffusionsprozesse wieder an die Oberfläche. Ohne diese Beschränkung würde die Umwälzbewegung sehr viel schneller stattfinden. Wie groß genau der Einfluss dieser Mischungsprozesse auf die globale Umwälzzirkulation (MOC) ist, war in den letzten Jahren ein wichtiger Gegenstand der wissenschaftlichen Diskussion.

== Nordatlantikstrom ==

Im Atlantik strömt warmes und aufgrund der hohen Verdunstung in den [[Subtropen]] salzreiches Oberflächenwasser über den Äquator und den Golf von Mexiko bis in das Gebiet zwischen Grönland, Island und Norwegen (auch als GIN-See bezeichnet) und in die Labradorsee. Diese als [[Golfstrom]] und in ihrem nordöstlichen Ausläufer als Nordatlantikstrom bekannte Meeresströmung transportiert bei 24<sup>o</sup>N die enorme Energiemenge von 1,3 Petawatt (1 PW = 10<sup>9</sup> Megawatt = 10<sup>15</sup> Watt) und bei 48<sup>o</sup>N noch 0,6 PW in den Nordatlantikraum,<ref>Ganachaud, A. and C.W. Ganachaud (2000): Improved estimates of global ocean circulation, heat transport and mixing from hydrographic data, Nature 408, 453-457</ref> wo sie zu einem großen Teil an die Atmosphäre abgegeben wird, das regionale Klima um bis zu 10 °C erwärmt und in Folge der vorherrschenden Westwinde für das außerordentlich milde Klima in nordöstlichen Nordwesteuropa sorgt.

Die Abkühlung des Oberflächenwassers in der GIN- und Labrador-See und der mitgebrachte hohe Salzgehalt, der durch die Bildung von [[Meereis]] noch weiter erhöht wird, verleihen den Wassermassen eine so hohe Dichte, dass sie in gewaltigen Mengen bis in Tiefen von zwei bis drei Kilometern absinken. Diese Absinkvorgänge wirken wie ein Sog und ziehen immer wieder neue warme und salzreiche Wassermassen nach Norden. In der Tiefe strömen sie dann als nordatlantisches Tiefenwasser (NADW) in einer Größenordnung nach Süden zurück, die etwa 20 Mal so hoch wie der Abfluss aller Flüsse der Erde und um einiges größer als die gesamte globale Niederschlagsmenge ist. Der größte Teil davon gelangt in den antarktischen Zirkumpolarstrom, der sie dann an den Indischen und Pazifischen Ozean verteilt. Hier strömen sie in der Tiefe nach Norden, steigen in die oberen Wasserschichten auf und strömen um die Südspitze von Afrika und Südamerika wieder in den Atlantik zurück.

Man darf sich diese Strömungen allerdings nicht als ständig beobachtbare Erscheinungen vorstellen. Stattdessen sind sie eher ein statistischer Mittelwert über lange Zeiten, da sie ständig überlagert sind von turbulenten Wirbeln und Wellen, die sich durch Wind, Geschwindigkeitsunterschiede und Dichteunterschiede bilden. Eine Boje, die an einem bestimmten Ort im Ozean ausgesetzt wird, würde also keinesfalls genau den eingezeichneten Pfeilen der Ozeanströmungen folgen, sondern scheinbar willkürlich in wechselnde Richtungen wandern. Dies ist auch einer der Gründe, warum die Struktur der globalen Ozeanzirkulation erst seit dem 20. Jahrhundert genauer bekannt und verstanden ist. Um den Transport oder Änderungen desselben in einer Meeresströmung zu messen, braucht man daher sehr aufwändige und langwierige Messungen über viele Jahre hinweg. Auch die Änderungen des Wärmetransports im Atlantik der letzten Jahrzehnte sind nicht sehr gut bekannt.

== Antrieb des globalen Förderbandes ==
Auch wenn der Wind eine gewisse Rolle spielt, liegt die eigentliche Ursache dieser weltumspannenden Zirkulation in der hohen Dichte, die im Nordatlantik unter bestimmten Bedingungen entstehen kann. Das Absinken des schweren Wassers wird dadurch erleichtert, dass der Atlantik gegenüber den anderen Ozeanen einen sehr hohen Salzgehalt besitzt.<ref>Vgl. Broecker, W.S. (1991): The great ocean conveyor, Oceanography 4, 79-91; Broecker, W.S. (1996): Plötzlicher Klimawechsel, Spektrum der Wissenschaft, Januar 1996, 86-92</ref> Im Durchschnitt liegt der Salzgehalt des Atlantiks um 1 (gemeint sind practical salinity units, "1" entspricht dabei etwa einem Promille) über dem des Pazifiks, im Nordatlantik sogar um 2-3 darüber. Zwar ist auch gerade im subtropischen Atlantik der Salzgehalt sehr hoch, da dort eine hohe Verdunstung herrscht und zudem eine Zufuhr sehr salzhaltigen Wassers aus dem Mittelmeer erfolgt. Allerdings übt der Salzgehalt erst bei niedrigen Temperaturen, wie sie in höheren Breiten zu finden sind, einen größeren Einfluss auf die Dichte des Meerwassers aus. Nur das Zusammenspiel von Temperatur und Salzgehalt und deren Unterschiede bewirken also die nötigen Dichteunterschiede zum Antrieb der globalen Umwälzbewegung.

Um eine hohe Dichte zu bekommen (also, auf ein bestimmtes Volumen bezogen, schwer zu werden), muss das Wasser möglichst kalt und salzreich sein. Eine Abkühlung kommt dabei durch zwei Effekte zustande: Zum einen kann das Wasser Wärme an die Luft über der Wasseroberfläche abgeben. Die zweite Ursache ist das Verdunsten von Wasser. Um Wasser zu verdunsten wird nämlich enorm viel Energie benötigt, die danach dem Oberflächenwasser fehlt und es somit kühler macht (siehe auch [[Lufttemperatur | Temperatur]]). Eine Erhöhung des Salzgehalts kommt ebenfalls durch Verdunstung zustande, da das Salz nicht mit verdunstet. Außerdem aber kommt es auch bei der Bildung von Meereis zu einer Salzanreicherung: Da Meereis viel weniger Salz in seine Struktur einbaut, als es dem Anteil am Meerwasser entspricht, bleibt ein großer Teil des Salzes im Wasser zurück und macht es schwerer.

Die Tiefenwasserbildung geschieht im Wesentlichen durch zwei Mechanismen: als [[Konvektion]] im offenen Ozean und durch die Bildung dichten Wassers auf den Schelfen mit anschließendem Abgleiten an den Kontinentalabhängen, d.h. am Rand der Schelfgebiete. Das Absinken ist jedoch in keinem Fall ein permanenter Prozess, findet also nicht immer statt. Damit überhaupt ein so starkes Absinken einsetzen kann, muss das Wasser an der Oberfläche sehr dicht werden, was nur unter bestimmten Bedingungen der Fall ist. Normalerweise wird ein solches Absinken nämlich durch eine Oberflächenschicht aus Süßwasser (meistens als Resultat von Schmelzwasser) verhindert. Da das von Schmelzwasser geprägte Oberflächenwasser zu leicht ist, wird es zunächst nicht absinken und verhindert so die Tiefenwasserbildung.

== Bildung von Tiefenwasser durch Konvektion ==
[[Bild:Nordatlantikzirkulation.jpg|thumb|620px|Abb.2: Skizze des Golfstroms und Nordatlantikstroms sowie der relevanten Absinkregionen; rot: warme Oberflächenströmungen, blau: kalte Tiefenströmungen]]
Im Fall der [[Konvektion]] im offenen Ozean müssen folgende Voraussetzungen erfüllt sind:

* Das Gebiet sollte eine zyklonale Zirkulation aufweisen, d.h. es sollte auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn strömen, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Das hängt damit zusammen, dass eine solche Zirkulation mit einer hohen Oberflächendichte im Zentrum solcher Wirbel verbunden ist. Solche Systeme kann man z.B. mit den Tiefs in der Atmosphäre vergleichen.

* Es müssen starke Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Ozean bestehen, die das Wasser schwerer machen als seine Umgebung. Das Ozeanwasser muss also möglichst viel Wärme und Süßwasser an die Luft abgeben, um möglichst dicht zu werden. Das allerdings setzt voraus, dass die Atmosphäre gegenüber dem Ozean sehr kalt und möglichst trocken ist, Bedingungen wie sie nur im Winter vorkommen können.

* Die Schichtung des Wassers muss zu Anfang schon schwach genug sein. Das bedeutet, dass nur eine dünne Schicht leichten Wassers oben aufliegen darf, die durch die stattfindenden Prozesse aufgebrochen werden kann.

Bei den Gebieten, auf die diese Bedingungen in der Nordhemisphäre am besten zutreffen, handelt es sich um die Grönlandsee (östlich von Grönland), die Labradorsee (zwischen Grönland und Nordostkanada) und den Golf von Lyon im europäisch-afrikanischen Mittelmeer.

In der Grönlandsee ist die Erhöhung der Dichte dabei stark von der Meereisbildung beeinflusst. Sobald im späten Winter die Oberflächentemperaturen des Wassers auf den Gefrierpunkt gesunken sind, bildet sich eine Eisschicht. Damit aber zusätzlich eine Abkühlung stattfinden kann, darf dieses Eis nicht vor Ort liegen bleiben, denn dann würde es den Transport von Wärme vom Ozean in die Luft blockieren und die Bildung von neuem Eis verhindern. Es müssen also Winde das Eis vom Ort seiner Entstehung abführen. Insbesondere Winde, die von der kalten grönländischen Landmasse her kommen, können dem Ozean so viel Wärme und Süßwasser entziehen.

Die zentrale Labradorsee dagegen ist auch im Winter meist eisfrei. Hier sind es vor allem die gelegentlich sehr kalten und trockenen Winde vom nordamerikanischen Kontinent, die den Wärmeverlust und die Verdunstung bewirken.

Der Golf von Lyon spielt eine Ausnahmerolle, da dort zwar starke Konvektion stattfinden kann, das dichte Wasser aus dem Mittelmeer aber nur in mittleren Tiefen des Atlantiks verbleibt ("Mediterranean Intermediate Water", MIW). Das liegt daran, dass es sich erst über die Schwelle von Gibraltar ergießen muss, dass es sich dabei stark mit anderem atlantischen Wasser vermischt, und dass seine Temperatur zu hoch ist. Der wichtigste Grund für die starke Konvektion im Golf von Lyon ist der kalte winterliche Wind, der durch das Rhonetal aufs Mittelmeer hinaus weht und unter dem Namen Mistral bekannt ist.

Die Tiefenwasserbildung durch Konvektion darf man sich keinesfalls so gerichtet vorstellen, wie Wasser durch ein Rohr strömt. Zum einen ist es nämlich nicht die gesamte dichter gewordene Wassermasse, die einheitlich absinkt, und zum anderen werden die einzelnen absinkenden Schwaden durch im Gegenzug aufsteigendes Wasser kompensiert. Diese Schwaden haben Ausmaße von etwa einem Kilometer, während das gesamte den obigen Kriterien entsprechende Gebiet etwa 100 km groß ist. Sie bewirken also kein sofortiges Absinken, sondern eine einheitliche Durchmischung des Wassers bis in große Tiefen (etwa 1000 - 2000 m). Nach wenigen Tagen gewinnt die [[Corioliskraft]] einen prägenden Einfluss auf diesen Prozess, indem sich Wirbel bilden, die verhindern, dass eine weitere Vertiefung dieser Mischungsschicht stattfindet. Ab diesem Zeitpunkt hätte das Anhalten der entsprechenden Wetterbedingung keinen Einfluss mehr. Es zeigt sich also, dass nicht nur die Wetterlage selbst, sondern das Timing der Wetterereignisse für die Konvektion im offenen Ozean wichtig ist. Dies ist einer der Gründe dafür, dass die Bildung von Tiefenwasser von Jahr zu Jahr stark unterschiedlich sein kann. Das durch die Konvektion einheitlich durchmischte schwere Wasser sinkt dann erst sehr langsam nach unten hin ab und sammelt sich in den Tiefen des Ozeans.

== Bildung von Tiefenwasser an den Kontinentalabhängen ==
Der zweite Mechanismus der Tiefenwasserbildung wirkt über die Schelfe. Schelfgebiete sind die Ozeanränder nahe den Kontinenten, wo die Wassertiefe noch sehr flach ist, im Gegensatz zum so genannten "offenen Ozean". Erst weiter vom Festland entfernt senkt sich der Meeresboden dann steiler in die eigentlichen Ozeanbecken ab; man spricht vom Kontinentalabhang. So ist z.B. die Nordsee ein Schelfmeer und daher nur wenige Dutzend Meter tief. Im arktischen Ozean existieren sehr große Schelfgebiete, die nur um die 50 m tief sind. Der Wärmeinhalt des Wassers auf diesen Schelfen ist daher so gering, dass er innerhalb eines Winters an die Atmosphäre verloren gehen kann. Auch hier bildet sich Meereis und reichert das Wasser mit Salz an, was Konvektion verursacht. Zusätzlich wird die Vermischung des Wassers durch Gezeiten angetrieben. Das so erzeugte einheitlich dichte Wasser rutscht nun an den Kontinentalrändern in die Tiefe und vermischt sich dabei nacheinander mit den Wassermassen der Schichten im offenen Ozean.

== Export des Tiefenwassers in den Atlantik ==
Das neu gebildete Tiefenwasser strömt aber nicht unmittelbar nach Süden, wie es das Bild vom globalen Förderband glauben macht. Da es so schwer ist und das Becken des arktischen Ozean tief, sammelt es sich dort am Boden an. Zwischen Grönland und Schottland ist der Meeresboden nur wenige hundert Meter tief; diese Schwelle hält das meiste des Tiefenwassers zurück. Im Wesentlichen sind es zwei Bereiche, wo das Wasser durchdringen kann: Die Dänemarkstraße zwischen Grönland und Island, sowie der Färöer Bank Kanal zwischen den Färöer Inseln und Schottland. Besonders dann, wenn Wind- und Druckverhältnisse an der Oberfläche das dichte Wasser dort etwas steigen lassen, kann das Tiefenwasser gut durch diese Kanäle dringen. Das auf den Schelfen und in der Grönlandsee durch Konvektion gebildete Wasser schießt durch die Lücken hindurch und macht etwa einen Transport von 4-6 Sv (Millionen Kubikmeter pro Sekunde) aus. Da es sich mit Wasser der Umgebung vermischt, verdoppelt sich der Transport auf etwa 12 Sv und fließt aufgrund der Erddrehung und der Form des Bodens am westlichen Rand des Nordatlantiks entlang, wo es in der Labradorsee weiteres durch Konvektion entstandenes Tiefenwasser einsammelt. Der so entstandene Transport beträgt etwa 18-20 Sv und macht den atlantischen Teil der meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC) aus.

== Aufrechterhaltung der Süßwasserbilanz ==
[[Bild: Wasserexport_atlantik_pazif.jpg|thumb|420 px|Abb.3: Wasserdampfexport vom Atlantik zum Pazifik und die Folgen für die Meeresströmungen]]
Grob gesehen strömt also das dichtere Atlantikwasser in der Tiefe in die beiden anderen Ozeane ein und leichteres Oberflächenwasser in den Atlantik zurück. Wie aber wird trotz dieser Ausgleichsströmung der Dichteunterschied und damit die thermohaline Zirkulation zwischen den Ozeanen aufrechterhalten? Die thermohaline Zirkulation hat nicht nur einen entscheidenden Einfluss auf die Atmosphäre und das Klima der Erde, sie ist selbst wiederum durch die atmosphärische Dynamik bestimmt. Denn die Ursache für den höheren Salzgehalt des Atlantiks liegt in dem hohen Wasserdampfexport aus der Atlantikregion durch die Passatwinde über die schmale mittelamerikanische Landbrücke in den pazifischen Raum, für den der Atlantik weder in der Passatzone vom Indischen Ozean (wegen der Breite des afrikanischen Kontinents) noch in der Westwindzone vom Pazifik her (wegen des nordamerikanischen Kontinents mit den Rocky Mountains) einen Ausgleich erhält. Die in den Subtropen aus dem Atlantikwasser verdunsteten und Richtung Pazifik exportierten Wasserdampfmassen sind so groß, dass der Atlantik ständig mehr Frischwasser an die anderen Ozeane abgibt, als er von ihnen zurückerhält. Dieser Wasserdampfexport hält den Dichteunterschied und damit die thermohaline Zirkulation aufrecht.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==

* Meincke, J. und D. Quadfasel, 2006: Konvektion und Frischwasserflüsse im Nordatlantik. In: Lozán (ed.) Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Fakten Hamburg, 73-77.

== Siehe auch ==
* [[Golfstrom]]
* [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation]]

== Weblinks ==
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimawandel/ozean-und-klima Ozean und Klimawandel] Angebot auf dem Hamburger Bildungsserver
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Globales_F%C3%B6rderband Globales Förderband] Wikipedia-Seite
* [https://www.youtube.com/watch?v=nIW7HBa3Zy4&index=6&list=PLPDxZS49rgbFJ04_aExWvw6HBXmcgm8dh Overflow einfach erklärt] Erklärvideo des Uni-HH-Projekts "[https://www.trr-energytransfers.de/ Energy transfers in Atmosphere and Ocean]"

== Lizenzhinweis ==
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Ozean, Thermohaline Zirkulation, Golfstrom, Globale Umwälzzirkulation, Süßwasserbilanz</metakeywords>

[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Meeresströmungen]]

Globales Förderband

2026-03-30T11:17:01Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild: Stroemungssystem.jpg|thumb|520 px|Abb.1: Das "große marine Förderband"; rot bis hellrosa: warme Oberflächenströmungen, blau-lila: kalte Tiefenströmungen]]

== Ursachen von Ozeanströmungen ==

Die Oberflächenströme des Ozeans sind größtenteils eine Folge der [[Folge von::Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Zirkulation]], d.h. vor allem der [[Folge von::Passat]]- und der Westwinde, und erfahren durch die Erdrotation eine charakteristische Ablenkung ([[Corioliskraft]]). Einige wichtige Ströme werden aber auch durch windbedingten Wasserstau an den Rändern der Kontinente angetrieben, andere durch Dichteunterschiede.

Viele dieser Strömungen sind zusammen mit wichtigen Tiefenströmen Teil eines alle drei Ozeane umspannenden Strömungssystems, des "großen marinen Förderbands" (engl.: the great ocean conveyor belt), das sich vom Nordatlantik über das antarktische Zirkumpolarmeer und den Indischen Ozean bis in den nördlichen Pazifik und zurück erstreckt. Es wurde nach seinen wichtigsten Antriebsfaktoren Temperatur und Salzgehalt bislang auch als "[[thermohaline Zirkulation]]" (THC) bezeichnet.<ref>Der Begriff "thermohalinen Zirkulation" ist in den letzten Jahren in der Wissenschaft weitgehend durch den Begriff [[Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)|"meridionale Umwälzzirkulation"]] (abgekürzt MOC nach engl. Meridional Overturning Circulation) abgelöst worden. Grund ist die Erkenntnis, dass das Globale Förderband, auch in seinem nordatlantischen Abschnitt, nicht nur durch Temperatur- und Salzgehaltsunterschiede angetrieben wird, sondern dass u.a. auch der Wind eine wichtige Rolle spielt. </ref> Ein wichtiger Motor der THC ist nämlich das durch hohe Dichte bedingte Absinken von kaltem und salzreichem Wasser im Nordatlantik. Allerdings wird diese Umwälzung in Teilen auch durch den Wind angetrieben. Zwar geschieht das Absinken natürlich als direkte Folge von Abkühlung und Meereisbildung, welche das Wasser schwerer machen. Gleichzeitig aber muss Wasser aus der Tiefe aufsteigen, um Platz für das neue Tiefenwasser zu machen. Dieses Aufsteigen ist bei weitem nicht so stark lokalisiert wie das Absinken und kann über große Räume verstreut passieren. Dabei spielen Winde eine wesentliche Rolle, die z.B. leichtes Oberflächenwasser beiseite schieben und dadurch schwereres Tiefenwasser nach oben ziehen können. Außerdem kann durch Wind Energie in die Tiefe hinunter transportiert werden, die das Tiefenwasser erwärmt und so leichter macht.

Das Heruntermischen von Wärme geschieht durch verschiedene Prozesse wie z.B. Gezeitenenergie, aber auch Mischungsvorgänge, die letztlich durch den Wind getrieben sind. Da man also die Einflüsse des Windes und der Temperatur- und Salzunterschiede gar nicht sauber voneinander trennen kann, ist die Bezeichnung "Thermohaline Zirkulation" in der Wissenschaft unbeliebt geworden und durch den Term [[Meridionale_Umwälzzirkulation_(MOC)|"Meridional Overturning Circulation"]] (MOC) ersetzt worden, was soviel heißt wie Meridionale Umwälzbewegung. Das Wort "meridional" bezeichnet einfach eine Bewegung in Nord-Süd-Richtung. Die Wassermassen, die in begrenzten Regionen im nördlichen Atlantik und auch im Weddellmeer (einem Teil des Südpolarmeers) in die Tiefe sinken, finden also kein Gegenstück in bestimmten Regionen mit rasch aufsteigendem Wasser. Vielmehr gelangt ein großer Teil des Wassers mehr oder weniger an nahezu allen anderen Stellen des Weltozeans durch langsame Diffusionsprozesse wieder an die Oberfläche. Ohne diese Beschränkung würde die Umwälzbewegung sehr viel schneller stattfinden. Wie groß genau der Einfluss dieser Mischungsprozesse auf die globale Umwälzzirkulation (MOC) ist, war in den letzten Jahren ein wichtiger Gegenstand der wissenschaftlichen Diskussion.

== Nordatlantikstrom ==

Im Atlantik strömt warmes und aufgrund der hohen Verdunstung in den [[Subtropen]] salzreiches Oberflächenwasser über den Äquator und den Golf von Mexiko bis in das Gebiet zwischen Grönland, Island und Norwegen (auch als GIN-See bezeichnet) und in die Labradorsee. Diese als [[Golfstrom]] und in ihrem nordöstlichen Ausläufer als Nordatlantikstrom bekannte Meeresströmung transportiert bei 24<sup>o</sup>N die enorme Energiemenge von 1,3 Petawatt (1 PW = 10<sup>9</sup> Megawatt = 10<sup>15</sup> Watt) und bei 48<sup>o</sup>N noch 0,6 PW in den Nordatlantikraum,<ref>Ganachaud, A. and C.W. Ganachaud (2000): Improved estimates of global ocean circulation, heat transport and mixing from hydrographic data, Nature 408, 453-457</ref> wo sie zu einem großen Teil an die Atmosphäre abgegeben wird, das regionale Klima um bis zu 10 °C erwärmt und in Folge der vorherrschenden Westwinde für das außerordentlich milde Klima in nordöstlichen Nordwesteuropa sorgt.

Die Abkühlung des Oberflächenwassers in der GIN- und Labrador-See und der mitgebrachte hohe Salzgehalt, der durch die Bildung von [[Meereis]] noch weiter erhöht wird, verleihen den Wassermassen eine so hohe Dichte, dass sie in gewaltigen Mengen bis in Tiefen von zwei bis drei Kilometern absinken. Diese Absinkvorgänge wirken wie ein Sog und ziehen immer wieder neue warme und salzreiche Wassermassen nach Norden. In der Tiefe strömen sie dann als nordatlantisches Tiefenwasser (NADW) in einer Größenordnung nach Süden zurück, die etwa 20 Mal so hoch wie der Abfluss aller Flüsse der Erde und um einiges größer als die gesamte globale Niederschlagsmenge ist. Der größte Teil davon gelangt in den antarktischen Zirkumpolarstrom, der sie dann an den Indischen und Pazifischen Ozean verteilt. Hier strömen sie in der Tiefe nach Norden, steigen in die oberen Wasserschichten auf und strömen um die Südspitze von Afrika und Südamerika wieder in den Atlantik zurück.

Man darf sich diese Strömungen allerdings nicht als ständig beobachtbare Erscheinungen vorstellen. Stattdessen sind sie eher ein statistischer Mittelwert über lange Zeiten, da sie ständig überlagert sind von turbulenten Wirbeln und Wellen, die sich durch Wind, Geschwindigkeitsunterschiede und Dichteunterschiede bilden. Eine Boje, die an einem bestimmten Ort im Ozean ausgesetzt wird, würde also keinesfalls genau den eingezeichneten Pfeilen der Ozeanströmungen folgen, sondern scheinbar willkürlich in wechselnde Richtungen wandern. Dies ist auch einer der Gründe, warum die Struktur der globalen Ozeanzirkulation erst seit dem 20. Jahrhundert genauer bekannt und verstanden ist. Um den Transport oder Änderungen desselben in einer Meeresströmung zu messen, braucht man daher sehr aufwändige und langwierige Messungen über viele Jahre hinweg. Auch die Änderungen des Wärmetransports im Atlantik der letzten Jahrzehnte sind nicht sehr gut bekannt.

== Antrieb des globalen Förderbandes ==
Auch wenn der Wind eine gewisse Rolle spielt, liegt die eigentliche Ursache dieser weltumspannenden Zirkulation in der hohen Dichte, die im Nordatlantik unter bestimmten Bedingungen entstehen kann. Das Absinken des schweren Wassers wird dadurch erleichtert, dass der Atlantik gegenüber den anderen Ozeanen einen sehr hohen Salzgehalt besitzt.<ref>Vgl. Broecker, W.S. (1991): The great ocean conveyor, Oceanography 4, 79-91; Broecker, W.S. (1996): Plötzlicher Klimawechsel, Spektrum der Wissenschaft, Januar 1996, 86-92</ref> Im Durchschnitt liegt der Salzgehalt des Atlantiks um 1 (gemeint sind practical salinity units, "1" entspricht dabei etwa einem Promille) über dem des Pazifiks, im Nordatlantik sogar um 2-3 darüber. Zwar ist auch gerade im subtropischen Atlantik der Salzgehalt sehr hoch, da dort eine hohe Verdunstung herrscht und zudem eine Zufuhr sehr salzhaltigen Wassers aus dem Mittelmeer erfolgt. Allerdings übt der Salzgehalt erst bei niedrigen Temperaturen, wie sie in höheren Breiten zu finden sind, einen größeren Einfluss auf die Dichte des Meerwassers aus. Nur das Zusammenspiel von Temperatur und Salzgehalt und deren Unterschiede bewirken also die nötigen Dichteunterschiede zum Antrieb der globalen Umwälzbewegung.

Um eine hohe Dichte zu bekommen (also, auf ein bestimmtes Volumen bezogen, schwer zu werden), muss das Wasser möglichst kalt und salzreich sein. Eine Abkühlung kommt dabei durch zwei Effekte zustande: Zum einen kann das Wasser Wärme an die Luft über der Wasseroberfläche abgeben. Die zweite Ursache ist das Verdunsten von Wasser. Um Wasser zu verdunsten wird nämlich enorm viel Energie benötigt, die danach dem Oberflächenwasser fehlt und es somit kühler macht (siehe auch [[Lufttemperatur | Temperatur]]). Eine Erhöhung des Salzgehalts kommt ebenfalls durch Verdunstung zustande, da das Salz nicht mit verdunstet. Außerdem aber kommt es auch bei der Bildung von Meereis zu einer Salzanreicherung: Da Meereis viel weniger Salz in seine Struktur einbaut, als es dem Anteil am Meerwasser entspricht, bleibt ein großer Teil des Salzes im Wasser zurück und macht es schwerer.

Die Tiefenwasserbildung geschieht im Wesentlichen durch zwei Mechanismen: als [[Konvektion]] im offenen Ozean und durch die Bildung dichten Wassers auf den Schelfen mit anschließendem Abgleiten an den Kontinentalabhängen, d.h. am Rand der Schelfgebiete. Das Absinken ist jedoch in keinem Fall ein permanenter Prozess, findet also nicht immer statt. Damit überhaupt ein so starkes Absinken einsetzen kann, muss das Wasser an der Oberfläche sehr dicht werden, was nur unter bestimmten Bedingungen der Fall ist. Normalerweise wird ein solches Absinken nämlich durch eine Oberflächenschicht aus Süßwasser (meistens als Resultat von Schmelzwasser) verhindert. Da das von Schmelzwasser geprägte Oberflächenwasser zu leicht ist, wird es zunächst nicht absinken und verhindert so die Tiefenwasserbildung.

== Bildung von Tiefenwasser durch Konvektion ==
[[Bild:Nordatlantikzirkulation.jpg|thumb|620px|Abb.2: Skizze des Golfstroms und Nordatlantikstroms sowie der relevanten Absinkregionen; rot: warme Oberflächenströmungen, blau: kalte Tiefenströmungen]]
Im Fall der [[Konvektion]] im offenen Ozean müssen folgende Voraussetzungen erfüllt sind:

* Das Gebiet sollte eine zyklonale Zirkulation aufweisen, d.h. es sollte auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn strömen, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Das hängt damit zusammen, dass eine solche Zirkulation mit einer hohen Oberflächendichte im Zentrum solcher Wirbel verbunden ist. Solche Systeme kann man z.B. mit den Tiefs in der Atmosphäre vergleichen.

* Es müssen starke Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Ozean bestehen, die das Wasser schwerer machen als seine Umgebung. Das Ozeanwasser muss also möglichst viel Wärme und Süßwasser an die Luft abgeben, um möglichst dicht zu werden. Das allerdings setzt voraus, dass die Atmosphäre gegenüber dem Ozean sehr kalt und möglichst trocken ist, Bedingungen wie sie nur im Winter vorkommen können.

* Die Schichtung des Wassers muss zu Anfang schon schwach genug sein. Das bedeutet, dass nur eine dünne Schicht leichten Wassers oben aufliegen darf, die durch die stattfindenden Prozesse aufgebrochen werden kann.

Bei den Gebieten, auf die diese Bedingungen in der Nordhemisphäre am besten zutreffen, handelt es sich um die Grönlandsee (östlich von Grönland), die Labradorsee (zwischen Grönland und Nordostkanada) und den Golf von Lyon im europäisch-afrikanischen Mittelmeer.

In der Grönlandsee ist die Erhöhung der Dichte dabei stark von der Meereisbildung beeinflusst. Sobald im späten Winter die Oberflächentemperaturen des Wassers auf den Gefrierpunkt gesunken sind, bildet sich eine Eisschicht. Damit aber zusätzlich eine Abkühlung stattfinden kann, darf dieses Eis nicht vor Ort liegen bleiben, denn dann würde es den Transport von Wärme vom Ozean in die Luft blockieren und die Bildung von neuem Eis verhindern. Es müssen also Winde das Eis vom Ort seiner Entstehung abführen. Insbesondere Winde, die von der kalten grönländischen Landmasse her kommen, können dem Ozean so viel Wärme und Süßwasser entziehen.

Die zentrale Labradorsee dagegen ist auch im Winter meist eisfrei. Hier sind es vor allem die gelegentlich sehr kalten und trockenen Winde vom nordamerikanischen Kontinent, die den Wärmeverlust und die Verdunstung bewirken.

Der Golf von Lyon spielt eine Ausnahmerolle, da dort zwar starke Konvektion stattfinden kann, das dichte Wasser aus dem Mittelmeer aber nur in mittleren Tiefen des Atlantiks verbleibt ("Mediterranean Intermediate Water", MIW). Das liegt daran, dass es sich erst über die Schwelle von Gibraltar ergießen muss, dass es sich dabei stark mit anderem atlantischen Wasser vermischt, und dass seine Temperatur zu hoch ist. Der wichtigste Grund für die starke Konvektion im Golf von Lyon ist der kalte winterliche Wind, der durch das Rhonetal aufs Mittelmeer hinaus weht und unter dem Namen Mistral bekannt ist.

Die Tiefenwasserbildung durch Konvektion darf man sich keinesfalls so gerichtet vorstellen, wie Wasser durch ein Rohr strömt. Zum einen ist es nämlich nicht die gesamte dichter gewordene Wassermasse, die einheitlich absinkt, und zum anderen werden die einzelnen absinkenden Schwaden durch im Gegenzug aufsteigendes Wasser kompensiert. Diese Schwaden haben Ausmaße von etwa einem Kilometer, während das gesamte den obigen Kriterien entsprechende Gebiet etwa 100 km groß ist. Sie bewirken also kein sofortiges Absinken, sondern eine einheitliche Durchmischung des Wassers bis in große Tiefen (etwa 1000 - 2000 m). Nach wenigen Tagen gewinnt die [[Corioliskraft]] einen prägenden Einfluss auf diesen Prozess, indem sich Wirbel bilden, die verhindern, dass eine weitere Vertiefung dieser Mischungsschicht stattfindet. Ab diesem Zeitpunkt hätte das Anhalten der entsprechenden Wetterbedingung keinen Einfluss mehr. Es zeigt sich also, dass nicht nur die Wetterlage selbst, sondern das Timing der Wetterereignisse für die Konvektion im offenen Ozean wichtig ist. Dies ist einer der Gründe dafür, dass die Bildung von Tiefenwasser von Jahr zu Jahr stark unterschiedlich sein kann. Das durch die Konvektion einheitlich durchmischte schwere Wasser sinkt dann erst sehr langsam nach unten hin ab und sammelt sich in den Tiefen des Ozeans.

== Bildung von Tiefenwasser an den Kontinentalabhängen ==
Der zweite Mechanismus der Tiefenwasserbildung wirkt über die Schelfe. Schelfgebiete sind die Ozeanränder nahe den Kontinenten, wo die Wassertiefe noch sehr flach ist, im Gegensatz zum so genannten "offenen Ozean". Erst weiter vom Festland entfernt senkt sich der Meeresboden dann steiler in die eigentlichen Ozeanbecken ab; man spricht vom Kontinentalabhang. So ist z.B. die Nordsee ein Schelfmeer und daher nur wenige Dutzend Meter tief. Im arktischen Ozean existieren sehr große Schelfgebiete, die nur um die 50 m tief sind. Der Wärmeinhalt des Wassers auf diesen Schelfen ist daher so gering, dass er innerhalb eines Winters an die Atmosphäre verloren gehen kann. Auch hier bildet sich Meereis und reichert das Wasser mit Salz an, was Konvektion verursacht. Zusätzlich wird die Vermischung des Wassers durch Gezeiten angetrieben. Das so erzeugte einheitlich dichte Wasser rutscht nun an den Kontinentalrändern in die Tiefe und vermischt sich dabei nacheinander mit den Wassermassen der Schichten im offenen Ozean.

== Export des Tiefenwassers in den Atlantik ==
Das neu gebildete Tiefenwasser strömt aber nicht unmittelbar nach Süden, wie es das Bild vom globalen Förderband glauben macht. Da es so schwer ist und das Becken des arktischen Ozean tief, sammelt es sich dort am Boden an. Zwischen Grönland und Schottland ist der Meeresboden nur wenige hundert Meter tief; diese Schwelle hält das meiste des Tiefenwassers zurück. Im Wesentlichen sind es zwei Bereiche, wo das Wasser durchdringen kann: Die Dänemarkstraße zwischen Grönland und Island, sowie der Färöer Bank Kanal zwischen den Färöer Inseln und Schottland. Besonders dann, wenn Wind- und Druckverhältnisse an der Oberfläche das dichte Wasser dort etwas steigen lassen, kann das Tiefenwasser gut durch diese Kanäle dringen. Das auf den Schelfen und in der Grönlandsee durch Konvektion gebildete Wasser schießt durch die Lücken hindurch und macht etwa einen Transport von 4-6 Sv (Millionen Kubikmeter pro Sekunde) aus. Da es sich mit Wasser der Umgebung vermischt, verdoppelt sich der Transport auf etwa 12 Sv und fließt aufgrund der Erddrehung und der Form des Bodens am westlichen Rand des Nordatlantiks entlang, wo es in der Labradorsee weiteres durch Konvektion entstandenes Tiefenwasser einsammelt. Der so entstandene Transport beträgt etwa 18-20 Sv und macht den atlantischen Teil der meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC) aus.

== Aufrechterhaltung der Süßwasserbilanz ==
[[Bild: Wasserexport_atlantik_pazif.jpg|thumb|420 px|Abb.3: Wasserdampfexport vom Atlantik zum Pazifik und die Folgen für die Meeresströmungen]]
Grob gesehen strömt also das dichtere Atlantikwasser in der Tiefe in die beiden anderen Ozeane ein und leichteres Oberflächenwasser in den Atlantik zurück. Wie aber wird trotz dieser Ausgleichsströmung der Dichteunterschied und damit die thermohaline Zirkulation zwischen den Ozeanen aufrechterhalten? Die thermohaline Zirkulation hat nicht nur einen entscheidenden Einfluss auf die Atmosphäre und das Klima der Erde, sie ist selbst wiederum durch die atmosphärische Dynamik bestimmt. Denn die Ursache für den höheren Salzgehalt des Atlantiks liegt in dem hohen Wasserdampfexport aus der Atlantikregion durch die Passatwinde über die schmale mittelamerikanische Landbrücke in den pazifischen Raum, für den der Atlantik weder in der Passatzone vom Indischen Ozean (wegen der Breite des afrikanischen Kontinents) noch in der Westwindzone vom Pazifik her (wegen des nordamerikanischen Kontinents mit den Rocky Mountains) einen Ausgleich erhält. Die in den Subtropen aus dem Atlantikwasser verdunsteten und Richtung Pazifik exportierten Wasserdampfmassen sind so groß, dass der Atlantik ständig mehr Frischwasser an die anderen Ozeane abgibt, als er von ihnen zurückerhält. Dieser Wasserdampfexport hält den Dichteunterschied und damit die thermohaline Zirkulation aufrecht.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==

* Meincke, J. und D. Quadfasel, 2006: Konvektion und Frischwasserflüsse im Nordatlantik. In: Lozán (ed.) Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Fakten Hamburg, 73-77.

== Siehe auch ==
* [[Golfstrom]]
* [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation]]

== Weblinks ==
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimawandel/ozean-und-klimaOzean und Klimawandel] Angebot auf dem Hamburger Bildungsserver
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Globales_F%C3%B6rderband Globales Förderband] Wikipedia-Seite
* [https://www.youtube.com/watch?v=nIW7HBa3Zy4&index=6&list=PLPDxZS49rgbFJ04_aExWvw6HBXmcgm8dh Overflow einfach erklärt] Erklärvideo des Uni-HH-Projekts "[https://www.trr-energytransfers.de/ Energy transfers in Atmosphere and Ocean]"

== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Ozean, Thermohaline Zirkulation, Golfstrom, Globale Umwälzzirkulation, Süßwasserbilanz</metakeywords>

[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Meeresströmungen]]

Kryosphäre im Klimasystem

2026-03-26T12:27:09Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Landeis Tabelle.jpg|thumb|520px|Eis auf dem Land<ref name="IPCC 2013 4.1">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 4.1 - Landoberfläche = 147,6 km<sup>2</sup>, Ozeanoberfläche = 362,5 km<sup>2</sup>. Die Bandbreiten bei einigen Eis- und Schneeflächen beruhen einerseits auf jahreszeitlichen Schwankungen, andererseits auf Unsicherheiten der Schätzungen. </ref>]]
[[Bild:Ozean Eis Tabelle.jpg|thumb|520px|Eis im Ozean<ref name="IPCC 2013 4.1" />]]
[[Bild:Eis-klima.gif|thumb|520px|Die Rolle der Kryosphäre im Klimasystem und die Zeitskalen der Veränderung der einzelnen Bestandteile der Kryosphäre]]

Die Kryosphäre ist der Teil des Klimasystems, in dem Wasser im gefrorenen Zustand vorliegt. Sie kommt in einer Reihe von Formen vor wie Schnee, Eis auf Flüssen und Seen, Meereis, Eisschilde, Gletscher und Eiskappen sowie gefrorener Boden auf dem Land und unter dem Wasser des Ozeans.<ref name="IPCC 2013 4.1" /> Die Lebensspanne der einzelnen Komponenten ist sehr unterschiedlich. So zeigen Eisschilde, Permafrost und Gebirgsgletscher im Verlauf eines Jahres nur wenig Veränderungen, während Schnee und Meereis in ihrer Ausdehnung deutliche saisonale Unterscheide aufweisen.<ref name="Willmes 2015">Willmes, S., G. Heinemann & A. Helbig (2015): Kryosphäre – Gegenwart und Zukunft, in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 25-30</ref> Da die Kryosphäre empfindlich auf Klimaänderungen reagiert, wird sie auch als "Klimathermometer" bezeichnet, wobei die Reaktion nicht nur auf Temperatur-, sondern auch auf Niederschlagsänderungen erfolgt.

Die Kryosphäre ist jedoch nicht nur ein passiver Indikator von Klimaänderungen. Vielmehr besitzen Änderungen der Kryosphäre einen erheblichen Einfluss auf physikalische, biologische und soziale Systeme. So beeinflusst die Kryosphäre aufgrund ihrer physikalischen Eigenschaften wie Albedo, Wärmeleitfähigkeit und Dichte ganz erheblich den Energiehaushalt der Erde.<ref name="Willmes 2015" /> Eisschilde und Gletscher kontrollieren zu einem großen Teil den globalen Meeresspiegel und beinflussen die Zirkulation des Ozeans. Der Verlust von Meereis hat Folgen für marine und terrestrische Ökosysteme, aber auch für die Schifffahrt und die Ausbeutung von Öl und anderen Rohstoffen auf dem Meeresboden.<ref name="IPCC 2013 4.1" /> Nicht zuletzt ist die Kryosphäre ein wichtiges Süßwasserreservoir, von dem z.B. in den Anden und Zentralasien Millionen von Menschen abhängig sind.

== Massenverteilung ==

Zur Kryosphäre der Erde gehören die großen [[Eisschilde]] der Antarktis und Grönlands, die [[Gletscher im Klimawandel|Gletscher]] der Gebirge, das [[Meereis]] sowie das Eis auf Flüssen und Seen, das Eis der [[Permafrost]]- und der saisonal gefrorenen Böden sowie die saisonal stark schwankenden [[Schnee (Kryosphäre)|Schneemassen]]. Gegenwärtig sind etwa 10% der Landoberfläche und 6,5% des Ozeans im Jahresdurchschnitt mit Eis bedeckt. Schnee liegt im späten Winter auf bis zu 50% der Landmasse der Nordhalbkugel. Die Bestandteile der Kryosphäre verändern sich in Masse und Ausdehnung auf sehr unterschiedlichen Zeitskalen. Schnee und Meereis unterliegen ausgeprägten saisonalen Schwankungen. Eisschilde haben sich dagegen deutlich nur mit dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten verändert.

In Eis und Schnee sind ca. 30 Mill. km<sup>3</sup> Wasser bzw. 68,7% des globalen Süßwassers gebunden. Gegenüber den 1338 Mill. km<sup>3</sup> Wasser des Ozeans ist das zwar wenig. Eine deutliche Erhöhung bzw. Verminderung der globalen Eis- und Schneemasse verändern dennoch merklich den [[Meeresspiegeländerungen|Meeresspiegel]] und damit auch die Grenze zwischen Land und Meer. In der letzten [[Eiszeitalter|Kaltzeit]] lag der Meeresspiegel um 120 m tiefer als heute, ein totales Abschmelzen des antarktischen und grönländischen Eisschildes würde den Meeresspiegel um fast 70 m erhöhen. Heutige Schelfmeere wie z.B. die Nordsee lagen vor 20 000 Jahren zu einem großen Teil trocken bzw. waren mit Eis bedeckt, heutige Tiefländer könnten künftig im Meer versinken.
[[Bild:NASA snow cover mollweide1.jpg|thumb|468px|Eis- und Schneebedeckung der Erde im Nord-Winter]]
== Albedo ==
[[Bild:Albedo-Eis2.jpg|thumb|300px|Die Eis-Albedo-Rückkopplung]]
Die Kryosphäre spielt eine bedeutende Rolle für den globalen [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungshaushalt]] und steht in wichtigen Wechselwirkungen mit Ozean und Atmosphäre. Von besonderer Bedeutung für den globalen Energiehaushalt ist das deutlich höhere [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Reflexionsvermögen von Eis und Schnee]] ([[Albedo]]) gegenüber Erdboden und Wasser. Während Ozean und Ackerboden bis zu 80-90% der einfallenden Sonnenstrahlen absorbieren und in Wärme umwandeln und damit eine Albedo von nur 10-20% haben, liegt die Albedo bei Eis und Schnee bei 50-90%. Bei einer sich ausdehnenden Eis- und Schneedecke erhöht sich daher die globale Albedo und damit der Energieverlust an den Weltraum. Die dadurch bedingte Abkühlung verstärkt die Eis- und Schneebildung weiter, wodurch sich wiederum die Albedo erhöht usw. Man spricht hier von einem positiven Rückkopplungseffekt, der auch in umgekehrter Richtung ablaufen kann: Abschmelzende Eis- und Schneeflächen vermindern die Reflexion und verstärken damit die Erwärmung der Luft, des Wassers und des Bodens, wodurch der Abschmelzvorgang weiter beschleunigt wird. Derartige Rückkopplungseffekte haben offensichtlich in der Klimageschichte eine wesentliche Rolle gespielt, z.B. bei dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten im Pleistozän oder in der von einigen Forschern angenommenen "Schneeball-Erde"-Periode im [[Präkambrium#Proterozoikum|Proterozoikum]], und verstärken auch die gegenwärtige Erwärmung.

Die Eis- und Schneebedeckung ändert sich im Verlauf des Jahres sowie von Jahr zu Jahr, und damit ändert sich auch die regionale Albedo. Auf der Nordhemisphäre beträgt das Maximum des jahreszeitlich gefrorenen Bodens etwa 51% der Landoberfläche <ref name="French 2011">French, H., Slaymaker, O.: Changing Cold Environments. A Canadian Perspective. Oktober 2011. Wiley Blackwell. eISBN: 9781119950165.</ref>, also etwa 47 Mio km² <ref name="Robinson 2000">Robinson, D.A., Frei, A.:Seasonal Variability of Northern Hemisphere Snow Extente Using Visible Satellite Data (2000). Professional Geographer, 52(2), pages 307-315. Blackwell Publishers</ref>. Dies ist in den Monaten Januar und Februar der Fall, während die Schneeausbreitung im Monat August mit etwa 4 Mio km² minimal ist und dann in den Monaten Oktober/November wieder sehr schnell zunimmt <ref name="Robinson 2000" />. Hinzu kommt in den polaren Gebieten (sowohl Arktis als auch Antarktis) noch das Meereis. Während die jahreszeitlichen Schwankungen auf der Nordhemisphäre größtenteils vom Schneefall bestimmt werden, sind auf der Südhemisphäre (bzw. in der Antarktis) die An- oder Abwesenheit von Meereis ausschlaggebend. Denn hier ist das Eis auf dem arktischen Kontinent größtenteils ganzjährig vorhanden.

Die Albedo von Schnee bzw. Eis ist aber nicht immer gleich. Je nach Art der Oberfläche, die darunter liegt, Alter des Schnees, Temperatur, Bewölkung, Sonnenstand und Eiskeimen verändern sich die Reflexionseigenschaften von Eis und Schnee <ref name="Robock 1979">Robock, Alan: The Seasonal Cycle of Snow Cover, Sea Ice and Surface Albedo (1979). Monthly Weather Review, American Meteorological Society, Volume 108, pages 267-285. Document-ID: 0027-0644/80/03267-19$08.75</ref> <ref name="Warren 1980">Warren, S.G., Wiscombe, W.J.: A Model for the Spectral Albedo of Snow. II: Snow Containing Atmospheric Aerosols (1980). Journal of the Atmospheric Sciences, Volume 37, pages 2734-2745, American Meteorological Society. Document-ID: 0022-4928/80/122734-12$07.00.</ref>. Schnee in Wäldern hat beispielsweise eine geringere Albedo als auf Graslandschaften, weil die Bäume nie vollständig mit Schnee bedeckt werden können, Gras aber schon. Höhere Temperaturen haben eine kleinere Albedo von Schnee und Eis als Folge, da sich Schmelzwassertaschen auf der Oberfläche bilden und die Kristallstruktur verändert wird. Bei Meereis kommen hier noch die Risse in den Eisplatten hinzu, die das dunklere Meerwasser freigeben und die Gesamtalbedo verringern. Starke Bewölkung bedeutet mehr diffuse Strahlung und somit mehr reflektierte Strahlung durch die eis-/schneebedeckte Oberfläche. Dieser Effekt kann die Albedo um bis zu 10% im Vergleich zu blauem Himmel erhöhen. Höherer Sonnenstand vergrößert die Reflexion im Vergleich zur Absorption und somit auch die Albedo <ref name="Robock 1979" />. Als letztes sind noch die Eiskeime, also die Partikel in den Eis- bzw. Schneekristallen zu nennen. Sie verändern zwar nicht die Wärmeabstrahlungseigenschaften, aber die Absorptionsfähigkeit wird durch Staub- oder Rußpartikel erhöht. Es wird also gleichzeitig weniger Strahlung reflektiert, die Albedo ist somit verringert. Da mehr Energie aufgenommen wird, hat Schnee mit eingeschlossenen Partikeln generell eine etwas höhere Temperatur als reiner Schnee. Besonders häufig kommen unreines Eis und Schnee in den mittleren Breiten vor, da hier die meisten dieser Stoffe emittiert werden. Über Polargebieten ist die Luft hingegen sehr viel reiner und somit auch der dort gebildete Schnee bzw. das Eis. Weil es in den mittleren Breiten auch mehr schneit als in den Polargebieten, ist die Unreinheits-Konzentration zunächst etwa gleich. Erst bei Schneeschmelze ist die Konzentration der unreinen Eis-/Schneepartikel in den mittleren Breiten deutlich höher als in den Polargebieten <ref name="Warren 1980" />.

== Einfluss auf die atmosphärische und ozeanische Zirkulation ==

Die große Verbreitung von Eis und Schnee in den höheren Breiten beeinflusst außerdem die [[atmosphärische Zirkulation]]. Aufgrund der geringen Einstrahlung an den Polkappen und der hohen Albedo bilden sich sehr kalte Hochdruck-Zellen. Hier sinkt die Luft aus der Höhe nach unten, sodass kaum Wolkenbildung stattfindet. Die tiefen Temperaturen an den Polen und die hohen Temperaturen in den Tropen führen zu einem Ausgleichstransport von Energie im Meer und in der Atmosphäre von den niederen in die höheren Breiten. Die starken Temperaturgegensätze an den Rändern der polaren Kältehochs erzeugen Winde (u.a. den Polare Jetstream) und Wirbel und beeinflussen die Bahnen der Tiefdruckzellen der mittleren und höheren Breiten. Zu den erzeugten Winden zählen zudem sogenannte katabatische Fallwinde, die auch an Gletschern in wärmeren Regionen entstehen können: Die kalte Luft über dem Eis ist schwerer als die umgebende Luft und gleitet aufgrund der Schwerkraft den Berg hinunter. In den Polarregionen sorgt die starke Abkühlung der Luft außerdem für ein größerskaliges Absinken und daher ein bodennahes Wegfließen der Luft von den Polargebieten. Diese wegfließende Luft wird von der Corioliskraft abgelenkt und sorgt für (relativ schwache) Ostwinde um die Arktis herum. In der Höhe muss Luft zu den Polen nachfließen, wird auf dem Weg allerdings auch wieder von der Corioliskraft abgelenkt – hier in der mittleren Atmosphäre entstehen daher die bekannten Westwinde. Zwischen der kalten Polarluft und der warmen Subtropenluft bildet sich im Bereich zwischen 40°N und 60°N eine vertikale, etwas geneigte Grenze aus: die sogenannte Polarfront <ref name="Schönwiese 2008">Schönwiese, C.-D.: Klimatologie (2008). 3. Auflage, Eugen Ulmer KG. ISBN: 978-3-8252-1793-8.</ref>. Sie bewegt sich in Wellenbewegungen, den Rossbywellen. Hier entstehen die dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebiete, die das Wetter in Europa maßgeblich beeinflussen. In der Höhe können an der Polarfront Windgeschwindigkeiten von etwa 500 km/h in Richtung Osten auftreten. Diesen Bereich extrem starken Windes nennt man den Polaren Jetstream <ref name="Schertenleib 2003">Schertenleib, Markus-Hermann, Egli-Brož, Helena: Globale Klimatologie: Meteorologie, Wetterinformationen und Klimatologie ; Lerntext, Aufgaben mit Lösungen und Kurztheorie (2003).
Compendio Bildungsmedien, 1. Auflage, ISBN-10: 3715591234.
</ref>.
Wenn sich die polaren Gebiete im Winter durch ausbleibende solare Einstrahlung noch weiter abkühlen, ist der Temperaturunterschied zwischen Polarregion und mittleren Breiten noch größer, und die Winde werden stärker. Herbst- und Winterstürme sind auf diesen Effekt zurückzuführen.

Ein nicht unwichtiger Zusammenhang besteht auch zwischen der [[Globales Förderband|thermohalinen Zirkulation]] des Ozeans und der Bildung von [[Meereis]]. Die niedrigen Temperaturen am Rande der Meereisflächen führen z.B. im Nordatlantik auch zur Abkühlung der Wassermassen der thermohalinen Zirkulation und regen damit deren Tiefenwasserbildung an. Sie bewirken hier außerdem die Bildung von Eis. Entstehendes Eis entzieht dem Meer Süßwasser und erhöht damit den Salzgehalt des Oberflächenwassers und dessen Dichte, wodurch das Absinken von Wassermassen z.B. im Nordatlantik, das die thermohaline Zirkulation wesentlich antreibt, verstärkt wird. Von einer Erwärmung der Arktis wird erwartet, dass sie die [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|thermohaline Zirkulation abschwächt]]. Die aus niederen Breiten stammenden Wassermassen werden weniger stark abgekühlt und der Salzgehalt weniger stark erhöht bzw. sogar verringert, weil durch Eisschmelze und höhere Niederschläge und Abflüsse der Süßwasserzufluss verstärkt wird.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* OFFICE FOR CLIMATE EDUCATION (2021): [https://www.sonnentaler.net/dokumentation/ipcc-berichte/sr-ozean-kryosphaere/ IPCC-Sonderbericht „Ozean und Kryosphäre in einem sich wandelnden Klima” – Zusammenfassung für Lehrerinnen und Lehrer]
* Lozán, J.L., Ha. Graßl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/titel_tafel_vorwort/Warnsignal_Klima-Eis_der_Erde-(2015)-Titel_Tafel_Vorwort_Inhalt_U4.pdf Warnsignal Klima: Das Eis der Erde], Hamburg 2015
* Sascha Willmes, S., G. Heinemann & A. Helbig: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/eis_der_erde/warnsignal_klima-eis_der_erde-kapitel-1_2.pdf Kryosphäre – Gegenwart und Zukunft], in: Lozán, J.L., Ha. Graßl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Hamburg 2015, 25-30
* Paschek, D. (2015): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/eis_der_erde/warnsignal_klima-eis_der_erde-kapitel-1_1.pdf Physikalische und chemische Eigenschaften des Eises und seine Bedeutung]. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.). Warnsignal Klima: Das Eis der Erde. pp. 19-24.

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Meereis global 1971 2000 Maerz.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/globale-rcp-daten '''globalen Daten'''] eigene Karten erzeugen.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=0&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20%28default%29&country=0&city= Experiment zu Eis und Schnee im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?activetab=undefined&scenario=102&variable=05&locale=DE Experiment zu Eis und Schnee in einem künftigen Klima] Durchführung des Experiments mit dem MSCM nach dem Szenario RCP8.5

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/755860/b6fcecdf89ecde35e6956161edf4fffc/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/756392/c93f71733e049b16c09769c585fb0193/2008-eis-im-klimasystem-data.pdf Eis im Klimasystem] über Gefahren und Chancen durch den Klimawandel in der Arktis (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/756356/b6899ca6aac7e0e5c20ec9fa8a11e439/2008-eis-und-klima-data.pdf Warum ist das Eis so wichtig für das Klima?] Über Eisschilde, Meereis und Gletscher (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
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== Lizenzangaben ==
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[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Kryosphäre]]

Kryosphäre im Klimasystem

2026-03-26T12:26:03Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Landeis Tabelle.jpg|thumb|520px|Eis auf dem Land<ref name="IPCC 2013 4.1">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 4.1 - Landoberfläche = 147,6 km<sup>2</sup>, Ozeanoberfläche = 362,5 km<sup>2</sup>. Die Bandbreiten bei einigen Eis- und Schneeflächen beruhen einerseits auf jahreszeitlichen Schwankungen, andererseits auf Unsicherheiten der Schätzungen. </ref>]]
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[[Bild:Eis-klima.gif|thumb|520px|Die Rolle der Kryosphäre im Klimasystem und die Zeitskalen der Veränderung der einzelnen Bestandteile der Kryosphäre]]

Die Kryosphäre ist der Teil des Klimasystems, in dem Wasser im gefrorenen Zustand vorliegt. Sie kommt in einer Reihe von Formen vor wie Schnee, Eis auf Flüssen und Seen, Meereis, Eisschilde, Gletscher und Eiskappen sowie gefrorener Boden auf dem Land und unter dem Wasser des Ozeans.<ref name="IPCC 2013 4.1" /> Die Lebensspanne der einzelnen Komponenten ist sehr unterschiedlich. So zeigen Eisschilde, Permafrost und Gebirgsgletscher im Verlauf eines Jahres nur wenig Veränderungen, während Schnee und Meereis in ihrer Ausdehnung deutliche saisonale Unterscheide aufweisen.<ref name="Willmes 2015">Willmes, S., G. Heinemann & A. Helbig (2015): Kryosphäre – Gegenwart und Zukunft, in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 25-30</ref> Da die Kryosphäre empfindlich auf Klimaänderungen reagiert, wird sie auch als "Klimathermometer" bezeichnet, wobei die Reaktion nicht nur auf Temperatur-, sondern auch auf Niederschlagsänderungen erfolgt.

Die Kryosphäre ist jedoch nicht nur ein passiver Indikator von Klimaänderungen. Vielmehr besitzen Änderungen der Kryosphäre einen erheblichen Einfluss auf physikalische, biologische und soziale Systeme. So beeinflusst die Kryosphäre aufgrund ihrer physikalischen Eigenschaften wie Albedo, Wärmeleitfähigkeit und Dichte ganz erheblich den Energiehaushalt der Erde.<ref name="Willmes 2015" /> Eisschilde und Gletscher kontrollieren zu einem großen Teil den globalen Meeresspiegel und beinflussen die Zirkulation des Ozeans. Der Verlust von Meereis hat Folgen für marine und terrestrische Ökosysteme, aber auch für die Schifffahrt und die Ausbeutung von Öl und anderen Rohstoffen auf dem Meeresboden.<ref name="IPCC 2013 4.1" /> Nicht zuletzt ist die Kryosphäre ein wichtiges Süßwasserreservoir, von dem z.B. in den Anden und Zentralasien Millionen von Menschen abhängig sind.

== Massenverteilung ==

Zur Kryosphäre der Erde gehören die großen [[Eisschilde]] der Antarktis und Grönlands, die [[Gletscher im Klimawandel|Gletscher]] der Gebirge, das [[Meereis]] sowie das Eis auf Flüssen und Seen, das Eis der [[Permafrost]]- und der saisonal gefrorenen Böden sowie die saisonal stark schwankenden [[Schnee (Kryosphäre)|Schneemassen]]. Gegenwärtig sind etwa 10% der Landoberfläche und 6,5% des Ozeans im Jahresdurchschnitt mit Eis bedeckt. Schnee liegt im späten Winter auf bis zu 50% der Landmasse der Nordhalbkugel. Die Bestandteile der Kryosphäre verändern sich in Masse und Ausdehnung auf sehr unterschiedlichen Zeitskalen. Schnee und Meereis unterliegen ausgeprägten saisonalen Schwankungen. Eisschilde haben sich dagegen deutlich nur mit dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten verändert.

In Eis und Schnee sind ca. 30 Mill. km<sup>3</sup> Wasser bzw. 68,7% des globalen Süßwassers gebunden. Gegenüber den 1338 Mill. km<sup>3</sup> Wasser des Ozeans ist das zwar wenig. Eine deutliche Erhöhung bzw. Verminderung der globalen Eis- und Schneemasse verändern dennoch merklich den [[Meeresspiegeländerungen|Meeresspiegel]] und damit auch die Grenze zwischen Land und Meer. In der letzten [[Eiszeitalter|Kaltzeit]] lag der Meeresspiegel um 120 m tiefer als heute, ein totales Abschmelzen des antarktischen und grönländischen Eisschildes würde den Meeresspiegel um fast 70 m erhöhen. Heutige Schelfmeere wie z.B. die Nordsee lagen vor 20 000 Jahren zu einem großen Teil trocken bzw. waren mit Eis bedeckt, heutige Tiefländer könnten künftig im Meer versinken.
[[Bild:NASA snow cover mollweide1.jpg|thumb|468px|Eis- und Schneebedeckung der Erde im Nord-Winter]]
== Albedo ==
[[Bild:Albedo-Eis2.jpg|thumb|300px|Die Eis-Albedo-Rückkopplung]]
Die Kryosphäre spielt eine bedeutende Rolle für den globalen [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungshaushalt]] und steht in wichtigen Wechselwirkungen mit Ozean und Atmosphäre. Von besonderer Bedeutung für den globalen Energiehaushalt ist das deutlich höhere [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Reflexionsvermögen von Eis und Schnee]] ([[Albedo]]) gegenüber Erdboden und Wasser. Während Ozean und Ackerboden bis zu 80-90% der einfallenden Sonnenstrahlen absorbieren und in Wärme umwandeln und damit eine Albedo von nur 10-20% haben, liegt die Albedo bei Eis und Schnee bei 50-90%. Bei einer sich ausdehnenden Eis- und Schneedecke erhöht sich daher die globale Albedo und damit der Energieverlust an den Weltraum. Die dadurch bedingte Abkühlung verstärkt die Eis- und Schneebildung weiter, wodurch sich wiederum die Albedo erhöht usw. Man spricht hier von einem positiven Rückkopplungseffekt, der auch in umgekehrter Richtung ablaufen kann: Abschmelzende Eis- und Schneeflächen vermindern die Reflexion und verstärken damit die Erwärmung der Luft, des Wassers und des Bodens, wodurch der Abschmelzvorgang weiter beschleunigt wird. Derartige Rückkopplungseffekte haben offensichtlich in der Klimageschichte eine wesentliche Rolle gespielt, z.B. bei dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten im Pleistozän oder in der von einigen Forschern angenommenen "Schneeball-Erde"-Periode im [[Präkambrium#Proterozoikum|Proterozoikum]], und verstärken auch die gegenwärtige Erwärmung.

Die Eis- und Schneebedeckung ändert sich im Verlauf des Jahres sowie von Jahr zu Jahr, und damit ändert sich auch die regionale Albedo. Auf der Nordhemisphäre beträgt das Maximum des jahreszeitlich gefrorenen Bodens etwa 51% der Landoberfläche <ref name="French 2011">French, H., Slaymaker, O.: Changing Cold Environments. A Canadian Perspective. Oktober 2011. Wiley Blackwell. eISBN: 9781119950165.</ref>, also etwa 47 Mio km² <ref name="Robinson 2000">Robinson, D.A., Frei, A.:Seasonal Variability of Northern Hemisphere Snow Extente Using Visible Satellite Data (2000). Professional Geographer, 52(2), pages 307-315. Blackwell Publishers</ref>. Dies ist in den Monaten Januar und Februar der Fall, während die Schneeausbreitung im Monat August mit etwa 4 Mio km² minimal ist und dann in den Monaten Oktober/November wieder sehr schnell zunimmt <ref name="Robinson 2000" />. Hinzu kommt in den polaren Gebieten (sowohl Arktis als auch Antarktis) noch das Meereis. Während die jahreszeitlichen Schwankungen auf der Nordhemisphäre größtenteils vom Schneefall bestimmt werden, sind auf der Südhemisphäre (bzw. in der Antarktis) die An- oder Abwesenheit von Meereis ausschlaggebend. Denn hier ist das Eis auf dem arktischen Kontinent größtenteils ganzjährig vorhanden.

Die Albedo von Schnee bzw. Eis ist aber nicht immer gleich. Je nach Art der Oberfläche, die darunter liegt, Alter des Schnees, Temperatur, Bewölkung, Sonnenstand und Eiskeimen verändern sich die Reflexionseigenschaften von Eis und Schnee <ref name="Robock 1979">Robock, Alan: The Seasonal Cycle of Snow Cover, Sea Ice and Surface Albedo (1979). Monthly Weather Review, American Meteorological Society, Volume 108, pages 267-285. Document-ID: 0027-0644/80/03267-19$08.75</ref> <ref name="Warren 1980">Warren, S.G., Wiscombe, W.J.: A Model for the Spectral Albedo of Snow. II: Snow Containing Atmospheric Aerosols (1980). Journal of the Atmospheric Sciences, Volume 37, pages 2734-2745, American Meteorological Society. Document-ID: 0022-4928/80/122734-12$07.00.</ref>. Schnee in Wäldern hat beispielsweise eine geringere Albedo als auf Graslandschaften, weil die Bäume nie vollständig mit Schnee bedeckt werden können, Gras aber schon. Höhere Temperaturen haben eine kleinere Albedo von Schnee und Eis als Folge, da sich Schmelzwassertaschen auf der Oberfläche bilden und die Kristallstruktur verändert wird. Bei Meereis kommen hier noch die Risse in den Eisplatten hinzu, die das dunklere Meerwasser freigeben und die Gesamtalbedo verringern. Starke Bewölkung bedeutet mehr diffuse Strahlung und somit mehr reflektierte Strahlung durch die eis-/schneebedeckte Oberfläche. Dieser Effekt kann die Albedo um bis zu 10% im Vergleich zu blauem Himmel erhöhen. Höherer Sonnenstand vergrößert die Reflexion im Vergleich zur Absorption und somit auch die Albedo <ref name="Robock 1979" />. Als letztes sind noch die Eiskeime, also die Partikel in den Eis- bzw. Schneekristallen zu nennen. Sie verändern zwar nicht die Wärmeabstrahlungseigenschaften, aber die Absorptionsfähigkeit wird durch Staub- oder Rußpartikel erhöht. Es wird also gleichzeitig weniger Strahlung reflektiert, die Albedo ist somit verringert. Da mehr Energie aufgenommen wird, hat Schnee mit eingeschlossenen Partikeln generell eine etwas höhere Temperatur als reiner Schnee. Besonders häufig kommen unreines Eis und Schnee in den mittleren Breiten vor, da hier die meisten dieser Stoffe emittiert werden. Über Polargebieten ist die Luft hingegen sehr viel reiner und somit auch der dort gebildete Schnee bzw. das Eis. Weil es in den mittleren Breiten auch mehr schneit als in den Polargebieten, ist die Unreinheits-Konzentration zunächst etwa gleich. Erst bei Schneeschmelze ist die Konzentration der unreinen Eis-/Schneepartikel in den mittleren Breiten deutlich höher als in den Polargebieten <ref name="Warren 1980" />.

== Einfluss auf die atmosphärische und ozeanische Zirkulation ==

Die große Verbreitung von Eis und Schnee in den höheren Breiten beeinflusst außerdem die [[atmosphärische Zirkulation]]. Aufgrund der geringen Einstrahlung an den Polkappen und der hohen Albedo bilden sich sehr kalte Hochdruck-Zellen. Hier sinkt die Luft aus der Höhe nach unten, sodass kaum Wolkenbildung stattfindet. Die tiefen Temperaturen an den Polen und die hohen Temperaturen in den Tropen führen zu einem Ausgleichstransport von Energie im Meer und in der Atmosphäre von den niederen in die höheren Breiten. Die starken Temperaturgegensätze an den Rändern der polaren Kältehochs erzeugen Winde (u.a. den Polare Jetstream) und Wirbel und beeinflussen die Bahnen der Tiefdruckzellen der mittleren und höheren Breiten. Zu den erzeugten Winden zählen zudem sogenannte katabatische Fallwinde, die auch an Gletschern in wärmeren Regionen entstehen können: Die kalte Luft über dem Eis ist schwerer als die umgebende Luft und gleitet aufgrund der Schwerkraft den Berg hinunter. In den Polarregionen sorgt die starke Abkühlung der Luft außerdem für ein größerskaliges Absinken und daher ein bodennahes Wegfließen der Luft von den Polargebieten. Diese wegfließende Luft wird von der Corioliskraft abgelenkt und sorgt für (relativ schwache) Ostwinde um die Arktis herum. In der Höhe muss Luft zu den Polen nachfließen, wird auf dem Weg allerdings auch wieder von der Corioliskraft abgelenkt – hier in der mittleren Atmosphäre entstehen daher die bekannten Westwinde. Zwischen der kalten Polarluft und der warmen Subtropenluft bildet sich im Bereich zwischen 40°N und 60°N eine vertikale, etwas geneigte Grenze aus: die sogenannte Polarfront <ref name="Schönwiese 2008">Schönwiese, C.-D.: Klimatologie (2008). 3. Auflage, Eugen Ulmer KG. ISBN: 978-3-8252-1793-8.</ref>. Sie bewegt sich in Wellenbewegungen, den Rossbywellen. Hier entstehen die dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebiete, die das Wetter in Europa maßgeblich beeinflussen. In der Höhe können an der Polarfront Windgeschwindigkeiten von etwa 500 km/h in Richtung Osten auftreten. Diesen Bereich extrem starken Windes nennt man den Polaren Jetstream <ref name="Schertenleib 2003">Schertenleib, Markus-Hermann, Egli-Brož, Helena: Globale Klimatologie: Meteorologie, Wetterinformationen und Klimatologie ; Lerntext, Aufgaben mit Lösungen und Kurztheorie (2003).
Compendio Bildungsmedien, 1. Auflage, ISBN-10: 3715591234.
</ref>.
Wenn sich die polaren Gebiete im Winter durch ausbleibende solare Einstrahlung noch weiter abkühlen, ist der Temperaturunterschied zwischen Polarregion und mittleren Breiten noch größer, und die Winde werden stärker. Herbst- und Winterstürme sind auf diesen Effekt zurückzuführen.

Ein nicht unwichtiger Zusammenhang besteht auch zwischen der [[Globales Förderband|thermohalinen Zirkulation]] des Ozeans und der Bildung von [[Meereis]]. Die niedrigen Temperaturen am Rande der Meereisflächen führen z.B. im Nordatlantik auch zur Abkühlung der Wassermassen der thermohalinen Zirkulation und regen damit deren Tiefenwasserbildung an. Sie bewirken hier außerdem die Bildung von Eis. Entstehendes Eis entzieht dem Meer Süßwasser und erhöht damit den Salzgehalt des Oberflächenwassers und dessen Dichte, wodurch das Absinken von Wassermassen z.B. im Nordatlantik, das die thermohaline Zirkulation wesentlich antreibt, verstärkt wird. Von einer Erwärmung der Arktis wird erwartet, dass sie die [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|thermohaline Zirkulation abschwächt]]. Die aus niederen Breiten stammenden Wassermassen werden weniger stark abgekühlt und der Salzgehalt weniger stark erhöht bzw. sogar verringert, weil durch Eisschmelze und höhere Niederschläge und Abflüsse der Süßwasserzufluss verstärkt wird.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* OFFICE FOR CLIMATE EDUCATION (2021): [https://www.sonnentaler.net/dokumentation/ipcc-berichte/sr-ozean-kryosphaere/ IPCC-Sonderbericht „Ozean und Kryosphäre in einem sich wandelnden Klima” – Zusammenfassung für Lehrerinnen und Lehrer]
* Lozán, J.L., Ha. Graßl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/titel_tafel_vorwort/Warnsignal_Klima-Eis_der_Erde-(2015)-Titel_Tafel_Vorwort_Inhalt_U4.pdf Warnsignal Klima: Das Eis der Erde], Hamburg 2015
* Sascha Willmes, S., G. Heinemann & A. Helbig: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/eis_der_erde/warnsignal_klima-eis_der_erde-kapitel-1_2.pdf Kryosphäre – Gegenwart und Zukunft], in: Lozán, J.L., Ha. Graßl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Hamburg 2015, 25-30
* Paschek, D. (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde_kap_1-1/ Physikalische und chemische Eigenschaften des Eises und seine Bedeutung]. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.). Warnsignal Klima: Das Eis der Erde. pp. 19-24.

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Meereis global 1971 2000 Maerz.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/globale-rcp-daten '''globalen Daten'''] eigene Karten erzeugen.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=0&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20%28default%29&country=0&city= Experiment zu Eis und Schnee im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?activetab=undefined&scenario=102&variable=05&locale=DE Experiment zu Eis und Schnee in einem künftigen Klima] Durchführung des Experiments mit dem MSCM nach dem Szenario RCP8.5

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/755860/b6fcecdf89ecde35e6956161edf4fffc/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/756392/c93f71733e049b16c09769c585fb0193/2008-eis-im-klimasystem-data.pdf Eis im Klimasystem] über Gefahren und Chancen durch den Klimawandel in der Arktis (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/756356/b6899ca6aac7e0e5c20ec9fa8a11e439/2008-eis-und-klima-data.pdf Warum ist das Eis so wichtig für das Klima?] Über Eisschilde, Meereis und Gletscher (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
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== Lizenzangaben ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Prozess=Änderungen der Kryosphäre
|regionales Beispiel=Antarktischer Eisschild
|regionales Beispiel=Grönländischer Eisschild
|umfasst=Eisschilde
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|Teil von=Klimasystem
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Kryosphäre, Antarktischer Eisschild, Grönländischer Eisschild, Gletscher, Permafrost, Meereis, Schnee (Kryosphäre), Meeresspiegeländerungen, Eiszeitalter, Albedo, Eis-Albedo-Rückkopplung, Strahlungshaushalt der Atmosphäre, atmosphärische Zirkulation, Präkambrium#Proterozoikum, Klimasystem</metakeywords>

[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Kryosphäre]]

Kryosphäre im Klimasystem

2026-03-26T12:25:15Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Landeis Tabelle.jpg|thumb|520px|Eis auf dem Land<ref name="IPCC 2013 4.1">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 4.1 - Landoberfläche = 147,6 km<sup>2</sup>, Ozeanoberfläche = 362,5 km<sup>2</sup>. Die Bandbreiten bei einigen Eis- und Schneeflächen beruhen einerseits auf jahreszeitlichen Schwankungen, andererseits auf Unsicherheiten der Schätzungen. </ref>]]
[[Bild:Ozean Eis Tabelle.jpg|thumb|520px|Eis im Ozean<ref name="IPCC 2013 4.1" />]]
[[Bild:Eis-klima.gif|thumb|520px|Die Rolle der Kryosphäre im Klimasystem und die Zeitskalen der Veränderung der einzelnen Bestandteile der Kryosphäre]]

Die Kryosphäre ist der Teil des Klimasystems, in dem Wasser im gefrorenen Zustand vorliegt. Sie kommt in einer Reihe von Formen vor wie Schnee, Eis auf Flüssen und Seen, Meereis, Eisschilde, Gletscher und Eiskappen sowie gefrorener Boden auf dem Land und unter dem Wasser des Ozeans.<ref name="IPCC 2013 4.1" /> Die Lebensspanne der einzelnen Komponenten ist sehr unterschiedlich. So zeigen Eisschilde, Permafrost und Gebirgsgletscher im Verlauf eines Jahres nur wenig Veränderungen, während Schnee und Meereis in ihrer Ausdehnung deutliche saisonale Unterscheide aufweisen.<ref name="Willmes 2015">Willmes, S., G. Heinemann & A. Helbig (2015): Kryosphäre – Gegenwart und Zukunft, in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 25-30</ref> Da die Kryosphäre empfindlich auf Klimaänderungen reagiert, wird sie auch als "Klimathermometer" bezeichnet, wobei die Reaktion nicht nur auf Temperatur-, sondern auch auf Niederschlagsänderungen erfolgt.

Die Kryosphäre ist jedoch nicht nur ein passiver Indikator von Klimaänderungen. Vielmehr besitzen Änderungen der Kryosphäre einen erheblichen Einfluss auf physikalische, biologische und soziale Systeme. So beeinflusst die Kryosphäre aufgrund ihrer physikalischen Eigenschaften wie Albedo, Wärmeleitfähigkeit und Dichte ganz erheblich den Energiehaushalt der Erde.<ref name="Willmes 2015" /> Eisschilde und Gletscher kontrollieren zu einem großen Teil den globalen Meeresspiegel und beinflussen die Zirkulation des Ozeans. Der Verlust von Meereis hat Folgen für marine und terrestrische Ökosysteme, aber auch für die Schifffahrt und die Ausbeutung von Öl und anderen Rohstoffen auf dem Meeresboden.<ref name="IPCC 2013 4.1" /> Nicht zuletzt ist die Kryosphäre ein wichtiges Süßwasserreservoir, von dem z.B. in den Anden und Zentralasien Millionen von Menschen abhängig sind.

== Massenverteilung ==

Zur Kryosphäre der Erde gehören die großen [[Eisschilde]] der Antarktis und Grönlands, die [[Gletscher im Klimawandel|Gletscher]] der Gebirge, das [[Meereis]] sowie das Eis auf Flüssen und Seen, das Eis der [[Permafrost]]- und der saisonal gefrorenen Böden sowie die saisonal stark schwankenden [[Schnee (Kryosphäre)|Schneemassen]]. Gegenwärtig sind etwa 10% der Landoberfläche und 6,5% des Ozeans im Jahresdurchschnitt mit Eis bedeckt. Schnee liegt im späten Winter auf bis zu 50% der Landmasse der Nordhalbkugel. Die Bestandteile der Kryosphäre verändern sich in Masse und Ausdehnung auf sehr unterschiedlichen Zeitskalen. Schnee und Meereis unterliegen ausgeprägten saisonalen Schwankungen. Eisschilde haben sich dagegen deutlich nur mit dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten verändert.

In Eis und Schnee sind ca. 30 Mill. km<sup>3</sup> Wasser bzw. 68,7% des globalen Süßwassers gebunden. Gegenüber den 1338 Mill. km<sup>3</sup> Wasser des Ozeans ist das zwar wenig. Eine deutliche Erhöhung bzw. Verminderung der globalen Eis- und Schneemasse verändern dennoch merklich den [[Meeresspiegeländerungen|Meeresspiegel]] und damit auch die Grenze zwischen Land und Meer. In der letzten [[Eiszeitalter|Kaltzeit]] lag der Meeresspiegel um 120 m tiefer als heute, ein totales Abschmelzen des antarktischen und grönländischen Eisschildes würde den Meeresspiegel um fast 70 m erhöhen. Heutige Schelfmeere wie z.B. die Nordsee lagen vor 20 000 Jahren zu einem großen Teil trocken bzw. waren mit Eis bedeckt, heutige Tiefländer könnten künftig im Meer versinken.
[[Bild:NASA snow cover mollweide1.jpg|thumb|468px|Eis- und Schneebedeckung der Erde im Nord-Winter]]
== Albedo ==
[[Bild:Albedo-Eis2.jpg|thumb|300px|Die Eis-Albedo-Rückkopplung]]
Die Kryosphäre spielt eine bedeutende Rolle für den globalen [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungshaushalt]] und steht in wichtigen Wechselwirkungen mit Ozean und Atmosphäre. Von besonderer Bedeutung für den globalen Energiehaushalt ist das deutlich höhere [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Reflexionsvermögen von Eis und Schnee]] ([[Albedo]]) gegenüber Erdboden und Wasser. Während Ozean und Ackerboden bis zu 80-90% der einfallenden Sonnenstrahlen absorbieren und in Wärme umwandeln und damit eine Albedo von nur 10-20% haben, liegt die Albedo bei Eis und Schnee bei 50-90%. Bei einer sich ausdehnenden Eis- und Schneedecke erhöht sich daher die globale Albedo und damit der Energieverlust an den Weltraum. Die dadurch bedingte Abkühlung verstärkt die Eis- und Schneebildung weiter, wodurch sich wiederum die Albedo erhöht usw. Man spricht hier von einem positiven Rückkopplungseffekt, der auch in umgekehrter Richtung ablaufen kann: Abschmelzende Eis- und Schneeflächen vermindern die Reflexion und verstärken damit die Erwärmung der Luft, des Wassers und des Bodens, wodurch der Abschmelzvorgang weiter beschleunigt wird. Derartige Rückkopplungseffekte haben offensichtlich in der Klimageschichte eine wesentliche Rolle gespielt, z.B. bei dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten im Pleistozän oder in der von einigen Forschern angenommenen "Schneeball-Erde"-Periode im [[Präkambrium#Proterozoikum|Proterozoikum]], und verstärken auch die gegenwärtige Erwärmung.

Die Eis- und Schneebedeckung ändert sich im Verlauf des Jahres sowie von Jahr zu Jahr, und damit ändert sich auch die regionale Albedo. Auf der Nordhemisphäre beträgt das Maximum des jahreszeitlich gefrorenen Bodens etwa 51% der Landoberfläche <ref name="French 2011">French, H., Slaymaker, O.: Changing Cold Environments. A Canadian Perspective. Oktober 2011. Wiley Blackwell. eISBN: 9781119950165.</ref>, also etwa 47 Mio km² <ref name="Robinson 2000">Robinson, D.A., Frei, A.:Seasonal Variability of Northern Hemisphere Snow Extente Using Visible Satellite Data (2000). Professional Geographer, 52(2), pages 307-315. Blackwell Publishers</ref>. Dies ist in den Monaten Januar und Februar der Fall, während die Schneeausbreitung im Monat August mit etwa 4 Mio km² minimal ist und dann in den Monaten Oktober/November wieder sehr schnell zunimmt <ref name="Robinson 2000" />. Hinzu kommt in den polaren Gebieten (sowohl Arktis als auch Antarktis) noch das Meereis. Während die jahreszeitlichen Schwankungen auf der Nordhemisphäre größtenteils vom Schneefall bestimmt werden, sind auf der Südhemisphäre (bzw. in der Antarktis) die An- oder Abwesenheit von Meereis ausschlaggebend. Denn hier ist das Eis auf dem arktischen Kontinent größtenteils ganzjährig vorhanden.

Die Albedo von Schnee bzw. Eis ist aber nicht immer gleich. Je nach Art der Oberfläche, die darunter liegt, Alter des Schnees, Temperatur, Bewölkung, Sonnenstand und Eiskeimen verändern sich die Reflexionseigenschaften von Eis und Schnee <ref name="Robock 1979">Robock, Alan: The Seasonal Cycle of Snow Cover, Sea Ice and Surface Albedo (1979). Monthly Weather Review, American Meteorological Society, Volume 108, pages 267-285. Document-ID: 0027-0644/80/03267-19$08.75</ref> <ref name="Warren 1980">Warren, S.G., Wiscombe, W.J.: A Model for the Spectral Albedo of Snow. II: Snow Containing Atmospheric Aerosols (1980). Journal of the Atmospheric Sciences, Volume 37, pages 2734-2745, American Meteorological Society. Document-ID: 0022-4928/80/122734-12$07.00.</ref>. Schnee in Wäldern hat beispielsweise eine geringere Albedo als auf Graslandschaften, weil die Bäume nie vollständig mit Schnee bedeckt werden können, Gras aber schon. Höhere Temperaturen haben eine kleinere Albedo von Schnee und Eis als Folge, da sich Schmelzwassertaschen auf der Oberfläche bilden und die Kristallstruktur verändert wird. Bei Meereis kommen hier noch die Risse in den Eisplatten hinzu, die das dunklere Meerwasser freigeben und die Gesamtalbedo verringern. Starke Bewölkung bedeutet mehr diffuse Strahlung und somit mehr reflektierte Strahlung durch die eis-/schneebedeckte Oberfläche. Dieser Effekt kann die Albedo um bis zu 10% im Vergleich zu blauem Himmel erhöhen. Höherer Sonnenstand vergrößert die Reflexion im Vergleich zur Absorption und somit auch die Albedo <ref name="Robock 1979" />. Als letztes sind noch die Eiskeime, also die Partikel in den Eis- bzw. Schneekristallen zu nennen. Sie verändern zwar nicht die Wärmeabstrahlungseigenschaften, aber die Absorptionsfähigkeit wird durch Staub- oder Rußpartikel erhöht. Es wird also gleichzeitig weniger Strahlung reflektiert, die Albedo ist somit verringert. Da mehr Energie aufgenommen wird, hat Schnee mit eingeschlossenen Partikeln generell eine etwas höhere Temperatur als reiner Schnee. Besonders häufig kommen unreines Eis und Schnee in den mittleren Breiten vor, da hier die meisten dieser Stoffe emittiert werden. Über Polargebieten ist die Luft hingegen sehr viel reiner und somit auch der dort gebildete Schnee bzw. das Eis. Weil es in den mittleren Breiten auch mehr schneit als in den Polargebieten, ist die Unreinheits-Konzentration zunächst etwa gleich. Erst bei Schneeschmelze ist die Konzentration der unreinen Eis-/Schneepartikel in den mittleren Breiten deutlich höher als in den Polargebieten <ref name="Warren 1980" />.

== Einfluss auf die atmosphärische und ozeanische Zirkulation ==

Die große Verbreitung von Eis und Schnee in den höheren Breiten beeinflusst außerdem die [[atmosphärische Zirkulation]]. Aufgrund der geringen Einstrahlung an den Polkappen und der hohen Albedo bilden sich sehr kalte Hochdruck-Zellen. Hier sinkt die Luft aus der Höhe nach unten, sodass kaum Wolkenbildung stattfindet. Die tiefen Temperaturen an den Polen und die hohen Temperaturen in den Tropen führen zu einem Ausgleichstransport von Energie im Meer und in der Atmosphäre von den niederen in die höheren Breiten. Die starken Temperaturgegensätze an den Rändern der polaren Kältehochs erzeugen Winde (u.a. den Polare Jetstream) und Wirbel und beeinflussen die Bahnen der Tiefdruckzellen der mittleren und höheren Breiten. Zu den erzeugten Winden zählen zudem sogenannte katabatische Fallwinde, die auch an Gletschern in wärmeren Regionen entstehen können: Die kalte Luft über dem Eis ist schwerer als die umgebende Luft und gleitet aufgrund der Schwerkraft den Berg hinunter. In den Polarregionen sorgt die starke Abkühlung der Luft außerdem für ein größerskaliges Absinken und daher ein bodennahes Wegfließen der Luft von den Polargebieten. Diese wegfließende Luft wird von der Corioliskraft abgelenkt und sorgt für (relativ schwache) Ostwinde um die Arktis herum. In der Höhe muss Luft zu den Polen nachfließen, wird auf dem Weg allerdings auch wieder von der Corioliskraft abgelenkt – hier in der mittleren Atmosphäre entstehen daher die bekannten Westwinde. Zwischen der kalten Polarluft und der warmen Subtropenluft bildet sich im Bereich zwischen 40°N und 60°N eine vertikale, etwas geneigte Grenze aus: die sogenannte Polarfront <ref name="Schönwiese 2008">Schönwiese, C.-D.: Klimatologie (2008). 3. Auflage, Eugen Ulmer KG. ISBN: 978-3-8252-1793-8.</ref>. Sie bewegt sich in Wellenbewegungen, den Rossbywellen. Hier entstehen die dynamischen Hoch- und Tiefdruckgebiete, die das Wetter in Europa maßgeblich beeinflussen. In der Höhe können an der Polarfront Windgeschwindigkeiten von etwa 500 km/h in Richtung Osten auftreten. Diesen Bereich extrem starken Windes nennt man den Polaren Jetstream <ref name="Schertenleib 2003">Schertenleib, Markus-Hermann, Egli-Brož, Helena: Globale Klimatologie: Meteorologie, Wetterinformationen und Klimatologie ; Lerntext, Aufgaben mit Lösungen und Kurztheorie (2003).
Compendio Bildungsmedien, 1. Auflage, ISBN-10: 3715591234.
</ref>.
Wenn sich die polaren Gebiete im Winter durch ausbleibende solare Einstrahlung noch weiter abkühlen, ist der Temperaturunterschied zwischen Polarregion und mittleren Breiten noch größer, und die Winde werden stärker. Herbst- und Winterstürme sind auf diesen Effekt zurückzuführen.

Ein nicht unwichtiger Zusammenhang besteht auch zwischen der [[Globales Förderband|thermohalinen Zirkulation]] des Ozeans und der Bildung von [[Meereis]]. Die niedrigen Temperaturen am Rande der Meereisflächen führen z.B. im Nordatlantik auch zur Abkühlung der Wassermassen der thermohalinen Zirkulation und regen damit deren Tiefenwasserbildung an. Sie bewirken hier außerdem die Bildung von Eis. Entstehendes Eis entzieht dem Meer Süßwasser und erhöht damit den Salzgehalt des Oberflächenwassers und dessen Dichte, wodurch das Absinken von Wassermassen z.B. im Nordatlantik, das die thermohaline Zirkulation wesentlich antreibt, verstärkt wird. Von einer Erwärmung der Arktis wird erwartet, dass sie die [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|thermohaline Zirkulation abschwächt]]. Die aus niederen Breiten stammenden Wassermassen werden weniger stark abgekühlt und der Salzgehalt weniger stark erhöht bzw. sogar verringert, weil durch Eisschmelze und höhere Niederschläge und Abflüsse der Süßwasserzufluss verstärkt wird.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* OFFICE FOR CLIMATE EDUCATION (2021): [https://www.sonnentaler.net/dokumentation/ipcc-berichte/sr-ozean-kryosphaere/ IPCC-Sonderbericht „Ozean und Kryosphäre in einem sich wandelnden Klima” – Zusammenfassung für Lehrerinnen und Lehrer]
* Lozán, J.L., Ha. Graßl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/titel_tafel_vorwort/Warnsignal_Klima-Eis_der_Erde-(2015)-Titel_Tafel_Vorwort_Inhalt_U4.pdf Warnsignal Klima: Das Eis der Erde], Hamburg 2015
* Sascha Willmes, S., G. Heinemann & A. Helbig: [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde_kap_1-2/ Kryosphäre – Gegenwart und Zukunft], in: Lozán, J.L., Ha. Graßl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Hamburg 2015, 25-30
* Paschek, D. (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde_kap_1-1/ Physikalische und chemische Eigenschaften des Eises und seine Bedeutung]. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.). Warnsignal Klima: Das Eis der Erde. pp. 19-24.

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Meereis global 1971 2000 Maerz.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/globale-rcp-daten '''globalen Daten'''] eigene Karten erzeugen.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=0&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20%28default%29&country=0&city= Experiment zu Eis und Schnee im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?activetab=undefined&scenario=102&variable=05&locale=DE Experiment zu Eis und Schnee in einem künftigen Klima] Durchführung des Experiments mit dem MSCM nach dem Szenario RCP8.5

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/755860/b6fcecdf89ecde35e6956161edf4fffc/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/756392/c93f71733e049b16c09769c585fb0193/2008-eis-im-klimasystem-data.pdf Eis im Klimasystem] über Gefahren und Chancen durch den Klimawandel in der Arktis (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/756356/b6899ca6aac7e0e5c20ec9fa8a11e439/2008-eis-und-klima-data.pdf Warum ist das Eis so wichtig für das Klima?] Über Eisschilde, Meereis und Gletscher (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
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== Lizenzangaben ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Prozess=Änderungen der Kryosphäre
|regionales Beispiel=Antarktischer Eisschild
|regionales Beispiel=Grönländischer Eisschild
|umfasst=Eisschilde
|umfasst=Gletscher im Klimawandel
|umfasst=Permafrost
|umfasst=Meereis
|umfasst=Schnee im Klimawandel
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|Teil von=Klimasystem
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Kryosphäre, Antarktischer Eisschild, Grönländischer Eisschild, Gletscher, Permafrost, Meereis, Schnee (Kryosphäre), Meeresspiegeländerungen, Eiszeitalter, Albedo, Eis-Albedo-Rückkopplung, Strahlungshaushalt der Atmosphäre, atmosphärische Zirkulation, Präkambrium#Proterozoikum, Klimasystem</metakeywords>

[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Kryosphäre]]

Kohlendioxid

2026-03-26T12:23:05Z

Ata Z.: /* Weblinks */

Kohlendioxid (CO<sub>2</sub>) gehört wie [[Methan]] (CH<sub>4</sub>) und [[Lachgas|Distickstoffoxid]] (N<sub>2</sub>O) zu den langlebigen [[Treibhausgase]]n, deren Verweilzeit in der [[Atmosphäre]] mindestens ein Jahr beträgt, so dass sie rund um den Globus in der Atmosphäre gut durchmischt vorkommen. Durch seinen Einfluss auf den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] ist es mit diesen Gasen sowohl am natürlichen und zusammen mit [[FCKW|Fluorchlorkohlenwasserstoff]] (FCKW) auch am anthropogenen, d.h. vom Menschen verursachten, [[Treibhauseffekt]] beteiligt. Anthropogenes Kohlendioxid ist daher auch entscheidend für die [[Aktuelle Klimaänderungen|aktuellen Klimaänderung]] verantwortlich. Außerdem wird der steigende Kohlendioxid-Gehalt im [[Ozean im Klimasystem|Ozean]] zunehmend ein Problem durch die [[Ozeanversauerung]].
[[File:CO2 Einheiten.jpg|thumb|600px|Tab. 1: Einheiten und Umwandlungsfaktoren von Kohlenstoffverbindungen ]]

=== Entwicklung der Konzentrationen ===
* ''Hauptartikel: [[Kohlendioxid-Konzentration]]''

Der CO<sub>2</sub>-Anteil in der Erdatmosphäre war im Verlauf der Erdgeschichte beträchtlichen Schwankungen unterworfen, die verschiedene biologische, chemische und physikalische Ursachen haben. Seit wenigstens 800.000 Jahren lag der Kohlendioxid-Gehalt der [[Atmosphäre]] jedoch immer unterhalb von 300 ppm<ref name="IPCC 2021a">IPCC AR6 WGI (2021): Global Carbon and other Biogeochemical Cycles and Feedbacks, Figure 5.4 - ppm (Teile pro Million) ist das Verhältnis der Anzahl von Treibhausgasmolekülen zur Gesamtzahl der Moleküle in trockener Luft.</ref> und war mindestens 2 Mio. Jahren lang nicht so hoch wie gegenwärtig<ref name="IPCC 2021b">IPCC AR6 WGI (2021): Changing State of the Climate System, 2.2.3.1</ref> Diese Erkenntnis lässt sich mangels direkter Messungen aus so genannten Proxidaten, z.B. Eisbohrkernen, gewinnen: Bei der Bildung von Eis auf den großen Inlandeisschilden [[Grönländischer Eisschild|Grönlands]] und der [[Antarktischer Eisschild|Antarktis]] werden ständig kleine Luftbläschen eingeschlossen, so dass die Zusammensetzung der Luft vergangener Zeitalter aus Bohrungen im Eis abgeschätzt werden kann. Die CO<sub>2</sub>-Konzentration in den letzten 10.000 Jahren, dem [[Holozän|Nacheiszeitalter]] blieb relativ konstant bei 280 ppm. Die Bilanz des Kohlendioxidkreislaufs war somit in dieser Zeit weitgehend ausgeglichen. Mit Beginn der [[Industrielle Revolution|Industrialisierung im 19. Jahrhundert]] stieg der CO<sub>2</sub>-Anteil in der Atmosphäre auf bislang 422 ppm (2024) und steigt zur Zeit weiter um durchschnittlich 2-3 ppm pro Jahr.<ref name="C3S 2025">C3S (2025): [https://climate.copernicus.eu/global-climate-highlights-2024 Copernicus: Global Climate Highlights 2024]</ref><ref>Aktuelle Daten: [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/ NOAA Earth System Research Laboratory]</ref>

=== Quellen und Senken ===
* ''Hauptartikel: [[Kohlenstoffkreislauf]]''
* ''Hauptartikel: [[Kohlenstoffkreislauf Land]]''
* ''Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]''

Die anthropogenen, d.h. vom Menschen verursachten, Emissionen von jährlich ca. 11,2 Gigatonnen<ref>Eine Gigatonne entspricht einer Milliarde (10<sup>9</sup>) Tonnen oder einer Billion (10<sup>12</sup>) Kilogramm.</ref>) Kohlenstoff (9,9 GtC durch die Verbrennung fossiler Rohstoffe und Zementproduktion, sowie 1,2 GtC durch [[Landnutzung]]sänderungen wie der Abholzung von Wäldern) sind gegenüber den natürlichen Kohlendioxid-Emissionen von jährlich etwa 130 Gt Kohlenstoff aus Quellen auf dem Land und 80 GtC aus ozeanischen Quellen verhältnismäßig gering.<ref name="Forster 2024">Forster, P. M., C.J. Smith, T. Walsh et al. (2024): [https://doi.org/10.5194/essd-16-2625-2024 Indicators of Global Climate Change 2023: Annual update of large-scale indicators of the state of the climate system and the human influence], Earth System Science Data 16, 2625–2658</ref><ref name="Friedlingstein 2023">Friedlingstein, P., O'Sullivan, M., Jones (2023): [https://doi.org/10.5194/essd-15-5301-2023 Global Carbon Budget 2023], Earth Syst. Sci. Data, 15, 5301–5369</ref> Dies bedeutet allerdings nicht, dass die von Menschen verursachten Emissionen vernachlässigbar wären, denn im Gegensatz zu den natürlichen Quellen werden diese nicht komplett durch Senken kompensiert und reichern sich so in der Atmosphäre an.

Die Verbrennung von Biomasse und daraus gewonnenen Kraftstoffen emittiert nur CO<sub>2</sub>-Mengen, die vorher photosynthetisch gebunden waren. Das Fördern und Verbrennen fossiler Kohlenstoffvorräte wie Kohle, Öl und Erdgas, die nur innerhalb von Jahrmillionen aus organischem Material entstehen, führt dagegen dem Kohlenstoffkreislauf zwischen Atmosphäre, Ozean und Landvegetation neues Kohlendioxid hinzu. Von dem gesamten durch menschliche Aktivitäten emittierten Kohlenstoff verblieb im letzten Jahrzehnt fast die Hälfte in der Atmosphäre. Rund 30% wurden von der Landvegetation aufgenommen und ein Viertel vom Ozean.<ref name="Friedlingstein 2023"/>

=== Nachweis des Menschen als Ursache ===

Der Nachweis, dass die erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen tatsächlich auf Emissionen durch menschliche Aktivitäten zurückzuführen sind, erfolgt hauptsächlich über zwei Methoden:
die Messung der Anteile von Kohlenstoffisotopen, sowie der atmosphärischen Sauerstoffkonzentration. Bei der Isotopenmessung wird das Verhältnis zweier verschiedener Typen von Kohlenstoffatomen (Isotope) bestimmt, die in CO<sub>2</sub>-Molekülen auftreten können: <sup>13</sup>C und <sup>12</sup>C, wobei die Zahl die Masse des Atoms charakterisiert. Fossile Brennstoffe zeichnen sich durch ein geringes Verhältnis zwischen <sup>13</sup>C und <sup>12</sup>C aus. Wenn diese also verbrannt werden, sinkt auch das Isotopenverhältnis in der Atmosphäre, was den Schluss nahelegt, dass der Kohlenstoff nicht aus anderen Quellen (z.B. Vulkanen) stammen kann.

Außerdem lässt sich durch genaueste Messungen der Sauerstoffkonzentration zeigen, dass das zusätzliche Kohlendioxid in der Atmosphäre aus Verbrennungsprozessen stammen muss. Bei einer Verbrennung von organischen Materialien wie Kohle, Öl oder auch Biomasse wird reiner Sauerstoff im CO<sub>2</sub>-Molekül gebunden, die Sauerstoffkonzentration in der Luft nimmt damit in einem festen Verhältnis zur CO<sub>2</sub>-Zunahme ab.

Darüberhinaus lässt sich durch Sauerstoffmessungen nicht nur Aufschluss über die Quellen, sondern auch über die Senken atmosphärischen Kohlendioxids gewinnen. Wäre die [[Biosphäre]] die alleinige CO<sub>2</sub>-Senke, würde durch Photosynthese genausoviel Sauerstoff gebunden, wie bei Verbrennung der gleichen Biomasse frei wurde. Es wird jedoch beobachtet, dass die Sauerstoffkonzentration in der Luft stärker abnimmt als die CO<sub>2</sub>-Konzentration zunimmt. Dies liegt daran, dass auch der [[Kohlenstoff_im_Ozean|Ozean Kohlendioxid aufnimmt]], ohne gleichzeitig Sauerstoff abzugeben. Es handelt sich hierbei also nicht primär um einen biologischen, sondern um einen physikalischen Vorgang.

=== Ausblick ===
* ''Hauptartikel: [[Projektionen Kohlendioxid]]''

Insgesamt verblieben in den letzten 60 Jahren etwa 44% des ausgestoßenen Kohlendioxids in der Luft, der Rest wird vom Ozean (25%) und der Landvegetation (31%) wieder aus der Atmosphäre entfernt.<ref name="Friedlingstein 2023"/> Es ist jedoch wahrscheinlich, dass dieser Anteil sich in Zukunft im Zuge des Klimawandels verändern könnte. So würden zum einen etwaige Änderungen der Ozeanzirkulation eine veränderte Aufnahme von CO<sub>2</sub> bedeuten, zum anderen könnte die Aufnahmerate durch Pflanzen aufgrund von klimabedingten Stressfaktoren wie Hitze oder Wassermangel beeinträchtigt werden. Es wird daher erwartet, dass Ozean und Pflanzen in einem wärmeren Klima nicht mehr als so verlässliche Kohlenstoffsenke wirken werden.

== Einzelnachweise ==
<references />

{{#set:
Folge von=CO2-Emissionen durch private Haushalte
| zukünftige Entwicklung=Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen
| Folge von=Kohlendioxid-Emissionen
| Folge von=Auswirkungen des Luftverkehrs
| Teil von=Treibhausgase
| Teil von=Permafrost
| einfach=Kohlendioxid (einfach)
}}



== Unterricht ==
* [http://www.bautschweb.de/chemie/CO2_IR/CO2_IR_Absorption.htm Die Absorption von Infrarotstrahlung durch Kohlendioxid] Versuch im Chemieunterricht
* [http://klimat.czn.uj.edu.pl/enid/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_1_2sj.html Versuche mit den Treibhausgasen CO<sub>2</sub> und Wasser] Arbeitsblatt in der ESPERE Klimaenzyklopädie

== Weblinks ==
* [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/ Vierter Sachstandsbericht des IPCC]
* [https://cdiac.ess-dive.lbl.gov/ Carbon Dioxide Information Analysis Center (CDIAC)] Website des U.S. Department of Energy mit Materialien über den CO<sub>2</sub>-Anstieg und CO<sub>2</sub>-Emissionen.
* [https://gaw.kishou.go.jp/ World Data Centre for Greenhouse Gases (WDCGG)]

* [http://carma.org/ Carbon Monitoring for Action (CARMA)] - Datenbank mit Informationen zu den Kohlenstoffdioxidemissionen von über 50.000 Kraftwerken und 4.000 Energieunternehmen weltweit.
* [https://www.eex.com/de/ European Energy Exchange] - Die European Energy Exchange (EEX) ist die führende Energiebörse, die sichere, liquide und transparente Märkte für Energie- und Rohstoffprodukte rund um den Globus entwickelt, betreibt und verbindet.

== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}

{{#set:
Beeinflusst=Strahlungshaushalt der Atmosphäre
|umfasst=Kohlendioxid in der Erdgeschichte
|Einfach=Kohlendioxid (einfach)
|Folge von=Auswirkungen des Luftverkehrs
|umfasst=Kohlendioxidemissionen
|umfasst=CO2-Emissionen durch private Haushalte
|umfasst=Kohlenstoff im Ozean
|umfasst=Kohlenstoffkreislauf Land
|umfasst=Kohlenstoffkreislauf
|umfasst=Kohlendioxid-Konzentration
|Teil von=Atmosphäre
|Teil von=Permafrost
|Teil von=Treibhausgase
|Verursacht=Ozeanversauerung
|Verursacht=Aktuelle Klimaänderungen
|Verursacht=Treibhauseffekt
|Zukünftige Entwicklung=Projektionen Kohlendioxid
|Zukünftige Entwicklung=Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen
|Ähnlich wie=Lachgas
|Ähnlich wie=Methan
|Ähnlich wie=FCKW
|Unterrichtsmaterial=[http://www.bautschweb.de/chemie/CO2_IR/CO2_IR_Absorption.htm Die Absorption von Infrarotstrahlung durch Kohlendioxid]
|Unterrichtsmaterial=[http://klimat.czn.uj.edu.pl/enid/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_1_2sj.html Versuche mit den Treibhausgasen CO<sub>2</sub> und Wasser]
|Unterrichtsmaterial=[http://klimat.czn.uj.edu.pl/enid/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_2_2sk.html Modellversuch zum Treibhauseffekt]
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, CO2-Emissionen durch private Haushalte, Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Kohlendioxid-Emissionen, Auswirkungen des Luftverkehrs, Treibhausgase, Permafrost, Kohlendioxid (einfach)</metakeywords>

[[Kategorie:Treibhausgase]]
[[Kategorie:Kohlendioxid]]

Treibhausgase im Klimasystem

2026-03-26T12:21:53Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:quellen_senken.jpg|thumb|420px|Quellen und Senken von Treibhausgasen und [[Aerosole]]n. Rote Schrift: anthropogen beeinflusste bzw. erzeugte Treibhausgase, rote Pfeile: anthropogene Quellen; blaue Pfeile: natürliche Quellen; gestrichelte Pfeile: Senken]]
==Allgemein==
[[Treibhausgase]], wie [[Kohlendioxid]], [[Methan]], [[Ozon]], [[Lachgas|Distickstoffoxid]] und [[Wasserdampf]], sind natürliche Bestandteile des Klimasystems und haben es auch vor dem industriellen Zeitalter maßgeblich beeinflusst. Aus [[Proxydaten|Eisbohrkernen]] in der [[Antarktischer Eisschild|Antarktis]] geht hervor, dass auch schon frühere Temperaturzunahmen mit einem Anstieg der [[Kohlendioxid-Konzentration|CO<sub>2</sub>-Konzentration]] einhergingen und umgekehrt.<ref name="Brasseur 1999">Brasseur, G. P., Orlando, J. J., Tyndall, G. S. (1999): Atmospheric Chemistry and Global Change. Oxford University Press, Inc. ISBN:0-19-510521-4.</ref> Unklar ist hier jedoch, ob z.B. bei einer Abkühlung diese die Abnahme der CO<sub>2</sub>-Konzentration hervorgerufen hat oder eine geringere CO<sub>2</sub>-Konzentration (unabhängig von [[Feedback|Rückkopplungsprozessen]], z.B. aufgrund der Evolution einer neuen Lebensform) zur Abkühlung führte. <ref name="Brasseur 1999" />

In unserem Zeitalter sind die Konzentrationen der oben genannten Treibhausgase durch (direkte und indirekte) [[Treibhausgasemissionen|anthropogene Emission]] deutlich erhöht. Die größere Menge an Treibhausgase sorgt durch Absorption (und Emission) der langwelligen [[Strahlung]], die von der Erde ausgeht, für eine zusätzliche Erwärmung. Hinzu kommen noch die allein durch den Menschen entstandenen [[FCKW|FCKWs]] (Fluorchlorkohlenwasserstoffe), die in einem Wellenlängenbereich die Strahlung absorbieren, der von natürlichen Stoffen nicht abgedeckt wird und somit zu einer weiteren Erwärmung führen.<ref name="Kiehl 1997">Kiehl, J. T., Trenberth, K. E. (1997): Earth’s Annual Global Mean Energy Budget. Bulletin of the American Meteorological Society, Vol. 78, No.2, February 1997, pages 197-208.</ref> Generell ist zu sagen, dass bei Treibhausgasen, die in kleinen Konzentrationen in der Atmosphäre vorhanden sind, die [[Absorption]] der Wärmestrahlung quasi linear zur Erhöhung der Konzentration erfolgt. Bei Treibhausgasen mit ohnehin schon höheren Konzentrationen (z.B. Methan, Distickstoffoxid oder CO<sub>2</sub>) nimmt die Absorption nur proportional zur Wurzel bzw. dem Logarithmus der Konzentrationserhöhung zu. <ref name="Brasseur 1999" />

Die veränderten Konzentrationen der Treibhausgase haben aber nicht nur auf die Temperatur einen Einfluss. Indirekt bleiben auch [[Konvektion]], [[Wolken|Wolkenbildung]], [[Niederschlag]] und das Vorkommen von [[Wetter- und Klimaextreme|Extremwetterereignissen]] von der veränderten Zusammensetzung nicht unberührt.<ref name="Brasseur 1999" /> <ref name="Boucher 2004">Boucher, O., Myhre, G., Myhre, A. (2004): Direct human influence of irrigation on atmospheric water vapour and climate. Climate Dynamics 22, pages 597-603. DOI 10.1007/sO0382-004-0402-4.</ref> Hinzu kommt, dass die verschiedenen Treibhausgase teilweise untereinander reagieren: Bei der Oxidation von Methan oder Distickstoffoxid wird beispielsweise in der Troposphäre Ozon abgebaut.<ref name="Brasseur 1999" /> Je nach Region können außerdem sog. Rückkopplungsmechanismen in Gang gesetzt werden.

==Rückkopplungsmechanismen==
[[Bild:Feedback_DiagrammCO2.jpg|thumb|300px|CO<sub>2</sub>-Rückkopplungsprozesse.]]
[[Bild:Feedback_DiagrammWasserdampf.jpg|thumb|300px|Wasserdampf-Rückkopplungsprozesse.]]
[[Bild:CO2_H2O_absorption.png|thumb|500px|Absorption von Wärmestrahlung in Abhängigkeit von der Wellenlänge durch Wasserdampf (blau) und CO<sub>2</sub> (rot). Angegeben in Prozent: 100 % bedeutet die vollständige Absorption der Wärmestrahlung, 0 % bedeutet keine Absorption der Wärmestrahlung.]]

[[Feedback|Rückkopplungsmechanismen]] sind Prozesse, die ausgehend von der Änderung eines Faktors Änderungen anderer Faktoren anstoßen, die wiederum auf den ersten Faktor verstärkend (positive Rückkopplung) oder abschwächend (negative Rückkopplung) zurückwirken. Höhere Temperaturen der Atmosphäre erwärmen z.B. auch den Ozean, der dadurch weniger CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre aufnehmen kann, wodurch sich diese weiter erwärmt (positive Rückkopplung). Höhere Temperaturen verstärken aber auch das Pflanzenwachstum, wodurch mehr CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre für die [[Photosynthese]] verbraucht wird, was für die Atmosphäre einen Abkühlungseffekt bedeutet (negative Rückkopplung).

Auch eine erhöhte CO<sub>2</sub>-Konzentration in der Atmosphäre kann negative Rückkopplungsprozesse nach sich ziehen. Die mit der Konzentrationserhöhung einhergehende Temperaturerhöhung führt auf längeren (geologischen) Zeitskalen zu einer stärkeren [[Kohlenstoff im Ozean|chemischen Verwitterung]] und auf kürzeren ähnlich wie bei erhöhter Temperatur zu verstärktem Pflanzenwachstum und Photosynthese. Hierdurch kommt es zu einem größeren Abbau von CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre und somit zu einer Abschwächung der anfänglichen Erwärmung (siehe Schema). <ref name="Ruddiman 2008">Ruddiman, Willim F. (2008): Earth’s Climate. Past and Future. Second edition. W. H. Freeman and Company, New York. ISBN-13:978-0-7167-8490-6.</ref> <ref name="Kulmala 2004">Kulmala, M., Suni, T., Lehtinen, K. E. J., Dal Maso, M., Boy, M., Reillell, A., Rannik, Ü., Aalto, P., Keronen, P., Hakola, H., Bäck, J., Hoffmann, T., Vesala, T., Hari, P. (2004): A new feedback mechanism linking forests, aerosols, and climate. European Geosciences Union, Atmospheric Chemistry and Physics, 4, pages 557-562. Sref-ID: 1680-7324/acp/2004-4-557.</ref>

Eine der wichtigsten Rückkopplungen bei der globalen Erwärmung betrifft den [[Wasserdampf|Wasserdampfgehalt]] der Atmosphäre. Die vom Menschen verursachten Emissionen von Treibhausgasen wie Kohlendioxid, Methan oder Distickstoffoxid erhöhen die Temperatur der Atmosphäre. Mit jedem Grad Erhöhung der Temperatur verstärkt sich aber auch der Wasserdampfgehalt, und zwar um 7 %. Denn der Temperaturanstieg führt zu höherem Sättigungsdampfdruck. Das bedeutet, dass die Atmosphäre mehr Wasserdampf aufnehmen kann. <ref name="Dommenget 2011">Dommenget, D., Flöter, J. (2011): Conceptual understanding of climate change with a globally resolved energy balance model. Climate Dynamics, Springer Verlag. DOI 10.1007/s00382-011-1026-0.</ref> Der höhere Wasserdampfgehalt wirkt zurück auf die Temperatur und verstärkt die [[Treibhauseffekt|Treibhauswirkung]] der anthropogenen Treibhausgase (siehe Schema). <ref name="Hansen 1984">Hansen, J., Lacis, A., Rind, D., Russell, G, Stone, P., Fung, I., Ruedy, R., Lerner, J. (1984): Climate Sensitivity: Analysis of feedback mechanisms. Eds Hansen, J. & Takahashi, T., pp. 130-153, Am. Geophys. Un., Washington DC.</ref> <ref name="Ramanathan 2009">Ramanathan, V., Feng, Y. (2009): Air pollution, greenhouse gases and climate change: Global and regional perspectives, Atmospheric Environment 43, pages 37-50.</ref> Dies ist ein positiver Rückkopplungsmechanismus, der sich immer weiter verstärkt.

Gleichzeitig wird bei Erwärmung flüssiges Wasser zum Verdunsten gebracht. Bei der [[Verdunstung]] wird Energie verbraucht, wodurch die Luft abkühlt. Hierbei handelt es sich also um eine negative Rückkopplung.

Die Wasserdampf-Rückkopplung ist regional jedoch sehr unterschiedlich. Während CO<sub>2</sub> global gleichmäßig verteilt ist und in etwa gleicher Konzentration vorkommt, hängt der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre sehr stark von lokalen Bedingungen wie Temperatur und Wasservorkommen an der Erdoberfläche ab. <ref name="Dommenget 2011" /> In Regionen mit hoher Wasserdampf-Konzentration wie z.B. in den Tropen hat eine global erhöhte CO<sub>2</sub>-Konzentration zwar ebenso Auswirkungen wie in Regionen mit trockenerer Luft, etwa den Subtropen, allerdings ist der Effekt deutlich geringer.<ref name="Dommenget 2011" /> Das hat zwei Gründe.

Der eine hängt mit dem Wellenlängenbereich der Wärmestrahlung zusammen, auf denen Wasserdampf und Kohlendioxid absorbieren. <ref name="NasaEarthObs">NASA Earth Observatory: [http://earthobservatory.nasa.gov/Features/EnergyBalance/page7.php Climate Forcings and Global Warming]</ref> Wasserdampf absorbiert Wärmestrahlung mit Wellenlängen von etwa 5,5-7,5 µm und länger als 22 µm vollständig (siehe Abbildung). Für andere Wellenlängen gibt es dagegen sog. Fenster: Die von der Erde abgestrahlte Wärmestrahlung dieser Wellenlängen kann größtenteils ungehindert in den Weltraum gelangen. Für diese Wellenlängen ist Wasserdampf „transparent“. CO<sub>2</sub> absorbiert die Strahlung für weitaus weniger Wellenlängen vollständig (siehe Abbildung), allerdings auch in einigen wenigen Bereichen, wo Wasserdampf nicht absorbiert. In Kombination mit Wasserdampf erhöht es allerdings die gesamte Absorption und verkleinert die Wasserdampf-Fenster. <ref name="NasaEarthObs" /> Denn die Absorption von Wärmestrahlung steigt dann z.B. im Wellenlängenbereich 12-15 µm aufgrund des CO<sub>2</sub>-Gehalts nicht von 0 % auf 100%, sondern beispielsweise nur von 50 % auf 100%(siehe Abbildung). <ref name="NasaEarthObs" /> CO<sub>2</sub> wirkt aber auch in solchen Regionen stark erwärmend, wo aufgrund von sehr geringem Wasserdampf in der Atmosphäre dieser nur eine schwache Treibhauswirkung besitzt, wie z.B. in Wüstengebieten.

Der zweite Grund dafür, dass die Wasserdampf-Rückkopplung von CO<sub>2</sub> regional unterschiedlich ausfällt, hängt mit der Verdunstungskälte zusammen, die der Erwärmung durch CO<sub>2</sub> und Wasserdampf entgegenwirkt. Sie entsteht dadurch, dass bei Erwärmung Wasser verdunstet, was der Umgebungsluft Energie entzieht. Verdunstungskälte macht sich jedoch nur dann deutlich bemerkbar, wenn genügend Wasser zum Verdunsten zur Verfügung steht. Das ist in den Tropen der Fall, weshalb hier der Treibhauseffekt durch CO<sub>2</sub> und Wasserdampf abgeschwächt wird, nicht aber über den wasserarmen Landgebieten der Subtropen.

Allgemein können die von Treibhausgasen ausgelösten höheren Temperaturen aber auch die [[Eis-Albedo-Rückkopplung|(Meer)Eis-Albedo-Rückkopplung]] oder die Taiga-Tundra-Rückkopplung (vor allem im kontinentalen Russland) in Gang setzen. Bei ersterer schmilzt aufgrund der höheren Temperaturen der Schnee bzw. das (Meer-)Eis und gibt den darunterliegenden Boden bzw. das Wasser frei. Erdoberflächen und Wasser haben eine wesentlich niedrigere Albedo als Schnee und Eis, sodass jetzt mehr Strahlung vom Boden bzw. der Meeresoberfläche absorbiert wird und diese sich erwärmen. <ref name="Ramanathan 2009" /> Bei der Taiga-Tundra-Rückkopplung führt eine erhöhte Temperatur zu längeren Wachstumsperioden und ermöglicht Baumwachstum auch in Gebieten der Tundra (Grasland und Steppe). Im Winter haben die nicht vollständig mit Schnee bedeckten Bäume dann eine geringere Albedo als die zuvor komplett schneebedeckte Graslandschaft und führen zu früherem Schneeschmelzen und weiter verlängerten Wachstumsperioden. <ref name="Harding 2002">Harding, R., Kuhry, P., Christensen, T. R., Sykes, M. t., Dankers, R., van der Linden, S. (2002): Climate feedbacks at the tundra taiga interface. Spec No 12:47-55.</ref> Diese Rückkopplung findet im Gegensatz zur Eis-Albedo-Rückkopplung auf längeren Zeitskalen statt, was mit der Wachstumszeit von Bäumen zusammenhängt.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* [https://serc.carleton.edu/resources/22208.html Trends online] Graphiken und Daten
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/ Trends in Atmospheric Carbon Dioxide] aktuelle Mauna-Loa-Daten und -Graphiken
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/aggi/ The NOAA Annual Greenhousegas Index] Aktuelle Werte zu Konzentration und Strahlungsantrieb der langlebigen Treibhausgase
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/iadv/ Interactive Atmospheric Data Visualization] Hier können Graphiken zu verschiedenen Treibhausgasen erzeugt werden.

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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung der Treibhausgase Wasserdampf und Kohlendioxid im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=1&hydro_s=0&vapour_diff_s=0&vapour_adv_s=0&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zur Bedeutung von Wasserdampf (Wasserkreislauf) im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=0&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=1&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zur Bedeutung von Kohlendioxid im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/755860/b6fcecdf89ecde35e6956161edf4fffc/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
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[[Kategorie:Treibhausgase]]
[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Beginn des Eiszeitalters

2025-09-07T07:41:04Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Temp_60Mio.jpg|thumb|420px|Temperatur des tiefen Ozeans in den letzten 65 Millionen Jahren.]]
[[Bild:CO2_60Mio.jpg|thumb|420px|Der Kohlendioxidgehalt der Atmosphäre in den letzten 60 Millionen Jahren.]]
Die Erde hat sich schon lange vor Beginn des [[Eiszeitalter]]s mit ähnlichen [[Erdbahnparameter|Schwankungen um die Sonne]] bewegt wie in den letzten drei Millionen Jahren. Warum hat dann aber das gegenwärtige Eiszeitalter erst vor 2,7 Mill. Jahren eingesetzt? Dafür werden vor allem zwei Ursachen diskutiert.

== Die CO<sub>2</sub>-Abnahme ==

Die bedeutendste Ursache ist wahrscheinlich die veränderte Zusammensetzung der Atmosphäre seit dem frühen [[Känozoikum]].<ref name="Ruddiman 2010">Ruddiman, W.F. (2010): A Paleoclimatic Enigma?, Science 328, 838-839</ref> Am Beginn des Känozoikums vor 50-60 Millionen Jahren lag der [[Kohlendioxid|CO<sub>2</sub>]]-Gehalt bei 1000-1500 ppm (ein Wert, der nach dem extremen [[IPCC]]-[[Klimaszenarien|Szenario]] A1Fl bis zum Jahr 2100 erreicht werden könnte). Vor 10-20 Millionen Jahren v.h. war dieser Wert auf 350-400 ppm gesunken und ging dann zwischen 5 und 2 Mio. Jahren v.h. auf weniger als 300 ppm zurück.<ref name="Sarntheim 2011">Sarnthein, M. (2011): Beginn der großen Vereisung im Quartär und und zur Rolle von Ozean und CO<sub>2</sub>, in: José L. Lozán et al. (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen und Risiken. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 120-125</ref> Die letzte [[Geschichte der Erdatmosphäre|Absenkung des Kohlendioxidgehalts der Atmosphäre]] hatte eine Abkühlung auf Grönland um 2-3 °C zur Folge. Als Begründung für den CO<sub>2</sub>-Rückgang werden verschiedene Vorgänge angenommen. Durch große Gebirgsbildungsprozesse, vor allem die Aufwölbung des Himalayas und des tibetischen Plateaus, der zentralen Anden mit dem Altiplano und der kanadischen Rocky Mountains, wurde ab etwa 36 Millionen Jahre v.h. Kohlendioxid bei Verwitterungsprozessen in hohen Maßen aus der Atmosphäre gebunden und dem Ozean zugeführt. Damit begann eine tendenzielle Abkühlung, die zunächst die Bildung des [[Antarktischer Eisschild|antarktischen Eisschildes]] einleitete und später zur Vereisung der Nordhalbkugel geführt haben soll.
[[Bild:Panama Hypothese.jpg|thumb|420px|Folgen der Umlenkung des Golfstroms]]

== Die Schließung der mittelamerikanischen Landbrücke ==

Auch die Schließung der mittelamerikanischen Landbrücke, die bereits vor 13 Millionen Jahre begann und vor 2,7 Millionen Jahren nahezu beendet war, wird als Ursache für den Beginn des Eiszeitalters diskutiert.<ref name="Ruddiman 2010" /><ref name="Sarntheim 2011" /> Hierdurch entstand erst die heute das nordatlantische Klima bestimmende [[Thermohaline Zirkulation der Vergangenheit|Thermohaline Zirkulation]] mit [[Golfstrom|Golf-]] und [[Globales_Förderband#Nordatlantikstrom|Nordatlantikstrom]].<ref>Haug, G., R. Tiedemann und R. Zahn (2002): Vom Panama-Isthmus zum Grönlandeis, Spektrum der Wissenschaft Dossier 1/2002, 50-52; Driscoll, N.W. and G.H. Haug (1998): A Short Circuit in Thermohaline Circulation: A Cause for Northern Hemisphere Glaciation?, Science 282, 436-438; Haug, G.H. and R. Tiedemann (1998): Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation, Nature 393, 673-676</ref> Das [[Meeresströmungen|ozeanische Strömungssystem]], das bis dahin zwischen den beiden amerikanischen Kontinenten den Atlantik mit dem Pazifik verband, organisierte sich neu und nahm das heutige Aussehen im Nordatlantik an. Dadurch wurde wie in der Gegenwart warmes und salzreiches Wasser weit nach Norden transportiert, die [[Verdunstung]] in den höheren nördlichen Breiten verstärkt und [[Wasserdampf]] zunehmend über die großen Landmassen transportiert. Damit war genügend Feuchtigkeit in der Atmosphäre zur Bildung von großen Eismassen vorhanden. Die verminderte [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] der nächsten "kühlen" Phase der Milankovitch-Zyklen sorgte dann dafür, dass der [[Niederschlag]] als [[Schnee]] auf die Landflächen der höheren Breiten fiel und auch im Sommer zu einem großen Teil liegen blieb. Und als Folge entwickelten sich die ersten großen [[Eisschilde]] auf der Nordhalbkugel, und der Beginn des [[Eiszeitalter|Pleistozäns]] war eingeleitet.

Wahrscheinlich lässt sich der Beginn des Eiszeitalters jedoch nicht auf einen einzigen tektonischen Vorgang zurückführen.<ref>Ravelo, A.C. et al. (2004): Regional climate shifts caused by gradual global cooling in the Pliocene epoch, Nature 429, 263-267</ref> Weitere Vorgänge spielten möglicherweise ebenfalls eine Rolle, so die Anhebung großer Landmassen in kühlere Zonen der Atmosphäre oder die allmähliche plattentektonische Verschiebung der Kontinenten der Nordhalbkugel Richtung Pol. So verursachten vor ungefähr 5 Millionen Jahren Prozesse im Erdmantel eine Anhebung von Ostgrönland um mehr als 3000 m, und plattentektonische Bewegungen seit 60 Millionen Jahren bewirkten eine Verschiebung der Lage Grönlands Richtung Pol.<ref>Steinberger, et al. (2014): The key role of global solid-Earth processes in preconditioning Greenland's glaciation since the Pliocene, Terra Nova, DOI: 10.1111/ter.12133</ref>

== Feedbackprozesse ==

Hinzu kamen verschiedene Feedbackprozesse, vor allem der [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Eis-Albedo-Effekt]]. Die zunehmenden Eis- und Schneeoberflächen reflektieren mehr Sonnenstrahlung als Land- oder Wasseroberflächen, so dass es zu einer verstärkten Abkühlung kommt. Wenn Eisschilde wachsen, sinkt zudem der Meeresspiegel, weil Wasser in Eis gebunden wird. So lag der Meeresspiegel während des Höhepunkts der letzten Eisszeit um 120 m tiefer als heute. Dadurch werden große Landgebiete freigelegt, die zuvor unter Wasser waren. Auf ihnen breitet sich in niederen und mittleren Breiten Vegetation aus, die sehr viel CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre aufnimmt, wodurch die Atmosphäre sich ebenfalls abkühlt. In höheren Breiten kommt es wegen der niedrigen Temperaturen eher zu einem Rückgang der Vegetationsbedeckung, wodurch mehr Staubaerosole in die Atmosphäre gelangen, die Sonnenstrahlung reflektieren und für eine weitere Abkühlung sorgen. Die kältere Atmosphäre führt auch zu einer Abkühlung des Ozeans. Ein kälterer Ozean nimmt aber mehr Kohlendioxid aus der Atmosphäre auf als ein wärmerer Ozan, wodurch sich die Atmosphäre erneut abkühlt.<ref name="Hausfather 2021">Hausfather, Z. (2021): [https://www.carbonbrief.org/explainer-how-the-rise-and-fall-of-co2-levels-influenced-the-ice-ages Explainer: How the rise and fall of CO<sub>2</sub> levels influenced the ice ages], CarbonBrief</ref>

Möglicherweise hat aber schon vor Beginn des eigentlichen Eiszeitalters das wachsende Eis der Antarktis mit zu dessen Entstehung beigetragen, indem es für eine Umverteilung der Wärme in den Ozeanen gesorgt hat.<ref name="McKay 2014">McKay, R. (2014): Did Antarctica initiate the ice age cycles?, Science 346, 812-813</ref> Im späten [[Känozoikum|Pliozän]], 3,3 bis 2,6 Mio Jahre vh., kühlte sich das Klima der Erde erneut ab und führte zu einer weiteren Ausdehnung des [[Antarktischer Eisschild|Antarktischen Eisschildes]]. Zugleich kühlte sich das Tiefenwasser des Nordatlantiks um ca. 2 °C ab, während sich dasjenige des Nordpazifiks um ca. 1,5 °C erwärmte. Das sollte eigentlich dazu führen, dass durch das [[Globales Förderband|Globale Förderband]] mehr salzreiches, relativ warmes Wasser vom tiefen Atlantik im Südlichen Ozean an die Oberfläche gelangte und in den Pazifik transportiert würde, wo es auch die Atmosphäre erwärmte. Dieser Vorgang wurde jedoch dadurch unterbunden, dass sich um den Antarktischen Eisschild herum auch das [[Meereis]] stark ausdehnte und verhinderte, dass das warme Atlantikwasser aufsteigen und seine Wärme an die Atmosphäre abgeben konnte. Das warme und salzreiche Wasser wurde stattdessn in den tiefen Pazifik abgedrängt.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* TerraX: [https://commons.wikimedia.org/wiki/File:So_entstand_das_letzte_Eiszeitalter.webm Über die Entstehung des letzten Eiszeitalters] <br>
* Böse, M. (2015): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/buchreihe/das-eis-der-erde/kapitel-2-3-der-beginn-des-gegenwaertigen-eiszeitalters/ Der Beginn des gegenwärtigen Eiszeitalters]. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.). [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/titel_tafel_vorwort/Warnsignal_Klima-Eis_der_Erde-(2015)-Titel_Tafel_Vorwort_Inhalt_U4.pdf Warnsignal Klima: Das Eis der Erde.] pp. 43-50.
* M. Sarnthein (2013): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/meere/warnsignal_klima-die-meere-kapitel-3_2.pdf Beginn der großen Vereisungen im Quartär und zur Rolle von Ozean und CO2], in: J. Lozan: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/einfuehrung/Einf%C3%BChrung-Die_Meere_und_der_Klimawandel-Ein_%C3%9Cberblick-(2011).pdf WARNSIGNAL KLIMA: Die Meere – Änderungen & Risiken]

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[[Kategorie:Klimageschichte]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Eiszeitalter]]
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Präkambrium

2025-09-07T07:37:03Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Klimageschichte uebersicht.jpg|thumb|620px|Gliederung des Erdzeitalters]]

Das '''Präkambrium''' umfasst die ersten 4 Milliarden Jahre der Erdgeschichte und wird in Hadaikum, Archaikum und Proterozoikum untergliedert. Das Hadaikum reichte bis 3,8 und das Archaikum bis 2,8 Milliarden, das Proterozoikum bis 540 Millionen Jahre vor heute. An das Präkambrium schließt sich das Phanerozoikum an.

== Hadaikum und Archaikum ==

Von einem Klima kann in den ersten zwei Milliarden Jahren der seit etwa 4,6 Milliarden Jahre existierenden Erde nur begrenzt die Rede sein. Während der ersten 500 Millionen Jahre besaß die Erde keine stabile Atmosphäre. Die vor ca. 4 Milliarden Jahren durch Ausgasung des Erdmantels entstandene erste Atmosphäre war mit ihrem hohen Kohlendioxid-, Methan- und Ammoniakgehalt und fehlendem Sauerstoff von der heutigen völlig
verschieden. Obwohl die Sonneneinstrahlung um 25-30% schwächer als heute war, war die Atmosphäre wesentlich heißer und etwa mit der des Planeten Venus zu vergleichen. Grund waren ihre viel höhere Dichte von 80 bis 100 bar und ein CO<sub>2</sub>-Gehalt von etwa 95%. Man kann davon ausgehen, dass der heute im Kalkgestein gebundene Kohlenstoff als Gas in der Atmosphäre existierte. Ebenso war das Wasser der späteren Ozeane als Dampf in der Atmosphäre vorhanden. Kohlenstoff und Wasserdampf wurden erst allmählich durch chemische Verwitterung, Entwicklung von Leben und eine allmähliche Abkühlung vom Himmel auf die Erde umgelagert.<ref name="Oschmann">W. Oschmann: [http://www.dwd.de/DE/leistungen/klimastatusbericht/publikationen/ksb2003_pdf/01_2003.html?nn=16102 Vier Milliarden Jahre Klimageschichte im Überblick], in: DWD [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimastatusbericht/publikationen/ksb_2003.html Klimastatusbericht 2003]</ref>

Erstes Leben gab es seit 3,5 Milliarden Jahren in Form von einzelligen Organismen ohne Zellkern, vor allem Zyanobakterien. Der Einfluss auf den Kohlendioxid-Gehalt war zunächst sehr gering. Erst gegen Ende des Archaikums (etwa 2,5 Milliarden Jahre v.h.) haben Bakterien durch Photosynthese neben der Verwitterung dazu beigetragen, den CO<SUB>2</SUB>-Gehalt zu senken, den O<SUB>2</SUB>-Gehalt der Atmosphäre erhöht und so das Sauerstoffzeitalter eingeleitet.

Auf das mittlere Archaikum wird auch die erste bekannte Vereisung der Erdgeschichte datiert, die Pangola-Vereisung um ca. 2,9 Mrd. Jahre v.h.<ref name="Meschede 2015">Meschede, M. (2015): Vereiste und eisfreie Erde – Ein Überblick, in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015</ref>

== Proterozoikum ==

Zu Beginn und am Ende des Proterozoikums (2,5 Milliarden bis 540 Millionen Jahre v.h.)
gab es zwei Phasen der Erdgeschichte mit einer starken Vereisung, während dazwischen deutlich höhere Temperaturen als gegenwärtig herrschten. Im Zusam rapiden Abnahme des CO<SUB>2</SUB>-Gehalts gab es zu Beginn des Proterozoikums vor 2,45 bis 2,2 Milliarden Jahre eine ausgedehnte Vereisung, die nach den ersten Fundstätten der Zeugnisse nördlich des Huron-Sees in Südkanada als ''Huron-Vereisung'' bekannt ist, offenbar aber weltweit verbreitet war. Wahrscheinlich war die Vereisung zeitlich nicht durchgehend, sondern kältere und wärmere Phasen haben sich abgewechselt. Der Motor für die Schwankung war vermutlich die Aufeinanderfolge zwischen höherer und geringerer Rate chemischer Verwitterung und biologischer Produktion, die den CO<SUB>2</SUB>-Gehalt der Atmosphäre reduzierte bzw. steigen ließ. Eine höhere Solarstrahlung, die bis auf 85% des heutigen Wertes stieg, beendete dann dieses frühe Eiszeitalter.<ref name="Oschmann" />

Erdgeschichtlich gesehen erfolgte ziemlich bald daruf das nächste Eiszeitalter, das nach heutiger Kenntnis die erste Schneeball-Erde-Vereisung war.<ref name="Rother 2015">Rother, H., und M. Meschede (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde_kap_2-2/ Schneeball-Erde – die größte Vereisung der Erdgeschichte], in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015</ref> Als Schneeball-Erde-Vereisung versteht man Vergletscherung der gesamten Erde bis hin zum Äquator und auch auf den Ozeanen. Die globale Mitteltemperatur soll bei ca. -50 °C gelegen haben, und selbst am Äquator sollen Temperaturen von -20 °C geherrscht haben. Die Mächtigkeit der Eisschicht soll im Mittel ähnlich wie auf Grönland und der Antarktis bei 3-4 km gelegen haben, und selbst auf den Ozeanen soll die Schelfeisdicke mehrere hundert Meter bis zu einem km betragen haben. Nur am Äquator war das Meereis möglicherweise nur wenige Meter dick.

Nach heutiger Kenntnis gab es drei Schneeball-Erde-Vereisungen:<ref name="Rother 2015" />
# die Makganyene-Vereisung 2,4-2,2 Mrd. Jahre v.h. im älteren Proterozoikum,
# die Sturtische Vereisung im späten Proterozoikum von ca. 720 bis 660 Mio. Jahre v.h.,
# die Marinoische Vereisung ebenfalls im späten Proterozoikum 650-635 Jahre v.h.

Als wichtigste Ursache für die globalen Eiszeiten wird eine deutliche Herabsetzung der atmosphärischen Konzentration von Kohlendioxid durch intensive Verwitterungsprozesse angenommen. Ein Grund dafür war im späten Proterozoikum die Existenz von großen Landmassen, des Großkontinents „Rodinia“, um den Äquator herum. Das Gestein dieses Kontinents war in dem zunächst tropischen Klima einer starken Verwitterung ausgesetzt, durch die der Atmosphäre sehr viel CO<sub>2</sub> entzogen wurde. Außerdem besaß die Erde aufgrund der großen Landflächen in den niederen Breiten eine relativ hohe Albedo. Hinzu kam, dass die Sonneneinstrahlung im Proterozoikum etwa 6 % geringer war als heute.<ref name="Rother 2015" />

Von anderer Seite wird die Ursache der extremen Vereisung in dem Auseinanderbrechen des Superkontinents Rodinia gesehen. Im Innern Rodinias gab es danach weder Niederschläge noch nennenswerte Verwitterungsprozesse. Durch das Zerbrechen des Superkontinents soll es aufgrund der neu entstandenen Küstenlage vieler Landstriche zu starken Niederschlägen gekommen sein. Der Niederschlag förderte die chemische Verwitterung, den Tansport der Verwitterungsprodukte ins Meer und damit die Bindung von Kohlendioxid in Sedimenten. Dadurch nahm der CO<SUB>2</SUB>-Gehalt der Atmosphäre deutlich ab, und es wurde merklich kälter. Da sich größere Landmassen außerdem in Polnähe konzentrierten, kam es hier zu einer ausgedehnten kontinentalen Vereisung. Eis-Albedo-Rückkopplungseffekte haben das Eis von den Polen her immer weiter wachsen lassen, was durch eine um 6% niedrigere Sonnenstrahlung als heute noch begünstigt wurde.<ref>O. Bubenzer, U. Radtke (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28155 Natürliche Klimaänderungen im Laufe der Erdgeschichte], aus: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 17-26</ref>

Das bald extrem kalte Klima hat dann zu einer Verringerung von Niederschlägen und Verwitterung geführt. Die weiterhin bestehenden vulkanische Aktivitäten sollen innerhalb von 4-30 Millionen Jahren den Kohlendioxidgehalt der Atmosphäre wieder stark auf 10% erhöht und die globale Durchschnittstemperatur auf 50 <SUP>o</SUP>C hochgetrieben haben. <ref>Lubick, N. (2002): Palaeoclimatology: Snowball fights, Nature 417, 12-13; Kirschvink et al. (2000): Paleoproterozoic Snowball Earth: Extreme climatic and geochemical global change and its biological consequences, PNAS 97, 1400-1405</ref> Auch die Solarstrahlung stieg langsam an und erreichte 97% des heutigen Wertes.

Von manchen Forschern wurde eine totale Vereisung der Erde angezweifelt, weil aufgrund der dabei herrschenden hohen planetaren Albedo ein Ende der Schneeball-Erde-Phase nicht erklärt werden könne. Auch ließe sich der Fortbestand des Lebens auf der Erde nicht erklären. Inzwischen geht man jedoch davon aus, dass Serien großer Vulkanausbrüche den Kohlendioxid-Gehalt der Atmosphäre wieder ansteigen ließen. Auf der andern Seite wird angenommen, dass unter dem relativ dünnen Meereis in Äquatornähe auch während der Schneeball-Erde-Vereisungen Photosynthese möglich blieb und damit Pflanzen überleben konnten.<ref name="Meschede 2015" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* O. Bubenzer, U. Radtke (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28155 Natürliche Klimaänderungen im Laufe der Erdgeschichte], aus: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke, 17-26
* W. Oschmann: [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimastatusbericht/publikationen/ksb2003_pdf/01_2003.html?nn=16102 Vier Milliarden Jahre Klimageschichte im Überblick], in: DWD [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimastatusbericht/publikationen/ksb_2003.html Klimastatusbericht 2003]

== Weblinks ==
* Meschede. M. (2015): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/titel_tafel_vorwort/Warnsignal_Klima-Eis_der_Erde-(2015)-Titel_Tafel_Vorwort_Inhalt_U4.pdf Vereiste und eisfreie Erde. Ein Überblick.] In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.). Warnsignal Klima: Das Eis der Erde. pp 31-37.
* Rother, H., und M. Meschede (2015): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/pdf/de/eis_der_erde/warnsignal_klima-eis_der_erde-kapitel-2_2.pdf Schneeball-Erde – die größte Vereisung der Erdgeschichte], in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015
* Bayerisches Landesamt für Umwelt: [http://www.lfu.bayern.de/umweltwissen/doc/uw_82_klima_vergangenheit.pdf Das Klima der Vergangenheit (PDF-Datei; 7 Seiten)]

== Siehe auch ==
* [[Klimageschichte und ihre Erkundung]]
* [[Paläozoikum und Mesozoikum]]
* [[Känozoikum]]
* [[Eiszeitalter]]
* [[Holozän]]
* [[Anthropozän]]

== Lizenzhinweis ==
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[[Kategorie:Klimageschichte]]

Klimaänderungen in den Polargebieten

2025-09-07T07:33:12Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Arctic temp 1900-2023.jpg|thumb|520px|Abb. 1: Änderung der mittleren Jahrestemperatur in der Arktis 1900-2023]]
== Arktis ==
* '''Hauptartikel''': [[Arktische Verstärkung]]
[[Bild:Arktis temp sommer winter1979-2010.jpg|thumb|420px|Abb. 2: Änderung der Sommer-(Mai-September) und Wintertemperatur (Oktober-April) in der Arktis 1979-2010; Abweichungen vom Mittel des Zeitraums ]]
=== Erwärmung ===
Die Arktis hat sich in den letzten Jahrzehnten so stark wie keine andere Region der Erde und viermal so stark wie der globale Durchschnitt erwärmt (Abb. 1).<ref name="Rantanen 2022">Rantanen, M., Karpechko, A.Y., Lipponen, A. et al. (2022): [https://doi.org/10.1038/s43247-022-00498-3 The Arctic has warmed nearly four times faster than the globe since 1979]. Commun Earth Environ 3, 168</ref> Diese ungewöhnliche Temperaturzunahme wird als „Arktische Verstärkung“ bezeichnet. Die Ursachen wurden intensiv erforscht und sind weitgehend geklärt. Sie liegen nicht nur in Prozessen in der Arktis selbst, sondern auch in Fernwirkungen, besonders aus den Tropen.

=== Eis-Albedo-Rückkopplung ===
An der „Arktischen Verstärkung“ des Klimawandels wirken mehrere Faktoren mit, die miteinander in Wechselwirkung stehen:
# die steigende Konzentration von [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] und die damit verbundene Erwärmung der [[Atmosphäre im Klimasystem|Atmosphäre]] und des [[Erwärmung des Ozeans|Meerwassers]],
# die Abnahme der Eis- und [[Schnee im Klimawandel|Schneebedeckung]] und die damit verbundene [[Eis-Albedo-Rückkopplung]],
# die Ablagerung von [[Primäre_Aerosole#Biologische_Teilchen.2C_Organische_Aerosole.2C_Ru.C3.9F|Rußpartikeln]] auf dem Eis, die zum schnelleren Abschmelzen des Eises beiträgt,
# die [[Atmosphärische Zirkulation|atmosphärische]] und [[Meeresströmungen|ozeanische Zirkulation]], die die Wärme räumlich verteilt und von Jahr zu Jahr unterschiedliche Wetterlagen bewirkt.
[[Bild:Eis-Albedo3.jpg|thumb|420px|Abb. 3: Der Einfluss der Änderung der [[Albedo]] auf das Klima]]

Eine wärmere Atmosphäre und wärmeres Ozeanwasser lassen im Sommer das relativ dünne arktische Meereis schmelzen. Durch das Abschmelzen des Eises werden immer größere Wasserflächen frei, die die [[Strahlung|Sonnenstrahlung]] im Sommer nicht mehr wie Eisflächen in den Weltraum zurückstrahlen, sondern [[Absorption|absorbieren]] und in Wärmestrahlen umwandeln. Dadurch erwärmt sich der Ozean zusätzlich und gibt die Wärme an die Atmosphäre ab. Die Folge ist ein noch stärkeres Abschmelzen des Eises usw. Die Ablagerung von Rußpartikeln auf dem Eis, die ebenfalls Stahlung absorbieren, verstärkt diesen Prozess. Das starke Abschmelzen des Eises hat zu einer immer größeren Verbreitung von dünnem einjährigen Eis geführt, das im Sommer leichter abschmilzt als das dickere mehrjährige Eis. Die dadurch immer ausgedehnteren und im Jahresverlauf früher eisfreien Wasserflächen nehmen zunehmend mehr Strahlungswärme auf und geben sie vor allem im Herbst und Winter an die sich abkühlende Atmosphäre ab.<ref name="Stroeve 2012">J.C. Stroeve, et al. (2012): The Arctic’s rapidly shrinking sea ice cover: a research synthesis, Climatic Change 110, 1005–1027</ref>

Seit der Jahrtausendwende haben deutlich höhere Frühlingstemperaturen dazu geführt, dass das Eis zunehmend früher zu schmelzen beginnt. Damit reduziert sich die Albedo über dem Arktischen Ozean über einen größeren Zeitraum des Jahres. Der Ozean kann über mehr Monate hinweg Strahlung aufnehmen, die er anschließend an die Atmosphäre abgibt, besonders viel im September, wenn die offenen Wasserflächen am größten sind. Die ungewöhnliche Erwärmung der Atmosphäre reicht bis in den Oktober hinein. Das Wasser kühlt sich durch die Wärmeabgabe ab, was die Voraussetzung dafür ist, dass sich zum Winter hin wieder neues Eis bilden kann.<ref name="Stroeve 2012" />

=== Atmosphärische Dynamik ===

Die Erwärmung der Arktis und das Abschmelzen des Eises erfolgen jedoch nicht mit einer linearen Steigerung von Jahr zu Jahr, und sie ist auch nicht überall gleich stark. Entscheidend für die zeitlichen und regionalen Unterschiede ist die [[Meereis#Atmosph.C3.A4rische_Dynamik|atmosphärische Dynamik]] über der Arktis. Diese wird u.a. bestimmt durch den Polarwirbel, der zwischen der mittleren [[Troposphäre]] und der unteren [[Stratosphäre]] den Nordpol mit starken Winden gegen den Uhrzeigersinn umkreist.<ref name="Blunden 2011">Blunden, J., and D. S. Arndt, Eds., 2012: [http://www.ncdc.noaa.gov/bams-state-of-the-climate/2011.php State of the Climate in 2011]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93 (7), S1–S264</ref> Die Erwärmung der Atmosphäre hat eine Anhebung der [[Luftdruck|Luftdruckflächen]], z.B. der 850 mb-Druckfläche, zur Folge. Dadurch wird der Polarwirbel geschwächt. Das macht Kaltluftausbrüche bis nach Europa einerseits und Warmluftströmungen von Süden in das Polargebiet andererseits wahrscheinlicher.<ref name="NOAA Heat">National Oceanic an Atmospheric Administration: [http://www.arctic.noaa.gov/future/heat.html Loss of sea ice impacts Arctic temperatures and winds]</ref>

Durch den verstärkten meridionalen Luftmassenaustausch können häufiger arktische [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] entstehen, deren Stürme das dünne arktische Eis aufbrechen und zusammenschieben können, wodurch weitere Flächen eisfrei werden. Ein weiterer Grund für die Entstehung von Tiefs ist im Sommer und Herbst der Temperaturgegensatz zwischen den warmen Gebieten mit offenem Ozean und den eisbedeckten Arealen.<ref name="NOAA Heat" />

Eine Analyse der Jahre 2007 bis 2010 zeigt, dass es keine lineare Entwicklung beim Abschmelzen des Eises von Jahr zu Jahr gibt. Auf ein September-Eis-Minimum muss nicht im nächsten September eine noch geringere Eisbedeckung folgen. Wie das Rekordjahr 2007 zeigt, ist jede Schmelzsaison durch besondere Wetterlagen bestimmt, die ein stärkeres oder schwächeres Abschmelzen begünstigt. In den letzten Jahren hat sich häufig im Sommer ein Bodendruckmuster eingestellt, das als Arktischer Dipol bezeichnet wird, mit einem ungewöhnlich hohen Luftdruck von der Beaufort-See bis Grönland und einem ungewöhnlich niedrigem Luftdruck über dem östlichen Sibirien. Dieses Muster begünstigt südliche Winde über der Tschuktschensee (nördlich der Beringstraße) und den ostsibirischen Meeren, die die Eisschmelze verstärken und das Eis von den sibirischen Küsten Richtung Pol treiben. Außerdem wird durch diese Wetterlage der Eistransport aus dem Arktischen in den Atlantischen Ozean durch die Framstraße zwischen Grönland und Spitzbergen verstärkt. Im Sommer 2007 war der Arktische Dipol besonders gut entwickelt. In den folgenden drei Jahren war er weniger stark ausgeprägt.<ref name="Stroeve 2012" />

Etwas anders war die Wetterlage im Sommer 2012, die die Entstehung des neuen Rekordminimums der arktischen Eisausdehnung im September 2012 einleitete. Das Tiefdruckgebiet des Arktischen Dipols lag 2012 nicht über dem Rand des Eurasischen Kontinents wie 2007, sondern nach Norden und Osten verschoben über den östlichen Randmeeren des Arktischen Ozeans bis hin zur Beaufortsee. Das Hoch war auf das Gebiet um Grönland und den nördlichen Atlantik begrenzt. Auch wenn diese Lage südliche Winde über der Beaufortsee begünstigten, war die Rekordeisschmelze im September nicht zu erwarten. Entscheidend war 2012 wahrscheinlich ein ungewöhnliches Tiefdruckgebiet. Die damit verbundenen Stürme breiteten sich im Anfang August über den Arktischen Ozean aus und brachen das dünne einjährige Eis über große Gebiete auf, das durch starken Wellenschlag weiter aufgelöst wurde.<ref name="nsidc 2012">The National Snow and Ice Data Center (2012):
[http://nsidc.org/arcticseaicenews/2012/10/poles-apart-a-record-breaking-summer-and-winter/ Poles apart: A record-breaking summer and winter]</ref> Während des Auguststurms verschwanden an nur drei aufeinanderfolgenden Tagen (7. – 9. August) fast 200 000 km<sup>2</sup> Eis.<ref>The National Snow and Ice Data Center (2012):
[http://nsidc.org/arcticseaicenews/2012/08/a-summer-storm-in-the-arctic/ A summer storm in the Arctic]
</ref>

Auch für die bisher wärmsten Winter der Arktis 2015/16 und 2016/17 waren die unmittelbaren Gründe verschieden.<ref name="Meereisportal 2017">Meereisportal.de (2017): [http://www.meereisportal.de/archiv/2017-kurzmeldungen-gesamttexte/meereisentwicklung-winter-20162017/#c11307 Ein Winter mit extrem niedriger Eisbedeckung in der Arktis geht zu Ende - Rückschau des Winters 2016/2017]</ref> 2015/16 war der Hauptgrund der Einstrom von warmen Luftmassen aus niederen Breiten, 2016/17 eine starke Konzentration von Wasserdampf in der Atmosphäre. Im Dezember 2015 kam es zu einer abrupten Erwärmung infolge eines starken atlantischen Sturms, der bis an die Ostküste Grönlands reichte. Hintergrund war eine schwache Arktische Oszillation (AO) und ein schwacher Polarjet mit ausgeprägten Mäandern, die blockierende Wetterlagen mit weit nach Norden reichenden Hochdruck- und weit nach Süden reichenden Tiefdruckgebieten begünstigten. Dadurch kam es zu einem verstärkten Einstrom wärmerer Luftmassen in die Arktis und an anderer Stelle zu einem Ausstrom kälterer Luftmassen in mittlere Breiten. Der Winter 2016/17 war dagegen eher geprägt durch einen hohen atmosphärischen Wasserdampfgehalt, der den Treibhauseffekt über der Arktis verstärkte. Ein Grund dafür kann in den größeren eisfreien Bereichen des arktischen Ozeans gesehen werden, über denen mehr Wasser verdunstet. Satellitenbeobachtungen der letzten Jahre haben in den letzten Jahren einen zunehmenden Feuchtegehalt in der arktischen Atmosphäre festgestellt. Im Dezember 2016 war diese Luftfeuchte extrem.

[[Bild:WAIS Bellinghausen.jpg|thumb|520px|Abb. 4: Bellingshausensee (Vordergrund) und Westantarktischer Eisschild (Hintergrund) ]]
== Antarktis ==
* Hauptartikel: [[Klimaänderungen in der Antarktis]]
Bestimmend für das antarktische Klima ist u.a. die Antarktische Oszillation (AAO), eine atmosphärische Westwindzirkulation rund um die Antarktis, die durch den Luftdruckgegensatz zwischen den mittleren Breiten (hoher Druck) und der antarktischen Küste (tiefer Druck) zustande kommt. In den letzten 50 Jahren ist die AAO intensiver geworden. D.h. die Westwinde haben sich seit Ende der 1970er Jahre um 15-20% verstärkt. Die Ursachen werden in der Zunahme der [[Treibhausgase]] und der Entwicklung des [[Ozonloch über der Antarktis|Ozonlochs über der Antarktis]] gesehen, wobei der Ozonverlust bei weitem den größten Einfluss hat. Die Bildung des Ozonlochs im Süd-Frühling führt zu einer Abkühlung der antarktischen Stratosphäre und so zu einer Verstärkung des Polarwirbels, eines Höhen-Tiefdruckwirbels, der sich im Winter in der mittleren und oberen Troposphäre und unteren Stratosphäre über dem Südlichen Ozean rund um die Antarktis bildet. Im (Süd-)Sommer und Herbst setzt sich die Wirkung des Polarwirbels nach unten fort und verstärkt so die atmosphärische Zirkulation rund um die Antarktis in den unteren Schichten. Das Resultat sind stärkere Westwinde.<ref name="Turner 2009">Turner, J., et al. (Hrsg) (2009): [http://www.scar.org/publications/occasionals/acce.html Antarctic Climate Change and the Environment]</ref>

Seit den 1950er Jahren sind die Temperaturen über der Antarktischen Halbinsel und in geringerem Maße auch über der Westantarktis deutlich gestiegen, während der Rest des Kontinents wenig Änderung zeigte. Der größte Temperaturanstieg 1951-2006 wurde auf der Faraday/Vernadsky-Station vor der nordwestlichen Antarktischen Halbinsel mit 0,53 °C pro Jahrzehnt gemessen. Im Winter lag die Zunahme sogar bei 1,03 °C pro Jahrzehnt. Gegenwärtig lässt sich nicht sagen, ob diese starke Erwärmung eine Folge [[Natürliche Klimaschwankungen|natürlicher Schwankungen]] ist oder durch den [[Klimawandel]] bedingt ist. Die Ostseite der Antarktischen Halbinsel hat sich nicht ganz so stark erwärmt, zeigt mit 0,41 °C pro Jahrzehnt aber ebenfalls einen beachtlichen Temperaturanstieg. Hier spielt die Verstärkung der Westwinde als Folge des Ozonlochs eine wichtige Rolle. Die Westwinde überqueren die Halbinsel und wärmen sich beim Abstieg auf der Ostseite föhnartig auf.<ref name="Turner 2009" />

Die Antarktische Halbinsel ist in der Klimaentwicklung der Antarktis jedoch eine Ausnahme. Die Westantarktis insgesamt hat sich seit Mitte des letzten Jahrhunderts nur um 0,1 °C pro Jahrzehnt erwärmt, und das Innere der Ostantarktis weist am Südpol sogar eine leichte Abkühlung auf. Der Grund für die leichte Temperaturabnahme im Zentrum liegt möglicherweise darin, dass wegen der starken, durch das Ozonloch bedingten zirkumpolaren Strömung weniger Warmluft von Norden eindringen kann. Insgesamt wird die Temperaturzunahme über der gesamten Antarktis seit dem späten 19. Jahrhundert auf 0,2 °C geschätzt und liegt damit deutlich unter der [[Aktuelle Klimaänderungen|globalen Erwärmung]] von 0,8 °C.<ref name="Turner 2009" />

Im letzten Jahrzehnt zeigt sich jedoch für die Antarktische Halbinsel eine Trendwende. Im Gegensatz zu dem Erwärmungstrend in der letzten Hälfte des 20. Jahrhunderts zeigen viele Stationen in den 2000er Jahren einerseits stärkere Schwankungen der jährlichen Mitteltemperaturen und andererseits eine mehr oder weniger starke Abkühlung. In der Region des Larsen-C-Schelfeises betrug die Abkühlung z.B. -1,1 °C in 10 Jahren. Berücksichtigt man diese jüngste Temperaturabnahme des letzten Jahrzehnts, gibt es auf der Antarktischen Halbinsel über die letzten drei Jahrzehnte keinen statistisch signifikanten Erwärmungstrend mehr.<ref>Blunden, J., and D. S. Arndt, Eds., 2012: [http://www.ncdc.noaa.gov/bams-state-of-the-climate/2011.php State of the Climate in 2011]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93 (7), S1–S264</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* [https://www.pmel.noaa.gov/arctic-zone/future/ Future of Arctic Climate and Global Impacts] National Oceanic and Atmospheric Administration

== Lizenzangaben ==
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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Kryosphäre]]

Klimaänderungen in Sachsen

2025-09-07T07:28:26Z

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== Kontinentale Lage ==

Im Vergleich zu den meisten anderen Regionen Deutschlands ist das Klima in Sachsen aufgrund seiner größeren Entfernung zum Atlantik relativ stark kontinental geprägt. Mittelgebirgszüge im Westen wie Fichtelgebirge, Thüringer Wald und Harz verstärken den kontinentalen Charakter. Sie schwächen den atlantischen Einfluss und sorgen für verminderte Niederschläge. Dadurch ist es im Winter trockener und kühler und im Sommer trockener und wärmer als in westlich von Sachsen gelegenen Bundesländern. Am Nordrand des Erzgebirges kann es zu Föhneffekten kommen.

== Bestimmende Großwetterlagen ==

Klimaänderungen lassen sich nicht zuletzt an Änderungen der [[Großwetterlagen]] ablesen. Seit Ende der sechziger Jahre haben in Europa und Deutschland im Winter die zonalen Westwetterlagen zugenommen, die mildere und feuchtere Winter zur Folge haben. In Sachsen ist diese Entwicklung ebenfalls, wenn auch abgeschwächt, vorhanden. Deutlich abgenommen haben die Westlagen in den letzten 50 Jahren dagegen im Sommer. Von zunehmend größerer Bedeutung hat sich in Sachsen die sommerliche Vb-Wetterlage erwiesen, die nicht selten [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkregenereignisse]] mit sich bringt. Diese zeigen in den letzten Jahrzehnten eine zunehmende Tendenz, wodurch es in Sachsen zu mehreren Hochwasserereignissen gekommen ist. Das Elbehochwasser im August 2002 war davon das Ereignis mit den gravierendsten Folgen.

== Temperatur ==

Die Jahresmitteltemperatur hat sich in Sachsen über die letzten 50 Jahre um 1 °C erhöht. Besonders stark hat sich mit je nach Gebiet um 1,4 bis 2,6 °C die winterliche Jahreszeit erwärmt. Gleichzeitig sind die Zahl der Eis- und Frosttage zurückgegangen. Auch die Sommer sind wärmer geworden, wobei die Zahl der heißen Tage zunahm und neue Temperaturmaxima erreicht wurden.

== Niederschlag ==

Im Winter haben auch die Niederschläge an den meisten Messstationen zugenommen, wobei Föhneffekte am Nordrand des Erzgebirges diesen Trend deutlich abgeschwächt haben. Mit den milderen Wintertemperaturen hat auch die Dauer und Höhe der Schneedecke in den sächsischen Mittelgebirgen abgenommen. Anders als im Winter sind die Niederschläge im Sommer um 10-30 % zurückgegangen. Auch hier weicht das Erzgebirge von der allgemeinen Entwicklung ab: Auf den Höhen des Gebirgszuges ist die Abnahme der Niederschläge sichtlich geringer. Im Sommerhalbjahr haben in den Monaten April bis Juni zudem die Trockenperioden und im Juli und August die Starkregen zugenommen.<ref>Staatsministerium für Umwelt und Landwirtschaft (2005): [http://www.umwelt.sachsen.de/umwelt/download/klima/Klimawandel_ges(1).pdf Klimawandel in Sachsen]</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* Deutscher Wetterdienst: [https://www.dwd.de/DE/presse/pressemitteilungen/DE/2015/Downloads/20120807_Elbeflut.pdf?__blob=publicationFile&v=2 Starkniederschläge in Sachsen im August 2002]
* Bundesanstalt für Gewässerkunde: [https://www.bafg.de/SharedDocs/Downloads/DE/bfg_jahresberichte/jahresbericht0102.pdf?__blob=publicationFile&v=4 Das Augusthochwasser 2002 im Elbegebiet]

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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Nordrhein-Westfalen

2025-09-07T07:23:28Z

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[[Bild:NRW temp1901-2008.jpg|thumb|520px|Abb. 1: Änderung der mittleren Tagestemperaturen in Nordrhein-Westfalen 1901-2008]]
== Klimatische Situation ==
Nordrhein-Westfalen liegt im Grenzbereich zwischen den kalten polaren Gebieten und den warmen Subtropen. In diesem Bereich vermischen außertropische Tiefdruckgebiete polare und subtropische Luftmassen. Durch die für die Breite typische Westwinddrift wandern die [[Tiefdruckgebiet]]e in Richtung Osten. Die Westwinde stehen unter dem Einfluss des [[Globales_Förderband#Nordatlantikstrom|Nordatlantikstroms]] und der [[Nordatlantische Oszillation]] (NAO) und unterliegen unregelmäßigen Schwankungen. Die Sommer sind mäßig warm und feucht, die Winter durch den Einfluss der NAO mild.

Das Klima in NRW ist zweigeteilt. In den tiefer gelegenen Gebieten (Niederrheinisches Tiefland, Niederrheinische und Westfälische Bucht) sind in die Temperaturen relativ hoch und es fällt verhältnismäßig wenig Niederschlag. In den höher gelegenen Mittelgebirgsregionen (Weserbergland, Sauerland/Siegerland und Eifel) ist es deutlich kühler und regenreicher. Die über das gesamte Land gemittelte Jahrestemperatur betrug 1979-2008 9,5 °C. Dabei gab es jedoch je nach Region große Unterschiede. Beiderseits des Rheins in den tieferen Lagen betrugen die Jahresmitteltemperaturen 11,2 °C, während in den höheren Lagen des Sauer- und Siegerlandes, die bis über 800 m hoch liegen, nur 5-6 °C erreicht wurden.<ref>hierzu und zum Folgenden: Ellen Sträter, Winfried Straub, Christian Koch (2010): [https://www.lanuv.nrw.de/fileadmin/lanuvpubl/5_natur_in_nrw/50013_Natur_in_NRW_1_2010.pdf Die Klimaentwicklung in NRW. Beobachtungen seit Anfang des 20. Jahrhunderts], Natur in NRW 1/10, S. 39-42</ref>

Auch die Niederschläge waren stark abhängig von der Höhenlage. In den tiefen Lagen betrugen die Jahressummen 600-800 mm. Sie fallen hier vor allem im Sommer durch Konvektion. In den Höhenlagen sind die Niederschläge stark von Luv- und Leelagen abhängig. Bei den vorherrschenden West- bis Südwestwinden werden die Luftmassen an den Hängen gestaut und zum Aufsteigen gezwungen, was aufgrund der Abkühlung mit der Höhe zu verstärkten Niederschlägen führt. So fallen am Westrand des Bergischen Landes 1500 und mehr mm Niederschlag. Auf der Leeseite der Eifel dagegen, wo die absteigenden Luftmassen wärmer und trockener werden, fallen nur noch 600 mm.

== Klimaänderungen seit 1900 ==
Seit Beginn des 20. Jahrhunderts hat sich das Klima in NRW ähnlich verändert wie im übrigen mitteleuropäischen Raum (Abb. 1). Bis in die 1940er Jahre hat es eine leichte Erwärmung gegeben, danach keinen merklichen Trend. Von Beginn der 1980er Jahre an ist dann eine deutliche Erwärmung zu verzeichnen. Über den gesamten Zeitraum von 1900 bis 2008 hat die mittlere Jahrestemperatur um 1,1 °C zugenommen und damit etwas mehr als im globalen Mittel von 0,8 °C. Der Erwärmungstrend, der im 20. Jahrhundert bei 0,1 °C pro Jahrzehnt lag, verfünffachte sich in den letzten 30 Jahren auf 0,5 °C pro Jahrzehnt. Die vergangenen zehn Jahre zeigen jedoch wie auch im globalen Mittel keine weitere merklich Erwärmung an. Jahreszeitlich zeigt der Sommer mit 1,2 °C Zunahme seit 1900 die stärkste Erwärmung (im August waren es sogar 1,7 °C).
[[Bild:NRW prec1890-2007.jpg|thumb|520px|Abb. 2: Mittlerer Jahresniederschlag in Nordrhein-Westfalen 1890-2007]]
Auch die jährlichen Niederschläge haben sich zwischen 1900 und 2008 deutlich erhöht (Abb. 2). Während um 1900 über das gesamte Gebiet gemittelt 806 mm Niederschlag fielen, sind es zu Beginn des 21. Jahrhunderts 916 mm, was einer Steigerung von ca. 13 % entspricht. Die Zunahme lässt sich vor allem seit Mitte der 1960er Jahre beobachten. Während in der ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts so gut wie nie Jahresniederschläge von über 1000 mm zu verzeichnen waren, wurde dieser Wert in den letzten 50 Jahren an mehr als 10 Jahren überschritten. Jahreszeitlich haben die Niederschläge im Sommer nur sehr geringfügig mit 3 % zugenommen. Im Winter und Frühling waren es dagegen 19 %, im Herbst 11 %. Dennoch fällt in NRW im Sommer der Niederschlag weiterhin reichlicher als im Winter.
== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* Landesamt für Natur, Umwelt und Verbraucherschutz Nordrhein-Westfalen (LANUV): [https://www.lanuk.nrw.de/themen/klima/klimawandel Klima – Klimawandel, Klimaschutz, Klimafolgen]
* Landesamt für Natur, Umwelt und Verbraucherschutz Nordrhein-Westfalen (LANUV): [https://www.lanuk.nrw.de/themen/klima/klimawandel/klimafolgen-in-nrw Klima und Klimawandel in Nordrhein-Westfalen]
* Landesamt für Natur, Umwelt und Verbraucherschutz Nordrhein-Westfalen (LANUV): [https://www.klimaatlas.nrw.de/ Klimaatlas Nordrhein-Westfalen]
* Landesamt für Natur, Umwelt und Verbraucherschutz Nordrhein-Westfalen (LANUV): [https://www.lanuk.nrw.de/fileadmin/lanuvpubl/1_infoblaetter/LANUV_Klima_Datenblatt_01_NRW_WEB.pdf Publikationen zum Klimawandel]

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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Hessen

2025-09-07T07:15:41Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Temp Frankfurt a.M. 1758-2022.jpg|thumb|540px|Abb. 1: Jahresmitteltemperatur in Frankfurt am Main. Die Werte vor 1949 sind um den Effekt der städtischen Wärmenínsel berreinigt. Danach befand sich der Messtndort am Flughafen. ]]
Hessen herrscht ein warm-gemäßigtes feuchtes Klima der mittleren Breiten. Die überwiegenden Westwinde bringen feuchte Luft vom Atlantik heran, die sich an den verbreiteten Mittelgebirgen abregnet. Der ozeanische Einfluss macht sich auch in den relativ milden Wintern und mäßig warmen Sommern bemerkbar. Andererseits spielen auch Hochdrucksysteme wie über den Azoren, Mitteleuropa oder Russland eine Rolle, die im Sommer hohe, im Winter (z.B. das sibirische Hoch) niedrige Temperaturen bewirken können.<ref name="DWD HLNUG 2024">DWD und HLNUG (2024): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimareports/klimareport%20he%202024%20download.html Klimareport Hessen]; Deutscher Wetterdienst, Offenbach am Main und Hessisches Landesamt für Naturschutz, Umwelt und Geologie, Wiesbaden</ref> Die Niederschläge werden durch die Topographie geprägt und sind in den Höhenlagen stärker als im Rheintal.

== Temperaturänderungen ==
[[Bild:Hessen Sommertage 1961-2020.jpg|thumb|540px|Abb. 2: Anzahl der Sommertage in Hessen 1961-1990 und 1991-2020. ]]
Die Jahresdurchschnittstemperatur lag über das Bundesland gemittelt für 1961-1990 bei 8,2 °C und ist in den letzten 30 Jahren um 1,1 °C angestiegen. Zu Frankfurt am Main gibt es eine über 250 Jahre lange Messreihe seit 1758 (Abb. 1). Sie zeigt bis 1900 kaum Veränderungen, weist bis 1990 dann einen leichten Anstieg auf und steigt ab 1990 sprunghaft um mehr als 1 °C an. Das Mittel der jüngsten Klimaperiode 1990-2022 lag bei knapp über 11 °C, in den letzten Jahren sogar meistens über 12 °C. Die wärmsten Jahre waren 2018 und 2022 mit jeweils einer Jahresmitteltemperatur von 12,5 °C. Der städtische Wärmeinseleffekt ist bei diesen Werten herausgerechnet und spielt seit der Verlagerung der Wetterstation 1949 von der Stadt zum Flughafen ohnehin keine Rolle mehr. Jahreszeitlich war die Temperaturzunahme besonders im April und im Juli und August ausgeprägt.<ref name="DWD HLNUG 2024"/>

Besonders auffälig hat sich auch die Anzahl der Sommertage verändert, d.h. der Tage mit einer Höchsttempedratur von über 25 °C. Während 1961-1990 die Anzahl auch im warmen Rhein-Main-Gebiet bei 40-50 lag, erhöhte sie sich im Zeitraum 1991-2020 hier auf 55 bis über 60 Tage und erreichte ein Maximum von 87 Tagen (Abb. 2).<ref name="DWD HLNUG 2024"/>

== Niederschlagsänderungen ==

Ozeanische und kontinentale Einflüsse sorgen in Hessen für höhere bzw. geringere Niederschläge. Ein anderer wichtiger Einflussfaktor ist das Relief. In den Niederungen entlang der größeren Flüsse fallen eher wenig Niederschläge, in den Mittelgebirgen sind die Niederschlagsmengen, allerdings je nach Luv- oder Lee-Lage, deutlich höher. Über ganz Hessen gemittelt fielen im Zeitraum 1991-2020 761 mm Niederschlag. Seit Mitte des 20. Jahrhunderts ist der Niederschlag geringfügig um 3% zurückgegangen, besonders seit den 1960er Jahren. Die Jahre seit 2008 waren nahezu durchgehend trocken. Jahreszeitlich ist besonders die Wachstumsperiode von April bis Juni durch abnehmende Niederschlagsmengen gekennzeichnet. Von der dadurch entstehenden Trockenheit ist besonders das Rhein-Main-Gebiet betroffen, da hier aufgrund der steigenden Temperaturen die Verdunstung deutlich zugenommen hat.<ref name="DWD HLNUG 2024"/>

== Einzelnachweise ==
<references/>
== Weblinks ==
* DWD und HLNUG (2024): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimareports/klimareport_he_2024_download.pdf;jsessionid=9B083D7000F4586FC97F127C9CC6A676.live31093?__blob=publicationFile&v=4 Klimareport Hessen]; Deutscher Wetterdienst, Offenbach am Main und Hessisches Landesamt für Naturschutz, Umwelt und Geologie, Wiesbaden

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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Hamburg

2025-09-07T07:13:38Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Luftmassen_stadt.jpg|thumb|520px|Abb. 1: Schematische Darstellung der urbanen Atmosphäre ]]
Hamburg hat als Stadtstaat 1,7 Millionen Einwohner, in der Metropolregion Hamburg leben ca. 4,3 Millionen Menschen. Die Metropolregion Hamburg umfasst das Bundesland Hamburg und Teile der Bundesländer Schleswig-Holstein, Niedersachsen und Mecklenburg-Vorpommern.<ref>[http://metropolregion.hamburg.de/karte/ Karte der Metropolregion Hamburg]</ref>

== Großräumige Lage ==

Die Metropolregion Hamburg befindet sich im Grenzbereich zwischen den kalten polaren Gebieten und den warmen Subtropen. In diesem Bereich vermischen außertropische Tiefdruckgebiete polare und subtropische Luftmassen. Durch die für die Breite typische Westwinddrift wandern die [[Tiefdruckgebiet]]e in Richtung Osten. Die Westwinde stehen unter dem Einfluss des [[Globales_Förderband#Nordatlantikstrom|Nordatlantikstroms]] und der [[Nordatlantische Oszillation]] (NAO) und unterliegen unregelmäßigen Schwankungen. Das Wetter in der Metropolregion Hamburg ist daher sehr unbeständig. Die Region steht außerdem unter dem maritimen Einfluss der Nord- und Ostsee. In südöstlicher Richtung verstärken sich die kontinentalen Züge des Klimas. Die Sommer sind mäßig warm und feucht, die Winter durch den Einfluss der NAO mild. Die Jahresmitteltemperatur betrug über den Zeitraum 1991-2020 gemittelt für Hamburg 9,8 °C. Die mittleren Niederschläge lagen bei 727 mm im Jahr.<ref name="DWD 2021">DWD (2021): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimareports/klimareport%20hh%202021%20download.html Klimareport Hamburg]; Deutscher Wetterdienst, Offenbach am Main</ref>

== Hamburger Stadtklima ==
[[Bild:HH Wärmeinsel nachts.jpg|thumb|520px|Abb. 2: Mittlere nächtliche Wärmeinsel im Sommer in Hamburg]]
Trotz der überregionalen Einflüsse und obwohl Hamburg relativ viele Grün- und Wasserflächen besitzt, zeigt es typische Merkmale eines Stadtklimas. So lässt sich in den dichter besiedelten Gebieten wie z.B. in St. Pauli der für größere Städte typische Wärmeinseleffekt feststellen, vor allem weil die sommerliche Wärmeeinstrahlung von den Gebäuden gespeichert und nachts abgegeben wird. Dieser beträgt für Hamburg im Mittel eine um 1,2 °C höhere Temperatur im Vergleich zum Umland, bei den Nachttemperaturen im Sommer sogar 3 °C. Die höheren Temperaturen sind vor allem nachts feststellbar (Abb. 2). Nach Sonnenaufgang erwärmt sich das Umland schneller, und erst am Nachmittag ist der Wärmeinseleffekt der Stadt wieder spürbar.

Die städtische Wärmeinsel führt zur Ausbildung typischer Luftmassen über und im Umfeld einer Stadt (siehe Abb. 1). In der urbanen Hindernisschicht sind die oben benannten Merkmale besonders ausgebildet. In der urbanen Grenzschicht vermischen sich Einflüsse der Stadt wie wärmere Luftmassen und Schmutzpartikel mit der übrigen Atmosphäre. Im Lee der Stadt bildet sich eine ländliche Grenzschicht, die u.a. durch [[Aerosole]] (kleine, in der Luft schwebende Partikel) ebenfalls noch unter dem Einfluss der Stadt steht. Im Lee von großen Städten wurden häufig höhere Niederschläge beobachtet als in den übrigen Gebieten. Die Aerosole, die als Kondensationskerne fungieren, begünstigen die Niederschlagsbildung. Außerdem strömen vom Land her Luftmassen in die Wärmeinsel, werden hier erwärmt, steigen auf und kühlen sich wieder ab, wodurch es zur [[Kondensation]] kommt.

== Atmosphärische Zirkulation und Wind ==

Zirkulationsereignisse über dem Nordatlantik bestimmen in hohem Maße die klimatischen Veränderungen über Europa. Nachweislich gibt es deutliche Zusammenhänge zwischen der [[Nordatlantische Oszillation|NAO]] und Norddeutschland im Winter. Für den Sommer wurden bis jetzt keine gesicherten Zusammenhänge festgestellt. Bei einem positiven [[NAO-Index]], d.h. bei großen Druckunterschieden im Nordatlantik zwischen dem Azoren-Hoch und dem Island-Tief, bilden sich kräftigere Westwinde, die verstärkt milde Atlantikluft nach Norddeutschland transportieren. In diesem Fall werden in der Metropolregion Hamburg stärkere Winterstürme, aber auch milde Winter mit hoher Feuchtigkeit beobachtet. Bei einem negativen NAO-Index, also bei schwachen Druckunterschieden in Teilen des Nordatlantik, gewinnen Winde aus Osten an Einfluss. Der Osteuropäische Kältehoch dehnt sich aus und sorgt in diesem Fall für die Zufuhr von trockener Kaltluft. Bei Betrachtung des NAO-Indexes fällt auf, dass er von Jahr zu Jahr sehr variabel ist und dass sich kein langfristiger Trend parallel zum Temperaturanstieg in den letzten Jahrzehnten entwickelt hat.

Signifikante Entwicklungen in den Windverhältnissen über die letzten Jahrzehnte können derzeit nicht ermittelt werden. Dies liegt am Mangel an zuverlässigen Messungen des Windes. Nur auf indirektem Weg lässt sich aus Druckdaten ableiten, dass die Windaktivität von Jahr zu Jahr stark variiert. Und über längere Zeiträume betrachtet, machen sich einige ausgeprägt ruhigere und aktivere Jahrzehnte bemerkbar. Über die letzten 100 Jahre ist jedoch kein Windgeschwindigkeitstrend feststellbar.

== Temperaturveränderungen ==
{|
|-
|<div class="tleft" style="clear:none">[[Bild:HH 1881-2020 climate stripes.jpg|thumb|700 px|Abb. 3: Klima-Streifen für Hamburg 1881-2020]]</div>
|-
|}
[[Bild:HH Sommer- Frosttage 1951-2020.jpg|thumb|420px|Abb. 4: Veränderung der Anzahl der Sommer- und der Frosttage 1951 bis 2020]]
Die Daten zeigen auch für Hamburg einen deutlichen Einfluss der globalen Erwärmung (Abb. 3). Die Jahresmitteltemperaturen lagen für den Zeitraum 1991-2020 in Hamburg bei 9,8 °C. Sie betrugen in dem 30-Jahreszeitraum davor (1961-1990) 8,8 °C. Zwischen diesen beiden Perioden hat es also einen Anstieg der mittleren Jahrestemperatur um 1,0 °C gegeben. Seit dem Ende des 19. Jahrhunderts, d.h. der vorindustriellen Zeit, die den Projektionen des zukünftigen Klimas als Basis dient, ist die Mitteltemperatur bis bis zur Gegenwart um 1,7 °C gestiegen und damit nur geringfügig mehr als in Deutschland insgesamt, wo die Temperaturzunahme 1,6 °C betrug.<ref name="DWD 2022">DWD (2022): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/nationalerklimareport/report.html Nationaler Klimareport]; 6. überarbeitete Auflage, Deutscher Wetterdienst</ref> Am stärksten zeigte sich die Erwärmung seit den 1980er Jahren. Die wärmsten Jahre waren dabei mit einer Mitteltemperatur von fast 11 °C die Jahre 2014 (10,87 °C) und 2020 (10,86 °C). Am höchsten nahmen die Temperaturen in den letzten 3-4 Jahrzehnten im Winter, am geringsten im Herbst zu.<ref name="DWD 2021" />

Noch deutlicher als die Mitteltemperatur haben sich die Sommer- und Frosttage geändert (Abb. 4). So hat sich die Anzahl der Sommertage (Tage mit einem Höchstwert ab 25 °C) zwischen den Zeitperioden 1961-1990 und 1991-2020 von 21 auf 32 Tage erhöht, von 1951 an gerechnet sogar um 16 Tage. Der außergewöhnlich lange Sommer 2018 wies mit 77 Tagen einen Rekordwert an Sommertagen auf. Die Anzahl der Frosttage (Tagesminimum < 0 °C) betrug 1991-2020 für Hamburg 62 Tage und damit aufgrund des maritimen Klimas um fast 20 Tage weniger als deutschlandweit. Ihre Anzahl ist seit 1951 um 23 Tage und seit den 1990er Jahren um 8 Tage zurückgegangen.<ref name="DWD 2021" />

== Niederschlagsveränderungen ==
Im Zeitraum 1991-2020 fielen in Hamburg 773 mm Niederschlag pro Jahr. Die mittleren Niederschläge unterscheiden sich damit nur geringfügig vom deutschlandweiten Mittel von 789 mm.<ref name="DWD 2022">DWD (2022): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/nationalerklimareport/report.html Nationaler Klimareport]; 6. überarbeitete Auflage, Deutscher Wetterdienst</ref> Die meisten Niederschläge fallen dabei im Sommer (232 mm), die wenigsten im Frühjahr (154 mm). Von Jahr zu Jahr sind die Niederschlagsmengen sehr unterschiedlich. So betrug der mittlere Jahresniederschlag in Hamburg für 2007 1050 mm, 1959 dagegen nur 409 mm. Auch in den letzten Jahren gab es zu trockene Jahre, so fielen 2018 nur 523 mm. Seit dem Ende des 19. Jahrhunderts hat die jährliche Summe der Niederschläge in Hamburg allerdings um 112 mm zugenommen, wobei die Hälfte der Zunahme auf den Winter fiel, während im Sommer nur 8 mm dazugekommen sind.<ref name="DWD 2021" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

==Weblinks==
* H. von Storch, I. Meinke, M. Claußen (2017): [https://link.springer.com/book/10.1007%2F978-3-662-55379-4 Hamburger Klimabericht]
* [http://www.klimanavigator.de/dossier/artikel/035856/index.php Stadtklima: Beispiel Hamburg] Das Stadtklima Hamburgs und seine Veränderung
* G. Rosenhagen und M. Schatzmann (2011): [https://link.springer.com/chapter/10.1007/978-3-642-16035-6_2 Das Klima der Metropolregion auf Grundlage meteorologischer Messungen und Beobachtungen]
* Norddeutsches Klimabüro (2009): [http://www.klimabericht-hamburg.de Klimabericht für die Metropolregion Hamburg]
* Wilhelm Kuttler (2004): [http://www.uni-due.de/imperia/md/content/geographie/klimatologie/kuttler2004b.pdf Stadtklima - Phänomene und Wirkungen]
* [https://www.hamburg.de/resource/blob/169398/d44fbb9879c5c8eb0d4c96b06936810c/d-kimareport-hamburg-dwd-data.pdf Stadtklimatische Bestandsaufnahme] Die heutige Klimasituation in Hamburg sowie die voraussichtlichen Veränderung bis zum Jahr 2050.

== Lizenzhinweis ==
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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Deutschland

2025-09-07T07:10:18Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:D temp 1881-2020.png|thumb|540px|Abb. 1: Änderung der Jahresmitteltemperatur 1881-2020 im Vergleich zum Referenzzeitraum 1961-1990]]
== Temperatur ==
Für Deutschland stehen ab 1761 Daten zur Verfügung, die eine Abschätzung der Jahresmittelwerte erlauben.<ref name="Klima-Trendatlas">Daten, falls nicht anders erwähnt, nach Schönwiese, C.-D., Janoschitz, R. (2008): [https://www.uni-frankfurt.de/45447808/Inst_Ber_4_21.pdf Klima-Trendatlas Deutschland 1901-2000], 2. aktualisierte Auflage. Bericht Nr. 4, Inst. Atmosph. Umwelt, Univ. Frankfurt/Main</ref> Über fast 100 Jahre gab es bis Mitte des 19. Jahrhunderts eine leichte Abkühlung, ab 1900 bis zu Beginn des 21. Jahrhunderts dann eine starke Erwärmung. Sie beträgt zwischen 1881 und 2018 1,5 Grad und übertrifft damit deutlich die globale Erwärmung von ca. 1 °C. Ein Unterschied zwischen den Jahreszeiten besteht kaum. Räumliche Unterschiede zeigen sich jedoch in den Wintertemperaturen, die in den nordöstlichen Bundesländern mit 1,2 °C am geringsten und in Bayern mit 1,7 °C am stärksten gestiegen sind.<ref name="Umweltbundesamt 2019">Umweltbundesamt (2019): [https://www.umweltbundesamt.de/publikationen/monitoringbericht-2019 Monitorinbericht 2019 zur Deutschen Anpassungsstrategie an den Klimawande]</ref> Auffällig ist (wie im globalen Mittel auch) der besonders starke [[Temperatur]]anstieg seit den 1970er Jahren, in denen die Temperatur in Deutschland um 1,8 °C zugenommen hat.<ref name="Kaspar 2020">Kaspar, F., K. Friedrich und F. Imbery, DWD (2020): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/besondereereignisse/temperatur/20200128_vergleich_de_global.pdf 2019 global zweitwärmstes Jahr: Temperaturentwicklung in Deutschland im globalen Kontext]</ref> Die bisher wärmsten Jahre in Deutschland waren 2018 und 2020 mit einer Mitteltemperatur von 10,5 bzw. 10,4 °C. 2019 und 2014 folgen dahinter mit jeweils 10,3 °C.<ref name="DWD 2021">Deutscher Wetterdienst (2021): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/klimastatusbericht/klimastatusbericht.html Klimastatusbericht Deutschland Jahr 2020.]</ref>

Das ist deutlich mehr als die [[Aktuelle Klimaänderungen|globale Temperaturzunahme]]. Dabei muss allerdings berücksichtigt werden, dass die Deutschland-Daten nur über dem Land gemessen werden, während bei den globalen Daten auch die Werte über den Ozeanen, die 71% der Erdoberfläche ausmachen, berücksichtigt sind. Vergleicht man die Temperaturzunahme für Deutschland mit der Erwärmung über den globalen Landflächen, ist der lineare Trend zwischen 1881 und 2019 mit 0,11 °C pro Jahrzehnt gleich. In den letzten Jahrzehnten zwischen 1971 und 2019 hat sich Deutschland allerdings deutlich stärker erwärmt als die weltweiten Landflächen, nämlich um 0,37 °C gegenüber 0,29 °C.<ref name="Kaspar 2020" />

[[Bild:D-temp-Jahrzehnte-1881-2020.jpg|thumb|540px|Abb. 2: Temperaturabweichungen der Jahrzehnte 1881-1890 bis 2011-2020 von dem 30-Jahres-Mittel 1881 bis 1910]]
Aufschlussreich ist eine Betrachtung der Temperaturmittel in den einzelnen Jahrzehnten seit Ende des 19. Jahrhunderts (Abb. 2).<ref name="DWD 2021" /> Bis in die 1970er Jahre lag die Durchschnittstemperatur dieser Jahrzehnte mit Ausnahme der 1940er Jahre weniger als 0,5 °C über dem 30-Jahresmittel von 1881-1910. Bis zur Mitte des 20. Jahrhunderts hat neben der nur langsam ansteigenden Treibhausgaskonzentration auch eine leichte Zunahme der Sonneneinstrahlung einen Einfluss auf die Mitteltemperaturen in Deutschland gehabt. Zwischen den 1940er bis in die 1960er Jahre folgte eine leichte Abkühlung, die sich auch in der globalen Temperaturentwicklung zeigt und auf die Zunahme von Schwefel-Aerosolen in der Atmosphäre durch die relativ schmutzige Industrie in der Nachkriegszeit zurückgeführt wird. Seit den 1970er Jahren zeigt sich dann die volle Wirkung des Klimawandels bzw. der immer stärkeren Zunahme der atmosphärischen Konzentration der Treibhausgase. Die Mitteltemperatur in den 2010er Jahren erreicht sogar einen Wert von 2 °C gegenüber dem Mittel von 1881-1910. Damit ist in Deutschland die 2-Grad-Grenze, die nach der Pariser Klimakonferenz bis 2100 nicht überschritten werden sollte, bereits heute erreicht.

Über größere Zeiträume sind die Unterschiede zwischen den Jahreszeiten eher gering. Seit dem Ende des 19. Jahrhunderts lag die stärkste Erwärmung mit 1,3 °C im Frühjahr.<ref name="Umweltbundesamt 2015">Umweltbundesamt, Hg. (2015): [http://www.umweltbundesamt.de/publikationen/monitoringbericht-2015 Monitoringbericht 2015 zur Deutschen Anpassungsstrategie an den Klimawandel]</ref> In den letzten 20 bis 30 Jahren hat sich besonders der Winter stark erwärmt. Das ist einerseits durch den zunehmenden atlantischen Einfluss bedingt: Zyklonale [[Großwetterlagen]] haben zu-, kontinentale Hochdrucklagen abgenommen. Andererseits spielt die [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Schnee-/Eis-Albedo-Rückkopplung]] eine wichtige Rolle: Der Rückgang von Schnee- und Eisflächen führt zu einer höheren Absorption der Sonneneinstrahlung. Auch Frühling und Sommer zeigen sichtbare Temperaturerhöhungen. Im Frühling sind die Gründe ähnlich wie im Winter. Im Sommer spielt die mit hohen Temperaturen einhergehende Trockenheit eine wichtige Rolle, die die Verdunstung und die damit verbundene Abkühlung verringert. Die Herbsttemperaturen haben sich am wenigsten verändert.

Regional haben sich die Temperaturen in den westlichen und südlichen Bundesländern etwa stärker erhöht als im Norden und Osten.<ref name="Umweltbundesamt 2015" /> Dabei zeigt der Nordseeküstenraum die geringsten Veränderungen, während im Südwesten Deutschlands Zunahmen von 1,2 °C und mehr zu verzeichnen sind. Das Zentrum der sommerlichen Erwärmung liegt mit 1,8 °C im Raum Karlsruhe.<ref name="Klima-Trendatlas" />

== Niederschlag ==
[[Bild:D Niederschlag 1881-2022.png|thumb|420px|Abb. 3: Sommerniederschläge in Deutschland 1881 bis 2022 im Vergleich zum Mittel 1961-1990]]
Bei den Niederschlägen in Deutschland sind die Schwankungen von Jahr zu Jahr noch stärker als bei der Temperatur. Dennoch kann man einen signifikanten Anstieg der Gesamtniederschläge von 1881 bis 2022 um rund 8 % feststellen, wobei im letzten Jahrzehnt die Niederschläge aber etwas abgenommen haben. Jahreszeitlich entwickelten sich die [[Niederschlag]]smengen allerdings recht unterschiedlich. Sie nahmen im Sommer leicht ab (Abb. 3) und stiegen im Winter mit 26 % deutlich an.<ref name="DWD 2022>DWD (2022): [https://www.dwd.de/DE/leistungen/nationalerklimareport/report.html Nationaler Klimareport. Klima - Gestern, heute und in der Zukunft]</ref> Die starke Zunahme im Winter hat nicht zuletzt mit den tendenziell wärmeren Wintern zu tun, da in diesen Wintern eher westliche Strömungen mit feuchter Luft vom Atlantik als trockene Hochdruck-Wetterlagen vorherrschen. So nahmen die Winterniederschläge zwischen 1971 und 2000 (bei einem Temperaturanstieg von ca. 2 °C) um 20 % zu, wobei es die stärkste Zunahme im Dezember gab. Warme Sommer sind dagegen mit Hochdrucklagen verknüpft, in denen es in der Regel wenig regnet. Der Monat mit der deutlichsten Niederschlagsabnahme im Sommer ist der August.<ref name="Klima-Trendatlas"/> Interessant ist in diesem Zusammenhang auch, dass der Niederschlag im Winter zunehmend als Regen denn als Schnee fiel.<ref>Zebisch, M., Grothmann, T., Schröter, D., Haße, C., Fritsch, U., Cramer, W. (2005): [https://www.umweltbundesamt.de/publikationen/klimawandel-in-deutschland-vulnerabilitaet Klimawandel in Deutschland – Vulnerabilität und Anpassungsstrategien klimasensitiver Systeme]. Report 201 41 253. Dessau: Umweltbundesamt</ref> So nahm die Schneedeckendauer in Bayern und Baden-Württemberg in Lagen unterhalb 300 m seit 1950 um 30-40% ab, und in mittleren Lagen bei 300-800 m um 10-20%.

Regional gibt es bei der Niederschlagsentwicklung verhältnismäßig große Unterschiede. In den nordwestlichen Bundesländern ist es im Jahresmittel deutlich feuchter geworden, so mit bis zu 16 % in Schleswig-Holstein. In den östlichen Bundesländern gab es dagegen nur geringfügige Zunahmen der Niederschläge, in Sachsen sogar eine geringe Abnahme.<ref name="Umweltbundesamt 2015" /> Im Sommer zeigt sich für den Zeitraum 1901-2000 die sommerliche Abnahme der Niederschläge mit bis zu 20 % vor allem im Nordosten Deutschlands und in der Lüneburger Heide, aber auch etwas im Südwesten. Im Süden und Südwesten sind dagegen die winterlichen Niederschläge besonders stark angestiegen, z.T. bis 50 %.<ref name="Klima-Trendatlas"/>

== Extreme und Kenntage==
[[Bild:D HeißeTage1951-2020 Anomalie.jpg|thumb|420px|Abb. 4: Anzahl Heißer Tage in Deutschland 1951-2020 als Abweichung vom Mittel 1961-1990 ]]
Seit den 1990er Jahren haben [[Hitzewellen Europa|Hitzewellen in Deutschland]] massiv zugenomen. So gab es in Hamburg vor 1994 keine längeren, d.h. 14tägigen, Hitzewellen mit Temperaturen von über 30 °C. Zwischen 1994 und 2020 kamen aber schon sechs solcher Hitzewellen vor. In München gab es in den 1980er Jahren eine, in den 1990er Jahren zwei, in den 2010er Jahren jedoch schon vier solcher Hitzewellen. Auch [[Starkregen und Hochwasser in Deutschland|Starkregenereignisse]] und [[Dürren in Europa|Dürren]] nehmen in den letzten Jahrzehnten zu. Außergewöhnlich war die sommerliche Trockenheit in den Jahren 2018-2020. Seit dem 18. Jahrhundert hat es in Deutschland keine so starke und über drei Jahre wiederkehrende Sommer-Dürre gegeben, die mehr als die Hälfte des Ackerlandes erfasste.<ref name="klimawissen 2021">Deutsches Klima-Konsortium, Deutsche Meteorologische Gesellschaft, Deutscher Wetterdienst, Extremwetterkongress Hamburg, Helmholtz-Klima-Initiative, klimafakten.de- Hrsg. (2021): [https://www.klimafakten.de/meldung/was-wir-heute-uebers-klima-wissen-basisfakten-zum-klimawandel-die-der-wissenschaft Was wir heute übers Klima wissen].</ref>
[[Bild:D Eistage1951-2020 Anomalie.jpg|thumb|420px|Abb. 5: Anzahl Eistage in Deutschland 1951-2020 als Abweichung vom Mittel 1961-1990 ]]
Zur Erfassung der Veränderung von Temperaturextremen werden auch sog. [[Kenntage]] benutzt wie Heiße Tage mit einer Höchsttemperatur von mindestens 30 °C oder Eistage mit einer Höchsttemperatur von unter 0 °C. In den 1950er Jahren gab es über alle Wetterstationen gemittelt 3,5 Heiße Tage pro Jahr. Während der 30-Jahresperiode 1991-2020 waren es mit 9 Tagen pro Jahr mehr als das Doppelte.<ref name="klimawissen 2021" /> Auch die Anzahl der Eistage pro Jahr hat deutlich abgenommen. 2011-2020 gab es in acht Jahren mindestens 10 Eistage weniger als im Mittel 1961-1990, im Jahr 2020 sogar 20 Eistage weniger (Abb. 5).

== Einzelnachweise ==
<references/>

==Weblinks==
* [http://www.umweltbundesamt.de/themen/klima-energie/klimafolgen-anpassung/folgen-des-klimawandels/klimafolgen-deutschland Klimafolgen Deutschland] Klimaänderungen und Klimafolgen in einzelnen Bundesländern
* [http://www.klimanavigator.de/dossier/artikel/035852/index.php Bisheriger Klimawandel in Norddeutschland]
* [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=P28800190621308654463391 Klimaatlas Deutschland] DWD (Deutscher Wetterdienst)
* [https://publications.hereon.de/id/40566/ Klimawandel an der deutschen Ostseeküste]
* [https://www.klima.sachsen.de/klimaentwicklung-23964.html Klimaentwicklung in Sachsen]
* KLIWA (2016): [https://www.uni-heidelberg.de/md/journal/2017/04/kliwa_monitoringbericht_2016.pdf Klimawandel in Süddeutschland. Veränderungen von meteorologischen und hydrologischen Kenngrößen]

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Klimaänderungen in Deutschland (Bilder)]]
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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klima im 20. Jahrhundert

2025-09-07T07:03:07Z

Ata Z.: /* Weblinks */

Die Klimaänderungen der letzten ca. 150 Jahre sind zu einem wichtigen Thema der Wissenschaft, der Öffentlichkeit und der Politik geworden. Grund ist die inzwischen allgemein akzeptierte Annahme, dass die jüngsten Veränderungen des Klimas, insbesondere die Erwärmung der letzten Jahrzehnte, durch die Emission von anthropogenen (d.h. vom Menschen verursachten) [[Treibhausgase]]n, insbesondere von [[Kohlendioxid]], aber auch von [[Methan]], [[Lachgas]] und [[FCKW]], verursacht sind.
[[Bild:Wettersatellit-GOES 8 Spac0255.jpg|thumb|420px|Abb. 1: Wettersatellit GOES-I der Vereinigten Staaten]]
== Unser Wissen über den Klimawandel ==

Die gegenwärtige Änderung des globalen Klimas ist in den Massenmedien und in der Politik zu einem zentralen Thema geworden. Besonders in Deutschland sind die Sachstandsberichte des [[IPCC]], des Intergovernmental Panel on Climate Change, eines internationalen Expertengremiums der UNO, auf ein breites Echo gestoßen. Die durch den Menschen verursachte globale Erwärmung, als die die gegenwärtige Klimaänderung inzwischen allgemein anerkannt ist, wird vielfach als die zentrale Herausforderung der Menschheit in den kommenden Jahrzehnten begriffen.

Tatsächlich erlebt das weltweite Klima seit Mitte des 19. Jahrhunderts und besonders in den letzten Jahrzehnten einen in historischen Zeiten nicht erfahrenen Wandel, der [[Regionale Klimaänderungen|regional]] unterschiedlich abläuft, im weltweiten Mittel aber die klare Tendenz einer globalen Erwärmung aufweist. Über zahlreiche Variablen des Klimasystems wie die Temperatur, die Niederschläge, [[Wetterextreme und Klimawandel|Wetterextreme]], die [[Schnee (Kryosphäre)|Schneebedeckung]], die Ausdehnung von Land- und [[Meereis]] und den [[Meeresspiegeländerungen|Meeresspiegel]] sind immer mehr Daten gesammelt worden, die insgesamt ein einheitliches Bild ergeben: Das Klima der Erde wird wärmer.

Seit etwa 1860 werden an so vielen Orten in der Welt instrumentelle Temperaturdaten gesammelt, dass daraus globale Mittelwerte abgeleitet werden können. Seit etwa 100 Jahren liegen Beobachtungen über Niederschlagsmengen und Winde vor und es gibt an etlichen Orten auch Messungen über dem Meer. Seit den späten 1970er Jahren unterstützen außerdem Satellitendaten die Messungen in Bodennähe. Satelliten messen die von der Erde absorbierte, reflektierte und emittierte Strahlung. Sie können die Wolkenbedeckung, die Schnee- und Eisbedeckung, die Luftzusammensetzung, den Niederschlag und andere Parameter erfassen und haben inzwischen eine Flut von Daten erzeugt, die stetig wächst. Zunehmend werden auch [[Proxydaten]] aus Baumringen, Sedimenten, Eisbohrkernen und anderen Quellen über die vergangenen Jahrhunderte und Jahrtausende gesammelt und z.B. in Klimamodellsimulationen ausgewertet, die es erlauben, die klimatischen Veränderungen der letzten Jahrzehnte in einem größeren zeitlichen Kontext zu sehen.

Zuletzt erlauben es auch die immer komplexeren [[Klimamodelle|Computermodelle]], nicht nur das Wetter der kommenden Tage vorherzusagen, sondern auch das vergangene Wetter (z.B. zu Zeiten, als die Datenlage noch nicht so gut war wie heute) zu rekonstruieren.

Auch wenn einzelne regionale Ereignisse wie etwa das Wüten des [[Tropische Wirbelstürme|Hurrikans]] Katrina 2005 im Süden der USA, der verheerende [[Außertropische Stürme|Sturm]] Kyrill im Januar 2007 in Europa, die Elbeflut im Sommer 2002, die europäische Hitzewelle im August 2003 oder immer wieder erlebte ungewöhnlich warme Winter wie zuletzt 2006/07 kein Beweis für einen globalen Klimawandel sind, so kann dennoch die Häufigkeit vieler einzelner Ereignisse die Änderung des Klimas dokumentieren.

== Änderung der globalen Mitteltemperatur ==
===Temperaturentwicklung der letzten 150 Jahre===
[[Bild:CCC global temp1850-2020.jpg|thumb|440px|Abb. 2: Änderung der globalen 5-Jahresmitteltemperatur 1850-2020 absolut und im Vergleich zu 1850-1900 nach 6 Datensätzen.]]
[[Bild:Global temp ENSO.jpg|thumb|440px|Abb. 3: Veränderung der globalen Mitteltemperatur 1950-2017 in °C und El-Niño und La-Niña-Jahre]]

Seit es verlässliche instrumentelle Messungen gibt, um daraus globale Mittelwerte zu rekonstruieren, d.h. seit Mitte des 19. Jahrhunderts, waren die bodennahen globalen Durchschnittstemperaturen der Erde nie so hoch wie in den Jahren seit den 1980er Jahren. In der Abb. 2 tritt deutlich eine Erwärmung in zwei Phasen von 1910 bis 1940 und seit Mitte der 1970er Jahre hervor. Im Zeitraum 1910 bis in die 1940er Jahre hat die Temperatur um ca. 0,35 °C zugenommen (Abb. 2), seit den 1970er Jahren bis zur Gegenwart deutlich stärker um 0,7-0,8 °C.<ref name="IPCC 2021">IPCC (2021): Climate Change 2021: The Physical Science Basis., Table 2.4</ref> Dazwischen gab es eine leichte Abkühlung um 0,1 °C. Diese erklärt sich daraus, dass durch die fortschreitende Verbrennung von fossilen Brennstoffen nicht nur [[Kohlendioxid]], sondern auch [[Aerosole]] emittiert wurden, insbesondere [[Sulfataerosole|Sulfat-Aerosole]], die das Sonnenlicht wieder in den Weltraum reflektieren und so den [[Treibhauseffekt]] maskieren. Mittlerweile sind die Sulfatemissionen in Nordamerika und Europa jedoch gesunken (wenn auch in Süd- uund Ostasien angestiegen), so dass die Emission von Treibhausgasen nun eine deutlichere Wirkung zeigt (siehe auch [[Aerosole]]).

Zwischen der 2. Hälfte des 19. Jahrhunderts (die häufig als vorindustrielle Referenzperiode genommen wird),<ref name="IPCC 2021, 2.3.1.1">IPCC (2021): Climate Change 2021: The Physical Science Basis., Table 2.4</ref> und der 5-Jahresperiode 2016-2020 hat sich die [[globale Mitteltemperatur]] um etwa 1,2 °C erhöht.<ref>Copernicus Climate Change (2021): [https://climate.copernicus.eu/climate-indicators/temperature Temperature]</ref> Dabei hat das Tempo der Erwärmung deutlich zugenommen.<ref name="Met Office 2018">Met Office (2018): [https://www.metoffice.gov.uk/news/releases/2018/2017-temperature-announcement 2017: warmest year on record without El Niño]</ref> D.h. fast die Hälfte der Erderwärmung in den letzten eineinhalb Jahrhunderten ereignete sich in den letzten 30-40 Jahren. 2024 war mit 1,53 °C über dem vorindustriellen Mittel von 1850-1900 das je gemessene Jahr, dicht gefolgt von 2023 mit 1,46 °C. Das drittwärmste Jahr 2016 war durch einen starken [[ENSO|El Niño]], eine periodisch auftretende ungewöhnliche Erwärmung im tropischen Pazifik (Abb. 3), beeinflusst, während 2024 nur teilweise durch El Niño betroffen war und damit deutlich die Auswirkungen der Erwärmung durch anthropogene [[Treibhausgase]] zeigt.

Die jüngste Erwärmung hat die Temperaturen des Klimaoptimums im [[Holozän]] (6.000-7.000 vh.), als die Temperaturen bis zu 1 °C höher als 1850-1900 waren, inzwischen übertroffen. Sie ist etwa vergleichbar mit den Werten der letzten Zwischeniszeit vor ca. 120.000 Jahren.<ref name="IPCC 2021, 2.3.1.1" /> Sie liegt im globalen Mittel auch über den Temperaturen der [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Mittelalterliches_Klimaoptimum|Mittelalterlichen Warmzeit]], die anders als die gegenwärtige Erwärmung räumlich sehr uneinheitlich war. Wahrscheinlich war etwa ein Drittel der Erde im Mittelalter wärmer als die entsprechenden Gebiete heute, während 2/3 kühler waren als im späten 20. Jahrhundert. Insgesamt war es im hohen Mittelalter (ca. 1000 bis 1300) kühler als in den Jahrzehnten nach 1970.<ref name="Diaz 2011">Diaz, H. F., et al. (2011): Spatial and temporal characteristics of climate in Medieval times revisited, Bulletin of the American Meteorological Society, 92, 1487–1500</ref> Das absolut Besondere an den gegenwärtigen Temperaturen ist ihr plötzlicher Anstieg von nahezu den kältesten Werten des gesamten Holozäns um 1900 auf nahezu die wärmsten Temperaturen zu Beginn des 21. Jahrhunderts in nur 100 Jahren. Damit hat sich der lang anhaltende Abkühlungstrend der letzten 5000 Jahre in einer klimageschichtlich äußerst kurzen Zeit in sein Gegenteil verkehrt.

=== Tages- und Nachttemperaturen ===

Bei einem Vergleich zwischen Tages- und Nachttemperaturen zeigt sich, dass die Minimumtemperaturen stärker als die Maximumtemperaturen zunahmen. Das hat zu der Vermutung geführt, dass dafür eventuell die zunehmende Verstädterung verantwortlich sein könnte, da die urbanen Hitzeinseln die Nachttemperaturen stärker als die Tageswerte beeinflussen. Untersuchungen haben jedoch gezeigt, dass der urbane Anteil an der weltweiten Zunahme der Landtemperaturen seit 1900 nicht mehr als 0,06 °C beträgt, bei der globalen Temperatur (unter Berücksichtigung der siedlungsfreien Ozeanflächen) sogar nur 0,02 °C<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.2.2.2</ref>. Bei der Berechnung der globalen Temperatur sind die Effekte der städtischen Wärmeinseln berücksichtigt, die aber auf die Messtationen in den meisten Fällen keinen nennenswerten Einfluss haben, da diese oft in Parks und Gärten liegen und nicht gerade in Straßenschluchten. Ein anderer Erklärungsansatz für die Schwächung des Tagesganges ist eine geänderte Bewölkung, da Wolken sowohl Sonnenlicht zurückreflektieren (was sich direkt auf die Tagestemperaturen auswirkt) als auch die langwellige Strahlung von der Erde absorbieren und zurückstrahlen (Treibhauseffekt), was nachts die Temperaturen nicht so stark absinken ließe.

==Räumliche Muster der Erwärmung==
[[Bild:2016-2020 global temp diff.png|thumb|520px|Abb. 4: Temperaturdifferenz 2016-2020 im Vergleich zum Beginn des 20. Jahrhunderts (1901-1930); grau: fehlende oder zu wenige Daten.]]
Abb. 4 zeigt den Temperaturunterschied zwischen der 5-Jahresperiode 2016-2020 und dem Beginn des 20. Jahrhunderts 1901-1930. Die Temperaturen in den letzten 120 Jahren sind über dem Land, insbesondere über den großen Kontinentalmassen, stärker als über dem Meer angestiegen. So sind die Meeresoberflächentemperaturen im letzten Drittel des 20. Jahrhunderts nur etwa halb so stark gestiegen wie die Landtemperaturen. Der Nordatlantik zeigt sogar eine leichte Abkühlung. Der stärkste Temperaturanstieg wurde mit 2-4 °C und mehr auf den Kontinenten der mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel beobachtet, besonders über Eurasien. Auf der südlichen Hemisphäre ist der Temperaturanstieg wegen der großen Wassermassen geringer als auf der nördlichen, aber auch die Temperaturen auf den flächenmäßg kleineren Landgebieten sind hier deutlich weniger stark angestiegen als auf der Nordhalbkugel.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.2.2.1</ref>.

Neben dem horizontalen zeigt der Temperaturwandel der letzten Jahrzehnte auch ein charakteristisches vertikales Muster. Die Auswertung neuerer Satelliten- und Radiosondendaten hat auch für die [[Troposphäre]] insgesamt eine Erwärmung ergeben, die je nach Datensatz zwischen 0.04 °C to 0.20 °C pro Jahrzehnt für 1979 bis 2004 beträgt. Die untere [[Stratosphäre]] zeigt dagegen eine deutliche Temperaturabnahme. Das ist zum einen auf die Zerstörung von Ozon zurückzuführen, das in der Stratospäre als Treibhausgas wirkt. Zum anderen liegt darin eine Folge der Erwärmung der unteren Atmosphäre durch Treibhausgase. Radiosonden- und Satellitenmessungen ergeben für die untere Stratosphäre (in den Tropen ab 16-17 km und in den höheren Breiten ab 8-10 km Höhe) eine Abkühlung von –0.32 °C bis –0.47 °C pro Jahrzehnt seit 1979<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.4.1.2</ref>. Seit Beginn der Messungen war die Temperatur in der unteren Stratosphäre nie so niedrig wie in den letzten Jahren. Der generelle Trend der Temperaturabnahme wird jedoch unterbrochen durch kurzfristige Erwärmungen, die durch [[Vulkanismus|Vulkanausbrüche]] wie die des El Chichon 1982 und des Mt. Pinatubo 1991 verursacht werden.

== Änderung der Niederschläge ==
[[Bild:Precipitation global1900-2020.png|thumb|520px|Abb. 4: Änderung der globalen jährlichen Niederschläge 1900 bis 2019 im Vergleich zum Mittel 1901-2000]]
[[Bild:Prec trends global map.jpg|thumb|520px|Abb. 5: Änderung der Jahresmittelwerte der Niederschläge der Periode 1986-2015 im Vergleich zu 1901-1960 ]]
In einer wärmeren Atmosphäre erhöht sich auch deren Fähigkeit, Wasserdampf zu halten (siehe [[Niederschlag]]).
Dadurch werden die Verdunstung verstärkt und die Niederschläge erhöht, allerdings räumlich sehr uneinheitlich. Über den Ozeanen wurde in Übereinstimmung mit einer Zunahme der Meeresoberflächentemperatur eine Erhöhung des Wasserdampfgehalts der Troposphäre um 4% seit 1970 beobachtet. In den ohnehin trockenen Subtropen verstärkt sich die potentielle Verdunstung, die in der wärmeren Atmosphäre aber seltener zu einer Wasserdampfsättigung und damit zu Niederschlägen führt. Wenn Niederschläge hier fallen, dann können sie wegen des höheren Wasserdampfgehalts der Atmosphäre heftiger ausfallen. In den mittleren und höheren Breiten ist aufgrund der atmosphärischen Zirkulation, die einerseits das verdunstete Wasser aus den Subtropen in höhere Breiten transportiert und zum anderen das Mehr an Wasserdampf von den Ozeanen Richtung Kontinente befördert, allgemein mit höheren Niederschlägen zu rechnen.

Kompliziert werden die Niederschlagsänderungen über Land durch die Wirkung von Aerosolen, die räumlich begrenzt Sonnenstrahlen reflektieren und damit abkühlend wirken, als Rußaerosole aber auch zur Erwärmung der mittleren Troposphäre führen und so den hydrologischen Zyklus abschwächen können. Hinzu kommen die Probleme, die sich durch das unvollständige Messnetz und die Schwierigkeiten, Niederschläge überhaupt zuverlässig zu messen, ergeben. Ein globaler Trend ist daher für das 20. Jahrhundert nicht auszumachen.

Großräumig und regional, teilweise aber auch in zeitlicher Hinsicht, ergibt sich für die Veränderungen der Niederschläge im 20. Jahrhundert ein sehr uneinheitliches Bild. In den mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel über Nordamerika und Eurasien haben die Niederschläge in der Zeit von 1900 bis 2005 nahezu durchgehend um 6-8% zugenommen. Deutliche Zunahmen finden sich auch über Argentinien und der La-Plate-Region sowie über dem westlichen Australien. Abnehmende Niederschläge zeigen dagegen der Mittelmeerraum, die Sahelzone, Südafrika, Teile Südasiens, der Karibik sowie Chile. In Südasien und Westafrika gingen die Niederschläge zwischen 1900 und 2005 um 7,5% zurück<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.3.2.2</ref>

Niederschläge unterliegen schon von Natur aus starken Schwankungen, z.B. in Abhängigkeit von Zirkulationsmustern wie dem ENSO-Phänomen oder der Nordatlantischen Zirkulation. Die Tendenz zu höheren Temperaturen ist ein weiterer Faktor, der diese Schwankungen, aber auch die Verdunstung und die Art der Niederschläge mit Rückwirkungen auf die Temperatur beeinflusst. Höhere Temperaturen können durch eine stärkere Verdunstung ein Mehr an Niederschlägen wieder zunichte machen. Und sie verstärken nur solange die Verdunstung, wie genügend Wasser bzw. Feuchtigkeit zur Verfügung steht, das verdunstet werden kann. Falls das der Fall ist, wird bei der Verdunstung Energie verbraucht, die der Atmosphäre entzogen wird, wodurch sich diese weniger erwärmt und weniger Wasserdampf aufnimmt. Bei fehlender Feuchte und Verdunstung heizt sich die Atmosphäre stark auf, ihre Wasserdampfkapazität erhöht sich und sie trocknet den Boden extrem aus. Fällt in mittleren und höheren Breiten in wärmeren Wintermonaten mehr Regen statt Schnee, hat das ebenfalls Folgen für die Feuchtigkeit im Boden, da Schnee eher im Boden versickert und Regen schneller abfließt. Diese Faktoren spiegeln sich im sog. [[Palmer drought severity index]], dessen Veränderungen besser als die der Niederschläge selbst die tatsächlich zur Verfügung stehende Feuchtigkeit wiedergibt.

== Änderungen von Zirkulationsmustern ==
[[Bild: NAO-Index1860-2011.jpg|thumb|500px|Abb. 5: Winter-NAO-Index (Dez.-März) nach Hurrell 1860-2011]]
Nicht nur die Veränderung der Niederschläge, sondern auch die der übrigen klimatischen Faktoren können regional stark vom globalen Trend abweichen. So kann es bei einer globalen Erwärmung durchaus auch Regionen geben, in denen die Temperatur sinkt. Die Ursache liegt meistens in [[Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Zirkulationsmustern]], die in der Regel mehrjährigen Schwankungen unterliegen, die den allgemeinen Klimatrend überlagern können, von ihm aber auch beeinflusst werden. Die bekanntesten dieser Zirkulationsmuster sind das El-Niño-Southern-Oscillation-Phänomen ([[ENSO]]) und die [[Nordatlantische Oszillation]] (NAO). Die ENSO-Schwankungen folgen einem Rhythmus von ca. sieben Jahren, die NAO unterliegt einem Jahresrhythmus. Beide werden von Dekadenschwankungen überlagert. ENSO hat nahezu globale Auswirkungen und beeinflusst die Niederschläge in Ostafrika ebenso wie in den USA und Australien.

Die NAO hat vor allem einen Einfluss auf Europa und bestimmt hier die Wintertemperaturen und -niederschläge. Eine stärkere NAO bedeutet stärkere Winterstürme und einen stärkeren Atlantik-Einfluss auf das europäische Wetter, während das osteuropäische Kältehoch an Bedeutung verliert. Bei der NAO ist seit den späten 1970er Jahren bis in die Mitte der 1990er Jahre eine polwärtige Verschiebung und Verstärkung der Westwinde festgestellt worden. Damit einher verschob sich der Jetstream Richtung Pol. Untersuchungen ergaben für den Nordatlantik im Winter eine Verschiebung der Sturmbahnen in der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts um 180 km nach Norden.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.5.3</ref> Während dabei die Zahl der Stürme abgenommen hat, wurde ihre Intensität stärker. Seit Mitte der 1990er Jahre nimmt die Intensität der NAO wieder ab. Damit in Verbindung stehen wahrscheinlich die [[Kalte Winter in Europa|Kalten Winter in Europa]] der letzten Jahre. Ähnliche Veränderungen konnten auch auf der Südhalbkugel beobachtet werden. Die Folgen waren u.a. höhere europäische Wintertemperaturen und eine starke Erwärmung der antarktischen Halbinsel. Bei dem ENSO-Phänomen scheint es seit den späten 1970er Jahren mehr und stärkere El-Niño-Ereignisse gegeben zu haben, mit entsprechenden Folgen z.B. von [[Dürren]] in Indonesien, Überschwemmungen an der südamerikanischen Westküste und einer gegensätzlichen Temperaturentwicklung im westlichen und östlichen Teil Nordamerikas.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Siehe auch ==
* [[Abrupte Klimaänderungen]]
==Unterricht==
{{#set:
Unterrichtsmaterial=[[Klimawandel und seine Erkundung: Arbeitsblatt]]
|Unterrichtsmaterial=[[Klima im 20. Jahrhundert: Arbeitsblatt]]
}}
* [[Klimawandel und seine Erkundung: Arbeitsblatt]]
* [[Klima im 20. Jahrhundert: Arbeitsblatt]]

== Weblinks ==
* F.-W. Gerstengarbe, P. Werner (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28157 Der rezente Klimawandel], aus: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 34-43
* [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=_dwdwww_klima_umwelt_ueberwachung_global&_state=maximized&_windowLabel=T26201578251161151201109&T26201578251161151201109gsbDocumentPath=Navigation%2FOeffentlichkeit%2FKlima__Umwelt%2FKlimaueberwachung%2FGlobal%2Fpublikationen%2Fwmo__publikationen%2Fhome__wmo__publikationen__node.html WMO-Bericht zum Zustand des globalen Klimas 2007 und 2008] Deutsche Übersetzung durch den Deutschen Wetterdienst
* [https://wmo.int/publication-series/state-of-global-climate WMO Statement on the Status of the Global Climate] frühere WMO-Berichte auf Englisch (1995-2007)
* [https://portal-cdn.scnat.ch/asset/6813d033-9fc8-5e4d-bdb5-4638a944ea54/33308.pdf?b=e37c178d-3e6b-503b-bc52-b5e118b89760&v=b7a68679-aa33-5e66-8c54-7673c2f2f4fb_0&s=kQn8h7sRkfI-AyIKQ7J_aYLnn4CX_CAjz3k6y7cjSs0BE4zTT_auNE1E7xpLDmZVPeR3tjyCFVF_MLljh77SYQw4gMcLGepLsfS0DDndPbigMi4ENb8OxGyT3yCQ9o0iULEoLRp7MqSKCCi2eqGpy5FyRFQRf7KwqLZhYk0FV2Q Satellitendaten und bodennahen Temperaturmessungen] Climate Press Nr. 21, September 2005
* National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA): [https://research.noaa.gov/noaa-2010-tied-for-warmest-year-on-record/ 2010 Tied For Warmest Year on Record]

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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimageschichte, Klimawandel, Klimaänderungen</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klima im 20. Jahrhundert

2025-09-07T07:01:08Z

Ata Z.: /* Weblinks */

Die Klimaänderungen der letzten ca. 150 Jahre sind zu einem wichtigen Thema der Wissenschaft, der Öffentlichkeit und der Politik geworden. Grund ist die inzwischen allgemein akzeptierte Annahme, dass die jüngsten Veränderungen des Klimas, insbesondere die Erwärmung der letzten Jahrzehnte, durch die Emission von anthropogenen (d.h. vom Menschen verursachten) [[Treibhausgase]]n, insbesondere von [[Kohlendioxid]], aber auch von [[Methan]], [[Lachgas]] und [[FCKW]], verursacht sind.
[[Bild:Wettersatellit-GOES 8 Spac0255.jpg|thumb|420px|Abb. 1: Wettersatellit GOES-I der Vereinigten Staaten]]
== Unser Wissen über den Klimawandel ==

Die gegenwärtige Änderung des globalen Klimas ist in den Massenmedien und in der Politik zu einem zentralen Thema geworden. Besonders in Deutschland sind die Sachstandsberichte des [[IPCC]], des Intergovernmental Panel on Climate Change, eines internationalen Expertengremiums der UNO, auf ein breites Echo gestoßen. Die durch den Menschen verursachte globale Erwärmung, als die die gegenwärtige Klimaänderung inzwischen allgemein anerkannt ist, wird vielfach als die zentrale Herausforderung der Menschheit in den kommenden Jahrzehnten begriffen.

Tatsächlich erlebt das weltweite Klima seit Mitte des 19. Jahrhunderts und besonders in den letzten Jahrzehnten einen in historischen Zeiten nicht erfahrenen Wandel, der [[Regionale Klimaänderungen|regional]] unterschiedlich abläuft, im weltweiten Mittel aber die klare Tendenz einer globalen Erwärmung aufweist. Über zahlreiche Variablen des Klimasystems wie die Temperatur, die Niederschläge, [[Wetterextreme und Klimawandel|Wetterextreme]], die [[Schnee (Kryosphäre)|Schneebedeckung]], die Ausdehnung von Land- und [[Meereis]] und den [[Meeresspiegeländerungen|Meeresspiegel]] sind immer mehr Daten gesammelt worden, die insgesamt ein einheitliches Bild ergeben: Das Klima der Erde wird wärmer.

Seit etwa 1860 werden an so vielen Orten in der Welt instrumentelle Temperaturdaten gesammelt, dass daraus globale Mittelwerte abgeleitet werden können. Seit etwa 100 Jahren liegen Beobachtungen über Niederschlagsmengen und Winde vor und es gibt an etlichen Orten auch Messungen über dem Meer. Seit den späten 1970er Jahren unterstützen außerdem Satellitendaten die Messungen in Bodennähe. Satelliten messen die von der Erde absorbierte, reflektierte und emittierte Strahlung. Sie können die Wolkenbedeckung, die Schnee- und Eisbedeckung, die Luftzusammensetzung, den Niederschlag und andere Parameter erfassen und haben inzwischen eine Flut von Daten erzeugt, die stetig wächst. Zunehmend werden auch [[Proxydaten]] aus Baumringen, Sedimenten, Eisbohrkernen und anderen Quellen über die vergangenen Jahrhunderte und Jahrtausende gesammelt und z.B. in Klimamodellsimulationen ausgewertet, die es erlauben, die klimatischen Veränderungen der letzten Jahrzehnte in einem größeren zeitlichen Kontext zu sehen.

Zuletzt erlauben es auch die immer komplexeren [[Klimamodelle|Computermodelle]], nicht nur das Wetter der kommenden Tage vorherzusagen, sondern auch das vergangene Wetter (z.B. zu Zeiten, als die Datenlage noch nicht so gut war wie heute) zu rekonstruieren.

Auch wenn einzelne regionale Ereignisse wie etwa das Wüten des [[Tropische Wirbelstürme|Hurrikans]] Katrina 2005 im Süden der USA, der verheerende [[Außertropische Stürme|Sturm]] Kyrill im Januar 2007 in Europa, die Elbeflut im Sommer 2002, die europäische Hitzewelle im August 2003 oder immer wieder erlebte ungewöhnlich warme Winter wie zuletzt 2006/07 kein Beweis für einen globalen Klimawandel sind, so kann dennoch die Häufigkeit vieler einzelner Ereignisse die Änderung des Klimas dokumentieren.

== Änderung der globalen Mitteltemperatur ==
===Temperaturentwicklung der letzten 150 Jahre===
[[Bild:CCC global temp1850-2020.jpg|thumb|440px|Abb. 2: Änderung der globalen 5-Jahresmitteltemperatur 1850-2020 absolut und im Vergleich zu 1850-1900 nach 6 Datensätzen.]]
[[Bild:Global temp ENSO.jpg|thumb|440px|Abb. 3: Veränderung der globalen Mitteltemperatur 1950-2017 in °C und El-Niño und La-Niña-Jahre]]

Seit es verlässliche instrumentelle Messungen gibt, um daraus globale Mittelwerte zu rekonstruieren, d.h. seit Mitte des 19. Jahrhunderts, waren die bodennahen globalen Durchschnittstemperaturen der Erde nie so hoch wie in den Jahren seit den 1980er Jahren. In der Abb. 2 tritt deutlich eine Erwärmung in zwei Phasen von 1910 bis 1940 und seit Mitte der 1970er Jahre hervor. Im Zeitraum 1910 bis in die 1940er Jahre hat die Temperatur um ca. 0,35 °C zugenommen (Abb. 2), seit den 1970er Jahren bis zur Gegenwart deutlich stärker um 0,7-0,8 °C.<ref name="IPCC 2021">IPCC (2021): Climate Change 2021: The Physical Science Basis., Table 2.4</ref> Dazwischen gab es eine leichte Abkühlung um 0,1 °C. Diese erklärt sich daraus, dass durch die fortschreitende Verbrennung von fossilen Brennstoffen nicht nur [[Kohlendioxid]], sondern auch [[Aerosole]] emittiert wurden, insbesondere [[Sulfataerosole|Sulfat-Aerosole]], die das Sonnenlicht wieder in den Weltraum reflektieren und so den [[Treibhauseffekt]] maskieren. Mittlerweile sind die Sulfatemissionen in Nordamerika und Europa jedoch gesunken (wenn auch in Süd- uund Ostasien angestiegen), so dass die Emission von Treibhausgasen nun eine deutlichere Wirkung zeigt (siehe auch [[Aerosole]]).

Zwischen der 2. Hälfte des 19. Jahrhunderts (die häufig als vorindustrielle Referenzperiode genommen wird),<ref name="IPCC 2021, 2.3.1.1">IPCC (2021): Climate Change 2021: The Physical Science Basis., Table 2.4</ref> und der 5-Jahresperiode 2016-2020 hat sich die [[globale Mitteltemperatur]] um etwa 1,2 °C erhöht.<ref>Copernicus Climate Change (2021): [https://climate.copernicus.eu/climate-indicators/temperature Temperature]</ref> Dabei hat das Tempo der Erwärmung deutlich zugenommen.<ref name="Met Office 2018">Met Office (2018): [https://www.metoffice.gov.uk/news/releases/2018/2017-temperature-announcement 2017: warmest year on record without El Niño]</ref> D.h. fast die Hälfte der Erderwärmung in den letzten eineinhalb Jahrhunderten ereignete sich in den letzten 30-40 Jahren. 2024 war mit 1,53 °C über dem vorindustriellen Mittel von 1850-1900 das je gemessene Jahr, dicht gefolgt von 2023 mit 1,46 °C. Das drittwärmste Jahr 2016 war durch einen starken [[ENSO|El Niño]], eine periodisch auftretende ungewöhnliche Erwärmung im tropischen Pazifik (Abb. 3), beeinflusst, während 2024 nur teilweise durch El Niño betroffen war und damit deutlich die Auswirkungen der Erwärmung durch anthropogene [[Treibhausgase]] zeigt.

Die jüngste Erwärmung hat die Temperaturen des Klimaoptimums im [[Holozän]] (6.000-7.000 vh.), als die Temperaturen bis zu 1 °C höher als 1850-1900 waren, inzwischen übertroffen. Sie ist etwa vergleichbar mit den Werten der letzten Zwischeniszeit vor ca. 120.000 Jahren.<ref name="IPCC 2021, 2.3.1.1" /> Sie liegt im globalen Mittel auch über den Temperaturen der [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Mittelalterliches_Klimaoptimum|Mittelalterlichen Warmzeit]], die anders als die gegenwärtige Erwärmung räumlich sehr uneinheitlich war. Wahrscheinlich war etwa ein Drittel der Erde im Mittelalter wärmer als die entsprechenden Gebiete heute, während 2/3 kühler waren als im späten 20. Jahrhundert. Insgesamt war es im hohen Mittelalter (ca. 1000 bis 1300) kühler als in den Jahrzehnten nach 1970.<ref name="Diaz 2011">Diaz, H. F., et al. (2011): Spatial and temporal characteristics of climate in Medieval times revisited, Bulletin of the American Meteorological Society, 92, 1487–1500</ref> Das absolut Besondere an den gegenwärtigen Temperaturen ist ihr plötzlicher Anstieg von nahezu den kältesten Werten des gesamten Holozäns um 1900 auf nahezu die wärmsten Temperaturen zu Beginn des 21. Jahrhunderts in nur 100 Jahren. Damit hat sich der lang anhaltende Abkühlungstrend der letzten 5000 Jahre in einer klimageschichtlich äußerst kurzen Zeit in sein Gegenteil verkehrt.

=== Tages- und Nachttemperaturen ===

Bei einem Vergleich zwischen Tages- und Nachttemperaturen zeigt sich, dass die Minimumtemperaturen stärker als die Maximumtemperaturen zunahmen. Das hat zu der Vermutung geführt, dass dafür eventuell die zunehmende Verstädterung verantwortlich sein könnte, da die urbanen Hitzeinseln die Nachttemperaturen stärker als die Tageswerte beeinflussen. Untersuchungen haben jedoch gezeigt, dass der urbane Anteil an der weltweiten Zunahme der Landtemperaturen seit 1900 nicht mehr als 0,06 °C beträgt, bei der globalen Temperatur (unter Berücksichtigung der siedlungsfreien Ozeanflächen) sogar nur 0,02 °C<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.2.2.2</ref>. Bei der Berechnung der globalen Temperatur sind die Effekte der städtischen Wärmeinseln berücksichtigt, die aber auf die Messtationen in den meisten Fällen keinen nennenswerten Einfluss haben, da diese oft in Parks und Gärten liegen und nicht gerade in Straßenschluchten. Ein anderer Erklärungsansatz für die Schwächung des Tagesganges ist eine geänderte Bewölkung, da Wolken sowohl Sonnenlicht zurückreflektieren (was sich direkt auf die Tagestemperaturen auswirkt) als auch die langwellige Strahlung von der Erde absorbieren und zurückstrahlen (Treibhauseffekt), was nachts die Temperaturen nicht so stark absinken ließe.

==Räumliche Muster der Erwärmung==
[[Bild:2016-2020 global temp diff.png|thumb|520px|Abb. 4: Temperaturdifferenz 2016-2020 im Vergleich zum Beginn des 20. Jahrhunderts (1901-1930); grau: fehlende oder zu wenige Daten.]]
Abb. 4 zeigt den Temperaturunterschied zwischen der 5-Jahresperiode 2016-2020 und dem Beginn des 20. Jahrhunderts 1901-1930. Die Temperaturen in den letzten 120 Jahren sind über dem Land, insbesondere über den großen Kontinentalmassen, stärker als über dem Meer angestiegen. So sind die Meeresoberflächentemperaturen im letzten Drittel des 20. Jahrhunderts nur etwa halb so stark gestiegen wie die Landtemperaturen. Der Nordatlantik zeigt sogar eine leichte Abkühlung. Der stärkste Temperaturanstieg wurde mit 2-4 °C und mehr auf den Kontinenten der mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel beobachtet, besonders über Eurasien. Auf der südlichen Hemisphäre ist der Temperaturanstieg wegen der großen Wassermassen geringer als auf der nördlichen, aber auch die Temperaturen auf den flächenmäßg kleineren Landgebieten sind hier deutlich weniger stark angestiegen als auf der Nordhalbkugel.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.2.2.1</ref>.

Neben dem horizontalen zeigt der Temperaturwandel der letzten Jahrzehnte auch ein charakteristisches vertikales Muster. Die Auswertung neuerer Satelliten- und Radiosondendaten hat auch für die [[Troposphäre]] insgesamt eine Erwärmung ergeben, die je nach Datensatz zwischen 0.04 °C to 0.20 °C pro Jahrzehnt für 1979 bis 2004 beträgt. Die untere [[Stratosphäre]] zeigt dagegen eine deutliche Temperaturabnahme. Das ist zum einen auf die Zerstörung von Ozon zurückzuführen, das in der Stratospäre als Treibhausgas wirkt. Zum anderen liegt darin eine Folge der Erwärmung der unteren Atmosphäre durch Treibhausgase. Radiosonden- und Satellitenmessungen ergeben für die untere Stratosphäre (in den Tropen ab 16-17 km und in den höheren Breiten ab 8-10 km Höhe) eine Abkühlung von –0.32 °C bis –0.47 °C pro Jahrzehnt seit 1979<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.4.1.2</ref>. Seit Beginn der Messungen war die Temperatur in der unteren Stratosphäre nie so niedrig wie in den letzten Jahren. Der generelle Trend der Temperaturabnahme wird jedoch unterbrochen durch kurzfristige Erwärmungen, die durch [[Vulkanismus|Vulkanausbrüche]] wie die des El Chichon 1982 und des Mt. Pinatubo 1991 verursacht werden.

== Änderung der Niederschläge ==
[[Bild:Precipitation global1900-2020.png|thumb|520px|Abb. 4: Änderung der globalen jährlichen Niederschläge 1900 bis 2019 im Vergleich zum Mittel 1901-2000]]
[[Bild:Prec trends global map.jpg|thumb|520px|Abb. 5: Änderung der Jahresmittelwerte der Niederschläge der Periode 1986-2015 im Vergleich zu 1901-1960 ]]
In einer wärmeren Atmosphäre erhöht sich auch deren Fähigkeit, Wasserdampf zu halten (siehe [[Niederschlag]]).
Dadurch werden die Verdunstung verstärkt und die Niederschläge erhöht, allerdings räumlich sehr uneinheitlich. Über den Ozeanen wurde in Übereinstimmung mit einer Zunahme der Meeresoberflächentemperatur eine Erhöhung des Wasserdampfgehalts der Troposphäre um 4% seit 1970 beobachtet. In den ohnehin trockenen Subtropen verstärkt sich die potentielle Verdunstung, die in der wärmeren Atmosphäre aber seltener zu einer Wasserdampfsättigung und damit zu Niederschlägen führt. Wenn Niederschläge hier fallen, dann können sie wegen des höheren Wasserdampfgehalts der Atmosphäre heftiger ausfallen. In den mittleren und höheren Breiten ist aufgrund der atmosphärischen Zirkulation, die einerseits das verdunstete Wasser aus den Subtropen in höhere Breiten transportiert und zum anderen das Mehr an Wasserdampf von den Ozeanen Richtung Kontinente befördert, allgemein mit höheren Niederschlägen zu rechnen.

Kompliziert werden die Niederschlagsänderungen über Land durch die Wirkung von Aerosolen, die räumlich begrenzt Sonnenstrahlen reflektieren und damit abkühlend wirken, als Rußaerosole aber auch zur Erwärmung der mittleren Troposphäre führen und so den hydrologischen Zyklus abschwächen können. Hinzu kommen die Probleme, die sich durch das unvollständige Messnetz und die Schwierigkeiten, Niederschläge überhaupt zuverlässig zu messen, ergeben. Ein globaler Trend ist daher für das 20. Jahrhundert nicht auszumachen.

Großräumig und regional, teilweise aber auch in zeitlicher Hinsicht, ergibt sich für die Veränderungen der Niederschläge im 20. Jahrhundert ein sehr uneinheitliches Bild. In den mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel über Nordamerika und Eurasien haben die Niederschläge in der Zeit von 1900 bis 2005 nahezu durchgehend um 6-8% zugenommen. Deutliche Zunahmen finden sich auch über Argentinien und der La-Plate-Region sowie über dem westlichen Australien. Abnehmende Niederschläge zeigen dagegen der Mittelmeerraum, die Sahelzone, Südafrika, Teile Südasiens, der Karibik sowie Chile. In Südasien und Westafrika gingen die Niederschläge zwischen 1900 und 2005 um 7,5% zurück<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.3.2.2</ref>

Niederschläge unterliegen schon von Natur aus starken Schwankungen, z.B. in Abhängigkeit von Zirkulationsmustern wie dem ENSO-Phänomen oder der Nordatlantischen Zirkulation. Die Tendenz zu höheren Temperaturen ist ein weiterer Faktor, der diese Schwankungen, aber auch die Verdunstung und die Art der Niederschläge mit Rückwirkungen auf die Temperatur beeinflusst. Höhere Temperaturen können durch eine stärkere Verdunstung ein Mehr an Niederschlägen wieder zunichte machen. Und sie verstärken nur solange die Verdunstung, wie genügend Wasser bzw. Feuchtigkeit zur Verfügung steht, das verdunstet werden kann. Falls das der Fall ist, wird bei der Verdunstung Energie verbraucht, die der Atmosphäre entzogen wird, wodurch sich diese weniger erwärmt und weniger Wasserdampf aufnimmt. Bei fehlender Feuchte und Verdunstung heizt sich die Atmosphäre stark auf, ihre Wasserdampfkapazität erhöht sich und sie trocknet den Boden extrem aus. Fällt in mittleren und höheren Breiten in wärmeren Wintermonaten mehr Regen statt Schnee, hat das ebenfalls Folgen für die Feuchtigkeit im Boden, da Schnee eher im Boden versickert und Regen schneller abfließt. Diese Faktoren spiegeln sich im sog. [[Palmer drought severity index]], dessen Veränderungen besser als die der Niederschläge selbst die tatsächlich zur Verfügung stehende Feuchtigkeit wiedergibt.

== Änderungen von Zirkulationsmustern ==
[[Bild: NAO-Index1860-2011.jpg|thumb|500px|Abb. 5: Winter-NAO-Index (Dez.-März) nach Hurrell 1860-2011]]
Nicht nur die Veränderung der Niederschläge, sondern auch die der übrigen klimatischen Faktoren können regional stark vom globalen Trend abweichen. So kann es bei einer globalen Erwärmung durchaus auch Regionen geben, in denen die Temperatur sinkt. Die Ursache liegt meistens in [[Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Zirkulationsmustern]], die in der Regel mehrjährigen Schwankungen unterliegen, die den allgemeinen Klimatrend überlagern können, von ihm aber auch beeinflusst werden. Die bekanntesten dieser Zirkulationsmuster sind das El-Niño-Southern-Oscillation-Phänomen ([[ENSO]]) und die [[Nordatlantische Oszillation]] (NAO). Die ENSO-Schwankungen folgen einem Rhythmus von ca. sieben Jahren, die NAO unterliegt einem Jahresrhythmus. Beide werden von Dekadenschwankungen überlagert. ENSO hat nahezu globale Auswirkungen und beeinflusst die Niederschläge in Ostafrika ebenso wie in den USA und Australien.

Die NAO hat vor allem einen Einfluss auf Europa und bestimmt hier die Wintertemperaturen und -niederschläge. Eine stärkere NAO bedeutet stärkere Winterstürme und einen stärkeren Atlantik-Einfluss auf das europäische Wetter, während das osteuropäische Kältehoch an Bedeutung verliert. Bei der NAO ist seit den späten 1970er Jahren bis in die Mitte der 1990er Jahre eine polwärtige Verschiebung und Verstärkung der Westwinde festgestellt worden. Damit einher verschob sich der Jetstream Richtung Pol. Untersuchungen ergaben für den Nordatlantik im Winter eine Verschiebung der Sturmbahnen in der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts um 180 km nach Norden.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.5.3</ref> Während dabei die Zahl der Stürme abgenommen hat, wurde ihre Intensität stärker. Seit Mitte der 1990er Jahre nimmt die Intensität der NAO wieder ab. Damit in Verbindung stehen wahrscheinlich die [[Kalte Winter in Europa|Kalten Winter in Europa]] der letzten Jahre. Ähnliche Veränderungen konnten auch auf der Südhalbkugel beobachtet werden. Die Folgen waren u.a. höhere europäische Wintertemperaturen und eine starke Erwärmung der antarktischen Halbinsel. Bei dem ENSO-Phänomen scheint es seit den späten 1970er Jahren mehr und stärkere El-Niño-Ereignisse gegeben zu haben, mit entsprechenden Folgen z.B. von [[Dürren]] in Indonesien, Überschwemmungen an der südamerikanischen Westküste und einer gegensätzlichen Temperaturentwicklung im westlichen und östlichen Teil Nordamerikas.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Siehe auch ==
* [[Abrupte Klimaänderungen]]
==Unterricht==
{{#set:
Unterrichtsmaterial=[[Klimawandel und seine Erkundung: Arbeitsblatt]]
|Unterrichtsmaterial=[[Klima im 20. Jahrhundert: Arbeitsblatt]]
}}
* [[Klimawandel und seine Erkundung: Arbeitsblatt]]
* [[Klima im 20. Jahrhundert: Arbeitsblatt]]

== Weblinks ==
* F.-W. Gerstengarbe, P. Werner (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28157 Der rezente Klimawandel], aus: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 34-43
* [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=_dwdwww_klima_umwelt_ueberwachung_global&_state=maximized&_windowLabel=T26201578251161151201109&T26201578251161151201109gsbDocumentPath=Navigation%2FOeffentlichkeit%2FKlima__Umwelt%2FKlimaueberwachung%2FGlobal%2Fpublikationen%2Fwmo__publikationen%2Fhome__wmo__publikationen__node.html WMO-Bericht zum Zustand des globalen Klimas 2007 und 2008] Deutsche Übersetzung durch den Deutschen Wetterdienst
* [https://wmo.int/publication-series/state-of-global-climate WMO Statement on the Status of the Global Climate] frühere WMO-Berichte auf Englisch (1995-2007)
* [http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress21D.pdf Satellitendaten und bodennahen Temperaturmessungen] Climate Press Nr. 21, September 2005
* National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA): [http://www.noaanews.noaa.gov/stories2011/20110112_globalstats.html 2010 Tied For Warmest Year on Record]

== Lizenzhinweis ==
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimageschichte, Klimawandel, Klimaänderungen</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaänderungen]]

2023, 2024 und 2025 - die wärmsten Jahre

2025-07-28T15:33:43Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Globale temp1850-2023.jpg|thumb|620px|Abb. 1: Globale Jahresmitteltemperatur 1850-2023, relativ zum Mittel 1850-1900 (vorindustriell). Vertikale Linien zeigen Unsicherheitsbereiche an.]]
== Klimaänderung im Jahr 2023 ==
=== Atmosphäre ===
2023 wurde zum wärmsten Jahr, seit es ausreichend Daten für die Bestimmung der globalen Mitteltemperatur gibt, d.h. seit 1850. Die [[Globale Mitteltemperatur|globale Mitteltemperatur]] lag nach dem Erdbeobachtungsprogramm der Europäischen Union ''Copernicus Climate Change Service'' (''C3S'')<ref name="Copernicus 2024">Copernicus Climate Change Service (2024): [https://climate.copernicus.eu/global-climate-highlights-2023 Global Climate Highlights 2023]</ref> mit 1,48 °C über der vorindustriellen Periode 1850-1900 nur noch knapp unter der [[2-Grad-Ziel|1,5-Grad-Grenze]], die nach dem [[2-Grad-Ziel|Klimaabkommen von Paris]] (2015) im 21. Jahrhundert längerfristig (d.h. als Mittel einer Periode von 20 Jahren<ref name="Betts 2023">Betts, R.A., S.E. Belcher, L. Hermanson et al. (2023): [https://www.nature.com/articles/d41586-023-03775-z Approaching 1.5 °C: how will we know we’ve reached this crucial warming mark?] Nature, 1. December 2023</ref>) nicht überschritten werden sollte, um einen gefährlichen Klimawandel zu vermeiden. Und 2023 übertraf mit 0,17 °C deutlich das bis dahin wärmste Jahr 2016. Die Daten des kalifornischen Instituts Berkeley Earth<ref name="Berkeley Earth 2024">Berkeley Earth (2024): [https://berkeleyearth.org/global-temperature-report-for-2023/ Global Temperature Report for 2023]</ref> zeigen sogar mit 1,54 °C eine Überschreitung der 1,5-Grad-Marke (Abb. 1), während das britische Hadley Centre ähnlich wie das ''C3S'' mit 1,46 °C knapp darunter liegt.<ref name="Hausfather 2024a">Hausfather, Z., Carbon Brief (2024): [https://www.carbonbrief.org/state-of-the-climate-2023-smashes-records-for-surface-temperature-and-ocean-heat/ State of the Climate: 2023 smashes records for surface temperature and ocean heat]</ref> Die Synthese von sechs renommierten Datensätzen durch die WMO (World Meteorological Organization) ergibt einen Mittelwert von 1,45 °C über dem Mittel der vorindustriellen Periode 1850-1900.<ref name="WMO 2024">WMO (2024): [https://library.wmo.int/records/item/68835-state-of-the-global-climate-2023 State of the Global Climate 2023]</ref>

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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Global warming by month 2023.jpg|thumb|620px|Abb. 2: Globale Temperaturänderung 2023 im Vergleich zur vorindustriellen Periode 1850-1900 nach Monaten.]]
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|}
Nach einem kühlen Beginn aufgrund vorherrschender [[ENSO|La-Niña]]-Bedingungen war jeder Monat des Jahres 2023 von Juni bis Dezember der wärmste je gemessene Monat seit 1850 (Abb. 2). Juli und August lagen um 0,3 °C über dem jeweils früheren Rekord-Monat, der September sogar um 0,5 °C. Einen solchen Abstand zu früheren Rekord-Monaten wie im September hatte es noch nie gegeben. Bei den absoluten Temperaturen lag der Juli 2023 zum ersten Mal über der 17-Grad-Marke.<ref name="Hausfather 2024a" /> Besonders warm waren die Monate September bis Dezember, in denen bis auf sehr wenige Ausnahmen sich alle Tage um mehr als 1,5 °C gegenüber den vorindustriellen Vergleichstagen erwärmt hatten. Auf das gesamte Jahr 2023 bezogen galt das für fast die Hälfte aller Tage (Abb. 3).<ref name="Copernicus 2024" />
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Daily Temperature 2023.jpg|thumb|620px|Abb. 3: Zunahme der Tagesmitteltemperaturen des Jahres 2023 im Vergleich zur vorindustriellen Periode 1850-1900 ]]
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=== Land und Ozean ===
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Land ocean temp1850-2024 BE.jpg|thumb|620px|Abb. 4: Erwärmung über Land und Ozean 1850-2024. Temperaturabweichung vom vorindustriellen Mittel 1850-1900 in °C.]]
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|}
Nicht nur die globalen Temperaturen, sondern auch die Mitteltemperatur von Land und Ozean (Abb. 4) übertrafen 2023 alle früheren Jahre, die Landgebiete mit über zwei Grad Celsius (2.1 °C) und die Temperaturen über dem Ozean mit mehr als einem Grad (1,1 °C). Die Landtemperaturen waren damit um 0,13 °C höher als in dem früheren Rekordjahr 2020.<ref name="Berkeley Earth 2024" /> Besonders hohe Temperaturen wurden über Mittel- und Südamerika sowie Teilen von Asien registriert. Insgesamt wurden in 77 Ländern Rekordtemperaturen erreicht und ebenso auf einem Gebiet, auf dem 2,3 Milliarden Menschen bzw. 29% der Weltbevölkerung leben.<ref name="Hausfather 2024a" />

=== Meeresoberflächentemperaturen und Ozeanerwärmung ===
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Global-SST-1981-2025.jpg|thumb|620px|Abb. 5: Tageswerte der globalen Meeresoberflächentemperatur zwischen 60°S und 60°N 1981 bis Januar 2025 in °C. ]]
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|}
Auch die [[Meeresoberflächentemperatur]]en erreichten 2023 Rekordwerte und waren zum ersten Mal über 1 °C wärmer als das vorindustrielle Mittel. In der zweiten Jahreshälfte lagen die Meeresoberflächentemperaturen um fast ein Grad über dem Mittel von 1982-2010 (Abb. 5). Der Monat mit dem größten Abstand vom Mittel 1981-2020 war der September mit 0,67 °C.<ref name="Cheng 2024">Cheng, L., J. Abraham, K.E. Trenberth et al. (2024): [https://doi.org/10.1007/s00376-024-3378-5 New Record Ocean Temperatures and Related Climate Indicators in 2023], Advances in Atmospheric Siences</ref> Normalerweise wird die höchste Meeresoberflächentemperatur am Ende des Süd-Sommers im März gemessen, was mit der größeren Wassermasse auf der Südhalbkugel im Vergleich zur Nordhemisphäre zusammenhängt, und nimmt dann ab. 2023 stieg die Temperatur an der Wasseroberfläche dagegen ab Mai wieder an und erreichte einen Rekordwert im August von über 21 °C, womit der August 2023 mit Abstand der wärmste je gemessene Monat war (Abb. 5).<ref name="Reanalyzer 2024">Climate Reanalyzer (2024): [https://climatereanalyzer.org/clim/sst%20daily/ Daily Sea Surface Temperature]</ref> Besonders hohe Werte wurden im Nordatlantik und Nordpazifik (Abb. 6) gemessen, aber auch in der [[ENSO]]-Region des tropischen Pazifiks. Neben den Meeresoberflächentemperaturen zeigte aber auch der tiefere Ozean bis 2000 m die stärkste Erwärmung seit Beginn der Messungen.<ref name="Cheng 2024" /> Die zusätzliche Wärme durch anthropogene [[Treibhausgase]] in der Atmosphäre wird zu 93% vom Ozean aufgenommen, zweidrittel davon in den oberen 700 m.<ref name="Hausfather 2024a" /> Von 2019 bis 2023 übertraf die Erwärmung bis 2000 m Tiefe jedes Jahr die Temperaturen des vorhergehenden Jahres.<ref name="Cheng 2024" />
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:OHC 2023 relativ to 1981-2010.jpg|thumb|580px|Abb. 6: Ozeanischer Wärmegehalt in 0-2000 m Tiefe 2023 relativ zum Mittel 1981-2010 in 10<sup>9</sup> Joule pro m<sup>2</sup>]]
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|}

=== Erklärungen ===
Die längerfristigen Temperaturveränderungen über Jahrzehnte werden zunehmend durch den steigenden Gehalt anthropogener '''[[Treibhausgase]]''' in der Atmosphäre bestimmt. Der [[Kohlendioxid-Konzentration|CO<sub>2</sub>-Gehalt]] der Atmosphäre liegt inzwischen bei 420 ppm, die [[Methan]]-Konzentration bei 1920 ppb und die [[Lachgas|Distickstoff]]-Konzentration bei fast 337 ppb, mit langfristig unveränderten Steigerungsraten.<ref>NOAA - Global Monitoring Laboratory (2023): [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/ Carbon Cycle Greenhouse Gases]</ref> Auch die hohen Temperaturen 2023 sind hauptsächlich auf die Zunahme der Treibhausgase in der Atmosphäre zurückzuführen. Die globale Erwärmungsrate liegt inzwischen bei 0,2 °C pro Jahrzehnt.<ref name="Berkeley Earth 2024" /> Hinzu kommen weitere anthropogene und natürlich Faktoren, die im Wesentlichen kurzfristig wirken.
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|<div class="tleft" style="clear:none">[[Bild:ENSO globale Temperatur2024.jpg|thumb|840px|Abb. 7: Änderung der Globalen Monatsmitteltemperaturen und El-Niño- (rot), La-Niña- (blau) und neutrale (grau) Jahre 1950-2024]]</div>
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Schwankungen von Jahr zu Jahr sind vor allem durch das '''[[ENSO]]'''-System (Abb. 7) bedingt, einer natürlichen Variabilität von warmen und kühlen Wassertemperaturen im östlichen tropischen Pazifik, die weltweite Auswirkungen besitzt. So war das bisher wärmste Jahr, 2016, durch einen starken [[ENSO|El Niño]], der warmen Phase von ENSO, beeinflusst. Ab 2020 dominierte eine längere La Niña, die kalte Schwester von El Niño.<ref name="WMO 2023">World Meteorological Organization, WMO (2023): [https://library.wmo.int/index.php?lvl=notice_display&id=22265#.ZETuTM7P2Un State of the global climate 2022]</ref> Als Folge stiegen die Temperaturen ab 2021 und 2022 nicht weiter an. Auch in den ersten Monaten des Jahres 2023 herrschten noch die La-Niña-Bedingungen aus den beiden vorangehenden Jahren vor. Ab Mitte des Jahres kam es jedoch durch einen neuen El Niño wieder zu höheren Wassertemperaturen im Pazifik, die sich um einige Monate verzögert dann auch auf die globalen Temperaturen auswirkten. Dabei trat der El Niño 2023 gegenüber vorhergehenden Jahren ungewöhnlich früh auf.<ref name="Berkeley Earth 2024" />

Auch der 11-jährige '''Schwabe-Zyklus''' der [[Sonneneinstrahlung und Klimaänderungen|Sonneneinstrahlung]], die aktuell etwas zunimmt, besitzt einen gewissen Einfluss auf die globale Mitteltemperatur, der jedoch sehr gering ist. Zeitlich noch kurzfristiger wirken [[Vulkanismus|'''Vulkanausbrüche''']] durch die Emission von Sulfat-Aerosolen in die Stratosphäre, die in der Regel einen abkühlenden Effekt besitzen. Im Januar 2022 gab es jedoch einen ungewöhnlichen untermeerischen Vulkanausbruch durch den Hunga Tonga,<ref>A. Tandom, Carbon Brief (2023): [https://www.carbonbrief.org/tonga-volcano-eruption-raises-imminent-risk-of-temporary-1-5c-breach/ Tonga volcano eruption raises ‘imminent’ risk of temporary 1.5C breach]</ref> bei dem sehr viel Wasserdampf in die Stratosphäre gelangt ist, aber nur wenige Sulfat-Aerosole entstanden, wodurch dieser Ausbruch geringfügig zur Erwärmung beigetragen hat. Speziell für die ungewöhnliche Erwärmung der Meeresoberflächentemperaturen im Nordatlantik kommt auch eine geringere Staubbelastung durch weniger '''Sahara-Staub''' in Frage, wodurch mehr Sonnenstrahlen die Meeresoberfläche erreichten und sie erwärmen konnten. Auch eine anthropogene Maßnahme hatte einen gewissen Anteil an der Erwärmung 2023. 2020 wurden durch ein internationales Abkommen die Schwefeldioxid-Emissionen durch den '''Schiffsverkehr''' um 8,5 Mio. t pro Jahr auf 2,5 Mio. t reduziert, was eine abrupte Abnahme der globalen SO<sub>2</sub>-Emissionen, aus denen in der Atmosphäre [[Sulfataerosole|Sulfat-Aerosole]] entstehen, um 10%<ref name="Hausfather 2023">Hausfather, Z., Carbon Brief (2023): [https://www.carbonbrief.org/state-of-the-climate-global-temperatures-throughout-mid-2023-shatter-records/ State of the climate: Global temperatures throughout mid-2023 shatter records]</ref><ref>Hausfather Z, Forster P. 2023. Analysis: [https://www.carbonbrief.org/analysis-how-low-sulphur-shipping-rules-are-affecting-global-warming/ How low-sulphur shipping rules are affecting global warming]. Carbon Brief</ref> und damit einen Erwärmungseffekt von 0,2 °C über dem Nordatlantik zur Folge hatte.<ref name="Berkeley Earth 2024" />

Die '''Wirkung von Aerosolen''' reicht allerdings über die Maßnahme beim Schiffsverkehr weit hinaus. Vor allem durch das Verbrennen von fossilen Energieträgern ist es im 20. Jahrhundert zunächst zu einer sich verstärkenden Emission von [[Aerosole]]n, und zwar besonders von [[Sulfataerosole|SO<sub>2</sub>-Aerosolen]], gekommen. Das hat dazu geführt, dass die globale Erwärmung abgeschwächt wurde, weil Aerosole durch die Reflektion von Sonnenstrahlung und die Förderung der Wolkenbildung eine Abkühlung bewirken. Seit den 2000er Jahren hat die Luftreinhaltepolitik in zahlreichen Staaten jedoch dazu geführt, dass die SO<sub>2</sub>-Emissionen auch global zurückgegangen sind, in manchen Regionen wie Europa und Nordamerika auch schon seit den 1970er und 1980er Jahren. Die Folge war eine Verringerung des Abkühlungseffekts durch Aerosole, wodurch sich die Erwärmung durch die zunehmenden Treibhausgase ungehinderter bemerkbar machen konnte. Nach Jenkins et al. (2022) hat sich allein dadurch die Zunahme der globalen Mitteltemperatur von 0,18 °C/Jahrzehnt in den 2000er Jahren auf 0,35 °C/Jahrzehnt in den 2010er Jahren fast verdoppelt.<ref name="Jenkins 2022">Jenkins, S., R. Grainger, A. Povey, A. Gettelman, P. Stier and M. Allen (2022): [https://doi.org/10.1175/JCLI-D-22-0081.1 Is Anthropogenic Global Warming Accelerating?], J. Climate, 1–43</ref>

=== Auswirkungen ===
* [[Extremereignisse 2023]]

== Klimaänderung im Jahr 2024 ==
=== Globale Erwärmung ===
[[Bild:Global temp 1967-2024.jpg|thumb|620px|Abb. 9: Globale Temperaturen 1967-2024 relativ zu 1850-1900 nach verschiedenen Datenreihen. Die orangenen Punkte geben die Werte anderer Datenquellen an.]]
2024 hat das Jahr 2023 noch übertroffen und ist nunmehr das wärmste Jahr seit Beginn der Messungen. Die globale Mitteltemperatur lag nach den Daten von Berkeley Earth 1,62 °C über dem Mittel der als vorindustriell geltenden Klimaperiode 1850-1900.<ref name="Berkeley Earth 2025">Berkeley Earth (2025): [https://berkeleyearth.org/global-temperature-report-for-2024/ Global Temperature Report for 2024]</ref> Nach den Reanalyse-Daten des europäischen Klimadienstes [https://climate.copernicus.eu/ Copernicus Climate Change Servic]e (C3S) lag die globale Mitteltemperatur bei 15,1 °C und damit um 1,6 °C über dem vorindustriellen Wert und um 0,12 °C höher als die globale Mitteltemperatur des bisherigen Rekordjahrs 2023. Der 22. Juli 2024 war mit 17,16 °C der wärmste je gemessene Tag.<ref name="C3S 2025">C3S (2025): [https://climate.copernicus.eu/global-climate-highlights-2024 Copernicus: Global Climate Highlights 2024]</ref> Die WMO schätzt nach Auswertung von 5 Datensätzen die globale Erwärmung von 2024 auf 1,55 °C über dem vorindustriellen Niveau.<ref name="WMO 2025">WMO (2025): [https://wmo.int/media/news/wmo-confirms-2024-warmest-year-record-about-155degc-above-pre-industrial-level WMO confirms 2024 as warmest year on record at about 1.55°C above pre-industrial level]</ref>

Damit ist 2024 das erste Jahr, das die [[2-Grad-Ziel|Grenze des Pariser Klimaabkommens von 2015 von 1,5 °C]] überschritten hat, wobei sich diese Grenze in dem Pariser Abkommen allerdings auf 20 Jahre bezieht und nicht auf ein oder zwei Jahre. Andererseits wird immer deutlicher, dass ein [[Verbleibendes CO2-Budget|Überschreiten der 1,5°C-Grenze]] auch über einen längeren Zeitraum kaum noch zu vermeiden sein wird. Mit der Erwärmung zwischen 2022 und 2024 liegt der abrupteste Temperaturanstieg seit den 1870er Jahren vor.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Die Erwärmungsrate über die letzten 50 Jahre betrug 0,2 °C pro Jahrzehnt.<ref name="NOAA 2025a">NOAA National Centers for Environmental Information (2025): [https://www.ncei.noaa.gov/access/monitoring/monthly-report/global/202413 Global Climate Report 2024]</ref> 2024 war zudem jeder Monat um 1,5 °C wärmer als in der vorindustriellen Zeit von 1850 bis 1900. Und die letzten 10 Jahre sind die 10 wärmsten Jahre seit Beginn der Messungen in den 1850er Jahren. Möglicherweise befindet sich die Erde gegenwärtig sogar in dem wärmsten Zustand seit der letzten Zwischeneiszeit vor 120.000 Jahren.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Auf diesem Hintergrund schätzt Copernicus Climate Change, dass die 1,5-Grad-Grenze als Mittelwert über 20-30 Jahre in den 2030er Jahren überschritten wird.<ref name="C3S 2025"/>

=== Land und Ozean ===
Die Temperaturzunahme betrifft sowohl die Lufttemperatur über dem Land als auch über dem Ozean (Abb. 4). Dabei hat sich die Temperatur über den Landflächen mit 2,28 °C über dem Mittel von 1850-1900 wie üblich stärker erhöht als die über den Ozeanen. Die Zunahme über dem Land von 0,6 °C zwischen 2022 und 2024 ist die stärkste Temperaturzunahme innerhalb von zwei Jahren seit den 1870er Jahren.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Regional haben besonders die [[Tropen]] und die nördlichen mittleren Breiten zu den Rekordtemperaturen beigetragen. Bei über 91% der globalen Fläche lagen die Jahresmittelwerte über dem Mittel der jüngsten Klimaperiode 1991-2020. Die stärksten Abweichungen fanden sich mit bis zu 3 °C im nordöstlichen Kanada und im östlichen Europa. Die höchste gefühlte Temperatur wurde mit 59,1 °C in Algerien registriert.<ref name="C3S 2025"/> Etwa 3,3 Mrd. Menschen lebten in Regionen, in denen 2024 die Jahresmitteltemperaturen Rekorde erreichten, besonders in Asien, Süd- und Mittelamerika, Afrika und Osteuropa.<ref name="Berkeley Earth 2025"/>

Die Erwärmung der Luft über den Ozeanen lag 2024 bei 1,15 °C und damit nur geringfügig um 0,05 °C über der des Jahres 2023.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Gegenüber früheren Jahren waren aber die Temperaturen in der oberen Wasserschicht, die [[Meeresoberflächentemperatur]]en (auch SST nach engl. Sea Surface Temperature genannt), sowohl 2023 als auch 2024 außergewöhnlich hoch. Besonders war das der Fall im Atlantik, im Mittelmeer und im nördlichen Indischen Ozean.<ref name="C3S 2025"/> Nach der Studie von Cheng et al.(2025) <ref name="Cheng 2025">Cheng, L., J. Abraham, K.E. Trenberth et al. (2025): [https://doi.org/10.1007/s00376-025-4541-3 Record High Temperatures in the Ocean in 2024], Advances in Atmospheric Sciences</ref> spielte für die außerordentliche Erhöhung der globalen Mitteltemperatur 2023/24 die Erwärmung des Ozeans eine Schlüsselrolle. Dabei erwärmten sich die Meere nicht nur an der Oberfläche, sondern bis in eine Tiefe von 2000 Metern. Zwischen 2023 und 2024 haben die oberen 2000 m der Ozeane 16 Zettajoules (= 16 x 10<sup>21</sup> Joules) an Wärme aufgenommen. Das sind 140mal so viel wie durch die Stromerzeugung der Welt produziert wird.<ref name="WMO 2025"/>

=== Die Erwärmung des Ozeans ===
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:2024 global SST anomaly.jpg|thumb|420px|Abb. 10: Änderung der Meeresoberflächentemperatur 2024 gegenüber dem Mittel 1981-2010 in °C.]]||
[[Bild:2024 OHC anomaly.jpg|thumb|420px|Abb. 11: Erhöhung des Wärmegehalts der oberen 2000 m im Jahr 2024 gegenüber dem Mittel 1981-2010 in 10<sup>9</sup> Joule (= Gigajoule) pro m<sup>2</sup>.]]
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|}

Bei der Beurteilung der globalen Erwärmung sollte man nicht nur auf die 2m-Temperatur der Luft schauen, sondern vor allem auf den Ozean. Der Ozean nimmt viel mehr der globalen Erwärmung durch den Menschen auf als die Atmosphäre, in der der [[Klimawandel]] üblicherweise gemessen wird. Etwa 90% der zusätzlichen Wärme durch menschliche Aktivitäten im Klimasystem wird in den Weltmeeren gespeichert. Der Ozean ist daher der Schlüsselindikator der durch den Menschen bedingten Klimaänderung. Hier zeigt sich zunächst eine Temperaturzunahme in der oberen Wasserschicht, die sich seit den 1970er Jahren zunehmend beschleunigt hat, und das besonders in den 2010er und noch einmal verstärkt in den letzten Jahren. So hat sich von 2022 auf 2023 die Meeresoberflächentemperatur um 0,24 °C erhöht. Die rekordhohe Meeresoberflächentemperatur von 2023 setzte sich im ersten Halbjahr 2024 fort, schwächte sich aber in der 2. Hälfte ab und lag über das ganze Jahr gemittelt bei 0,05-0,07 °C über dem Mittel von 2023. Im Vergleich zu dem Durchschnitt von 1981-2020 war die Meeresoberflächentemperatur von 2024 dagegen um 0,61 °C höher.<ref name="Cheng 2025"/>

Die Zunahme der Meeresoberflächentemperatur war 2024 auf der Nordhalbkugel höher als auf der Südhemisphäre. Die höchste Erwärmung unter den Ozeanbecken zeigten der NW-Pazifik und der N-Atlantik mit >3°C bzw. >2°C gegenüber dem Mittel von 1981-2010. Als möglicher Grund wird der Rückgang der industriellen [[Klimawirkung von Aerosolen|Aerosol-Emissionen]] in China seit 2010 angenommen. Eine Abkühlung der SST zeigt der Südliche Ozean rund um die Antarktis, möglicherweise durch den Süßwassereintrag durch Schmelzprozesse auf dem [[Antarktischer Eisschild|Antarktischen Eisschild]]. Die stärkste Erwärmung überhaupt ereignete sich im [[Klimaänderungen im Mittelmeerraum|Mittelmeerraum]]. Hier war die Temperaturzunahme von 2023 auf 2024 in den oberen 2000 m fünf Mal höher als die mittlere Erwärmungsrate in den letzten zwei Jahrzehnten.<ref name="Cheng 2025"/>

Eine deutlich stärkere Zunahme zeigte dagegen der Wärmegehalt der Ozeane in der Wasserschicht von 0 bis 2000 m Tiefe. Er lag 2024 um 16 ZJ über dem Wärmegehalt von 2023. Die Höhe dieser Erwärmungszunahme wird deutlich, wenn man die bisherige Erwärmungsraten der letzten Jahrzehnte betrachtet. Sie betrug 1958-1985 rd. 3 ZJ pro Jahr, verdreifachte sich danach auf 9 ZJ/Jahr und lag im letzten Jahrzehnt bei 10-12 ZJ/Jahr. Regional zeigt die stärkste Erwärmung der Nordrand des antarktischen Zirkumpolarstroms, eine Schlüsselregion für die ozeanische Wärmeaufnahme, von wo die Wärme nach Norden verteilt wird. Die größte Wärmeaufnahme der einzelnen Ozeane weist dabei der Atlantik auf, während im Indischen und Pazifischen Ozean Regionen auffallen, die sich 2024 gegenüber dem Zeitraum 1981-2010 auch abgekühlt haben.<ref name="Cheng 2025"/>

=== Erklärungen ===
[[Bild:Hunga Tonga 15.1.2022.jpg|thumb|420px|Abb. 12: Ausbruch des Unterwasservulkans Hunga Tonga am 15.1.2022. ]]
[[Bild:CO2 CH4 concentration 2003-2024.jpg|thumb|580px|Abb. 13: Änderung der globalen CO<sub>2</sub>- und CH<sub>4</sub>-Konzentration zwischen 2003 und 2024. ]]
Die Ursache für die hohe globale Mitteltemperatur 2024, mit der zum ersten Mal seit Beginn der Messungen im 19. Jahrhundert die Grenze des Pariser Abkommens von 1,5 °C überschritten wurde, setzten sich im Wesentlichen von 2023 in das Jahr 2024 fort. An erster Stelle steht die Erhöhung der Konzentration der anthropogenen [[Treibhausgase]] in der Atmosphäre. Dann folgen die bis über die Mitte des Jahres anhaltenden Wirkungen von [[ENSO|El Niño]] (Abb. 7), die abnehmende Wirkung der anthropogenen Aerosolbelastung, die Wasserdampfemissionen des Hunga-Tonga Vulkans (Abb. 12), der Schwabe-Zyklus der Sonneneinstrahlung und der geringere Sahara-Staub über dem Nordatlantik.<ref name="Hausfather 2025">Hausfather, Z., CarbonBrief (2025): [https://www.carbonbrief.org/state-of-the-climate-2024-sets-a-new-record-as-the-first-year-above-1-5c/ State of the climate: 2024 sets a new record as the first year above 1.5C]</ref>

Die Anteile der einzelnen Antriebe an der Erwärmung 2024 sind schwierig zu berechnen. Nach Hausfather (2025)<ref name="Hausfather 2025"/> betrug der Anteil von El Niño 0,16 °C und hatte damit 2024 eine deutlich stärkere Wirkung als 2023, als die warme ENSO-Phase nur mit 0,04 °C beteiligt war. Der Grund ist darin zu sehen, dass die ENSO-Schwankungen im Pazifik sich erst mit einer Verzögerung von 3-6 Monaten<ref name="Berkeley Earth 2025">Berkeley Earth (2025): [https://berkeleyearth.org/global-temperature-report-for-2024/ Global Temperature Report for 2024]</ref> auf die globale Temperatur auswirken. Für die Ozeanerwärmung, die im NW-Pazifik noch stärker war als im N-Atlantik (Abb. 10 und 11), wird als mögliche Ursache in einer jüngsten Studie die Abnahme der Aerosol-Emissionen in China angenommen.<ref name="Cheng 2025"/> Die Effekte der Solarstrahlung, des Hunga-Tonga und der Abnahme der Aerosol-Emissionen durch Regelungen im Schiffsverkehr schätzen Goessling et al. (2025)<ref name="Goessling 2025">Goessling, H.F., T. Rackow & T. Jung (2025): Recent global temperature surge intensified by record-low planetary albedo. Science387, 68-73 https://www.science.org/doi/10.1126/science.adq7280 </ref> in ihrer Untersuchung auf nicht mehr als 0,1 °C ein. Eine deutlich stärkere Auswirkung sehen die Autoren in der Wirkung der Abnahme niedriger Wolken, besonders in den nördlichen mittleren Breiten und den Tropen, deren Ursache aber nicht endgültig geklärt sind. Ein Grund könnte in der Erwärmung der Ozeane durch den anthropogenen Treibhauseffekt liegen, womit es sich hier um eine Rückkopplung mit der globalen Erwärmung handeln würde, die auch künftig eine Rolle spielen könnte.

Die mit Abstand wichtigste und auch über die nächsten Jahre und Jahrzehnte anhaltende Ursache der Erhöhung der globalen Mitteltemperatur sind jedoch die menschlichen Aktivitäten, besonders die fortgesetzt steigende Erhöhung der Treibhausemissionen sowie die Abnahme der Emissionen von Schwefeldioxid und damit der Aerosolbelastung. Betts et al. (2025)<ref name="Betts 2025">Betts, R., C. Jones, R. Keeling, CarbonBrief (2025): [https://www.carbonbrief.org/met-office-atmospheric-co2-rise-now-exceeding-ipcc-1-5c-pathways/ Met Office: Atmospheric CO<sub>2</sub> rise now exceeding IPCC 1.5C pathways]</ref> schätzen den Temperatureffekt von CO<sub>2</sub> und anderen anthropogenen Treibhausgasen für 2024 auf über 1,3 °C gegenüber dem vorindustriellen Niveau, und damit auf ein Vielfaches der oben angesprochenen singulären natürlichen wie anthropogenen Gründe, die kurzfristigen Schwankungen unterliegen. Die CO<sub>2</sub>-Konzentration hat auf der Messstation Mauna Loa auf Hawaii von 2023 auf 2024 so stark zugenommen wie nie zuvor. Während die Anstiegsrate in den 1960er Jahren bei 0,86 ppm/Jahr lag und in der ersten Hälfte der 2020er Jahre (2020-2024) bei 2,58 ppm/Jahr, stieg sie zwischen 2023 und 2024 auf den Rekordwert von 3,58 ppm/Jahr. Die wichtigste Ursache waren die CO2-Emissionen, die u.a. aufgrund zahlreicher Brände auf der Nordhalbkugel verstärkt wurden. Es kam aber noch hinzu, dass auch die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch die Landvegetation ungewöhnlich gering war und damit mehr Kohlendioxid in der Atmosphäre verblieb. Eine Ursache waren die El-Niño-Bedingungen, durch die vielerorts heißes und trockenes Wetter herrschte, was das Pflanzenwachstum hemmte.

Die globale CO<sub>2</sub>-Konzentration (Abb. 13) liegt etwas niedriger als die Konzentration auf dem Mauna Loa,<ref name="NOAA 2025b">NOAA Global Monitoring Laboratory (2025): [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/mlo.html Trends in Atmospheric Carbon Dioxide (CO2)]</ref> da es eine Weile dauert, bis sich die hohen Werte des Mauna Loa von 2024 über den ganzen Globus ausgebreitet haben.<ref name="Betts 2025"/> Die Anstiegsrate der Methan-Konzentration hat sich zwischen 2023 und 2024 zwar etwas abgeschwächt, steigt aber ebenfalls weiter an (Abb. 13).<ref name="NOAA 2025c">NOAA Global Monitoring Laboratory (2025): [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends_ch4/ Trends in Atmospheric Methane (CH4)]</ref>

== Ausblick ==
[[Bild:Temp 1950-2024 models obs.jpg|thumb|540px|Abb. 14: Änderung der globalen Jahresmitteltemperatur ab 1950 nach Beobachtungen und CMIP6-Modellsimulationen (ab 2015 nach dem Szenario SSP2-4.5) im Vergleich zur Referenzperiode 1981-2010.]]
Die Jahre 2023 und 2024 waren möglicherweise der Einstieg in eine von der Menschheit nie erfahrenen Klimaperiode. Das schnelle Tempo des Wandels hat Wissenschaftler überrascht und Besorgnis über die Folgen [[Wetterextreme und Klimawandel|extremer Wetterbedingungen]] hervorgerufen.<ref name="Ripple 2023">Ripple, W.J., C. Wolf, J.W. Gregg et al. (2023): [https://doi.org/10.1093/biosci/biad080 The 2023 state of the climate report: Entering uncharted territory], BioScience, 2023;, biad080</ref> Manche Forscher sprechen von einem 'unvermessenen Territorium', in das die Welt sich begeben habe.<ref name="Ripple 2023" /><ref>Schmidt, G. (2024): Why 2023’s heat anomaly is worrying scientists, Nature 627, DOI: 10.1038/d41586-024-00816-z</ref> Die Grenze von 1,5 °C, die nach dem Paris-Abkommen von 2015 die Grenze zu einem gefährlichen Klimawandel markiert, wurde 2023 nur knapp unterschritten bzw. 2024 sogar überschritten. Allerdings meint das Abkommen von Paris die Mitteltemperatur über einen längeren Zeitraum, im allgemeinen über 20 Jahre, nicht nur über ein Jahr oder gar einen Monat.<ref name="Berkeley Earth 2023">Berkeley Earth (2023): [https://berkeleyearth.org/september-2023-temperature-update/ September 2023 Temperature Update]</ref> Das Jahr 2024 ist noch einmal wärmer geworden als 2023. Ein Grund sind die ungebremst weitergehenden [[Treibhausgasemissionen]], ein anderer der bis zur Mitte des Jahres 2024 andauernde El Niño.<ref name="Berkeley Earth 2024" />

Trotz der starken Temperatursteigerung 2023 und 2024 liegen die beiden Jahre innerhalb der von [[Klimamodelle]]n vorhergesagten Bandbreite der globalen Temperaturentwicklung (Abb. 14). Klimamodelle der jüngsten Generation CMIP6 haben einerseits die Vergangenheit in sog. ‚Nachhersagen‘, also retrospektiven Klimavorhersagen, simuliert, andererseits die auf diese Simulation folgenden Jahre vorhergesagt. Die Grenze der beiden Berechnungen lag bei 2015. Benutzt wurden 37 CMIP6-Modelle. Die Vorhersagen wurden mit dem [[SSP-Szenarien|Szenario SSP2-4.5]] durchgeführt. Der Vergleich mit den Beobachtungen zeigt, dass die tatsächliche Änderung der globalen Mitteltemperatur im 21. Jahrhundert weitgehend unterhalb des Mittels der Modellergebnisse liegt, das Jahr 2024 das Modellmittel aber geringfügig überschreitet.<ref name="Hausfather 2025"/> Die Modellvorhersagen in Abb. 14 wurden bis 2030 gerechnet. Es ist davon auszugehen, dass sie wie in den vergangenen Jahrzehnten auch mit den künftigen Beobachtungen sehr wahrscheinlich übereinstimmen werden. Diese werden 2030 etwa 1,0 °C über der Referenzperiode 1980-2010 liegen. Obwohl mit einer Abnahme der Steigerungsrate der [[Treibhausgasemissionen]] gerechnet wird, kommt es nicht zu einer Abschwächung der Temperaturzunahme. Ein wichtiger Grund dürfte die [[Klimawirkung von Aerosolen|Verringerung der Aerosol-Belastung]] sein. Aerosole reflektieren die Sonneneinstrahlung und bewirken eine Abkühlung. Durch weniger Aerosole gelangen mehr Sonnenstrahlen bis auf den Erdboden, was zu einer Erwärmung führt.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* Klimadaten der amerikanischen Wetterbehörde [NOAA]
* Klimadaten der [http://data.giss.nasa.gov/gistemp/ NASA]
* Klimadaten des [http://www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadcrut3/ Hadley Centre] (GB)
* Klimadaten von [https://berkeleyearth.org/whats-new/?cat=temperature-updates Berkeley Earth]

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Klimaänderungen global (Bilder)]]
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[[Kategorie:Klimaänderungen]]

2023, 2024 und 2025 - die wärmsten Jahre

2025-07-28T15:28:19Z

Ata Z.: /* Weblinks */

[[Bild:Globale temp1850-2023.jpg|thumb|620px|Abb. 1: Globale Jahresmitteltemperatur 1850-2023, relativ zum Mittel 1850-1900 (vorindustriell). Vertikale Linien zeigen Unsicherheitsbereiche an.]]
== Klimaänderung im Jahr 2023 ==
=== Atmosphäre ===
2023 wurde zum wärmsten Jahr, seit es ausreichend Daten für die Bestimmung der globalen Mitteltemperatur gibt, d.h. seit 1850. Die [[Globale Mitteltemperatur|globale Mitteltemperatur]] lag nach dem Erdbeobachtungsprogramm der Europäischen Union ''Copernicus Climate Change Service'' (''C3S'')<ref name="Copernicus 2024">Copernicus Climate Change Service (2024): [https://climate.copernicus.eu/global-climate-highlights-2023 Global Climate Highlights 2023]</ref> mit 1,48 °C über der vorindustriellen Periode 1850-1900 nur noch knapp unter der [[2-Grad-Ziel|1,5-Grad-Grenze]], die nach dem [[2-Grad-Ziel|Klimaabkommen von Paris]] (2015) im 21. Jahrhundert längerfristig (d.h. als Mittel einer Periode von 20 Jahren<ref name="Betts 2023">Betts, R.A., S.E. Belcher, L. Hermanson et al. (2023): [https://www.nature.com/articles/d41586-023-03775-z Approaching 1.5 °C: how will we know we’ve reached this crucial warming mark?] Nature, 1. December 2023</ref>) nicht überschritten werden sollte, um einen gefährlichen Klimawandel zu vermeiden. Und 2023 übertraf mit 0,17 °C deutlich das bis dahin wärmste Jahr 2016. Die Daten des kalifornischen Instituts Berkeley Earth<ref name="Berkeley Earth 2024">Berkeley Earth (2024): [https://berkeleyearth.org/global-temperature-report-for-2023/ Global Temperature Report for 2023]</ref> zeigen sogar mit 1,54 °C eine Überschreitung der 1,5-Grad-Marke (Abb. 1), während das britische Hadley Centre ähnlich wie das ''C3S'' mit 1,46 °C knapp darunter liegt.<ref name="Hausfather 2024a">Hausfather, Z., Carbon Brief (2024): [https://www.carbonbrief.org/state-of-the-climate-2023-smashes-records-for-surface-temperature-and-ocean-heat/ State of the Climate: 2023 smashes records for surface temperature and ocean heat]</ref> Die Synthese von sechs renommierten Datensätzen durch die WMO (World Meteorological Organization) ergibt einen Mittelwert von 1,45 °C über dem Mittel der vorindustriellen Periode 1850-1900.<ref name="WMO 2024">WMO (2024): [https://library.wmo.int/records/item/68835-state-of-the-global-climate-2023 State of the Global Climate 2023]</ref>

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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Global warming by month 2023.jpg|thumb|620px|Abb. 2: Globale Temperaturänderung 2023 im Vergleich zur vorindustriellen Periode 1850-1900 nach Monaten.]]
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Nach einem kühlen Beginn aufgrund vorherrschender [[ENSO|La-Niña]]-Bedingungen war jeder Monat des Jahres 2023 von Juni bis Dezember der wärmste je gemessene Monat seit 1850 (Abb. 2). Juli und August lagen um 0,3 °C über dem jeweils früheren Rekord-Monat, der September sogar um 0,5 °C. Einen solchen Abstand zu früheren Rekord-Monaten wie im September hatte es noch nie gegeben. Bei den absoluten Temperaturen lag der Juli 2023 zum ersten Mal über der 17-Grad-Marke.<ref name="Hausfather 2024a" /> Besonders warm waren die Monate September bis Dezember, in denen bis auf sehr wenige Ausnahmen sich alle Tage um mehr als 1,5 °C gegenüber den vorindustriellen Vergleichstagen erwärmt hatten. Auf das gesamte Jahr 2023 bezogen galt das für fast die Hälfte aller Tage (Abb. 3).<ref name="Copernicus 2024" />
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Daily Temperature 2023.jpg|thumb|620px|Abb. 3: Zunahme der Tagesmitteltemperaturen des Jahres 2023 im Vergleich zur vorindustriellen Periode 1850-1900 ]]
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=== Land und Ozean ===
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Land ocean temp1850-2024 BE.jpg|thumb|620px|Abb. 4: Erwärmung über Land und Ozean 1850-2024. Temperaturabweichung vom vorindustriellen Mittel 1850-1900 in °C.]]
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Nicht nur die globalen Temperaturen, sondern auch die Mitteltemperatur von Land und Ozean (Abb. 4) übertrafen 2023 alle früheren Jahre, die Landgebiete mit über zwei Grad Celsius (2.1 °C) und die Temperaturen über dem Ozean mit mehr als einem Grad (1,1 °C). Die Landtemperaturen waren damit um 0,13 °C höher als in dem früheren Rekordjahr 2020.<ref name="Berkeley Earth 2024" /> Besonders hohe Temperaturen wurden über Mittel- und Südamerika sowie Teilen von Asien registriert. Insgesamt wurden in 77 Ländern Rekordtemperaturen erreicht und ebenso auf einem Gebiet, auf dem 2,3 Milliarden Menschen bzw. 29% der Weltbevölkerung leben.<ref name="Hausfather 2024a" />

=== Meeresoberflächentemperaturen und Ozeanerwärmung ===
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:Global-SST-1981-2025.jpg|thumb|620px|Abb. 5: Tageswerte der globalen Meeresoberflächentemperatur zwischen 60°S und 60°N 1981 bis Januar 2025 in °C. ]]
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|}
Auch die [[Meeresoberflächentemperatur]]en erreichten 2023 Rekordwerte und waren zum ersten Mal über 1 °C wärmer als das vorindustrielle Mittel. In der zweiten Jahreshälfte lagen die Meeresoberflächentemperaturen um fast ein Grad über dem Mittel von 1982-2010 (Abb. 5). Der Monat mit dem größten Abstand vom Mittel 1981-2020 war der September mit 0,67 °C.<ref name="Cheng 2024">Cheng, L., J. Abraham, K.E. Trenberth et al. (2024): [https://doi.org/10.1007/s00376-024-3378-5 New Record Ocean Temperatures and Related Climate Indicators in 2023], Advances in Atmospheric Siences</ref> Normalerweise wird die höchste Meeresoberflächentemperatur am Ende des Süd-Sommers im März gemessen, was mit der größeren Wassermasse auf der Südhalbkugel im Vergleich zur Nordhemisphäre zusammenhängt, und nimmt dann ab. 2023 stieg die Temperatur an der Wasseroberfläche dagegen ab Mai wieder an und erreichte einen Rekordwert im August von über 21 °C, womit der August 2023 mit Abstand der wärmste je gemessene Monat war (Abb. 5).<ref name="Reanalyzer 2024">Climate Reanalyzer (2024): [https://climatereanalyzer.org/clim/sst%20daily/ Daily Sea Surface Temperature]</ref> Besonders hohe Werte wurden im Nordatlantik und Nordpazifik (Abb. 6) gemessen, aber auch in der [[ENSO]]-Region des tropischen Pazifiks. Neben den Meeresoberflächentemperaturen zeigte aber auch der tiefere Ozean bis 2000 m die stärkste Erwärmung seit Beginn der Messungen.<ref name="Cheng 2024" /> Die zusätzliche Wärme durch anthropogene [[Treibhausgase]] in der Atmosphäre wird zu 93% vom Ozean aufgenommen, zweidrittel davon in den oberen 700 m.<ref name="Hausfather 2024a" /> Von 2019 bis 2023 übertraf die Erwärmung bis 2000 m Tiefe jedes Jahr die Temperaturen des vorhergehenden Jahres.<ref name="Cheng 2024" />
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|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:OHC 2023 relativ to 1981-2010.jpg|thumb|580px|Abb. 6: Ozeanischer Wärmegehalt in 0-2000 m Tiefe 2023 relativ zum Mittel 1981-2010 in 10<sup>9</sup> Joule pro m<sup>2</sup>]]
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=== Erklärungen ===
Die längerfristigen Temperaturveränderungen über Jahrzehnte werden zunehmend durch den steigenden Gehalt anthropogener '''[[Treibhausgase]]''' in der Atmosphäre bestimmt. Der [[Kohlendioxid-Konzentration|CO<sub>2</sub>-Gehalt]] der Atmosphäre liegt inzwischen bei 420 ppm, die [[Methan]]-Konzentration bei 1920 ppb und die [[Lachgas|Distickstoff]]-Konzentration bei fast 337 ppb, mit langfristig unveränderten Steigerungsraten.<ref>NOAA - Global Monitoring Laboratory (2023): [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/ Carbon Cycle Greenhouse Gases]</ref> Auch die hohen Temperaturen 2023 sind hauptsächlich auf die Zunahme der Treibhausgase in der Atmosphäre zurückzuführen. Die globale Erwärmungsrate liegt inzwischen bei 0,2 °C pro Jahrzehnt.<ref name="Berkeley Earth 2024" /> Hinzu kommen weitere anthropogene und natürlich Faktoren, die im Wesentlichen kurzfristig wirken.
{|
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|<div class="tleft" style="clear:none">[[Bild:ENSO globale Temperatur2024.jpg|thumb|840px|Abb. 7: Änderung der Globalen Monatsmitteltemperaturen und El-Niño- (rot), La-Niña- (blau) und neutrale (grau) Jahre 1950-2024]]</div>
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Schwankungen von Jahr zu Jahr sind vor allem durch das '''[[ENSO]]'''-System (Abb. 7) bedingt, einer natürlichen Variabilität von warmen und kühlen Wassertemperaturen im östlichen tropischen Pazifik, die weltweite Auswirkungen besitzt. So war das bisher wärmste Jahr, 2016, durch einen starken [[ENSO|El Niño]], der warmen Phase von ENSO, beeinflusst. Ab 2020 dominierte eine längere La Niña, die kalte Schwester von El Niño.<ref name="WMO 2023">World Meteorological Organization, WMO (2023): [https://library.wmo.int/index.php?lvl=notice_display&id=22265#.ZETuTM7P2Un State of the global climate 2022]</ref> Als Folge stiegen die Temperaturen ab 2021 und 2022 nicht weiter an. Auch in den ersten Monaten des Jahres 2023 herrschten noch die La-Niña-Bedingungen aus den beiden vorangehenden Jahren vor. Ab Mitte des Jahres kam es jedoch durch einen neuen El Niño wieder zu höheren Wassertemperaturen im Pazifik, die sich um einige Monate verzögert dann auch auf die globalen Temperaturen auswirkten. Dabei trat der El Niño 2023 gegenüber vorhergehenden Jahren ungewöhnlich früh auf.<ref name="Berkeley Earth 2024" />

Auch der 11-jährige '''Schwabe-Zyklus''' der [[Sonneneinstrahlung und Klimaänderungen|Sonneneinstrahlung]], die aktuell etwas zunimmt, besitzt einen gewissen Einfluss auf die globale Mitteltemperatur, der jedoch sehr gering ist. Zeitlich noch kurzfristiger wirken [[Vulkanismus|'''Vulkanausbrüche''']] durch die Emission von Sulfat-Aerosolen in die Stratosphäre, die in der Regel einen abkühlenden Effekt besitzen. Im Januar 2022 gab es jedoch einen ungewöhnlichen untermeerischen Vulkanausbruch durch den Hunga Tonga,<ref>A. Tandom, Carbon Brief (2023): [https://www.carbonbrief.org/tonga-volcano-eruption-raises-imminent-risk-of-temporary-1-5c-breach/ Tonga volcano eruption raises ‘imminent’ risk of temporary 1.5C breach]</ref> bei dem sehr viel Wasserdampf in die Stratosphäre gelangt ist, aber nur wenige Sulfat-Aerosole entstanden, wodurch dieser Ausbruch geringfügig zur Erwärmung beigetragen hat. Speziell für die ungewöhnliche Erwärmung der Meeresoberflächentemperaturen im Nordatlantik kommt auch eine geringere Staubbelastung durch weniger '''Sahara-Staub''' in Frage, wodurch mehr Sonnenstrahlen die Meeresoberfläche erreichten und sie erwärmen konnten. Auch eine anthropogene Maßnahme hatte einen gewissen Anteil an der Erwärmung 2023. 2020 wurden durch ein internationales Abkommen die Schwefeldioxid-Emissionen durch den '''Schiffsverkehr''' um 8,5 Mio. t pro Jahr auf 2,5 Mio. t reduziert, was eine abrupte Abnahme der globalen SO<sub>2</sub>-Emissionen, aus denen in der Atmosphäre [[Sulfataerosole|Sulfat-Aerosole]] entstehen, um 10%<ref name="Hausfather 2023">Hausfather, Z., Carbon Brief (2023): [https://www.carbonbrief.org/state-of-the-climate-global-temperatures-throughout-mid-2023-shatter-records/ State of the climate: Global temperatures throughout mid-2023 shatter records]</ref><ref>Hausfather Z, Forster P. 2023. Analysis: [https://www.carbonbrief.org/analysis-how-low-sulphur-shipping-rules-are-affecting-global-warming/ How low-sulphur shipping rules are affecting global warming]. Carbon Brief</ref> und damit einen Erwärmungseffekt von 0,2 °C über dem Nordatlantik zur Folge hatte.<ref name="Berkeley Earth 2024" />

Die '''Wirkung von Aerosolen''' reicht allerdings über die Maßnahme beim Schiffsverkehr weit hinaus. Vor allem durch das Verbrennen von fossilen Energieträgern ist es im 20. Jahrhundert zunächst zu einer sich verstärkenden Emission von [[Aerosole]]n, und zwar besonders von [[Sulfataerosole|SO<sub>2</sub>-Aerosolen]], gekommen. Das hat dazu geführt, dass die globale Erwärmung abgeschwächt wurde, weil Aerosole durch die Reflektion von Sonnenstrahlung und die Förderung der Wolkenbildung eine Abkühlung bewirken. Seit den 2000er Jahren hat die Luftreinhaltepolitik in zahlreichen Staaten jedoch dazu geführt, dass die SO<sub>2</sub>-Emissionen auch global zurückgegangen sind, in manchen Regionen wie Europa und Nordamerika auch schon seit den 1970er und 1980er Jahren. Die Folge war eine Verringerung des Abkühlungseffekts durch Aerosole, wodurch sich die Erwärmung durch die zunehmenden Treibhausgase ungehinderter bemerkbar machen konnte. Nach Jenkins et al. (2022) hat sich allein dadurch die Zunahme der globalen Mitteltemperatur von 0,18 °C/Jahrzehnt in den 2000er Jahren auf 0,35 °C/Jahrzehnt in den 2010er Jahren fast verdoppelt.<ref name="Jenkins 2022">Jenkins, S., R. Grainger, A. Povey, A. Gettelman, P. Stier and M. Allen (2022): [https://doi.org/10.1175/JCLI-D-22-0081.1 Is Anthropogenic Global Warming Accelerating?], J. Climate, 1–43</ref>

=== Auswirkungen ===
* [[Extremereignisse 2023]]

== Klimaänderung im Jahr 2024 ==
=== Globale Erwärmung ===
[[Bild:Global temp 1967-2024.jpg|thumb|620px|Abb. 9: Globale Temperaturen 1967-2024 relativ zu 1850-1900 nach verschiedenen Datenreihen. Die orangenen Punkte geben die Werte anderer Datenquellen an.]]
2024 hat das Jahr 2023 noch übertroffen und ist nunmehr das wärmste Jahr seit Beginn der Messungen. Die globale Mitteltemperatur lag nach den Daten von Berkeley Earth 1,62 °C über dem Mittel der als vorindustriell geltenden Klimaperiode 1850-1900.<ref name="Berkeley Earth 2025">Berkeley Earth (2025): [https://berkeleyearth.org/global-temperature-report-for-2024/ Global Temperature Report for 2024]</ref> Nach den Reanalyse-Daten des europäischen Klimadienstes [https://climate.copernicus.eu/ Copernicus Climate Change Servic]e (C3S) lag die globale Mitteltemperatur bei 15,1 °C und damit um 1,6 °C über dem vorindustriellen Wert und um 0,12 °C höher als die globale Mitteltemperatur des bisherigen Rekordjahrs 2023. Der 22. Juli 2024 war mit 17,16 °C der wärmste je gemessene Tag.<ref name="C3S 2025">C3S (2025): [https://climate.copernicus.eu/global-climate-highlights-2024 Copernicus: Global Climate Highlights 2024]</ref> Die WMO schätzt nach Auswertung von 5 Datensätzen die globale Erwärmung von 2024 auf 1,55 °C über dem vorindustriellen Niveau.<ref name="WMO 2025">WMO (2025): [https://wmo.int/media/news/wmo-confirms-2024-warmest-year-record-about-155degc-above-pre-industrial-level WMO confirms 2024 as warmest year on record at about 1.55°C above pre-industrial level]</ref>

Damit ist 2024 das erste Jahr, das die [[2-Grad-Ziel|Grenze des Pariser Klimaabkommens von 2015 von 1,5 °C]] überschritten hat, wobei sich diese Grenze in dem Pariser Abkommen allerdings auf 20 Jahre bezieht und nicht auf ein oder zwei Jahre. Andererseits wird immer deutlicher, dass ein [[Verbleibendes CO2-Budget|Überschreiten der 1,5°C-Grenze]] auch über einen längeren Zeitraum kaum noch zu vermeiden sein wird. Mit der Erwärmung zwischen 2022 und 2024 liegt der abrupteste Temperaturanstieg seit den 1870er Jahren vor.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Die Erwärmungsrate über die letzten 50 Jahre betrug 0,2 °C pro Jahrzehnt.<ref name="NOAA 2025a">NOAA National Centers for Environmental Information (2025): [https://www.ncei.noaa.gov/access/monitoring/monthly-report/global/202413 Global Climate Report 2024]</ref> 2024 war zudem jeder Monat um 1,5 °C wärmer als in der vorindustriellen Zeit von 1850 bis 1900. Und die letzten 10 Jahre sind die 10 wärmsten Jahre seit Beginn der Messungen in den 1850er Jahren. Möglicherweise befindet sich die Erde gegenwärtig sogar in dem wärmsten Zustand seit der letzten Zwischeneiszeit vor 120.000 Jahren.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Auf diesem Hintergrund schätzt Copernicus Climate Change, dass die 1,5-Grad-Grenze als Mittelwert über 20-30 Jahre in den 2030er Jahren überschritten wird.<ref name="C3S 2025"/>

=== Land und Ozean ===
Die Temperaturzunahme betrifft sowohl die Lufttemperatur über dem Land als auch über dem Ozean (Abb. 4). Dabei hat sich die Temperatur über den Landflächen mit 2,28 °C über dem Mittel von 1850-1900 wie üblich stärker erhöht als die über den Ozeanen. Die Zunahme über dem Land von 0,6 °C zwischen 2022 und 2024 ist die stärkste Temperaturzunahme innerhalb von zwei Jahren seit den 1870er Jahren.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Regional haben besonders die [[Tropen]] und die nördlichen mittleren Breiten zu den Rekordtemperaturen beigetragen. Bei über 91% der globalen Fläche lagen die Jahresmittelwerte über dem Mittel der jüngsten Klimaperiode 1991-2020. Die stärksten Abweichungen fanden sich mit bis zu 3 °C im nordöstlichen Kanada und im östlichen Europa. Die höchste gefühlte Temperatur wurde mit 59,1 °C in Algerien registriert.<ref name="C3S 2025"/> Etwa 3,3 Mrd. Menschen lebten in Regionen, in denen 2024 die Jahresmitteltemperaturen Rekorde erreichten, besonders in Asien, Süd- und Mittelamerika, Afrika und Osteuropa.<ref name="Berkeley Earth 2025"/>

Die Erwärmung der Luft über den Ozeanen lag 2024 bei 1,15 °C und damit nur geringfügig um 0,05 °C über der des Jahres 2023.<ref name="Berkeley Earth 2025"/> Gegenüber früheren Jahren waren aber die Temperaturen in der oberen Wasserschicht, die [[Meeresoberflächentemperatur]]en (auch SST nach engl. Sea Surface Temperature genannt), sowohl 2023 als auch 2024 außergewöhnlich hoch. Besonders war das der Fall im Atlantik, im Mittelmeer und im nördlichen Indischen Ozean.<ref name="C3S 2025"/> Nach der Studie von Cheng et al.(2025) <ref name="Cheng 2025">Cheng, L., J. Abraham, K.E. Trenberth et al. (2025): [https://doi.org/10.1007/s00376-025-4541-3 Record High Temperatures in the Ocean in 2024], Advances in Atmospheric Sciences</ref> spielte für die außerordentliche Erhöhung der globalen Mitteltemperatur 2023/24 die Erwärmung des Ozeans eine Schlüsselrolle. Dabei erwärmten sich die Meere nicht nur an der Oberfläche, sondern bis in eine Tiefe von 2000 Metern. Zwischen 2023 und 2024 haben die oberen 2000 m der Ozeane 16 Zettajoules (= 16 x 10<sup>21</sup> Joules) an Wärme aufgenommen. Das sind 140mal so viel wie durch die Stromerzeugung der Welt produziert wird.<ref name="WMO 2025"/>

=== Die Erwärmung des Ozeans ===
{|
|- style="vertical-align:top;"
| [[Bild:2024 global SST anomaly.jpg|thumb|420px|Abb. 10: Änderung der Meeresoberflächentemperatur 2024 gegenüber dem Mittel 1981-2010 in °C.]]||
[[Bild:2024 OHC anomaly.jpg|thumb|420px|Abb. 11: Erhöhung des Wärmegehalts der oberen 2000 m im Jahr 2024 gegenüber dem Mittel 1981-2010 in 10<sup>9</sup> Joule (= Gigajoule) pro m<sup>2</sup>.]]
|-
|}

Bei der Beurteilung der globalen Erwärmung sollte man nicht nur auf die 2m-Temperatur der Luft schauen, sondern vor allem auf den Ozean. Der Ozean nimmt viel mehr der globalen Erwärmung durch den Menschen auf als die Atmosphäre, in der der [[Klimawandel]] üblicherweise gemessen wird. Etwa 90% der zusätzlichen Wärme durch menschliche Aktivitäten im Klimasystem wird in den Weltmeeren gespeichert. Der Ozean ist daher der Schlüsselindikator der durch den Menschen bedingten Klimaänderung. Hier zeigt sich zunächst eine Temperaturzunahme in der oberen Wasserschicht, die sich seit den 1970er Jahren zunehmend beschleunigt hat, und das besonders in den 2010er und noch einmal verstärkt in den letzten Jahren. So hat sich von 2022 auf 2023 die Meeresoberflächentemperatur um 0,24 °C erhöht. Die rekordhohe Meeresoberflächentemperatur von 2023 setzte sich im ersten Halbjahr 2024 fort, schwächte sich aber in der 2. Hälfte ab und lag über das ganze Jahr gemittelt bei 0,05-0,07 °C über dem Mittel von 2023. Im Vergleich zu dem Durchschnitt von 1981-2020 war die Meeresoberflächentemperatur von 2024 dagegen um 0,61 °C höher.<ref name="Cheng 2025"/>

Die Zunahme der Meeresoberflächentemperatur war 2024 auf der Nordhalbkugel höher als auf der Südhemisphäre. Die höchste Erwärmung unter den Ozeanbecken zeigten der NW-Pazifik und der N-Atlantik mit >3°C bzw. >2°C gegenüber dem Mittel von 1981-2010. Als möglicher Grund wird der Rückgang der industriellen [[Klimawirkung von Aerosolen|Aerosol-Emissionen]] in China seit 2010 angenommen. Eine Abkühlung der SST zeigt der Südliche Ozean rund um die Antarktis, möglicherweise durch den Süßwassereintrag durch Schmelzprozesse auf dem [[Antarktischer Eisschild|Antarktischen Eisschild]]. Die stärkste Erwärmung überhaupt ereignete sich im [[Klimaänderungen im Mittelmeerraum|Mittelmeerraum]]. Hier war die Temperaturzunahme von 2023 auf 2024 in den oberen 2000 m fünf Mal höher als die mittlere Erwärmungsrate in den letzten zwei Jahrzehnten.<ref name="Cheng 2025"/>

Eine deutlich stärkere Zunahme zeigte dagegen der Wärmegehalt der Ozeane in der Wasserschicht von 0 bis 2000 m Tiefe. Er lag 2024 um 16 ZJ über dem Wärmegehalt von 2023. Die Höhe dieser Erwärmungszunahme wird deutlich, wenn man die bisherige Erwärmungsraten der letzten Jahrzehnte betrachtet. Sie betrug 1958-1985 rd. 3 ZJ pro Jahr, verdreifachte sich danach auf 9 ZJ/Jahr und lag im letzten Jahrzehnt bei 10-12 ZJ/Jahr. Regional zeigt die stärkste Erwärmung der Nordrand des antarktischen Zirkumpolarstroms, eine Schlüsselregion für die ozeanische Wärmeaufnahme, von wo die Wärme nach Norden verteilt wird. Die größte Wärmeaufnahme der einzelnen Ozeane weist dabei der Atlantik auf, während im Indischen und Pazifischen Ozean Regionen auffallen, die sich 2024 gegenüber dem Zeitraum 1981-2010 auch abgekühlt haben.<ref name="Cheng 2025"/>

=== Erklärungen ===
[[Bild:Hunga Tonga 15.1.2022.jpg|thumb|420px|Abb. 12: Ausbruch des Unterwasservulkans Hunga Tonga am 15.1.2022. ]]
[[Bild:CO2 CH4 concentration 2003-2024.jpg|thumb|580px|Abb. 13: Änderung der globalen CO<sub>2</sub>- und CH<sub>4</sub>-Konzentration zwischen 2003 und 2024. ]]
Die Ursache für die hohe globale Mitteltemperatur 2024, mit der zum ersten Mal seit Beginn der Messungen im 19. Jahrhundert die Grenze des Pariser Abkommens von 1,5 °C überschritten wurde, setzten sich im Wesentlichen von 2023 in das Jahr 2024 fort. An erster Stelle steht die Erhöhung der Konzentration der anthropogenen [[Treibhausgase]] in der Atmosphäre. Dann folgen die bis über die Mitte des Jahres anhaltenden Wirkungen von [[ENSO|El Niño]] (Abb. 7), die abnehmende Wirkung der anthropogenen Aerosolbelastung, die Wasserdampfemissionen des Hunga-Tonga Vulkans (Abb. 12), der Schwabe-Zyklus der Sonneneinstrahlung und der geringere Sahara-Staub über dem Nordatlantik.<ref name="Hausfather 2025">Hausfather, Z., CarbonBrief (2025): [https://www.carbonbrief.org/state-of-the-climate-2024-sets-a-new-record-as-the-first-year-above-1-5c/ State of the climate: 2024 sets a new record as the first year above 1.5C]</ref>

Die Anteile der einzelnen Antriebe an der Erwärmung 2024 sind schwierig zu berechnen. Nach Hausfather (2025)<ref name="Hausfather 2025"/> betrug der Anteil von El Niño 0,16 °C und hatte damit 2024 eine deutlich stärkere Wirkung als 2023, als die warme ENSO-Phase nur mit 0,04 °C beteiligt war. Der Grund ist darin zu sehen, dass die ENSO-Schwankungen im Pazifik sich erst mit einer Verzögerung von 3-6 Monaten<ref name="Berkeley Earth 2025">Berkeley Earth (2025): [https://berkeleyearth.org/global-temperature-report-for-2024/ Global Temperature Report for 2024]</ref> auf die globale Temperatur auswirken. Für die Ozeanerwärmung, die im NW-Pazifik noch stärker war als im N-Atlantik (Abb. 10 und 11), wird als mögliche Ursache in einer jüngsten Studie die Abnahme der Aerosol-Emissionen in China angenommen.<ref name="Cheng 2025"/> Die Effekte der Solarstrahlung, des Hunga-Tonga und der Abnahme der Aerosol-Emissionen durch Regelungen im Schiffsverkehr schätzen Goessling et al. (2025)<ref name="Goessling 2025">Goessling, H.F., T. Rackow & T. Jung (2025): Recent global temperature surge intensified by record-low planetary albedo. Science387, 68-73 https://www.science.org/doi/10.1126/science.adq7280 </ref> in ihrer Untersuchung auf nicht mehr als 0,1 °C ein. Eine deutlich stärkere Auswirkung sehen die Autoren in der Wirkung der Abnahme niedriger Wolken, besonders in den nördlichen mittleren Breiten und den Tropen, deren Ursache aber nicht endgültig geklärt sind. Ein Grund könnte in der Erwärmung der Ozeane durch den anthropogenen Treibhauseffekt liegen, womit es sich hier um eine Rückkopplung mit der globalen Erwärmung handeln würde, die auch künftig eine Rolle spielen könnte.

Die mit Abstand wichtigste und auch über die nächsten Jahre und Jahrzehnte anhaltende Ursache der Erhöhung der globalen Mitteltemperatur sind jedoch die menschlichen Aktivitäten, besonders die fortgesetzt steigende Erhöhung der Treibhausemissionen sowie die Abnahme der Emissionen von Schwefeldioxid und damit der Aerosolbelastung. Betts et al. (2025)<ref name="Betts 2025">Betts, R., C. Jones, R. Keeling, CarbonBrief (2025): [https://www.carbonbrief.org/met-office-atmospheric-co2-rise-now-exceeding-ipcc-1-5c-pathways/ Met Office: Atmospheric CO<sub>2</sub> rise now exceeding IPCC 1.5C pathways]</ref> schätzen den Temperatureffekt von CO<sub>2</sub> und anderen anthropogenen Treibhausgasen für 2024 auf über 1,3 °C gegenüber dem vorindustriellen Niveau, und damit auf ein Vielfaches der oben angesprochenen singulären natürlichen wie anthropogenen Gründe, die kurzfristigen Schwankungen unterliegen. Die CO<sub>2</sub>-Konzentration hat auf der Messstation Mauna Loa auf Hawaii von 2023 auf 2024 so stark zugenommen wie nie zuvor. Während die Anstiegsrate in den 1960er Jahren bei 0,86 ppm/Jahr lag und in der ersten Hälfte der 2020er Jahre (2020-2024) bei 2,58 ppm/Jahr, stieg sie zwischen 2023 und 2024 auf den Rekordwert von 3,58 ppm/Jahr. Die wichtigste Ursache waren die CO2-Emissionen, die u.a. aufgrund zahlreicher Brände auf der Nordhalbkugel verstärkt wurden. Es kam aber noch hinzu, dass auch die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch die Landvegetation ungewöhnlich gering war und damit mehr Kohlendioxid in der Atmosphäre verblieb. Eine Ursache waren die El-Niño-Bedingungen, durch die vielerorts heißes und trockenes Wetter herrschte, was das Pflanzenwachstum hemmte.

Die globale CO<sub>2</sub>-Konzentration (Abb. 13) liegt etwas niedriger als die Konzentration auf dem Mauna Loa,<ref name="NOAA 2025b">NOAA Global Monitoring Laboratory (2025): [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/mlo.html Trends in Atmospheric Carbon Dioxide (CO2)]</ref> da es eine Weile dauert, bis sich die hohen Werte des Mauna Loa von 2024 über den ganzen Globus ausgebreitet haben.<ref name="Betts 2025"/> Die Anstiegsrate der Methan-Konzentration hat sich zwischen 2023 und 2024 zwar etwas abgeschwächt, steigt aber ebenfalls weiter an (Abb. 13).<ref name="NOAA 2025c">NOAA Global Monitoring Laboratory (2025): [https://gml.noaa.gov/ccgg/trends_ch4/ Trends in Atmospheric Methane (CH4)]</ref>

== Ausblick ==
[[Bild:Temp 1950-2024 models obs.jpg|thumb|540px|Abb. 14: Änderung der globalen Jahresmitteltemperatur ab 1950 nach Beobachtungen und CMIP6-Modellsimulationen (ab 2015 nach dem Szenario SSP2-4.5) im Vergleich zur Referenzperiode 1981-2010.]]
Die Jahre 2023 und 2024 waren möglicherweise der Einstieg in eine von der Menschheit nie erfahrenen Klimaperiode. Das schnelle Tempo des Wandels hat Wissenschaftler überrascht und Besorgnis über die Folgen [[Wetterextreme und Klimawandel|extremer Wetterbedingungen]] hervorgerufen.<ref name="Ripple 2023">Ripple, W.J., C. Wolf, J.W. Gregg et al. (2023): [https://doi.org/10.1093/biosci/biad080 The 2023 state of the climate report: Entering uncharted territory], BioScience, 2023;, biad080</ref> Manche Forscher sprechen von einem 'unvermessenen Territorium', in das die Welt sich begeben habe.<ref name="Ripple 2023" /><ref>Schmidt, G. (2024): Why 2023’s heat anomaly is worrying scientists, Nature 627, DOI: 10.1038/d41586-024-00816-z</ref> Die Grenze von 1,5 °C, die nach dem Paris-Abkommen von 2015 die Grenze zu einem gefährlichen Klimawandel markiert, wurde 2023 nur knapp unterschritten bzw. 2024 sogar überschritten. Allerdings meint das Abkommen von Paris die Mitteltemperatur über einen längeren Zeitraum, im allgemeinen über 20 Jahre, nicht nur über ein Jahr oder gar einen Monat.<ref name="Berkeley Earth 2023">Berkeley Earth (2023): [https://berkeleyearth.org/september-2023-temperature-update/ September 2023 Temperature Update]</ref> Das Jahr 2024 ist noch einmal wärmer geworden als 2023. Ein Grund sind die ungebremst weitergehenden [[Treibhausgasemissionen]], ein anderer der bis zur Mitte des Jahres 2024 andauernde El Niño.<ref name="Berkeley Earth 2024" />

Trotz der starken Temperatursteigerung 2023 und 2024 liegen die beiden Jahre innerhalb der von [[Klimamodelle]]n vorhergesagten Bandbreite der globalen Temperaturentwicklung (Abb. 14). Klimamodelle der jüngsten Generation CMIP6 haben einerseits die Vergangenheit in sog. ‚Nachhersagen‘, also retrospektiven Klimavorhersagen, simuliert, andererseits die auf diese Simulation folgenden Jahre vorhergesagt. Die Grenze der beiden Berechnungen lag bei 2015. Benutzt wurden 37 CMIP6-Modelle. Die Vorhersagen wurden mit dem [[SSP-Szenarien|Szenario SSP2-4.5]] durchgeführt. Der Vergleich mit den Beobachtungen zeigt, dass die tatsächliche Änderung der globalen Mitteltemperatur im 21. Jahrhundert weitgehend unterhalb des Mittels der Modellergebnisse liegt, das Jahr 2024 das Modellmittel aber geringfügig überschreitet.<ref name="Hausfather 2025"/> Die Modellvorhersagen in Abb. 14 wurden bis 2030 gerechnet. Es ist davon auszugehen, dass sie wie in den vergangenen Jahrzehnten auch mit den künftigen Beobachtungen sehr wahrscheinlich übereinstimmen werden. Diese werden 2030 etwa 1,0 °C über der Referenzperiode 1980-2010 liegen. Obwohl mit einer Abnahme der Steigerungsrate der [[Treibhausgasemissionen]] gerechnet wird, kommt es nicht zu einer Abschwächung der Temperaturzunahme. Ein wichtiger Grund dürfte die [[Klimawirkung von Aerosolen|Verringerung der Aerosol-Belastung]] sein. Aerosole reflektieren die Sonneneinstrahlung und bewirken eine Abkühlung. Durch weniger Aerosole gelangen mehr Sonnenstrahlen bis auf den Erdboden, was zu einer Erwärmung führt.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* Klimadaten der amerikanischen Wetterbehörde [https://www.aoml.noaa.gov/record-warm-ocean-temperatures-fuel-longest-lasting-2023-us-heatwave/ NOAA]
* Klimadaten der [http://data.giss.nasa.gov/gistemp/ NASA]
* Klimadaten des [http://www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadcrut3/ Hadley Centre] (GB)
* Klimadaten von [https://berkeleyearth.org/whats-new/?cat=temperature-updates Berkeley Earth]

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Klimaänderungen global (Bilder)]]
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[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Erwärmung des Ozeans

2023-10-27T18:53:33Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:SST global 1961 1990 Sommer.jpg|thumb|620 px|Abb. 1a: Meeresoberflächentemperatur im Mittel der Sommermonate (JJA) 1971-1990 in °C ]]
Der globale Ozean bedeckt 3,61 x 10<sup>14</sup> km<sup>2</sup>. 40% des Ozeans liegen auf der Nordhalbkugel, 60% auf der Südhalbkugel. Die mittlere Tiefe beträgt 3.800 m. Durch seine große Masse und Wärmekapazität kontrolliert der Ozean das globale Klima. So ist er verantwortlich für die Aufnahme von zusätzlicher Wärme und Kohlendioxid infolge des Klimawandels.<ref name="Abraham 2022">Abraham, J., L. Cheng, M.E. Mann, K. Trenberth, K. von Schuckmann (2022): The ocean response to climate change guides both adaptation and mitigation efforts, Atmospheric and Oceanic Science Letters 15, 4, https://doi.org/10.1016/j.aosl.2022.100221</ref> Die Zunahme der [[Treibhausgase|Treibhausgaskonzentration]] hat die im Erdsystem gespeicherte Wärme erhöht. Gewöhnlich wird das an der Erwärmung der [[Atmosphäre im Klimasystem|Atmosphäre]] abgelesen. Aber der allergrößte Teil der zusätzlichen Energie, die zwischen 1971 und 2010 das Erdsystem erwärmt hat, nämlich ca. 93 %, geht in den [[Ozean im Klimasystem|Ozean]].<ref name="IPCC 2013 Box 3.1">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Box 3.1</ref> Die Wärmeaufnahme durch den Ozean stellt daher einen Puffer bei [[Aktuelle Klimaänderungen|Klimaänderungen]] dar und verlangsamt im gegenwärtigen [[Klimawandel]] deutlich die Erwärmungsrate der Atmosphäre.<ref name="Roemmich 2012">Roemmich, D., W.J. Gould and J. Gilson (2012): 135 years of global ocean warming between the Challenger expedition an the Argo Programme, Nature Climate Change 2, 425–428, DOI: 10.1038/NCLIMATE1461</ref>

[[Bild:SST global 2070 2099 RCP8.5 Somm.jpg|thumb|620 px|Abb. 1b: Meeresoberflächentemperatur im Sommer 2070-2099 nach RCP8.5 in °C]]

Die hohe Wärmeaufnahme des Ozeans bewirkt ein Ungleichgewicht der Energiebilanz der Erde, die für den Zeitraum 2005-2019 ca. 0,9 W/m<sup>2</sup> betrug. Auch bei Netto-Null-Emissionen oder einer Kohlenstoffneutralität (wenn der emittierte Kohlenstoff durch den absorbierten Kohlenstoff durch natürliche oder anthropogene Senken ausgeglichen ist) wird das Klimasystem noch für lange Zeit in einem Ungleichgewicht verharren, da der Ozean weiterhin Wärme in den tiefen Ozean transportiert. Nach dem Erreichen von Netto-Null-Emission wird jedoch CO<sub>2</sub> teilweise sowohl von den oberen Schichten des Ozeans (bis 200 m Tiefe) wie von der Landvegetation aufgenommen. Mit der Zeit werden daher die CO<sub>2</sub>-Konzentration und der Strahlungsantrieb abnehmen. Das Klimasystem ist dann stabilisiert, wenn der tiefe Ozean sich nicht mehr erwärmt und die Wärmeströme im Gleichgewicht sind. Dieser Prozess kann Tausende von Jahren dauern, eine Dauer, die die thermale Trägheit des Ozeans verdeutlicht. Gegenwärtig hat der Ozean die globale Erwärmung zwar deutlich abgeschwächt, aber zugleich für die Wahrnehmung der Menschen verborgen, wie weit das Klima der Erde sich durch menschliche Einwirkungen bereits verändert hat, und damit rechtzeitiges Handeln erschwert.<ref name="Abraham 2022" />

== Meeresoberflächentemperaturen ==
Die [[Meeresoberflächentemperatur]] (auch SST nach engl. Sea Surface Temprature) ist die Wassertemperatur der oberen Ozeanschicht. Die Tiefe der Schicht ist nicht genau definiert und beträgt zwischen weniger als einen mm bis einige m. Die Meeresoberflächentemperatur ist vor allem durch zwei Faktoren bestimmt:
# die [[Lufttemperatur|Temperatur]] der [[Atmosphäre im Klimasystem|Atmosphäre]] und
# die [[Meeresströmungen]].
Entsprechend sieht man einerseits eine deutliche Temperaturabnahme vom Äquator zu den höheren Breiten und zweitens charakteristische Abweichungen von diesem Muster in bestimmten Regionen, die durch kalte bzw. warme [[Meeresströmungen]] geprägt sind (Abb. 1a). Auffällig sind in dieser Hinsicht zum einen die relativ kalten Temperaturen vor der Küste von Peru. Sie sind durch den kühlen Humboldt-Strom verursacht, der aus höheren südlichen Breiten kaltes Wasser Richtung Äquator transportiert. Hinzu kommt, dass der Humboldt-Strom vor der Peruanischen Küste durch die [[Corioliskraft]] nach Westen abdriftet und damit kaltes Auftriebswasser erzeugt. Bei dem [[ENSO]]-Phänomen, d.h. dem Wechsel zwischen La Niña und El Niño, spielt dieses kalte Wasser eine wichtige Rolle. Ähnlich wirken sich der Benguela-Strom vor der Westküste Südafrikas und der Kuroshio vor der Ostküste Japans aus (allerdings ohne ENSO). Zweitens fällt auf, dass das Oberflächenwasser des Atlantiks vor der europäischen Nordwestküste bis weit nach Norden relativ warm ist. Dafür sind der Golfstrom und seine Fortsetzung, der Nordatlantik-Strom, verantwortlich, die relativ warmes Wasser aus dem Golf von Mexiko bis vor die Küsten Norwegens transportieren.

Die Frage nach dem Einfluss der [[Aktuelle Klimaänderungen|globalen Erwärmung]] auf die Meeresoberflächen-Temperatur muss daher in zwei Fragen aufgeteilt werden:
# Wie beeinflusst die wärmere Atmosphäre das Meerwasser?
# Wie beeinflusst die wärmere Atmosphäre die Meeresströmungen?

Die [[Lufttemperatur|Temperatur]] in den letzten 100 Jahren ist stärker über dem Land, insbesondere über den großen Kontinentalmassen, als in der oberen Schicht des Meeres angestiegen. So sind die Meeresoberflächentemperaturen im letzten Drittel des 20. Jahrhunderts nur etwa halb so stark gestiegen wie die Landtemperaturen. Einzelne Ozeangebiete zeigen sogar eine Abkühlung.

Die Meeresoberflächentemperaturen stehen in unmittelbarem Kontakt mit der Atmosphäre, weshalb sich deren Temperaturänderungen ähnlich auch bei den Temperaturen der Meeresoberfläche<ref>Ältere von Schiffen und Bojen gemessene Daten beziehen sich auf die oberen Meter des Wasserkörpers, Satellitendaten seit 1979 auf dessen „Haut“.</ref> bemerkbar machen. Ähnlich wie bei den Temperaturen der Atmosphäre zeigt sich bei den Meeresoberflächentemperaturen ein deutlicher Anstieg vom Beginn des 20. Jahrhunderts bis ca. 1940, dann eine leichte Abnahme und seit den 1970er Jahren wieder ein sehr deutlicher Anstieg. Neben der atmosphärischen Temperatur spielen aber auch Schwankungen der [[Meeresströmungen|Ozeanzirkulation]] eine wichtige Rolle für die Meeresoberflächentemperatur. Daher entwickeln sich die Temperaturen in den einzelnen Ozeanen durchaus abweichend. Im Pazifik besitzt das [[ENSO]]-Phänomen einen wichtigen Einfluss, im Atlantik die [[Thermohaline Zirkulation|thermohaline Zirkulation]].
[[Bild:Ozean temp trend zonal.jpg|thumb|480px|Abb. 2: Mittlere zonale Temperaturveränderung des Ozeans bis zu einer Tiefe von 700 Metern 1971-2010 in °C pro Jahrzehnt; schwarze Linien: zonale Mitteltemperaturen in °C]]

Auf längeren Zeitskalen gibt es großräumige Abkühlungs- und Erwärmungsphasen bei den Meeresoberflächentemperaturen im Nordatlantik durch die [[Natürliche_Klimaschwankungen|Atlantische Multidekadische Oszillation (AMO)]], die zumindest teilweise von der thermohalinen Zirkulation bzw. [[Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)|Meridionalen Umwälzzirkulation (MOC)]] angetrieben wird. Der Nordatlantik hat sich seit den 1970er Jahren stark erwärmt, aber seit Beginn des neuen Jahrhunderts sind die Temperaturen nahezu konstant geblieben.<ref name="MetOffice 2013b">MetOffice (2013): [https://www.metoffice.gov.uk/binaries/content/assets/mohippo/pdf/q/0/paper2_recent_pause_in_global_warming.pdf The recent pause in global warming (2): What are the potential causes?]</ref>

Ähnliche Temperaturschwankungen wie im Nordatlantik gibt es auch bei der Meeresoberflächentemperatur im Pazifik. Eine Ursache ist die erwähnte El-Niño-Southern-Oscillation ([[ENSO]]). So war z.B. 1998 deshalb ein außergewöhnlich warmes Jahr, weil der stärkste je gemessenen [[El Niño 1997/98|El Niño]] die Temperaturen weltweit nach oben getrieben hat. Einen fast so starken El Niño gab es auch 2015/16. Bei einem El Niño wird durch Umverteilung von Wassermassen im Pazifik kaltes Auftriebswasser im östlichen tropischen Pazifik unterdrückt und durch warmes Wasser aus dem westlichen Pazifik ersetzt. Bei einer La-Niña-Phase ist es umgekehrt: Kaltes Auftriebswasser gelangt vor der südamerikanischen Westküste vermehrt an die Oberfläche und breitet sich nach Westen aus. Seit dem Jahr 2000 gab es kein größeres El-Niño-Ereignis; vielmehr dominierten im tropischen Pazifik die kühlen La-Niña-Zustände. Außerdem spielt im Pazifik eine Schwankung eine Rolle, die als [[Pazifische Dekaden Oszillation]] (PDO) bezeichnet wird. Die Mechanismen sind noch wenig verstanden. Seit den späten 1970er Jahren zeigt der PDO-Index einen positiven Trend, der sich seit der Jahrhundertwende dann aber negativ entwickelt hat. Zusammen mit den vorherrschenden La-Niña-Zuständen könnte die PDO durchaus nennenswert zu den kühleren Meeresoberflächentemperaturen seit ca. 2000 beigetragen haben.<ref name="MetOffice 2013b" />
[[Bild:Ocean heat content1955-2018.png|thumb|420px|Abb. 3: Ozeanerwärmung in den oberen 700 m für die Zeit 1955 bis Juni 2018]]

== Der tiefere Ozean ==
[[Bild:Energieverteilung1971-2010.jpg|thumb|380 px|Abb. 4: Speicherung der zusätzlichen Energie durch die globale Erwärmung 1971-2010; gestrichelte Linie: Unsicherheitsbereich bei der Abschätzung der Erwärmung des Ozeans ]]
Zwischen 1971 und 2010 hat die Erde durch den Anstieg der Treibhausgaskonzentration eine Energiemenge von 274 ZJ (1 Zettajoule= 10<sup>21</sup> Joule ) gewonnen. 93 % dieser Energiemenge ist im Mittel über den Zeitraum 1971-2010 in den Ozean gegangen. Der obere Ozean (0-700 m) hat 64 %, der tiefere (700-2000) 29 % aufgenommen. 3 % sind in das Schmelzen von Eis eingegangen, ebenfalls 3 % durch die Erwärmung der Landoberfläche der Kontinente und 1 % durch die Erwärmung der Atmosphäre.<ref name="IPCC 2013 Box 3.1" /> Die Erwärmung bis 2000 m Tiefe des Weltozeans hat zwar zwischen 1955 und 2010 nur 0,09 °C betragen. Würde man jedoch die 24x10<sup>22</sup> Joule, die diese Erwärmung bewirkt haben, auf die unteren 10 km der Atmosphäre übertragen, würde sich diese Atmosphärenschicht um 36 °C erwärmen.<ref name="Levitus 2012">Levitus, S., et al. (2012): World ocean heat content and thermosteric sea level change (0–2000 m), 1955–20, Geophysical Research Letters 39, doi:10.1029/2012GL051106</ref> Der erstaunliche Unterschied kommt dadurch zustande, dass die Gesamtmasse des Ozeans die der Atmosphäre um mehr als das 250fache übertrifft und die Wärmekapazität des Meerwassers vier Mal so groß ist wie die der Luft.

2019 war für den globalen Ozean das wärmste je gemessene Jahr. In den oberen 2000 m lag der Wärmegehalt um 228 Zetta Joule (1 ZJ=10<sup>21</sup> Joule) über dem Mittel von 1981-2010 und 25 ZJ über dem Vorjahr 2018. Die letzten 5 Jahre waren die wärmsten Ozean-Jahre seit Beginn der Messungen, und zwar in der folgenden Reihenfolge: 2019 (228 ZJ über 1981-2020), 2018 (203 JZ), 2017 (193 ZJ), 2015 (185 ZJ) und 2016 (180 ZJ). Wichtiger als die Erwärmung in einem Jahr sind jedoch die Langzeit-Trends. Während der Periode 1955-1986 hat sich der Ozean relativ konstant um 2,1 ZJ/Jahr erwärmt, 1987-2019 waren es dagegen 9,4 ZJ/Jahr, eine Steigerung um ca. 450%. Neue Daten erlauben, die Erwärmung von der Meeresoberfläche bis auf den Meeresboden zu bestimmen. Sie zeigen von 1960 bis 2019 eine Erwärmung um 370 ZJ. Davon fielen 41% auf die oberen 300 m, 21,5% auf die Schicht 300-700 m, 28,6% auf 700-2000 m und 8,9% auf die Wassersäule unter 2000 m. Die Erwärmung war über alle Weltmeere verteilt. Der Atlantische Ozean und der Südliche Ozean erwärmten sich jedoch stärker als die Übrigen Ozeanbecken. Der Südliche Ozean nahm mit 35-43% der globalen Ozeanerwärmung zwischen 1970 und 2017 am meisten Wärme auf. <ref name="Cheng 2020">Cheng, L., et al. (2020): [https://doi.org/10.1007/s00376-020-9283-7 Record-setting ocean warmth continued in 2019]. Adv. Atmos. Sci., 37(2), 137−142</ref>

Die verstärkte Erwärmung der Weltmeere ist verantwortlich für das vermehrte Auftreten von [[Marine Hitzewellen|marinen Hitzewellen]] und stellt ein hohes Risiko für [[Marine Ökosysteme|Ökosysteme]] und [[Fischerei]] dar. Außerdem verstärkt die den [[Aktueller Meeresspiegelanstieg|globalen Meeresspiegelanstieg]] und ist mitverantwortlich für Schmelzen von [[Meereis]] und angrenzendes Landeis. Die höheren Temperaturen des Oberflächenwassers verstärkt außerdem die [[Verdunstung]], woraus eine erhöhte Luftfeuchtigkeit und die Zunahme von [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkniederschlägen und Überschwemmungen]] folgen. Auch die Intensität von [[Dürren]] und [[Waldbrände]]n wird davon beeinflusst.

[[Bild:SST global Diff2 RCP8.5 Jahr.jpg|thumb|520px|Abb. 5: Änderung der Meeresoberflächentemperatur 2070-2099 im Vergleich zu 1961-1990 nach dem Szenario RCP8.5 in °C]]

== Projektionen ==
Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird die stärkste Erwärmung des Ozeans in den oberen paar hundert Metern erwartet. Nach [[Klimamodelle|Modellrechnungen]] wird sich bei dem Szenario RCP2.6 die Temperatur der oberen Schicht bis 1 km Tiefe um 0,5 °C und nach dem [[RCP-Szenarien|Szenario RCP8.5]] um 1,5 °C bis 2100 erhöhen. Am stärksten wird dabei die Erwärmung in den [[Tropen|tropischen]] und [[Subtropen|subtropischen Gebieten]] ausfallen.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 12.4.7</ref> Dabei werden sich die Regionen mit einer SST zwischen 26 °C und 30 °C, die geeignet sind, [[tropische Wirbelstürme]] entstehen zu lassen, in allen drei Ozeanen deutlich ausdehnen (vgl. Abb. 1a und 1b).

Regional gibt es zwei zentrale Muster der Erwärmung der SST: einen deutlichen Höhepunkt am Äquator und einen deutlichen Unterschied zwischen den nördlichen und südlichen Subtropen (Abb. 5).<ref name="Xie 2010">Xie, S.-P., C. Deser, G.A. Vecchi, J. Ma, H. Teng, and A.T. Wittenberg (2010): Global warming pattern formation: Sea surface temperature and rainfall. Journal of Climate 23, 966–986</ref> Für die geringere SST-Zunahme in den Subtropen wird eine Zunahme der Windgeschwindigkeit der [[Passat|Passate]] angenommen, die eine Dämpfung der SST-Zunahme bewirkt, während die sich kaum verändernden tropischen Winde nur einen geringen Einfluss besitzen. Außerdem nimmt die [[Verdunstung]], die einen Abkühlungseffekt bedsitzt, in den Subtropen stärker zu als in den Tropen. Die Verdunstung wiederum ist abhängig von der SST, der Windgeschwindigkeit und der relativen Feuchte. Das zweite Muster zeigt eine um 0,5 °C höhere SST-Zunahme in den nördlichen im Vergleich zu den südlichen Subtropen. Als Ursache wird ein höherer Anstieg der Verdunstung in den südlichen Subtropen angenommen, der dadurch bedingt sei, dass die Windgeschwindigkeit der Südostpassate durch den Klimawandel um 0,3 m/sec zunehmen wird, während die Nordostpassate sich leicht abschwächen.

In den mittleren Breiten spielt der Einfluss der Atmosphäre eine wesentlich geringere Rolle. Wichtiger sind hier die Ozeanströmungen und ihr Wärmetransport für die Muster der SST-Erwärmung.<ref name="Xie 2010" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/globale-ssp-daten '''globalen Daten'''] eigene Karten erzeugen:<br>
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Daten zur Meeresoberflächentemperatur: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/global-meeresoberflaechentemperatur-ssp-262636 Meeresoberflächentemperatur]

Hier finden Sie eine: [http://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung des Ozeans im Klimasystem und zur Erwärmung des Ozeans in einem zukünftigen Klima durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=1&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=0&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zum Ozean im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?activetab=undefined&scenario=102&variable=03&locale=DE Experiment zur Ozeanerwärmung in einem künftigen Klima] Durchführung des Experiments mit dem MSCM nach dem Szenario RCP8.5

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell/experimente-mittleres-klima Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Ozeanerwärmung (Bilder)]]
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[[Kategorie:Ozean]]

ENSO

2023-10-27T18:52:06Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:El-Nino_Dec1997.jpg|thumb|520px|Abb. 1: Abweichung der Meeresoberflächentemperatur in °C vom Mittel im Dezember 1997.]]

== El Niño/Southern Oscillation ==

Das Klima wird nicht nur durch externe Einflüsse wie die [[Sonnenenergie|Solarstrahlung]] oder die vom Menschen emittierten [[Treibhausgase]] beeinflusst, sondern auch durch natürliche Schwankungen im [[Klimasystem]] selbst. Diese Schwankungen können sich auf unterschiedlichen Zeitskalen bewegen. Die wichtigste kurzfristige Klimaschwankung ist das El Niño/Southern Oscillation-Phänomen (ENSO). Die beiden Teile dieses Namens stehen für Temperaturänderungen im Ozean (El Niño), nämlich einer ungewöhnlichen Erwärmung im östlichen Pazifik, und [[Luftdruck|Luftdruckschwankungen]] in der Atmosphäre (Southern Oscillation). Die Southern Oscillation ist dabei vom Schwanken des [[Luftdruck|Druckunterschieds]] zwischen dem [[Hochdruckgebiet|Hochdruckgebiet]] im südöstlichen Pazifik (als Meßwert wird der Bodendruck von Tahiti genommen) und dem asiatisch-australischen Tiefdrucksystem (Meßwert von Djakarta, Indonesien) gekennzeichnet. Erst nach mehreren Jahrzehnten genauerer Forschung wurde klar, dass beide Ereignisse Teil desselben Phänomens sind und miteinander Hand in Hand gehen. Bei einem geringen Druckunterschied herrscht ein "El Niño"-, bei einem hohen Druckunterschied als Gegensatz dazu ein "La Niña"-Zustand vor. Obwohl das ENSO-Phänomen seinen Ursprung im tropischen Pazifik hat, beeinflusst es weite Teile des Weltklimas.

== El Niño ==

=== Was ist ein El Niño? ===

Mit einem El Niño-Ereignis verbindet man heutzutage wohl [[Waldbrände in den Tropen|Waldbrände auf Sumatra]] und in [[Waldbrände in Australien|Australien]], Überschwemmungen in Peru oder Stürme in Kalifornien. Kaum noch Beachtung finden die schlechten Fangergebnisse der peruanischen Fischer, die im 19. Jahrhundert Anlass zu dem Namen gaben, weil das Ereignis alle paar Jahre besonders stark um die Weihnachtszeit auftrat und eine rapide Verringerung des Fischbestandes vor den Küsten von Peru zur Folge hatte. Im Rest der Welt war El Niño damals so gut wie unbekannt.

Das gegenüber dem 19. Jahrhundert stark veränderte Bild von El Niño ist das Ergebnis einer fast 100jährigen Forschung, die zeigen konnte, dass El Niño ein großräumiges Phänomen im äquatorialen Pazifik mit nahezu weltweiten Auswirkungen ist, die aber den dahinter stehenden Mechanismus trotz großer Fortschritte im Verständnis der Ursachen immer noch nicht endgültig geklärt hat. Aus heutiger Sicht ist ein El-Niño-Ereignis charakterisiert durch eine ungewöhnliche Erhöhung der Meeresoberflächentemperaturen entlang des Äquators von der peruanischen Küste bis in den zentralen Pazifik, d.h. in jenem Gebiet, in dem normalerweise eine kalte Wasserzunge liegt. Gemessen wird die Temperaturveränderung gewöhnlich in der sogenannten Niño-3-Region (s. oben Abb. 1). Zugleich ist der Südostpassat stark abgeschwächt oder sogar durch leichte Westwinde verdrängt. Im westlichen äquatorialen Pazifik, wo normalerweise reichliche Niederschläge fallen, herrscht bei einem El Niño außergewöhnliche Trockenheit, während es an dem sonst trockenen östlichen Rand des Ozeans heftig regnen kann. Zu einem El Niño gehört aus heutiger Sicht auch, dass er als Teil eines Zyklus verstanden wird, in dem nach einer sogenannten "normalen" oder mittleren Zwischenphase ein kaltes Ereignis folgt, das La Niña heißt und auf das nach einer weiteren Zwischenphase der nächste El Niño kommt. Die Abstände zwischen zwei El-Niño-Ereignissen sind unregelmäßig und liegen meist bei 3-7 Jahren. Trotz intensiver Forschung gelingt es bislang nicht befriedigend, ein solches Ereignis zuverlässig vorherzusagen.

=== Die Zirkulationsverhältnisse ===
[[Bild:ENSO-wetterlage.jpg|thumb|420px|Abb. 2: Die Zirkulationsverhältnisse bei "normaler" und El-Niño-Wetterlage. Bei "normaler" Wetterlage liegt der aufsteigende Ast der Walker-Zelle über dem Westpazifik und sorgt hier für reichlich Niederschläge, bei El-Niño-Wetterlage liegt er über dem Ostpazifik.]]
El Niño, La Niña (der Zustand mit gegenteiligen Anomalien) und die sogenannten [[Walker-Zirkulation|"normalen" Zwischenphasen]] sind Ereignisse des tropisch-pazifischen Wettergeschehens und entstehen aus der Wechselwirkung von [[Ozean im Klimasystem|Ozean]] und [[Atmosphäre im Klimasystem|Atmosphäre]]. Grundlegend sind die Zirkulationsverhältnisse von Atmosphäre und Ozean beiderseits des Äquators. Angetrieben durch die hochstehende Sonne kommt es hier zu der sogenannten [[Hadley-Zelle|Hadley-Zirkulation]], bei der am Äquator erwärmte Luftmassen [[Konvektion|aufsteigen]], sich in der Höhe polwärts bewegen, über den Wendekreisen wieder absinken, zum Äquator zurückströmen, hier konvergieren und wieder aufsteigen. Aufgrund der unterschiedlichen Land-Meer-Verteilung auf der Nord- und der Südhalbkugel ist die Zirkulation nicht ganz symmetrisch, so dass die Konvergenz nicht genau am Äquator, sondern bei 8-10 °N liegt. Die durch die Erddrehung bedingte [[Corioliskraft]] lenkt die von den Wendekreisen zum Äquator strömende Luft nach Westen ab, woraus auf der Nordhalbkugel der Nordost-[[Passate|Passat]] und auf der Südhalbkugel der Südost-Passat entstehen.

Die [[Passate]] treiben wiederum Meeresoberflächenströmungen an, die durch weitere Ablenkung in Äquatornähe als Nord- und Süd-Äquatorialstrom in Ost-West-Richtung fließen. Vor der südamerikanischen Westküste entsteht der Süd-Äquatorialstrom aus dem Humboldtstrom, der aus höheren Breiten kaltes Wasser mitführt, zunächst küstenparallel strömt und dann unter dem Einfluss des Südost-Passats nach Westen abdriftet. Diese Westdrift bewirkt, dass vor der Küste Perus aus der Tiefe kaltes Auftriebswasser nachströmt, das aufgrund seines hohen Nährstoffgehalts für den Fischreichtum der peruanischen Küstengewässer verantwortlich ist.

Das nach Westen geschobene Oberflächenwasser erwärmt sich zunehmend, und die Luft darüber nimmt durch [[Verdunstung]] Feuchtigkeit auf. Dadurch entsteht zum einen ein Temperaturunterschied in der Wasseroberflächentemperatur von nahezu 10° C ( bis zu 30° C im westlichen Pazifik und nur 20° C vor der peruanischen Küste). Zum anderen kommt es zu starken Niederschlägen über dem australisch-indonesischen Raum, da die warmen und feuchten Luftmassen über dem Westpazifik aufsteigen und sich abregnen. In der Höhe strömt diese Luft wieder nach Osten zurück, sinkt über dem Ostpazifik ab und fließt dann wieder nach Westen. Die über dem Ostpazifik absinkende Luft bewirkt hier ein sehr trockenes Klima bis hin zur Ausbildung von Wüsten im südamerikanischen Küstenstreifen. Diese quer zur Hadley-Zirkulation liegende atmosphärische Zirkulationszelle längs des Äquators wird als "[[Walker-Zirkulation|Walker-Zelle]]" bezeichnet.

Der Wassertransport durch die Passate nach Westen staut das Oberflächenwasser am pazifischen Westrand auf, wodurch der Meeresspiegel hier einen halben Meter höher liegt als vor der südamerikanischen Ostküste. In der Tiefe kommt es zu einer Schrägstellung der Thermokline, der Grenzfläche zwischen warmem Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser, die im Osten dicht unterhalb der Meeresoberfläche bei 30 m Tiefe liegt, im Westen dagegen bei 150 m Tiefe.

=== Änderung der Zirkulationsverhältnisse ===
Während eines El-Niños ändern sich die Zirkulationsverhältnisse im äquatorialen Pazifik grundlegend. Der [[Luftdruck|Luftdruckgegensatz]] zwischen dem [[Tiefdruckgebiet|Tief]] über Indonesien und dem [[Hochdruckgebiet|Hoch]] im südöstlichen Pazifik schwächt sich ab bzw. kann sich sogar umkehren. Infolgedessen flauen die Passatwinde ab oder verschwinden völlig und werden durch Westwinde ersetzt. Die Abschwächung der Passatwinde setzt eine positive Rückkopplung in Gang. Durch den verringerten Windschub wird weniger Oberflächenwasser aus dem Ostpazifik nach Westen gedrückt und der Auftrieb des kalten, nährstoffreichen Wassers vor der peruanischen Küste reduziert. Die Folge ist eine Erwärmung der Kaltwasserzunge, die normalerweise von der südamerikanischen Westküste weit nach Westen reicht, um über 5 °C, wodurch der Temperaturgegensatz zwischen West- und Ostpazifik deutlich verringert wird und die Passate sich noch weiter abschwächen bzw. ganz aufhören zu wehen. Durch die Erwärmung hebt sich der Meeresspiegel im östlichen Pazifik um 20 cm an, und die Thermokline senkt sich um 50 m ab (die Thermokline ist in jener Tiefe zu finden, in der die Wassertemperatur am stärksten abnimmt). Auf dem Höhepunkt der Entwicklung kommt es zu einer Umkehr der [[Walker-Zirkulation]]. Durch die Erwärmung der Meeresoberflächentemperatur über dem Ostpazifik steigt feuchte Luft auf und bewirkt hier und über der südamerikanischen Küstenregion starke Niederschläge. Über dem Westpazifik, Australien und Indonesien dagegen bilden sich absinkende Luftmassen, die zu starker Trockenheit und [[Dürren]] führen.

Nach einer Übergangsphase folgt auf ein El-Niño-Ereignis gewöhnlich eine La Niña. Dieses kalte Ereignis ist im wesentlichen durch eine Verstärkung des [[Walker-Zirkulation|"normalen" Zustands]] charakterisiert. Der Luftdruckgegensatz und der [[Gradient]] der Meeresoberflächentemperatur zwischen Öst- und Westpazifik verstärken sich. Das treibt die Passatwinde an, wodurch wiederum eine positive Rückkopplung in Gang gesetzt wird, mit weiter absinkender Meeresoberflächentemperatur vor der Ostküste Südamerikas, noch stärkeren Passatwinden usw.

Die grundlegenden Vorgänge von El-Niño- und La-Niña-Ereignissen sind heute bekannt. Vor allem gilt als gesichert, dass der zugrundeliegende Mechanismus durch Wechselwirkungen im tropischen Ozean-Atmosphäre-System bestimmt wird. Noch nicht endgültig geklärt sind allerdings die Ursachen dieser Wechselwirkungen, vor allem nicht der Phasenumschwung zu einem neuen El-Niño-Ereignis. Während über frühere große El-Niño-Ereignisse nur ungenügende Beobachtungsdaten vorliegen, die letztlich auch für die Validierung von Modellrechnungen, die ansonsten einen bedeutenden Beitrag für die Erforschung von El-Niño geleistet haben, entscheidend sind, ließ sich der [[El Niño 1997/98|"Jahrhundert"-El-Niño von 1997/98]] zum ersten Mal mit einem weitgespannten Beobachtungsnetz erfassen. Aus diesen Beobachtungen ließen sich weitere wichtige Erkenntnisse ableiten.

=== Auswirkungen ===
* Hauptartikel: [[ENSO Folgen]]
El Niño ist ein großräumiges Phänomen im äquatorialen Pazifik mit nahezu weltweiten Auswirkungen, wobei die dahinterstehenden Mechanismen trotz großer Fortschritte im Verständnis der Ursachen immer noch nicht endgültig geklärt werden konnten. Aus heutiger Sicht ist ein El-Niño-Ereignis charakterisiert durch
*eine ungewöhnliche Erhöhung der Meeresoberflächentemperaturen entlang des Äquators von der peruanischen Küste bis in den zentralen Pazifik, d.h. in jenem Gebiet, in dem normalerweise eine kalte Wasserzunge liegt.
*Zugleich ist der Südostpassat stark abgeschwächt oder sogar durch leichte Westwinde verdrängt.
*Im westlichen äquatorialen Pazifik, wo normalerweise reichliche Niederschläge fallen, herrscht bei einem El Niño außergewöhnliche Trockenheit, während es an dem sonst trockenen östlichen Rand des Ozeans heftig regnen kann.

== La Niña ==

La Niña (spanisch für „das Mädchen“) tritt meist in Anschluss an ein El-Niño-Ereignis auf. La Niña ist sozusagen dessen Gegenteil. Ausgelöst wird sie durch überdurchschnittlich hohe Luftdruckunterschiede zwischen Südamerika und Indonesien. Dies führt zu stärkeren Passatwinden. Vom Passat wird im Pazifischen Ozean das warme Wasser an der Oberfläche nach Südostasien getrieben. Vor der Küste Perus strömt darum kaltes Wasser aus der Tiefe nach, das bis 3 °C unter der Durchschnittstemperatur liegt.

=== Auswirkungen ===

Die Auswirkungen sind nicht so stark wie beim El Niño, aber La Niña hat trotzdem einen erheblichen Einfluss:

*Im Westpazifik ist das Wasser an der Oberfläche wärmer.
*In Südostasien bringt La Niña durch Regen eine Abkühlung.
*In Südamerika regnet es hingegen weniger und die Wüsten dörren aus.
*In Nordamerika wird das Auftreten von [[Tropische Wirbelstürme|Hurrikanen]] begünstigt.
*Insgesamt treten jedoch weniger Naturkatastrophen auf als beim El Niño.

=== Auftreten ===

La Niña tritt meist im Anschluss an El Niño Ereignisse auf.
Zwischen 1988-1989 war ein besonders ausgeprägtes La Niña-Ereignis. Ebenso trat La Niña 1995, und zwischen 1999 und 2001 auf. Ein gemäßigtes La Niña-Ereignis begann sich ab Mitte 2007 zu entwickeln. 2010/11 gab es ebenfalls wieder ein starkes La Niña-Ereignis.<ref>NOAA: [http://www.esrl.noaa.gov/psd/enso/mei/ Multivariate ENSO Index] </ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Unterricht ==
* [http://www.enso.info/didaktik.html Didaktik] didaktische Hinweise und Materialien zum ENSO-Phänomen
* [http://www.educ.ethz.ch/unterrichtsmaterialien/geographie-umweltlehre/el-nino-lernaufgabe.html El Nino (Lernaufgabe)] Unterrichtseinheit zu El Niño und Küstenwüsten (ETH Zürich)
* [http://www.lehrer-online.de/el-nino.php El Niño, La Niña und ihre globalen Auswirkungen] Arbeitsmaterial bei lehrer-online

== Weblinks ==
* [http://www.enso.info/ Das ENSO-Phänomen] umfangreiche Informationsplattform für den Geographieunterricht
* [http://www.pmel.noaa.gov/tao/elnino/nino-home.html NOAA El Niño Theme Page] El-Niño-Seite der National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)
* [https://www.esrl.noaa.gov/psd/enso/ El Niño/Southern Oscillation (ENSO)] NOAA-Seite mit aktuellen Daten und einer [http://www.cdc.noaa.gov/ENSO/enso.education.html Education-Seite]
* [http://esminfo.prenhall.com/science/geoanimations/animations/26_NinoNina.html El Niño/La Niña] Die Animation von [http://esminfo.prenhall.com/science/geoanimations/ Geoscience Animations] zeigt anschaulich die verschiedenen Phasen des ENSO-Phänomens.

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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimawandel/ozean-und-klima/enso-el-nino-und-la-nina '''Globalen Daten'''] eigene Karten zur Veränderung der Wassertemperatur im Pazifik erzeugen.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung der Ozeantemperatur nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Europa erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?activetab=undefined&scenario=102&variable=03&locale=DE Experimente zur Änderung der Ozeantemperatur nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265488/bd7404d7eb527f9fc78649fec07956ed/2006-el-nino-data.pdf Das El-Niño-Phänomen und seine Folgen] (Schule am Burgfeld, Bad Segeberg, 2017)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimawandel/enso-treibhauseffekt-artikel-252704 Die Auswirkungen des anthropogenen Klimawandels auf das El Niño Phänomen] (Anne-Frank-Schule Brgteheide, 2016)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimawandel/enso-ereignis-252742 El Niño] über den Einfluss des Klimawandels auf Niño (Johanneum zu Lübeck, 2006)
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== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Unterrichtsmaterial=[http://www.educ.ethz.ch/unterrichtsmaterialien/geographie-umweltlehre/el-nino-lernaufgabe.html El Nino (Lernaufgabe)] Unterrichtseinheit zu El Niño und Küstenwüsten (ETH Zürich)
|Unterrichtsmaterial=[http://www.lehrer-online.de/el-nino.php El Niño, La Niña und ihre globalen Auswirkungen] Arbeitsmaterial bei lehrer-online
|Folge von=ENSO Erklärungsversuche
|verursacht=ENSO Folgen
|umfasst=El Niño 1997/98
|Beeinflusst von=Walker-Zirkulation
|beeinflusst=Atmosphärische Zirkulation
|beeinflusst=Dürren im Amazonasgebiet
|Beeinflusst=Walker-Zirkulation
|beeinflusst von=ENSO und der anthropogene Treibhauseffekt
|einfach=ENSO (einfach)
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, El Niño, Walker-Zirkulation, Atmosphärische Zirkulation, Anthropogener Treibhauseffekt, Ozean</metakeywords>

[[Kategorie:Ozean]]

Klimaprojektionen Lateinamerika

2023-10-27T18:51:35Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Temp S-Amerika2100.jpg|thumb|420px|Projektionen von Regionalmodellen der Jahresmitteltemperatur für Südamerika nach dem Szenario RCP8.5 bis zum Ende des 21. Jahrhunderts]]
== Grundlagen ==

Das Klima des mittel- und südamerikanischen Kontinents ist außerordentlich komplex. Zum einen reicht der lang gestreckte Kontinent von den [[Subtropen]] der nördlichen bis zum Tundrenklima der südlichen Hemisphäre. Zum anderen sorgen die Anden und die Gebirge Mittelamerikas für große Unterschiede auf den West- und Ostseiten des Kontinents. Die durch die [[atmosphärische Zirkulation]] bestimmte zonale Gliederung in verschiedene [[Klimazonen]], wie sie in reinster Ausbildung auf dem afrikanischen Kontinent zu finden ist, wird durch den von Norden nach Süden verlaufenden Gebirgszug durch eine meridionale Komponente überlagert.

Auf der Ostseite bis weit ins Innere spielen die jahreszeitlich wandernden Nordost- und Südost-[[Passat]]e sowie die [Innertropische Konvergenzzone] (ITC), d.h. die [[Hadley-Zelle|Hadley-Zirkulation]], als Regenbringer eine entscheidende Rolle. Hinzu kommt das sich selbst erhaltende tropische Regenwaldklima des Amazonasgebietes. Die schmale Westseite ist dagegen durch die Anden von der Hadley-Zirkulation völlig abgeschnitten und geprägt durch Meeresströmungen, die von Nord-Chile bis Peru für ein wüstenhaftes Klima sorgen. Im Südosten des Kontinents, in Patagonien, verhindern die Anden den Einfluss feuchter Westwinde und bewirken ein trockenes Steppenklima in gemäßigten Breiten. Hinzu kommt ein wichtiger Einfluss des [[ENSO]]-Systems auf große Teile Mittel- und Südamerikas.

== Temperatur ==

Für Mittelamerika und das nördliche Südamerika wird nach dem [[SRES-Szenarien|A1B-Szenario]] für das Ende des 21. Jahrhunderts (2080-2099) im Vergleich zum Ende des 20. Jahrhunderts (1980-1999) je nach [[Klimamodelle|Modell]] und Szenario eine Temperaturerhöhung zwischen 1,8 und 5,0 °C, bzw. 3,3 °C als Mittel von 21 Modellen, berechnete.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.6.3.1</ref> Dieser Wert liegt um 30 % über dem Mittelwert der Projektionen für den gesamten Globus. Für das südliche Südamerika werden dagegen mit 1,7 bis 3,9 °C Zunahme(2,5 °C als Mittel) ähnliche Temperaturerhöhungen wie global erwartet. Die stärkste Erwärmung wird mit über 4 °C als Mittel von 21 Modellen im Amazonasgebiet prognostiziert. Ein ähnlich hoher Wert wird im Innern von Nord-Mexiko angenommen. In beiden Fällen wird sich die Temperaturzunahme vor allem im Sommer (Juni-August) zeigen.

Auch die Simulationen mit neuen Klimamodellen und auf der Basis der [[RCP-Szenarien]] für den 5. Sachstandsbericht des Weltklimarates [[IPCC]] haben ähnliche Ergebnisse ergeben. Jahreszeitlich wird die stärkste Erwärmung im Sommer (Juni-August) erwartet, mit etwas höheren Werten in Mittelamerika als in der Karibik. So nehmen die Temperaturen nach dem niedrigen Szenario RCP4.5 im Sommer in Mittelamerika um 2,0 °C zu, in der Karibik nur um 1,3 °C. In Südamerika liegen die Zunahmen bei etwa 2 °C, wobei die höchsten Werte mit 2,2 °C für das Amazonasgebiet und die niedrigsten mit 1,5 °C für den Südosten Südamerikas projiziert wurden.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 14.8.4, 14.8.5, Table 14.1</ref> Nach dem hohen Szenario RCP8.5 wird für das Amazonasbecken sogar eine Temperaturzunahme von rund 6 °C erwartet.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Annex I: Atlas of Global and Regional Climate Projections Supplementary Material RCP8.5, Figure AI.SM8.5.52</ref> Für Südamerika insgesamt sagen Regionalmodelle eine Zunahme warmer und Abnahme kalter Nächte vorher.
[[Bild:Prec S-America2100.jpg|thumb|560px|Niederschlagsänderungen nach dem A1B-Szenario in Südamerika 2071-2100 minus 1960-1990 in % nach Berechnungen von 10 Regionalmodellen Die gestreiften Flächen zeigen eine größere Übereinstimmung zwischen den Modellen an.]]

== Niederschlag ==

Die Niederschläge werden in Mittelamerika nach dem A1B-Szenario bis zum Ende des 21. Jahrhunderts um rund 9 % abnehmen. Von der Abnahme besonders stark betroffen sind die karibischen Inseln und die mittelamerikanische Landbrücke im Sommer, wo der Niederschlag bis 20 % zurückgehen könnte.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.6.3.2</ref> Die neueren Projektionen für den 5. Sachstandsbericht des [[IPCC]] besagen für das Sommerhalbjahr ebenfalls eine Reduktion der Niederschläge für nahezu die gesamte mittelamerikanische Region einschließlich der Karibik.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 14.8.4</ref>

Im nördlichen Südamerika werden sich die Jahresniederschläge fast gar nicht verändern, bei leichten Zunahmen im Nordsommer und leichten Abnahmen im Nordwinter. Regional werden jedoch über dem Äquator bis hinein ins Amazonasgebiet sichtliche Zunahmen im Nordwinter, und über Nordostbrasilien und dem Amazonasbecken deutliche Abnahmen im Nordsommer erwartet. Auch im südlichen Südamerika sind die Veränderungen des jährlichen Niederschlags insgesamt unbedeutend. Regional werden jedoch Abnahmen über Südchile und Zunahmen über der La-Plata-Region prognostiziert.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.6.3.2</ref> Nach den Projektionen von neueren Regionalmodellen werden für den Nordsommer teilweise starke Abnahmen der Niederschläge von 30-50 % über dem Nordosten Brasiliens und im Norden Kolumbiens erwartet. Die tropische Küstenregion am Pazifik und die La-Plata-Region können dagegen mit deutlichen Zunahmen rechnen. Mehr Niederschläge würden hiernach auch im südlichen Patagonien und Süd-Chile fallen.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 14.8.5</ref>

== Einzelne Regionen ==
[[Bild:Prec Central-America.jpg|thumb|360px|Projektionen der Niederschlagsänderungen bis 2080–2099 im Vergleich zu 1986–2005 in mm/Tag pro °C Erwärmung nach dem Szenario RCP4.5. Gestreifte Gebiete zeigen hohe Übereinstimmung der Klimamodelle. ]]
===Mittelamerika und die Karibik===
Die Karibik und die angrenzenden Länder Mittelamerikas gelten durch den Klimawandel als besonders gefährdet, zum einen durch eine mögliche Zunahme der [[Hurrikane|Hurrikantätigkeit]] und zum anderen durch den [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstieg]]. Während der Meeresspiegelanstieg eher ein globales Phänomen ist, die karibischen Inseln aber besonders gefährdet, werden Häufigkeit und Intensität der karibischen Hurrikane stark durch das Klima des tropischen Atlantik und der Karibik selbst gesteuert. Das karibische Klima wird zunächst durch das [[Subtropen|subtropische Hoch]] über dem Atlantik bestimmt. Es liegt im Winter weit im Süden und bringt der Region Trockenheit. Im Sommer verschiebt es sich nach Norden und macht Ostwinden Platz, wodurch von Mai bis November Regen fällt. Von Juni bis November, wenn die Meeresoberflächentemperaturen über 26,5 °C liegen, können sich diese Ostwinde zu tropischen Stürmen und Hurrikanen entwickeln, die die Hauptmenge des Niederschlags bringen. Das ganze System steht unter dem Einfluss des [[ENSO|El-Niño-Phänomens]] im Südpazifik und der Nordatlantischen Oszillation. El-Niño-Jahre sorgen für mehr Trockenheit und geringere Hurrikanaktivität über der Karibik, La-Niña-Jahre für feuchtere Bedingungen. Eine positive [[Nordatlantische Oszillation|NAO]]-Phase verstärkt das subtropische Hochdruckgebiet und bewirkt damit ebenfalls eine Verringerung der Niederschläge.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.9.1.1</ref><ref name="IPCC 2013 14.8.4">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 14.8.4</ref>

Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird für Mittelamerika und die Karibik eine Temperaturerhöhung um ca. 2-3 °C erwartet, etwas weniger als im globalen Durchschnitt, was mit der Dominanz des Meeres gegenüber den Landflächen zu tun hat.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.9.3.1</ref><ref name="IPCC 2013 14.8.4" /> Nicht weniger wichtig als die Luft- sind denn auch die Wassertemperaturen, da durch sie die Verdunstung und der Niederschlag bestimmt werden. Bis 2050 wird ein Anstieg der Meeresoberflächentemperatur um 1 °C erwartet. Daraus sollten höhere Niederschläge resultieren, wie sie eine Modellrechnung für August bis Oktober auch prognostiziert.<ref>Angeles, M.E., et al. (2007): Predictions of future climate change in the Caribbean region using global general circulation models. Int. J. Climatol., 27, 555-569</ref> Der IPCC geht jedoch von trockeneren Verhältnissen in Mittelamerika und der Karibik am Ende des 21. Jahrhunderts aus. Der Grund liegt darin, dass im Ostpazifik künftig mehr El-Niño-artige Verhältnisse und im Nordatlantik eine Verstärkung der NAO erwartet werden. Beide Änderungen führen zu geringeren Niederschlägen in der Karibik.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.9.3.1</ref> Eine Ausnahme stellt lediglich die nördliche Karibik in den Wintermonaten dar.<ref name="IPCC 2013 14.8.4" /> Eine Erwärmung des östlichen tropischen Pazifik, aus der sich ein El Niño entwickelt, intensiviert den subtropischen Jetstream, der wiederum vertikale Schwerwinde über der Karibik verstärkt, die die Konvektion von feuchter Luft behindern. Durch eine positive NAO-Phase werden das atlantische Subtropen-Hoch und der [[Passat]] stärker, wodurch es zu Abkühlungen der Meeresoberflächentemperaturen in der Karibik kommt.<ref>Angeles, M.E., et al. (2007): Predictions of future climate change in the Caribbean region using global general circulation models. Int. J. Climatol., 27, 555-569 </ref>

===Amazonasgebiet===
* Hauptartikel: [[Klimaprojektionen Amazonasgebiet]]
Das mögliche Schicksal des Amazonasgebietes in der globalen Erwärmung hat besondere Aufmerksamkeit erlangt. Der Grund liegt in der überregionalen klimatischen Bedeutung dieses größten tropischen Regenwaldes, der vor allem als CO<sub>2</sub>-Speicher für das globale Klima von Bedeutung ist. 120 Gigatonnen Kohlenstoff (GtC) sind im Amazonasgebiet gespeichert, was der Menge von 15 Jahren gegenwärtiger anthropogener Emission entspricht. 15 % der Photosynthese der Erde werden hier umgesetzt.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, Box 13.1</ref> Eine Vernichtung des Amazonaswaldes z.B. durch Abholzung und/oder Trockenheit durch den Klimawandel könnte diesen auch global weiter verstärken.

Zum einen ist der Amazonas durch die fortschreitende ökonomisch motivierte Waldzerstörung gefährdet. Das hat insofern erhebliche klimatische Konsequenzen, als der Regenwald 20-50 % des Niederschlags wieder verdunstet und dem Wasserkreislauf erneut zuführt. Waldverluste um 30 bis 40 % könnten das Amazonasgebiet auf Dauer in ein trockeneres Klima überführen.<ref>Malhi, Y. et al. (2008): Climate Change, Deforestation, and the Fate of the Amazon, Science 319, 169-172</ref> Nach Modellberechnungen wäre vor allem im Südosten des Amazonasgebiets mit einer drastischen Reduzierung des Niederschlags in der Trockenzeit um bis zu 50 % zu rechnen, während der Nordwesten von Trockenheit weitgehend verschont bleiben würde, da hier Steigungsregen am Osthang der Anden für genügend Feuchtigkeit sorgen. Der größte Teil des Regenwaldes im Amazonasgebiet könnte in eine Savanne verwandelt werden.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, Box 13.1</ref>

Außer durch Abholzungen ist das Amazonasgebiet auch durch den globalen Klimawandel bedroht und zählt daher zu einem der möglichen [[Kipppunkte im Klimasystem]], die bei einer weiteren Erwärmung in einen nicht mehr umkehrbaren Prozess treiben könnten.<ref>Lenton, T.M. (2008): Tipping elements in the Earth's climate system, PNAS 105, 1786-1793</ref> Bei einer globalen Erwärmung von 3-4 °C würde der Amazonasregenwald in den nächsten Jahrzehnten von starker Trockenheit betroffen sein. Von besonderer Bedeutung sind dabei Einflüsse durch das [[ENSO|El-Niño-Phänomen]] im Südpazifik. Beim Auftreten eines El Niños, einer ungewöhnlichen Erwärmung des Oberflächenwassers vor der südamerikanischen Westküste, kommt es zu Dürren über Nordostbrasilien und dem Amazonasgebiet. Auch höhere Meeresoberflächentemperaturen im tropischen Nordatlantik können, wie die starke Dürre im Jahre 2005 zeigte, zu Dürren im Amazonasgebiet führen.<ref>Phillips, O. L. et al. (2009): Drought Sensitivity of the Amazon Rainforest, Science 323, 1344-1347</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* I. Fischer-Bruns, G. Brasseur/Climate Service Center: [http://www.climate-service-center.de/012259/index_0012259.html.de Künftige Klimaänderungen in Paraguay] Projektionen auf der Grundlage globaler und regionaler Klimamodellierung für das Jahr 2030 - die zahlreichen Karten des Beitrags beziehen sich auf ganz Lateinamerika.

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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/suedamerika '''Regionaldaten zu Südamerika'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Lateinamerika erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ue-klimawandel-267198 Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264786/7f7d44a42ccc572af045a8a75e9727b7/2013-amazonas-klimawandel-data.pdf Die Abholzung des Tropenwaldes im Amazonasgebiet und der Klimawandel] (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265152/4e711f3a6d9e489156539c9f57e0f374/2014-tropische-gletscher-data.pdf Welche Ursachen und Folgen hat das Abschmelzen tropischer Gletscher am Kilimandscharo und in den Anden?] (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
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ähnlich wie=Klimaprojektionen Polargebiete
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[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Ozean im Klimasystem

2023-10-27T18:50:24Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Ozean_atmosphaere.jpg|thumb|620px|Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre]]

== Übersicht ==
Der Ozean gehört zu den sich eher langsam ändernden Subsystemen des [[Klimasystem|Klimasystems]] und übt vor allem auf die Atmosphäre eine dämpfende Wirkung aus. Andere Subsysteme sind die [[Atmosphäre im Klimasystem|Atmosphäre]], die [[Biosphäre im Klimasystem|Biosphäre]], die [[Kryosphäre im Klimasystem|Kryopshäre]] (Eis und Schnee) und der [[Boden im Klimasystem|Boden]].

Das Klima der Erde und seine Variabilität werden ganz wesentlich von der Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre bestimmt. Dabei kommt dem Ozean schon deswegen eine große Bedeutung zu, weil er 71 % der Erdoberfläche einnimmt und daher die [[Sonnenenergie|Strahlungsenergie der Sonne]] hauptsächlich in der obersten Schicht des Ozeans in Wärmeenergie umgewandelt wird.

Die Temperaturerhöhung an der Wasseroberfläche wird jedoch durch die hohe spezifische Wärmekapazität von Wasser verlangsamt: Um eine bestimmte Masse Wasser um 1°C zu erwärmen, wird sehr viel mehr Energie gebraucht als bei anderen Stoffen. Die Temperatur eines Stoffes ist ein Maß dafür, wie schnell sich die einzelnen Moleküle eines Stoffes bewegen. Normalerweise führt die Zufuhr von Energie zu höheren Geschwindigkeiten der Moleküle und somit zu einer höheren Temperatur. Da zwischen den verschiedenen H<sub>2</sub>O-Molekülen jedoch, im Gegensatz zu anderen Flüssigkeiten, zusätzliche Bindungen (die sog. Wasserstoffbrückenbindungen, siehe Abbildung) auftreten, werden schnellere Bewegungen der einzelnen Moleküle erschwert. Es benötigt viel mehr Energie um diese Bindungen zu lockern oder aufzubrechen und die Teilchengeschwindigkeit zu erreichen, die einer Erwärmung um 1°C entspricht.<ref name="Segar 1998"> Segar, D. A.:Introduction to Ocean Sciences (1998). Wadsworth Publishing Company. ISBN: 0-314-09705-8</ref> Außerdem wird die oberste Schicht des Ozeans ständig durchmischt, so dass damit eine viel größere Masse erwärmt werden muss als bei Landoberflächen um eine gleiche Oberflächentemperaturerhöhung hervorzurufen.

[[Bild: Wasserstoffbrückenbindung.png|thumb|420px| Räumliche Vernetzung der H<sub>2</sub>O-Moleküle: Wasserstoffbrückenbindungen (gestrichelt). Rot: O-Atome, grau: H-Atome]]

Zwischen Ozean und Atmosphäre herrscht ein ständiger Energie-/Wärmeaustausch: Energie wird immer an das Subsystem gegeben, welches gerade weniger Energie besitzt. Im Sommer/ am Tag ist der Ozean kälter als die Atmosphäre, da diese sich schneller durch die höhere [[ Sonnenenergie | solare Einstrahlung]] erwärmt. Es wird also Wärme von der Atmosphäre in den Ozean transportiert, der diese speichert. Auch im Winter/ in der Nacht reagiert der Ozean nur sehr langsam auf die viel geringere Einstrahlung. Während die Atmosphäre schon wieder stark abgekühlt ist, ist in der oberen Schicht des Ozeans noch viel Wärme gespeichert und erwärmt somit die über ihm liegende Atmosphäre. Der Ozean dämpft also den Einfluss der Sonneneinstrahlung, sodass Landgebiete in Meeresnähe im Winter eher wärmer, im Sommer kühler als meerferne Gebiete sind. Sie zeigen somit einen schwächeren Jahresgang. Analoges gilt für Tag- und Nachttemperaturen.

Die Trägheit des Ozeans bewirkt auch, dass das Klimasystem nur langsam auf Antriebe, z.B. steigende [[Treibhausgase|Treibhausgasemissionen]], reagiert. Da die Wärmekapazität so hoch und die vertikale Durchmischung so langsam ist, wird es Jahrzehnte bis Jahrhunderte dauern, bis sich das Klima wieder in einem neuen Gleichgewicht befindet, auch wenn der Antrieb plötzlich verschwindet. Eine Folge davon ist, dass heutige Klimaschutzmaßnahmen erst in der zweiten Hälfte des 21. Jahrhunderts einen sichtbaren Effekt hätten. Davor reagiert das Klima im Wesentlichen auf die bisher bereits emittierten Treibhausgase.

Die träge Erwärmung von Wasser ist auch im Vergleich zu der Erwärmung von Landoberfläche sehr wichtig. Denn erst durch die starken Temperaturunterschiede können Phänomene wie Monsune auftreten. Dabei erwärmten sich das Land und damit die Luft über dem Land im Sommer so stark, dass sie aufsteigt und Luft vom Meer nachfließen muss. Dabei können sehr hohe Windgeschwindigkeiten erreicht werden. Weil diese nachfließende Luft zusätzlich noch sehr feucht ist, kommt es dabei dann zu starken Niederschlägen.<ref name="Demmler 2011">Demmler, P.: Das Meer. Wasser, Eis und Klima (2011). Eugen Ulmer KG, ISBN 978-3-8001-5864-5</ref>
Zwischen Ozean und Atmosphäre findet nämlich nicht nur ein Austausch von Wärme statt, sondern auch von Wasser. Meer und Meereis geben durch Verdunstung Wasserdampf an die Atmosphäre ab. Wie viel Wasser verdunstet, hängt sowohl von der Temperatur ab (je wärmer, desto mehr Wasserdampf kann in der Atmosphäre aufgenommen werden) als auch von der schon vorhandenen Wasserdampfkonzentration. Denn Luft kann nur eine begrenzte Menge an Feuchtigkeit aufnehmen. Diese Feuchtigkeit gibt die Atmosphäre dem Meer als Niederschlag wieder zurück.Ein besonderes Beispiel für den Austausch von Wasser zwischen Ozean und Atmosphäre ist die [[Innertropische Konvergenzzone]]. Hier verdunstet viel Wasser aufgrund der hohen Temperaturen, gleichzeitig führt der hohe Wassergehalt in der Luft aber auch zu starkem Regen, der die Feuchte wieder zurück in den Ozean führt.<ref name="Demmler 2011" />
Die Abgabe von Wasserdampf an die Atmosphäre impliziert auch immer die sogenannte [[latente Wärme]]. Dies ist Energie, die frei werden kann, wenn der Wasserdampf wieder [[Kondensation|kondensiert]], die einzelnen Moleküle sich also zu Wassertröpfchen verbinden.<ref name="Demmler 2011" />

Ein weiterer Faktor, der die Ozeane ins Klimasystem einbindet, ist das ozeanische [[Meeresströmungen|Strömungssystem]], das erhebliche Mengen von Energie über große Entfernungen transportiert, in der Regel von den Haupteinstrahlungsgebieten beiderseits des Äquators in Richtung Pol. Der die Einstrahlungsgegensätze ausgleichende Energietransport auf der Erde, der das Leben in den höheren geographischen Breiten überhaupt erst ermöglicht, geschieht aber stärker durch die Atmosphäre als durch den Ozean.
[[Bild:Ozeanströmungen.gif|thumb|620px|Globale Karte der Oberflächenströmungen der Ozeane]]
== Strömungen ==
Der ozeanische Transport erfolgt durch [[Meeresströmungen|Oberflächen- und Tiefenströmungen]]. Die Oberflächenströme und ihr Energietransport werden durch die atmosphärische Dynamik, d.h. durch Wind, angetrieben, die Tiefenströme wesentlich durch Dichteunterschiede des Meerwassers, die einerseits durch die Temperatur, andererseits durch den Salzgehalt bestimmt werden. Das [[Globales Förderband|"Globale Förderband"]] ist ein alle drei Ozeane umspannendes Strömungssystem, das sowohl durch Dichteunterschiede wie durch Wind angetrieben wird. Temperatur und Salzgehalt des oberflächennahen Meerwassers und damit seine Dichte werden durch Energie- und Frischwasserflüsse ([[Niederschlag]] und [[Verdunstung]]) zwischen Atmosphäre und Ozean beeinflusst. Der Salzgehalt von Meerwasser wird außerdem durch Süßwasserzufuhr vom Land oder schmelzendes bzw. gefrierendes [[Meereis]] bestimmt. Die windgetriebenen Oberflächenströmungen und die Tiefenzirkulation stehen in einem engen Wechselverhältnis: Winde treiben etwa Wasser mit hohem Salzgehalt in Gebiete, in denen es abkühlt und absinkt (wie im Nordatlantik), oder sie treiben warmes Oberflächenwasser von Küsten weg, wodurch kälteres Tiefenwasser aufsteigen kann (vgl. [[Meeresströmungen]]). Letzteres geschieht zum Beispiel vor der Westküste des tropischen Südamerikas: Da vor der Küste von Ecuador und Peru die Passatwinde vom Land aufs Meer wehen, schieben sie das Oberflächenwasser von dort weg. Zum Ausgleich steigt an diesen Küsten Tiefenwasser von unten zur Oberfläche auf. Dieses Wasser bringt viele Nährstoffe aus tieferen Schichten mit nach oben, weshalb diese Gebiete sehr fruchtbar und fischreich sind. Dies ändert sich jedoch dramatisch in El Niño-Jahren (siehe auch [[ENSO]]).

== Gasaustausch ==
Eine weitere wichtige Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre besteht in dem Gasaustausch zwischen diesen beiden Subsystemen des Klimasystems. Von besonderer Bedeutung für das Klima ist die Fähigkeit des Ozeans das atmosphärische [[Treibhausgase|Treibhausgas]] CO<sub>2</sub> durch Lösung aufzunehmen. Dabei kann kaltes Oberflächenwasser mehr [[Kohlendioxid]] aufnehmen als warmes. Das ist der Hintergrund für wichtige Rückkopplungsprozesse. Falls sich die Atmosphäre, z.B. durch eine geringere [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]], abkühlt, wird auch das Oberflächenwasser des Ozeans kälter und kann dadurch mehr CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre aufnehmen. Die Folge sind eine Schwächung des Treibhauseffekts und eine noch kühlere Atmosphäre, woraus eine weitere Abkühlung des Oberflächenwassers folgt, das dadurch noch mehr CO<sub>2</sub> aufnehmen kann usw, bis ein neues Gleichgewicht hergestellt ist. Bei einer Erwärmung der Atmosphäre, z.B. durch anthropogene CO<sub>2</sub>-Emissionen, läuft der Prozess in umgekehrter Richtung ab.

Kohlendioxid besitzt im Meer einen eigenen [[Kohlenstoff im Ozean|Kreislauf]], in dem es verschiedene Stadien durchläuft. Gelöstes CO<sub>2</sub> geht im Wasser neue chemische Verbindungen ein und wird durch Photosynthese im Phytoplankton gebunden. Ein bedeutender Teil des Kohlenstoffs wird durch [[Konvektion]] (d.h. durch absinkende Wassermassen) und absinkende organische Substanzen dem Oberflächenwasser und damit dem Austausch mit der Atmosphäre für längere Zeit entzogen. Auch diese Prozesse sind temperaturabhängig. So verstärkt kälteres Wasser die Konvektion und wärmeres schwächt sie. Dadurch wird in dem ersten Fall mehr Kohlendioxid dem Oberflächenwasser entzogen, das infolgedessen weiteres CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre aufnehmen kann, wodurch sich die Atmosphäre weiter abkühlt und die Konvektion noch mehr verstärkt wird usw.

Eine zunehmende Aufnahme von Kohlendioxid durch den Ozean, wie sie gegenwärtig durch den erhöhten CO<sub>2</sub>-Gehalt der Atmosphäre erfolgt, hat aber auch negative Folgen. Der [[Ozeanversauerung|Ozean versauert]]. Und das ist für zahlreiche Lebewesen im Meer ein Problem (das sog. "andere CO<sub>2</sub>-Problem"), vor allem für diejenigen, die Kalkschalen bilden. Das Ozeanwasser ist inzwischen so stark versauert wie seit 20 Mio. Jahren nicht mehr. In der Atmosphäre ist Kohlendioxid chemisch inaktiv, d.h. es geht keine Verbindungen mit anderen Gasen ein. Ganz anders verhält sich CO<sub>2</sub> jedoch im Meerwasser. Fast das gesamte darin gelöste CO<sub>2</sub> reagiert mit Wasser und bildet Kohlensäure. Als Ergebnis sinkt der pH-Wert des Wassers, das dadurch weniger basisch wird, während der von Karbonat-Ionen sinkt. Karbonat-Ionen werden jedoch zur Bildung von Kalziumkarbonat benötigt, dem Baustein von Kalkskeletten und –schalen z.B. von Korallen, Muscheln, Schnecken und Seeigeln.

== Unterricht ==
* Experiment: Die Bedeutung des Ozeans im Klimasystem sieht man im Prinzip jedes Mal veranschaulicht, wenn man kocht. Obwohl die Herdplatte (der Antrieb) schnell heiß wird, dauert es recht lange, bis das Wasser im Topf kocht. Auch wenn man die Herdplatte irgendwann ausschaltet, wird das Wasser durch die Restwärme eventuell sogar noch etwas wärmer, bis es langsam abkühlt. Das Klima reagiert genauso verzögert auf eine Beeinflussung von außen.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* OFFICE FOR CLIMATE EDUCATION (2021): [https://www.sonnentaler.net/dokumentation/ipcc-berichte/sr-ozean-kryosphaere/ IPCC-Sonderbericht „Ozean und Kryosphäre in einem sich wandelnden Klima” – Zusammenfassung für Lehrerinnen und Lehrer]
* J. Jacobeit (2007): [http://edoc.hu-berlin.de/docviews/abstract.php?lang=ger&id=28154 Zusammenhänge und Wechselwirkungen im Klimasystem], in: Wilfried Endlicher, Friedrich-Wilhelm Gerstengarbe: [http://edoc.hu-berlin.de/miscellanies/klimawandel/ Der Klimawandel – Einblicke, Rückblicke und Ausblicke], 1-16
* J. Lozan (Hg.): Warnsignal Klima: [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/buchreihe/die-meere/ Die Meere - Änderungen & Risiken]

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=SST_global_Diff2_RCP8.5_Jahr.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/globale-rcp-daten '''globalen Daten'''] eigene Karten erzeugen.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung des Ozeans im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=1&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=0&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zur Temperaturwirkung des Ozeans im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?activetab=undefined&scenario=102&variable=03&locale=DE Experiment zur Erwärmung des Ozeans in einem künftigen Klima] Durchführung des Experiments mit dem MSCM nach dem Szenario RCP8.5

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ue-klimawandel-267198 Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265340/93ba0da39724b738d5f6193240315489/2007-nordatlantikstrom-data.pdf Erderwärmung ohne uns?] Führt die Abschwächung des Nordatlantikstroms zu einer Abkühlung des Klimas in Europa? (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimawandel/enso-ereignis-252742 El Niño] über den Einfluss des Klimawandels auf das El-Niño-Phänomen (Johanneum zu Lübeck)
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== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}

{{#set:
Zukünftige Entwicklung=Meeresspiegel der Zukunft
|umfasst Prozess=Aktueller Meeresspiegelanstieg
|umfasst Prozess=Meeresströmungen
|umfasst Prozess=Golfstrom
|Umfasst Prozess=Thermohaline Zirkulation
|umfasst Prozess=Globales Förderband
|umfasst Prozess=Globales Förderband (einfach)
|umfasst Prozess=Kohlenstoff im Ozean
|umfasst Prozess=ENSO
|umfasst Prozess=Erwärmung des Ozeans
|umfasst Prozess=Ozeanversauerung
|umfasst=Meereis
|umfasst=Kohlenstoff im Ozean
|Teil von=Klimasystem
|ähnlich wie=Atmosphäre im Klimasystem
|ähnlich wie=Biosphäre im Klimasystem
|ähnlich wie=Kryosphäre im Klimasystem
|ähnlich wie=Boden im Klimasystem
|Umfasst räumlich=Golfstrom

}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Aktueller Meeresspiegelanstieg, Meeresströmungen, Golfstrom, Thermohaline Zirkulation, Globales Förderband (einfach), Kohlenstoff im Ozean, ENSO, Erwärmung des Ozeans, Versauerung der Meere, Meereis, Atmosphäre im Klimasystem, Biosphäre im Klimasystem, Kryosphäre im Klimasystem, Boden im Klimasystem, Ozean</metakeywords>

[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Klimasystem]]

Klimaprojektionen Europa

2023-10-27T18:48:44Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Europa temp RCP85.jpg|thumb|540px|Abb. 1: Veränderung der mittleren Winter- (links) und Sommertemperaturen (rechts) bei einem globalen 6°C-Szenario (~RCP8.5) bis 2100 und später im Vergleich zu 1976-2005]]
== Europa ==

=== Temperatur ===

Die jährlichen Mitteltemperaturen werden über dem Land in Europa stärker ansteigen als im globalen Mittel. Nach dem [[RCP-Szenarien|RCP4.5-Szenario]] wird es bis zum Ende dieses Jahrhunderts in Europa zu einer Erhöhung der jährlichen Mitteltemperaturen zwischen 1,0 und 4,5 °C kommen und nach dem RCP8.5-Szenario um 2,5 bis 5,5 °C. Dabei zeigen die Temperaturveränderungen sehr charakteristische regionale Unterschiede im Sommer und Winter: Im Sommer wird der Südwesten mit 4-6 °C und mehr die stärkste Erwärmung erfahren, im Winter findet sich die höchste Temperaturzunahme mit 5-6 °C und mehr im Nordosten des Kontinents.<ref name="EEA 2016">European Environment Agency (2016): Climate change, impacts and vulnerability in Europe 2016. An indicator-based report</ref> Eine Untersuchung der Obergrenze der Erwärmung in Europa anhand von Regionalmodellen kommt noch zu deutlich höheren Ergebnissen (Abb. 1).<ref name="Christensen 2015">Christensen, O.B., S. Yang, F. Boberg, C. Fox Maule, P. Thejll, M. Olesen, M. Drews, H. J. D. Sørup, J. H. Christensen (2015): Scalability of regional climate change in Europe for high-end scenarios, Climate Research 64: 25–38</ref> Betrachtet wurden auf Europa bezogene Modelle mit einer Auflösung von 25x25 km, die konsistent mit Globalmodellen sind, die eine globale Erwärmung von 6 °C und mehr am Ende des 21. Jahrhunderts oder in der ersten Hälfte des 22. Jahrhunderts simulieren, was ungefähr dem RCP8.5-Szenrio entspricht. Die Zunahme der Wintertemperaturen reicht hiernach in Europa von 5 °C im Westen und Süden bis über 9 °C im Nordosten. Im Sommer findet sich die höchste Temperaturveränderung mit mehr als 9 °C auf der Iberischen Halbinsel und im südlichen Frankreich. Eine starke Erwärmung um 7-8 °C ist außerdem an der nördlichen Küste der Skandinavischen Halbinsel zu erwarten. Die niedrigste Temperaturzunahme im Sommer wird mit 5-6 °C in weiten Teilen des nördlichen Europa von der Ostsee bis zu den Britischen Inseln simuliert.

Der Grund für die sommerliche Temperaturzunahme im Südwesten sind die Niederschlagsdefizite und ausgetrockneten Böden, die die Evapotranspiration und damit deren Abkühlungseffekt stark einschränken (vgl. [[Boden im Klimasystem]]).<ref>Seneviratne, S.I., and R. Stöckli (2008): [http://www.iac.ethz.ch/staff/sonia/download/Seneviratne_and_Stockli_AGCR08.pdf The role of land-atmosphere interactions for climate variability in Europe.] In: Climate Variability and Extremes during the Past 100 years, Brönnimann et al. (eds.)</ref> Für die ungewöhnlich starke winterliche Erwärmung im Nordosten spielt der [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Eis-/Schnee-Albedo-Effekt]] die entscheidende Rolle: Der Rückgang von Schnee- und Eisdecken verstärkt die Erwärmung durch die höhere Strahlungsabsorption.

Auch im westlichen Mittel- und Nordeuropa wird es trotz der prognostizierten [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|Abschwächung des Nordatlantikstroms]] (der Nordatlantischen Meridionalen Umwälzzirkulation)<ref>In den Medien wird in diesem Fall häufig von der Abschwächung des ''Golfstroms'' gesprochen. Als [[Golfstrom]] wird jedoch nur der entlang der Ostküste Nordamerikas nach Norden strömende Teil des [[Globales Förderband|Globalen Förderbands]] bezeichnet. Dessen Fortsetzung nach Nordwesten, durch die warmes Wasser in den Nordwestatlantik transportiert wird, heißt korrekterweise ''Nordatlantikstrom''. Um das Prinzip des ganzen Strömungssystems zu verdeutlichen, hat man früher von der [[Thermohaline Zirkulation|thermohalinen Zirkulation]] gesprochen. In letzter Zeit hat sich in der Wissenschaft dafür der Begriff [[Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)|''Meridionale Umwälzzirkulation'']] (engl. ''Meridional Overturning Circulation'', ''MOC'') eingebürgert.</ref> zu einer Erwärmung kommen. Vor allem für Mitteleuropa wird es von Jahr zu Jahr nach einigen Modellen stärkere Schwankungen bei den Sommertemperaturen geben. Und als sehr wahrscheinlich für ganz Europa gilt, dass sommerliche [[Hitzewellen]] in Häufigkeit, Dauer und Stärke zunehmen werden, während die Zahl der Frosttage schrumpft.
[[Bild:Europa2100 N S.jpg|thumb|460px|Temperatur- und Niederschlagsänderungen 2080-2099 im Vergleich zu 1980-1990 nach dem A1B-Szenario.]]

=== Niederschlag ===
[[Bild:Europe prec RCP85.jpg|thumb|540px|Abb. 2: Veränderung der mittleren Winter- (links) und Sommerniederschläge (rechts) bei einem globalen 6°C-Szenario (~RCP8.5) bis 2100 und später im Vergleich zu 1976-2005]]
Bei den Niederschlägen zeigt sich ein deutlicher Nord-Süd-Gegensatz<ref name="IPCC 2007 Table 11.1"> IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, Table 11.1 </ref>: So nehmen im jährlichen Mittel in Nordeuropa um ca. 9% zu, in Südeuropa um 12% ab. Der stärkste Anstieg findet sich in Nordeuropa im Winter mit 15%, die stärkste Reduktion in Südeuropa im Sommer mit -24%. Auch in den anderen Jahreszeiten nehmen die Niederschläge in Südeuropa ab, wenn auch weniger stark als im Sommer. In Mitteleuropa findet sich im Sommer eine Tendenz zur Abnahme, im Winter zur Zunahme der Niederschläge. Eine Zunahme wird auch für [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkniederschläge]] vorhergesagt, z.T. auch, wenn die mittleren Niederschläge abnehmen wie in Mittel- und Südeuropa im Sommer. Entsprechend steigt hier auch das Risiko von [[Dürren]]. Auch bei den Niederschlägen kommt es bei der erwähnten High-End-Untersuchung zu extremeren Ergebnissen (Abb. 2).<ref name="Christensen 2015" /> Die mittleren Winterniederschläge werden hiernach in großen Teilen Europas zunehmen, primär nördlich von 47 °N, mit der stärksten Zunahme von mehr als 60 % nördlich und östlich der Ostsee. Die stärksten Abnahmen finden sich mit 30-50 % auf der Iberischen Halbinsel und entlang der Mittelmeerküste. Im Sommer wandert die Grenze zwischen zu- und abnehmenden Niederschlägen weiter nach Norden. Zunahmen von 20-40 % finden sich nur noch in Skandinavien, den baltischen Staaten und Russland. Die stärksten Niederschlagsabnahmen von 50-60 % weisen die Iberische Halbinsel, Albanien, Griechenland und die Türkei auf. Insgesamt wird der Nordosten Europas im Winter wärmer und feuchter, während im Sommer Spanien, Portugal, Südfrankreich, Italien und Griechenland nach diesen Simulationen deutlich wärmer und trockener werden.

=== Schnee und Eis ===
In ganz Europa muss damit gerechnet werden, dass die Schneesaison kürzer und die Schneemächtigkeit geringer wird. Einige Modelle prognostizieren für Nordeuropa eine Verkürzung der Schneesaison um 1 bis 3 Monate und eine Abnahme der Schneedicke um 50-100% in den meisten Regionen. Die Folgen für den [[Wintertourismus]] sind gravierend. Auch die Eisbedeckung der Gewässer wird merklich abnehmen. So wird die maximale Eisausdehnung auf der Ostsee im Winter möglicherweise um 70% abnehmen und die Eissaison in der mittleren Ostsee um zwei bis drei Monate reduziert.

== Einzelne Regionen ==
===Deutschland===
* Hauptartikel: [[umfasst räumlich::Klima im 21. Jahrhundert in Deutschland]]
Je nach Szenario nimmt die Temperatur in Deutschland bis zum Ende des Jahrhunderts um 2,5 bis 3,5 °C zu. Der stärkste Anstieg wird in den Wintermonaten erwartet, bedingt durch die [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Schnee-Albedo-Rückkopplung]] und Veränderungen der [[Großwetterlagen]]. Bei den Niederschlägen werden im Sommer Abnahmen, im Winter Zunahmen erwartet. Der Anteil von Schneefall an den Gesamtniederschlägen wird zurückgehen. Tage mit sehr hohen Temperaturen werden zu-, Frosttage werden abnehmen.

===Alpenraum===
[[Bild:Schneetage mittenwald.jpg|thumb|520px|Mögliche Änderung der Anzahl der Schneetage pro Jahre nach dem A1B-Szenario für die Regionen Mittenwald (923 ü. NN) und Garmisch-Partenkirchen (700 m ü. NN)]]
Im 21. Jahrhundert wird mit einer erheblichen Erwärmung des Alpenraums gerechnet.<ref name="Bundesministerium 2007">Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (2007): [http://digital.bib-bvb.de/publish/viewer/1/1895485.html Klimawandel in den Alpen. Fakten – Folgen – Anpassung], S. 67</ref> Nach Modellberechnungen mit dem regionalen Klimamodell REMO kann es zu einer mittleren Erwärmung zwischen 3 °C und 4,5 °C kommen. Die Menge der Jahresniederschläge ändert sich wenig, die jahreszeitlichen Unterschiede können sich allerdings weiter verstärken. Im Sommer können die Niederschläge um 30% abnehmen, im Winter um 5-10% zunehmen. Aufgrund der steigenden Temperaturen ergeben sich aber vor allem deutliche Abnahmen bei der Schneefallmenge und der Zahl der Schneetage. Die Nullgradgrenze kann in den Wintermonaten bis zum Ende des Jahrhunderts um ca. 650 m steigen. Das bedeutet für Regionen, die zwischen 1000 und 1500 m liegen, eine Abnahme der Schneefallmenge um bis zu 60%. Selbst über 2000 m kann die Schneefallmenge immer noch um 20-30% abnehmen. Der deutsche Wintersportort Garmisch-Partenkirchen, der 700 m über dem Meeresspiegel liegt, muss mit einer Abnahme der Schneetage (> 3 cm Schnee) im Jahr von heute 70-80 auf unter 20 rechnen.

* ''Siehe auch: [[Klimaprojektionen Alpen]]''

===Mittelmeerraum===
* Hauptartikel: [[umfasst räumlich::Klimaprojektionen Mittelmeerraum]]
Der Mittelmeerraum gilt als einer der wichtigsten Hotspots künftiger Klimaänderungen.

===Ostseeraum===

Das Klima des Ostseeraumes steht vor allem im südlichen Teil stark unter dem Einfluss der großräumigen atmosphärischen Zirkulation im Nordatlantikraum. Die relativ milden Temperaturen im südlichen Teil sind durch den Einfluss des Nordatlantikstroms (als Fortsetzung des Golfstroms) und die vorherrschenden Westwinde zu erklären, deren Intensität durch die Nordatlantische Zirkulation bestimmt wird. Der nördliche Teil wird durch die hohen Gebirgszüge in Nordwegen von der Westwindströmung weitgehend abgeschirmt. Entsprechend ist der Süden durch ein maritimes, der Norden eher durch ein subarktisches Klima geprägt.

[[Bild:Ostsee Temp RCP85 DiffII Winter.jpg|thumb|520px|Differenz der bodennahen Lufttemperatur in den Wintermonaten Dezember, Januar und Februar 2071-2100 zu 1961-1990 für das IPCC-Szenario RCP8.5]]
Nach den Berechnungen von 20 globalen Modellen wird die Erwärmung im 21. Jahrhundert im Ostseeraum um etwa 50 % höher ausfallen als im globalen Mittel.<ref name="BALTEX">BALTEX [http://www.baltex-research.eu/BACC/material/IBS_No35_BACC.pdf Assessment of Climate Change for the Baltic Sea Basin. (PDF-Datei; 26 Seiten)] International Conference Göteborg, Sweden, 22 – 23 May 2006</ref> Die jährlichen Mitteltemperaturen werden hiernach um 3-5 °C als Mittel über das gesamte Ostseebecken ansteigen. Dabei gibt es deutliche Unterschiede zwischen dem nördlichen und dem südlichen Ostseeraum und den Jahreszeiten. Im nördlichen Teil findet die stärkste Erwärmung mit 4-6 °C im Winter statt, während weiter südlich die saisonalen Unterschiede weniger hervortreten, im Sommer mit einem Anstieg der bodennahen Lufttemperatur um 3-5 °C jedoch die höchsten Werte zeigen. Ganz im Norden könnte die höchste Temperaturzunahme sogar bis zu 10 °C betragen. Grund für diese starke Erwärmung ist die Schnee/Eis-Albedo-Rückkopplung. Da höhere Temperaturen die Schnee- und Eisflächen schmelzen lassen, wird weniger Solarstrahlung reflektiert und mehr Strahlung von den dunkleren, frei gewordenen Land- und Wasserflächen absorbiert. Dadurch wird die untere Atmosphäre zusätzlich erwärmt, was wiederum noch mehr Eis und Schnee schmelzen lässt usw.

Die Niederschläge wurden von Regionalmodellen berechnet, die jedoch in groben Zügen mit den Globalmodellen übereinstimmen. Die Ergebnisse sind mit größeren Unsicherheiten behaftet als die Temperatur-Simulationen. Im gesamten Ostseeraum werden die Winter feuchter, und im südlichen Teil werden die Sommer trockener. Im Norden nehmen die Winterniederschläge möglicherweise um 25 bis 75 %, im Süden um 20 bis 70 % zu. Die Sommerniederschläge könnten im Süden um bis zu 45 % zurückgehen. Im Jahresmittel über die gesamte Region ist jedoch mit einer Zunahme der Niederschläge zu rechnen.

Auch die Meeresoberflächentemperaturen nehmen nach Modellberechnungen bis zum Ende des 21. Jahrhunderts um 2-4 °C zu. Höhere Luft- und höhere Wassertemperaturen führen dazu, dass die Meereisausdehnung der Ostsee deutlich zurückgehen wird, und zwar um 50 bis 80 %. Eis- und Schneeschmelze und die höheren Niederschläge haben zur Folge, dass der Salzgehalt der Ostsee um 8 bis 50 % zurückgehen wird.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* [http://www.cipra.org/de/pdfs/796/view Klimawandel in den Alpen. Fakten – Folgen – Anpassung]
* [http://toolkit.balticclimate.org/de/klimawandelszenarien Klimawandel im Ostseeraum - BalticClimate]

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Temp2m DiffII Europa Sommer rcp8.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/europa-rcp-daten '''Regionaldaten zu Europa'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen:.<br>
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Hier finden Sie eine: [http://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Europa erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ue-klimawandel-267198 Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265164/e32392f20a5127bf88cbf2746dd409b1/2011-skifahren-alpen-data.pdf Skifahren in den Alpen] (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264936/115b89edd40a7f9634cd3d8a85dd177c/2011-skifahren-alpen-data.pdf Skifahren in den Alpen. Wie lange noch?] Einfluss des Klimawandels auf die Skifahrmöglichkeiten in den Alpen (Emil-Krause-Gymnasiale Obersufe, jetzt: Statteilschule Barmbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264938/d253e6f6ba12afc1c113bb169f2160db/2011-klimawandel-alpen-data.pdf Der Alptraum] Wird der Klimawandel Schnee und Gletscher in den Alpen zum Schmelzen bringen? (Emil-Krause-Gymnasiale Oberstufe, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264814/7f0544cd24bf91e521ca8f320120cf2f/2009-alpen-data.pdf Die Alpen im Klimawandel]
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== Lizenzhinweis ==
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ähnlich wie=Klimaprojektionen Polargebiete
|ähnlich wie=Klimaprojektionen Nordamerika
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|Teil von=Klimaprojektionen
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimaprojektionen Polargebiete, Klimaprojektionen Nordamerika, Klimaprojektionen Lateinamerika, Klimaprojektionen Afrika, Klimaprojektionen Australien, Klimaprojektionen Asien, Klimaszenarien, Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Projektionen Kohlendioxid, Klimaprojektionen regional, Regionale Klimaprojektionen</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Klimaprojektionen Europa

2023-10-27T18:48:14Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Europa temp RCP85.jpg|thumb|540px|Abb. 1: Veränderung der mittleren Winter- (links) und Sommertemperaturen (rechts) bei einem globalen 6°C-Szenario (~RCP8.5) bis 2100 und später im Vergleich zu 1976-2005]]
== Europa ==

=== Temperatur ===

Die jährlichen Mitteltemperaturen werden über dem Land in Europa stärker ansteigen als im globalen Mittel. Nach dem [[RCP-Szenarien|RCP4.5-Szenario]] wird es bis zum Ende dieses Jahrhunderts in Europa zu einer Erhöhung der jährlichen Mitteltemperaturen zwischen 1,0 und 4,5 °C kommen und nach dem RCP8.5-Szenario um 2,5 bis 5,5 °C. Dabei zeigen die Temperaturveränderungen sehr charakteristische regionale Unterschiede im Sommer und Winter: Im Sommer wird der Südwesten mit 4-6 °C und mehr die stärkste Erwärmung erfahren, im Winter findet sich die höchste Temperaturzunahme mit 5-6 °C und mehr im Nordosten des Kontinents.<ref name="EEA 2016">European Environment Agency (2016): Climate change, impacts and vulnerability in Europe 2016. An indicator-based report</ref> Eine Untersuchung der Obergrenze der Erwärmung in Europa anhand von Regionalmodellen kommt noch zu deutlich höheren Ergebnissen (Abb. 1).<ref name="Christensen 2015">Christensen, O.B., S. Yang, F. Boberg, C. Fox Maule, P. Thejll, M. Olesen, M. Drews, H. J. D. Sørup, J. H. Christensen (2015): Scalability of regional climate change in Europe for high-end scenarios, Climate Research 64: 25–38</ref> Betrachtet wurden auf Europa bezogene Modelle mit einer Auflösung von 25x25 km, die konsistent mit Globalmodellen sind, die eine globale Erwärmung von 6 °C und mehr am Ende des 21. Jahrhunderts oder in der ersten Hälfte des 22. Jahrhunderts simulieren, was ungefähr dem RCP8.5-Szenrio entspricht. Die Zunahme der Wintertemperaturen reicht hiernach in Europa von 5 °C im Westen und Süden bis über 9 °C im Nordosten. Im Sommer findet sich die höchste Temperaturveränderung mit mehr als 9 °C auf der Iberischen Halbinsel und im südlichen Frankreich. Eine starke Erwärmung um 7-8 °C ist außerdem an der nördlichen Küste der Skandinavischen Halbinsel zu erwarten. Die niedrigste Temperaturzunahme im Sommer wird mit 5-6 °C in weiten Teilen des nördlichen Europa von der Ostsee bis zu den Britischen Inseln simuliert.

Der Grund für die sommerliche Temperaturzunahme im Südwesten sind die Niederschlagsdefizite und ausgetrockneten Böden, die die Evapotranspiration und damit deren Abkühlungseffekt stark einschränken (vgl. [[Boden im Klimasystem]]).<ref>Seneviratne, S.I., and R. Stöckli (2008): [http://www.iac.ethz.ch/staff/sonia/download/Seneviratne_and_Stockli_AGCR08.pdf The role of land-atmosphere interactions for climate variability in Europe.] In: Climate Variability and Extremes during the Past 100 years, Brönnimann et al. (eds.)</ref> Für die ungewöhnlich starke winterliche Erwärmung im Nordosten spielt der [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Eis-/Schnee-Albedo-Effekt]] die entscheidende Rolle: Der Rückgang von Schnee- und Eisdecken verstärkt die Erwärmung durch die höhere Strahlungsabsorption.

Auch im westlichen Mittel- und Nordeuropa wird es trotz der prognostizierten [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|Abschwächung des Nordatlantikstroms]] (der Nordatlantischen Meridionalen Umwälzzirkulation)<ref>In den Medien wird in diesem Fall häufig von der Abschwächung des ''Golfstroms'' gesprochen. Als [[Golfstrom]] wird jedoch nur der entlang der Ostküste Nordamerikas nach Norden strömende Teil des [[Globales Förderband|Globalen Förderbands]] bezeichnet. Dessen Fortsetzung nach Nordwesten, durch die warmes Wasser in den Nordwestatlantik transportiert wird, heißt korrekterweise ''Nordatlantikstrom''. Um das Prinzip des ganzen Strömungssystems zu verdeutlichen, hat man früher von der [[Thermohaline Zirkulation|thermohalinen Zirkulation]] gesprochen. In letzter Zeit hat sich in der Wissenschaft dafür der Begriff [[Meridionale Umwälzzirkulation (MOC)|''Meridionale Umwälzzirkulation'']] (engl. ''Meridional Overturning Circulation'', ''MOC'') eingebürgert.</ref> zu einer Erwärmung kommen. Vor allem für Mitteleuropa wird es von Jahr zu Jahr nach einigen Modellen stärkere Schwankungen bei den Sommertemperaturen geben. Und als sehr wahrscheinlich für ganz Europa gilt, dass sommerliche [[Hitzewellen]] in Häufigkeit, Dauer und Stärke zunehmen werden, während die Zahl der Frosttage schrumpft.
[[Bild:Europa2100 N S.jpg|thumb|460px|Temperatur- und Niederschlagsänderungen 2080-2099 im Vergleich zu 1980-1990 nach dem A1B-Szenario.]]

=== Niederschlag ===
[[Bild:Europe prec RCP85.jpg|thumb|540px|Abb. 2: Veränderung der mittleren Winter- (links) und Sommerniederschläge (rechts) bei einem globalen 6°C-Szenario (~RCP8.5) bis 2100 und später im Vergleich zu 1976-2005]]
Bei den Niederschlägen zeigt sich ein deutlicher Nord-Süd-Gegensatz<ref name="IPCC 2007 Table 11.1"> IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, Table 11.1 </ref>: So nehmen im jährlichen Mittel in Nordeuropa um ca. 9% zu, in Südeuropa um 12% ab. Der stärkste Anstieg findet sich in Nordeuropa im Winter mit 15%, die stärkste Reduktion in Südeuropa im Sommer mit -24%. Auch in den anderen Jahreszeiten nehmen die Niederschläge in Südeuropa ab, wenn auch weniger stark als im Sommer. In Mitteleuropa findet sich im Sommer eine Tendenz zur Abnahme, im Winter zur Zunahme der Niederschläge. Eine Zunahme wird auch für [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkniederschläge]] vorhergesagt, z.T. auch, wenn die mittleren Niederschläge abnehmen wie in Mittel- und Südeuropa im Sommer. Entsprechend steigt hier auch das Risiko von [[Dürren]]. Auch bei den Niederschlägen kommt es bei der erwähnten High-End-Untersuchung zu extremeren Ergebnissen (Abb. 2).<ref name="Christensen 2015" /> Die mittleren Winterniederschläge werden hiernach in großen Teilen Europas zunehmen, primär nördlich von 47 °N, mit der stärksten Zunahme von mehr als 60 % nördlich und östlich der Ostsee. Die stärksten Abnahmen finden sich mit 30-50 % auf der Iberischen Halbinsel und entlang der Mittelmeerküste. Im Sommer wandert die Grenze zwischen zu- und abnehmenden Niederschlägen weiter nach Norden. Zunahmen von 20-40 % finden sich nur noch in Skandinavien, den baltischen Staaten und Russland. Die stärksten Niederschlagsabnahmen von 50-60 % weisen die Iberische Halbinsel, Albanien, Griechenland und die Türkei auf. Insgesamt wird der Nordosten Europas im Winter wärmer und feuchter, während im Sommer Spanien, Portugal, Südfrankreich, Italien und Griechenland nach diesen Simulationen deutlich wärmer und trockener werden.

=== Schnee und Eis ===
In ganz Europa muss damit gerechnet werden, dass die Schneesaison kürzer und die Schneemächtigkeit geringer wird. Einige Modelle prognostizieren für Nordeuropa eine Verkürzung der Schneesaison um 1 bis 3 Monate und eine Abnahme der Schneedicke um 50-100% in den meisten Regionen. Die Folgen für den [[Wintertourismus]] sind gravierend. Auch die Eisbedeckung der Gewässer wird merklich abnehmen. So wird die maximale Eisausdehnung auf der Ostsee im Winter möglicherweise um 70% abnehmen und die Eissaison in der mittleren Ostsee um zwei bis drei Monate reduziert.

== Einzelne Regionen ==
===Deutschland===
* Hauptartikel: [[umfasst räumlich::Klima im 21. Jahrhundert in Deutschland]]
Je nach Szenario nimmt die Temperatur in Deutschland bis zum Ende des Jahrhunderts um 2,5 bis 3,5 °C zu. Der stärkste Anstieg wird in den Wintermonaten erwartet, bedingt durch die [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Schnee-Albedo-Rückkopplung]] und Veränderungen der [[Großwetterlagen]]. Bei den Niederschlägen werden im Sommer Abnahmen, im Winter Zunahmen erwartet. Der Anteil von Schneefall an den Gesamtniederschlägen wird zurückgehen. Tage mit sehr hohen Temperaturen werden zu-, Frosttage werden abnehmen.

===Alpenraum===
[[Bild:Schneetage mittenwald.jpg|thumb|520px|Mögliche Änderung der Anzahl der Schneetage pro Jahre nach dem A1B-Szenario für die Regionen Mittenwald (923 ü. NN) und Garmisch-Partenkirchen (700 m ü. NN)]]
Im 21. Jahrhundert wird mit einer erheblichen Erwärmung des Alpenraums gerechnet.<ref name="Bundesministerium 2007">Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (2007): [http://digital.bib-bvb.de/publish/viewer/1/1895485.html Klimawandel in den Alpen. Fakten – Folgen – Anpassung], S. 67</ref> Nach Modellberechnungen mit dem regionalen Klimamodell REMO kann es zu einer mittleren Erwärmung zwischen 3 °C und 4,5 °C kommen. Die Menge der Jahresniederschläge ändert sich wenig, die jahreszeitlichen Unterschiede können sich allerdings weiter verstärken. Im Sommer können die Niederschläge um 30% abnehmen, im Winter um 5-10% zunehmen. Aufgrund der steigenden Temperaturen ergeben sich aber vor allem deutliche Abnahmen bei der Schneefallmenge und der Zahl der Schneetage. Die Nullgradgrenze kann in den Wintermonaten bis zum Ende des Jahrhunderts um ca. 650 m steigen. Das bedeutet für Regionen, die zwischen 1000 und 1500 m liegen, eine Abnahme der Schneefallmenge um bis zu 60%. Selbst über 2000 m kann die Schneefallmenge immer noch um 20-30% abnehmen. Der deutsche Wintersportort Garmisch-Partenkirchen, der 700 m über dem Meeresspiegel liegt, muss mit einer Abnahme der Schneetage (> 3 cm Schnee) im Jahr von heute 70-80 auf unter 20 rechnen.

* ''Siehe auch: [[Klimaprojektionen Alpen]]''

===Mittelmeerraum===
* Hauptartikel: [[umfasst räumlich::Klimaprojektionen Mittelmeerraum]]
Der Mittelmeerraum gilt als einer der wichtigsten Hotspots künftiger Klimaänderungen.

===Ostseeraum===

Das Klima des Ostseeraumes steht vor allem im südlichen Teil stark unter dem Einfluss der großräumigen atmosphärischen Zirkulation im Nordatlantikraum. Die relativ milden Temperaturen im südlichen Teil sind durch den Einfluss des Nordatlantikstroms (als Fortsetzung des Golfstroms) und die vorherrschenden Westwinde zu erklären, deren Intensität durch die Nordatlantische Zirkulation bestimmt wird. Der nördliche Teil wird durch die hohen Gebirgszüge in Nordwegen von der Westwindströmung weitgehend abgeschirmt. Entsprechend ist der Süden durch ein maritimes, der Norden eher durch ein subarktisches Klima geprägt.

[[Bild:Ostsee Temp RCP85 DiffII Winter.jpg|thumb|520px|Differenz der bodennahen Lufttemperatur in den Wintermonaten Dezember, Januar und Februar 2071-2100 zu 1961-1990 für das IPCC-Szenario RCP8.5]]
Nach den Berechnungen von 20 globalen Modellen wird die Erwärmung im 21. Jahrhundert im Ostseeraum um etwa 50 % höher ausfallen als im globalen Mittel.<ref name="BALTEX">BALTEX [http://www.baltex-research.eu/BACC/material/IBS_No35_BACC.pdf Assessment of Climate Change for the Baltic Sea Basin. (PDF-Datei; 26 Seiten)] International Conference Göteborg, Sweden, 22 – 23 May 2006</ref> Die jährlichen Mitteltemperaturen werden hiernach um 3-5 °C als Mittel über das gesamte Ostseebecken ansteigen. Dabei gibt es deutliche Unterschiede zwischen dem nördlichen und dem südlichen Ostseeraum und den Jahreszeiten. Im nördlichen Teil findet die stärkste Erwärmung mit 4-6 °C im Winter statt, während weiter südlich die saisonalen Unterschiede weniger hervortreten, im Sommer mit einem Anstieg der bodennahen Lufttemperatur um 3-5 °C jedoch die höchsten Werte zeigen. Ganz im Norden könnte die höchste Temperaturzunahme sogar bis zu 10 °C betragen. Grund für diese starke Erwärmung ist die Schnee/Eis-Albedo-Rückkopplung. Da höhere Temperaturen die Schnee- und Eisflächen schmelzen lassen, wird weniger Solarstrahlung reflektiert und mehr Strahlung von den dunkleren, frei gewordenen Land- und Wasserflächen absorbiert. Dadurch wird die untere Atmosphäre zusätzlich erwärmt, was wiederum noch mehr Eis und Schnee schmelzen lässt usw.

Die Niederschläge wurden von Regionalmodellen berechnet, die jedoch in groben Zügen mit den Globalmodellen übereinstimmen. Die Ergebnisse sind mit größeren Unsicherheiten behaftet als die Temperatur-Simulationen. Im gesamten Ostseeraum werden die Winter feuchter, und im südlichen Teil werden die Sommer trockener. Im Norden nehmen die Winterniederschläge möglicherweise um 25 bis 75 %, im Süden um 20 bis 70 % zu. Die Sommerniederschläge könnten im Süden um bis zu 45 % zurückgehen. Im Jahresmittel über die gesamte Region ist jedoch mit einer Zunahme der Niederschläge zu rechnen.

Auch die Meeresoberflächentemperaturen nehmen nach Modellberechnungen bis zum Ende des 21. Jahrhunderts um 2-4 °C zu. Höhere Luft- und höhere Wassertemperaturen führen dazu, dass die Meereisausdehnung der Ostsee deutlich zurückgehen wird, und zwar um 50 bis 80 %. Eis- und Schneeschmelze und die höheren Niederschläge haben zur Folge, dass der Salzgehalt der Ostsee um 8 bis 50 % zurückgehen wird.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Weblinks ==
* [http://www.cipra.org/de/pdfs/796/view Klimawandel in den Alpen. Fakten – Folgen – Anpassung]
* [http://toolkit.balticclimate.org/de/klimawandelszenarien Klimawandel im Ostseeraum - BalticClimate]

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Temp2m DiffII Europa Sommer rcp8.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/europa-rcp-daten '''Regionaldaten zu Europa'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen:.<br>
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Hier finden Sie eine: [http://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Europa erkennbar sind:
* [http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/4370742/data/bedienungsanleitung.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [http://bildungsserver.hamburg.de/experimente-mittleres-klima/ Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265164/e32392f20a5127bf88cbf2746dd409b1/2011-skifahren-alpen-data.pdf Skifahren in den Alpen] (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264936/115b89edd40a7f9634cd3d8a85dd177c/2011-skifahren-alpen-data.pdf Skifahren in den Alpen. Wie lange noch?] Einfluss des Klimawandels auf die Skifahrmöglichkeiten in den Alpen (Emil-Krause-Gymnasiale Obersufe, jetzt: Statteilschule Barmbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264938/d253e6f6ba12afc1c113bb169f2160db/2011-klimawandel-alpen-data.pdf Der Alptraum] Wird der Klimawandel Schnee und Gletscher in den Alpen zum Schmelzen bringen? (Emil-Krause-Gymnasiale Oberstufe, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264814/7f0544cd24bf91e521ca8f320120cf2f/2009-alpen-data.pdf Die Alpen im Klimawandel]
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[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Treibhausgase im Klimasystem

2023-10-27T18:47:55Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:quellen_senken.jpg|thumb|420px|Quellen und Senken von Treibhausgasen und [[Aerosole]]n. Rote Schrift: anthropogen beeinflusste bzw. erzeugte Treibhausgase, rote Pfeile: anthropogene Quellen; blaue Pfeile: natürliche Quellen; gestrichelte Pfeile: Senken]]
==Allgemein==
[[Treibhausgase]], wie [[Kohlendioxid]], [[Methan]], [[Ozon]], [[Lachgas|Distickstoffoxid]] und [[Wasserdampf]], sind natürliche Bestandteile des Klimasystems und haben es auch vor dem industriellen Zeitalter maßgeblich beeinflusst. Aus [[Proxydaten|Eisbohrkernen]] in der [[Antarktischer Eisschild|Antarktis]] geht hervor, dass auch schon frühere Temperaturzunahmen mit einem Anstieg der [[Kohlendioxid-Konzentration|CO<sub>2</sub>-Konzentration]] einhergingen und umgekehrt.<ref name="Brasseur 1999">Brasseur, G. P., Orlando, J. J., Tyndall, G. S. (1999): Atmospheric Chemistry and Global Change. Oxford University Press, Inc. ISBN:0-19-510521-4.</ref> Unklar ist hier jedoch, ob z.B. bei einer Abkühlung diese die Abnahme der CO<sub>2</sub>-Konzentration hervorgerufen hat oder eine geringere CO<sub>2</sub>-Konzentration (unabhängig von [[Feedback|Rückkopplungsprozessen]], z.B. aufgrund der Evolution einer neuen Lebensform) zur Abkühlung führte. <ref name="Brasseur 1999" />

In unserem Zeitalter sind die Konzentrationen der oben genannten Treibhausgase durch (direkte und indirekte) [[Treibhausgasemissionen|anthropogene Emission]] deutlich erhöht. Die größere Menge an Treibhausgase sorgt durch Absorption (und Emission) der langwelligen [[Strahlung]], die von der Erde ausgeht, für eine zusätzliche Erwärmung. Hinzu kommen noch die allein durch den Menschen entstandenen [[FCKW|FCKWs]] (Fluorchlorkohlenwasserstoffe), die in einem Wellenlängenbereich die Strahlung absorbieren, der von natürlichen Stoffen nicht abgedeckt wird und somit zu einer weiteren Erwärmung führen.<ref name="Kiehl 1997">Kiehl, J. T., Trenberth, K. E. (1997): Earth’s Annual Global Mean Energy Budget. Bulletin of the American Meteorological Society, Vol. 78, No.2, February 1997, pages 197-208.</ref> Generell ist zu sagen, dass bei Treibhausgasen, die in kleinen Konzentrationen in der Atmosphäre vorhanden sind, die [[Absorption]] der Wärmestrahlung quasi linear zur Erhöhung der Konzentration erfolgt. Bei Treibhausgasen mit ohnehin schon höheren Konzentrationen (z.B. Methan, Distickstoffoxid oder CO<sub>2</sub>) nimmt die Absorption nur proportional zur Wurzel bzw. dem Logarithmus der Konzentrationserhöhung zu. <ref name="Brasseur 1999" />

Die veränderten Konzentrationen der Treibhausgase haben aber nicht nur auf die Temperatur einen Einfluss. Indirekt bleiben auch [[Konvektion]], [[Wolken|Wolkenbildung]], [[Niederschlag]] und das Vorkommen von [[Wetter- und Klimaextreme|Extremwetterereignissen]] von der veränderten Zusammensetzung nicht unberührt.<ref name="Brasseur 1999" /> <ref name="Boucher 2004">Boucher, O., Myhre, G., Myhre, A. (2004): Direct human influence of irrigation on atmospheric water vapour and climate. Climate Dynamics 22, pages 597-603. DOI 10.1007/sO0382-004-0402-4.</ref> Hinzu kommt, dass die verschiedenen Treibhausgase teilweise untereinander reagieren: Bei der Oxidation von Methan oder Distickstoffoxid wird beispielsweise in der Troposphäre Ozon abgebaut.<ref name="Brasseur 1999" /> Je nach Region können außerdem sog. Rückkopplungsmechanismen in Gang gesetzt werden.

==Rückkopplungsmechanismen==
[[Bild:Feedback_DiagrammCO2.jpg|thumb|300px|CO<sub>2</sub>-Rückkopplungsprozesse.]]
[[Bild:Feedback_DiagrammWasserdampf.jpg|thumb|300px|Wasserdampf-Rückkopplungsprozesse.]]
[[Bild:CO2_H2O_absorption.png|thumb|500px|Absorption von Wärmestrahlung in Abhängigkeit von der Wellenlänge durch Wasserdampf (blau) und CO<sub>2</sub> (rot). Angegeben in Prozent: 100 % bedeutet die vollständige Absorption der Wärmestrahlung, 0 % bedeutet keine Absorption der Wärmestrahlung.]]

[[Feedback|Rückkopplungsmechanismen]] sind Prozesse, die ausgehend von der Änderung eines Faktors Änderungen anderer Faktoren anstoßen, die wiederum auf den ersten Faktor verstärkend (positive Rückkopplung) oder abschwächend (negative Rückkopplung) zurückwirken. Höhere Temperaturen der Atmosphäre erwärmen z.B. auch den Ozean, der dadurch weniger CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre aufnehmen kann, wodurch sich diese weiter erwärmt (positive Rückkopplung). Höhere Temperaturen verstärken aber auch das Pflanzenwachstum, wodurch mehr CO<sub>2</sub> aus der Atmosphäre für die [[Photosynthese]] verbraucht wird, was für die Atmosphäre einen Abkühlungseffekt bedeutet (negative Rückkopplung).

Auch eine erhöhte CO<sub>2</sub>-Konzentration in der Atmosphäre kann negative Rückkopplungsprozesse nach sich ziehen. Die mit der Konzentrationserhöhung einhergehende Temperaturerhöhung führt auf längeren (geologischen) Zeitskalen zu einer stärkeren [[Kohlenstoff im Ozean|chemischen Verwitterung]] und auf kürzeren ähnlich wie bei erhöhter Temperatur zu verstärktem Pflanzenwachstum und Photosynthese. Hierdurch kommt es zu einem größeren Abbau von CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre und somit zu einer Abschwächung der anfänglichen Erwärmung (siehe Schema). <ref name="Ruddiman 2008">Ruddiman, Willim F. (2008): Earth’s Climate. Past and Future. Second edition. W. H. Freeman and Company, New York. ISBN-13:978-0-7167-8490-6.</ref> <ref name="Kulmala 2004">Kulmala, M., Suni, T., Lehtinen, K. E. J., Dal Maso, M., Boy, M., Reillell, A., Rannik, Ü., Aalto, P., Keronen, P., Hakola, H., Bäck, J., Hoffmann, T., Vesala, T., Hari, P. (2004): A new feedback mechanism linking forests, aerosols, and climate. European Geosciences Union, Atmospheric Chemistry and Physics, 4, pages 557-562. Sref-ID: 1680-7324/acp/2004-4-557.</ref>

Eine der wichtigsten Rückkopplungen bei der globalen Erwärmung betrifft den [[Wasserdampf|Wasserdampfgehalt]] der Atmosphäre. Die vom Menschen verursachten Emissionen von Treibhausgasen wie Kohlendioxid, Methan oder Distickstoffoxid erhöhen die Temperatur der Atmosphäre. Mit jedem Grad Erhöhung der Temperatur verstärkt sich aber auch der Wasserdampfgehalt, und zwar um 7 %. Denn der Temperaturanstieg führt zu höherem Sättigungsdampfdruck. Das bedeutet, dass die Atmosphäre mehr Wasserdampf aufnehmen kann. <ref name="Dommenget 2011">Dommenget, D., Flöter, J. (2011): Conceptual understanding of climate change with a globally resolved energy balance model. Climate Dynamics, Springer Verlag. DOI 10.1007/s00382-011-1026-0.</ref> Der höhere Wasserdampfgehalt wirkt zurück auf die Temperatur und verstärkt die [[Treibhauseffekt|Treibhauswirkung]] der anthropogenen Treibhausgase (siehe Schema). <ref name="Hansen 1984">Hansen, J., Lacis, A., Rind, D., Russell, G, Stone, P., Fung, I., Ruedy, R., Lerner, J. (1984): Climate Sensitivity: Analysis of feedback mechanisms. Eds Hansen, J. & Takahashi, T., pp. 130-153, Am. Geophys. Un., Washington DC.</ref> <ref name="Ramanathan 2009">Ramanathan, V., Feng, Y. (2009): Air pollution, greenhouse gases and climate change: Global and regional perspectives, Atmospheric Environment 43, pages 37-50.</ref> Dies ist ein positiver Rückkopplungsmechanismus, der sich immer weiter verstärkt.

Gleichzeitig wird bei Erwärmung flüssiges Wasser zum Verdunsten gebracht. Bei der [[Verdunstung]] wird Energie verbraucht, wodurch die Luft abkühlt. Hierbei handelt es sich also um eine negative Rückkopplung.

Die Wasserdampf-Rückkopplung ist regional jedoch sehr unterschiedlich. Während CO<sub>2</sub> global gleichmäßig verteilt ist und in etwa gleicher Konzentration vorkommt, hängt der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre sehr stark von lokalen Bedingungen wie Temperatur und Wasservorkommen an der Erdoberfläche ab. <ref name="Dommenget 2011" /> In Regionen mit hoher Wasserdampf-Konzentration wie z.B. in den Tropen hat eine global erhöhte CO<sub>2</sub>-Konzentration zwar ebenso Auswirkungen wie in Regionen mit trockenerer Luft, etwa den Subtropen, allerdings ist der Effekt deutlich geringer.<ref name="Dommenget 2011" /> Das hat zwei Gründe.

Der eine hängt mit dem Wellenlängenbereich der Wärmestrahlung zusammen, auf denen Wasserdampf und Kohlendioxid absorbieren. <ref name="NasaEarthObs">NASA Earth Observatory: [http://earthobservatory.nasa.gov/Features/EnergyBalance/page7.php Climate Forcings and Global Warming]</ref> Wasserdampf absorbiert Wärmestrahlung mit Wellenlängen von etwa 5,5-7,5 µm und länger als 22 µm vollständig (siehe Abbildung). Für andere Wellenlängen gibt es dagegen sog. Fenster: Die von der Erde abgestrahlte Wärmestrahlung dieser Wellenlängen kann größtenteils ungehindert in den Weltraum gelangen. Für diese Wellenlängen ist Wasserdampf „transparent“. CO<sub>2</sub> absorbiert die Strahlung für weitaus weniger Wellenlängen vollständig (siehe Abbildung), allerdings auch in einigen wenigen Bereichen, wo Wasserdampf nicht absorbiert. In Kombination mit Wasserdampf erhöht es allerdings die gesamte Absorption und verkleinert die Wasserdampf-Fenster. <ref name="NasaEarthObs" /> Denn die Absorption von Wärmestrahlung steigt dann z.B. im Wellenlängenbereich 12-15 µm aufgrund des CO<sub>2</sub>-Gehalts nicht von 0 % auf 100%, sondern beispielsweise nur von 50 % auf 100%(siehe Abbildung). <ref name="NasaEarthObs" /> CO<sub>2</sub> wirkt aber auch in solchen Regionen stark erwärmend, wo aufgrund von sehr geringem Wasserdampf in der Atmosphäre dieser nur eine schwache Treibhauswirkung besitzt, wie z.B. in Wüstengebieten.

Der zweite Grund dafür, dass die Wasserdampf-Rückkopplung von CO<sub>2</sub> regional unterschiedlich ausfällt, hängt mit der Verdunstungskälte zusammen, die der Erwärmung durch CO<sub>2</sub> und Wasserdampf entgegenwirkt. Sie entsteht dadurch, dass bei Erwärmung Wasser verdunstet, was der Umgebungsluft Energie entzieht. Verdunstungskälte macht sich jedoch nur dann deutlich bemerkbar, wenn genügend Wasser zum Verdunsten zur Verfügung steht. Das ist in den Tropen der Fall, weshalb hier der Treibhauseffekt durch CO<sub>2</sub> und Wasserdampf abgeschwächt wird, nicht aber über den wasserarmen Landgebieten der Subtropen.

Allgemein können die von Treibhausgasen ausgelösten höheren Temperaturen aber auch die [[Eis-Albedo-Rückkopplung|(Meer)Eis-Albedo-Rückkopplung]] oder die Taiga-Tundra-Rückkopplung (vor allem im kontinentalen Russland) in Gang setzen. Bei ersterer schmilzt aufgrund der höheren Temperaturen der Schnee bzw. das (Meer-)Eis und gibt den darunterliegenden Boden bzw. das Wasser frei. Erdoberflächen und Wasser haben eine wesentlich niedrigere Albedo als Schnee und Eis, sodass jetzt mehr Strahlung vom Boden bzw. der Meeresoberfläche absorbiert wird und diese sich erwärmen. <ref name="Ramanathan 2009" /> Bei der Taiga-Tundra-Rückkopplung führt eine erhöhte Temperatur zu längeren Wachstumsperioden und ermöglicht Baumwachstum auch in Gebieten der Tundra (Grasland und Steppe). Im Winter haben die nicht vollständig mit Schnee bedeckten Bäume dann eine geringere Albedo als die zuvor komplett schneebedeckte Graslandschaft und führen zu früherem Schneeschmelzen und weiter verlängerten Wachstumsperioden. <ref name="Harding 2002">Harding, R., Kuhry, P., Christensen, T. R., Sykes, M. t., Dankers, R., van der Linden, S. (2002): Climate feedbacks at the tundra taiga interface. Spec No 12:47-55.</ref> Diese Rückkopplung findet im Gegensatz zur Eis-Albedo-Rückkopplung auf längeren Zeitskalen statt, was mit der Wachstumszeit von Bäumen zusammenhängt.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Weblinks ==
* [http://cdiac.esd.ornl.gov/trends/trends.htm Trends online] Graphiken und Daten
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/ Trends in Atmospheric Carbon Dioxide] aktuelle Mauna-Loa-Daten und -Graphiken
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/aggi/ The NOAA Annual Greenhousegas Index] Aktuelle Werte zu Konzentration und Strahlungsantrieb der langlebigen Treibhausgase
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/iadv/ Interactive Atmospheric Data Visualization] Hier können Graphiken zu verschiedenen Treibhausgasen erzeugt werden.

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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung der Treibhausgase Wasserdampf und Kohlendioxid im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=1&hydro_s=0&vapour_diff_s=0&vapour_adv_s=0&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zur Bedeutung von Wasserdampf (Wasserkreislauf) im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=0&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=1&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zur Bedeutung von Kohlendioxid im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
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== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
|Beeinflusst=Strahlungshaushalt der Atmosphäre
|Gegensatz=Aerosole
|Umfasst=Methan
|Umfasst=Kohlendioxid
|Umfasst=Lachgas
|Umfasst=FCKW
|Umfasst=Troposphärisches Ozon
|Verursacht=Treibhauseffekt
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|beeinflusst von=Industrielle Revolution
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|Teil von=Ursachen von Klimaänderungen
|Gegensatz=Aerosole
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Strahlungshaushalt der Atmosphäre, Aerosole, Methan, Kohlendioxid, Lachgas, FCKW, Troposphärisches Ozon, Treibhauseffekt, Aktuelle Klimaänderungen, Klimaprojektionen, Treibhausgase (einfach), Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Auswirkungen des Luftverkehrs, Industrielle Revolution, Landnutzung, Kohlendioxidemissionen, Aufbau der Atmosphäre, Ursachen von Klimaänderungen</metakeywords>

[[Kategorie:Treibhausgase]]
[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Schnee im Klimawandel

2023-10-27T18:47:25Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Schnee NH Sommer Winter.jpg|thumb|600px|Minimale und maximale Schneebedeckung auf der Nordhalbkugel]]
== Schnee im Klimasystem ==

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 km<sup>2</sup> 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 der Atmosphäre | 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 km<sup>2</sup> im späten August und 40-50 Millionen km<sup>2</sup> im Februar.

== Veränderungen der Schneebedeckung ==

[[Bild:Schneebedeckung NH1979-2012.jpg|thumb|420px|Entwicklung der Schneebedeckung auf der Nordhalbkugel im Juni 1979-2012. Dicke Linie: 5-Jahresmittel]]
Zwischen 1979 und 2011 hat die Schneebedeckung der Nordhalbkugel im Juni um 17,8 % pro Jahrzehnt abgenommen. Das ist doppelt so stark wie der Trend beim Meereisverlust im September. Rechnet man den Rekordverlust im Juni 2012 dazu, sind es sogar 21,5 % pro Jahrzehnt. Die Abnahme der Schneebedeckung im Mai und Juni hat sich in den 2000er Jahren deutlich beschleunigt. Um 1980 lag die Schneebedeckung bei ca. 9 Mill. km<sup>2</sup>, um 2000 waren es noch ca. 7 Mill. km<sup>2</sup>, 2012 nur noch zwischen 2 und 3 Mill. km<sup>2</sup>.<ref>C. Derksen, and R. Brown (2012): Spring snow cover extent reductions in the 2008–2012 period exceeding climate model projections, Geophysical Research Letters 39, doi:10.1029/2012GL053387</ref> Die mittlere Dauer der Schneesaison auf der Nordhalbkugel verkürzte sich gegenüber dem Winter 1972/73 alle 10 Jahre um 5,3 Tage.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 4.5.2</ref> Die deutliche Abnahme im Frühjahr ist konsistent mit der starken Erwärmung in den höheren Breiten der Nordhemisphäre. Die Schneetiefe hat dagegen in einigen Regionen wie im asiatischen Sibirien aufgrund höherer Niederschläge zugenommen.<ref name="ACIA 2005">ACIA (2005): Arctic Climate Impact Assessment 2005, Chapter 6: [http://www.acia.uaf.edu/ Cryosphere and Hydrology]</ref>

Modellrechnungen haben für die Jahre 2071-2090 eine weitere Verringerung der Schneefläche um 9-18% simuliert.<ref name="ACIA 2005" /> Auch in Zukunft wird es die größten absoluten Abnahmen im Frühling geben. Dem Rückgang der Schneefläche korrespondiert eine Verkürzung der Schneesaison. Nach Berechnungen von regionalen Klimamodellen wird nach dem A2-Szenario die Schneesaison im nördlichen Europa (nördlich 55 °N) 2071-2100 gegenüber 1961-1990 um 45-60 Tage abnehmen. Die insgesamt fallende Schneemenge wird sogar um 50-70 % zurückgehen. Dabei gibt es jedoch große räumliche Unterschiede. So wird die Schneemenge über Nordskandinavien und den skandinavischen Gebirgen nur um ca. 20 %, die über Südschweden, Dänemark, SW-Finnland und der norwegischen Westküste bis zum Ende dieses Jahrhunderts dagegen um 60 % und mehr reduziert. Entscheidend für diese Entwicklung ist eine Erwärmung von 3-6 °C in den Monaten November bis März nach dem A1B-Szenario für 2070-2099. Die Niederschlagserhöhung von ca. 20 % spielt demgegenüber eine untergeordnete Rolle, da der Niederschlag gegenüber heute zunehmend als Regen fällt und die Schmelzsaison deutlich früher beginnt. Nur in wenigen nördlichen und höheren Regionen,wo die Temperaturen kalt genug bleiben, führt die Niederschlagszunahme auch zu einer Zunahme des Schneefalls.<ref>Räisänen, J, and J. Eklund (2012): 21st Century changes in snow climate in Northern Europe: a high-resolution view from ENSEMBLES regional climate models, Climate Dynamics, 38, 2575–2591</ref>

== Schnee in Hochgebirgen ==
[[Bild:Schneetage_diff.gif|thumb|340px|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 | Szenario]]
A1B des [[IPCC]] zugrunde gelegt. Wegen der Eis-Albedo-Rückkopplung ist die Abnahme der Schneetage in den Gebirgen und in Nordosteuropa besonders prägnant.]]
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 <sup>o</sup>C seit den 1950er Jahren zu einer deutlichen Reduzierung der Schneebedeckung geführt, trotz höherer Niederschläge in einigen Regionen. Selbst eine geringe Erwärmung um 1-2 <sup>o</sup>C 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 <sup>o</sup>C bis 2090, als best case Szenario, sogar um bis zu 72%.<ref name="Service">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</ref> 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.<ref>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</ref>

== 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.<ref>Hansen, J., and L. Nazarenko (2004): Soot climate forcing via snow and ice albedos. Proc. Natl. Academy of Sciences 101(2), 423-428</ref> 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 [[Strahlungsantrieb|Klimaantriebs]] auf der Nordhalbkugel durch die Wirkung von Ruß auf Schnee und Eis wird auf 0,3 W/m<sup>2</sup> (Watt pro Quadratmeter) geschätzt, verglichen mit ca. 1,5 W/m<sup>2</sup> global durch [[Kohlendioxid]]. In manchen Regionen wie im Nordosten Kanadas und im Norden Sibiriens resultiert daraus eine Erwärmung um mehr als 1 °C allein durch die Strahlungswirkung von Rußpartikeln.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* ACIA (2005): Arctic Climate Impact Assessment 2005, Chapter 6: [http://www.acia.uaf.edu/ Cryosphere and Hydrology]

== Weblinks ==
* Achim Heilig: [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde_kap_3-1/ Änderungen in der globalen Schneebedeckung]; in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/ Warnsignal Klima: Das Eis der Erde], Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015
* Monika Prasch: [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde_kap_3-2/ Schnee im Klimasystem: Wechselwirkungen und aktuelle Veränderungen]; in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/ Warnsignal Klima: Das Eis der Erde], Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015
* [http://climate.rutgers.edu/snowcover/index.php Rutgers University Global Snow Lab] Satellitenbilder und Graphiken zur Schneebedeckung

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Schneebedeckung (Bilder)]]
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Europa Schneebedeckung1971-2000.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus Regionaldaten zu [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arktis '''Arktis'''], [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/antarktis'''Antarktis'''], [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/europa-rcp-daten '''Europa'''], [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/daten-zu-norddeutschland '''Norddeutschland'''] und [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/nordamerika '''Nordamerika'''] eigene Karten erzeugen.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ue-klimawandel-267198 Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=1&clouds_s=1&co2_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&albedo_s=0&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20%28default%29&country=0&city= Experiment zur Rolle von Eis und Schnee im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/rsp_dcnstrct_b_i18n.py?locale=DE&version=Basic&activetab=undefined&topography=1&clouds=1&humidity=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&ocean=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&topography_s=1&clouds_s=1&humidity_s=1&heat_diff_s=1&heat_adv_s=1&ocean_s=1&hydro_s=1&vapour_diff_s=1&vapour_adv_s=1&variable=01 Experiment zum Temperatureffekt von Eis und Schnee bei einer CO2-Verdoppelung] Durchführung des Experiments mit dem MSCM
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== Lizenzangaben ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Teil von=Kryosphäre im Klimasystem
|Prozess=Änderungen der Kryosphäre
|beeinflusst=Strahlungshaushalt der Atmosphäre
|beeinflusst=Albedo
|beeinflusst=Permafrost
|ähnlich wie=Eisschilde
|ähnlich wie=Gletscher im Klimawandel
|ähnlich wie=Meereis
|ähnlich wie=Permafrost
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Änderungen der Kryosphäre, Strahlungshaushalt der Atmosphäre, Albedo, Permafrost, Eisschilde, Gletscher, Meereis</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]

Klimaprojektionen Afrika

2023-10-27T18:46:02Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Afrika temp diff2 RCP4.5 8.5.jpg|thumb|640px|Änderung der Jahresmitteltemperatur nach den Szenarien RCP4.5 und RCP8.5: Zukunft (2071 bis 2100) minus jüngste Vergangenheit (1971 bis 2000). Modell-Auflösung: 50x50 km.]]

== Temperatur ==

Nach Einschätzung des IPCC ist Afrika der durch den Klimawandel mit am meisten bedrohte Kontinent.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, Executive Summary</ref> Die Temperaturen in Afrika werden laut Modellsimulationen stärker als im globalen Mittel steigen. Nach dem [[RCP-Szenarien|Szenario RCP8.5]] muss für die Großregionen Afrikas bis zum Ende des 21. Jahrunderts mit einer mittleren Temperaturerhöhung von 3-6 °C gegenüber der Referenzperiode 1986-2005 gerechnet werden. Bis zur Mitte des 21. Jahrhunderts werden danach die Temperaturen über dem größten Teil der Landgebiete 2 °C überschreiten, bis zum Ende des Jahrhunderts 4 °C. Etwas geringere Temperaturerhöhungen wird es lediglich in Zentralafrika und an den Küsten geben. In Nordafrika wird die stärkste Erwärmung im Sommer erwartet. Ansonsten sind die jahreszeitlichen Unterschiede bei der Temperaturzunahme verhältnismäßig gering.<ref>IPCC (2014): Climate Change 2014, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, 22.2.1</ref> Bei dem niedrigen Szenario RCP2.6 wird die Erwärmung bei weniger als 2 °C begrenzt sein. Schon bei einer globalen Erwärmung von 2 °C werden jedoch die Tage mit einer maximalen Temperatur von 35 °C bis 2050 um 50-100 Tage pro Jahr zunehmen.<ref name="IPCC 2022, 12.4.1">IPCC AR6, WGI, Ch. 12 (2022): The Physical Science Basis, 12.4.1 </ref> Auch die Anzahl heißer Nächte<ref>Damit sind die 10% heißesten Nächte in der Referenzperiode 1971-2000 gemeint.</ref> gegenüber der Referenzperiode 1971-2000 werden sich bis zum Ende des Jahrhunderts je nach Region um 40-200 erhöhen. Bei einer globalen Erwärmung um 3 °C werden es sogar 100-300 Tage mehr sein.<ref name="Weber 2018">Weber, T., A. Haensler, D. Rechid, S. Pfeifer, B. Eggert, B., & D. Jacob (2018): Analyzing regional climate change in Africa in a 1.5, 2, and 3°C global warming world. Earth’s Future, 6, 643–655. https://doi.org/10.1002/2017EF000714</ref>

Berechnungen nach den [[RCP-Szenarien]] lassen es als möglich erscheinen, dass die monatlichen Sommertemperaturen in Subsahra-Afrika um 5 °C höher als am Ende des 20. Jahrhunderts liegen. 85 % der Landflächen könnten im Sommer sogar unter ungewöhnlichen Hitzeextremen leiden. Als ungewöhnliche Hitzeextreme werden dabei Ereignisse verstanden, die gegenwärtig mit einer Wahrscheinlichkeit von einmal in 740 Jahren vorkommen.<ref name="World Bank 2013">World Bank (2013): [http://documents.worldbank.org/curated/en/2013/06/17862361/turn-down-heat-climate-extremes-regional-impacts-case-resilience-full-report Turn Down the Heat: Climate Extremes, Regional Impacts, and the Case for Resilience.] A report for the World Bank by the Potsdam Institute for Climate Impact Research and Climate Analytics. Washington, DC:World Bank.</ref>
[[Bild:Africa-rainfall-change.jpg|thumb|420px|Niederschlagsänderungen in Afrika in der Regenzeit bei einer globalen Erwärmung von 3 °C]]
== Niederschlag ==

Auch die Niederschläge zeigen je nach Region deutliche Änderungen. In Nordafrika und im westlichen Südafrika werden die mittleren Niederschläge bis zum Ende des Jahrhunderts abnehmen. In Westafrika werden sie im Westen abnehmen und im Osten zunehmen. Mehr Niederschläge wird es auch in Ostafrika geben. Zunehmen werden in West- und Zentralafrika sowie in einigen anderen Regionen auch die Intensität von extremen Niederschlägen. Andererseits wird es auch mehr Dürren geben.<ref name="IPCC 2022, 12.4.1" /> Die Niederschlagszunahmen werden in Ostafrika (vor allem in den Küstenregionen Somalias, Kenias und Tansanias) in der Regenzeit bei bis zu 30% liegen. Auch in der mittleren Sahelzone wird es im 21. Jahrhundert Niederschlagserhöhungen von bis zu 30% geben. Der westliche Sahel wird dagegen ebenso wie Nordafrika mit Verringerungen des Niederschlags um bis 30% rechnen müssen.<ref name="Weber 2018" /> (Genaueres s. [[Sahel-Dürre]], [[Desertifikation und Klimawandel]], [[Wasserprobleme im Sahel]]).

Als Hauptursache für die deutliche Niederschlagsabnahme in Nord- und Südafrika wird die polwärtige Verlagerung der subtropischen Hochdruckzellen sowie der Tiefdruckbahnen der mittleren Breiten angenommen. Dadurch werden die nördlichen und südlichen Randgebiete des Kontinents weniger durch Winterregen erreicht. Die Entwicklung in Nordafrika ist Teil der deutlichen Trockentendenz des [[Klima im 21. Jahrhundert in Europa|Mittelmeerraumes]].<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, 11.3.3.2</ref> Die Niederschlagszunahmen in den tropischen Gebieten Afrikas sind in Einklang mit der Erwärmung der Atmosphäre durch Treibhausgase zu sehen: Eine wärmere Atmosphäre kann mehr Wasserdampf aufnehmen und gibt diesen bei Niederschlag auch wieder ab. Die Zunahme der Niederschläge in Ostafrika hängt mit Änderungen der Wassertemperatur im Indischen Ozean zusammen, durch die der absteigende Ast der Walker-Zirkulation über dem westlichen Indischen Ozean geschwächt wird.<ref name="James 2012">James, R., and R. Washington (2012): Changes in African temperature and precipitation associated with degrees of global warming, Climatic Change, DOI 10.1007/s10584-012-0581-7</ref>

Die Folgen der Niederschlagsänderungen werden für die trockener werdenden Regionen in jedem Fall für die Landwirtschaft und Wasserversorgung problematisch sein.<ref name="James 2012" /> In Südafrika verzögert sich wahrscheinlich zusätzlich der Beginn der Regensaison, was zum Beispiel die Wachstunszeit für Mais verkürzen würde. In Ostafrika steigen zwar nach den Modellprojektionen die Niederschläge. Es ist jedoch damit zu rechnen, dass es häufiger zu Starkregen kommt, was schon in der jüngsten Vergangenheit zu verheerenden Überschwemmungen geführt hat, durch die es auch zur Vernichtung von Ernten gekommen ist.

== Einzelne Regionen ==
[[Bild:E-Africa Prec DiffII A1B.jpg|thumb|440px|Änderung der Jahresniederschläge in mm in Ostafrika nach dem Szenario A1B: Zukunft (2071 bis 2100) minus jüngste Vergangenheit (1961 bis 1990).]]
===Ostafrika===
* Hauptartikel: [[Klimaprojektionen Ostafrika]]
In einem zukünftigen Klima (2051-2200) werden nach Modellprojektionen die mittleren Niederschläge in der kurzen Regenzeit (Oktober-Dezember) um 10 % zunehmen. Die trockenen Extremereignisse werden dagegen in Nord-Kenia und Uganda um 32 %, in Tansania um 14 % abnehmen. Dagegen werden Starkregenereignisse in vielen Gebieten Ostafrikas um 10 % und mehr zunehmen. Auch in der langen Regenzeit (März-Mai) werden die Niederschläge steigen, hier um 15 % und mehr. Den Klimamodellen wird in diesem Fall jedoch weniger getraut, da sie das Klima des 20. Jahrhunderts nur schlecht wiedergeben. Insgesamt ist jedoch davon auszugehen, dass die Niederschläge in Ostafrika deutlich zunehmen werden. Das steht allerdings im Widerspruch zu den Beobachtungen in einigen Regionen wie Burundi, Ruanda und Tansania, die eine Niederschlagsabnahme zeigen. Das kann mit natürlichen Schwankungen zusammenhängen, die im Gegensatz zum langjährigen Trend stehen.<ref name="Shongwe 2011)">Shongwe, M.E., G.J. van Oldenborgh, B.J.J.M. van den Hurk, B. de Boer, C.A.S. Coelho, and M.K. van Aalst (2011): Projected changes in mean and extreme precipitation in Africa under global warming. Part II: East Africa. Journal of Climate, 24(14), 3718-3732</ref>

Die projizierte Niederschlagszunahme in Ostafrika steht in Einklang mit der in den inneren Tropen erwarteten allgemeinen Zunahme der Niederschläge. Als Grund gilt die Erhöhung des Wasserdampfgehalts der Atmosphäre bei einer Erwärmung nach dem Clausius-Clapeyron-Gesetz um 7 % pro 1 °C Erwärmung. In Ostafrika ist die projizierte Erhöhung der Niederschläge jedoch größer als im Mittel der Tropen. Ursache dafür ist die horizontale Verteilung des Wasserdampfes durch dynamische Prozesse in der Atmosphäre. Diese werden wiederum stark durch die Meeresoberflächentemperaturen beeinflusst.<ref name="Shongwe 2011)" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Unterricht ==
* [[Desertifikation Arbeitsblatt 1|Arbeitsblatt 1]] Arbeitsblatt über die Lage der Wüsten der Erde
* [[Desertifikation Arbeitsblatt 3|Arbeitsblatt 3]] Arbeitsblatt über mögliche Verschiebungen der ITC durch den Klimawandel
* [http://bildungsserver.hamburg.de/00-afrika-daten/ Daten zum Klimawandel in Afrika] - für Schulen aufbereitete Modelldaten mit [http://bildungsserver.hamburg.de/daten-zum-klimawandel/4119542/arbeitsanweisungen-panoply/ Anleitung zur Visualisierung]

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Niederschlag Afrika rcp85 diff2.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/daten-zu-afrika '''Regionaldaten zu Afrika'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.<br>

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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Afrika erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ue-klimawandel-267198 Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265122/a650309af3976d7c45fc3a8f4c3982b6/2012-wasser-afrika-data.pdf Einfluss des Klimawandels auf die Wasserversorgung in Afrika und ihre Auswirkungen auf die Gesundheit] über Probleme und Konflikte um die Wasserversorgung infolge des Klimawandels (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265016/122a582b7f8347322931f778d99216d6/2011-sahara-data.pdf Sahara] Wird die Sahara durch den Klimawandel wieder grüner? (Gymnasium Allee, Hamburg Altona)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265076/622848cfee246f2b4891f0cb3a4cdbb7/2015-klimawandel-gletscherschmelze-data.pdf Klimawandel und Gletscherschmelze] über die Gletscherschmelze auf dem Kilimandscharo und im Himalaya (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264780/fc4b79212d2da793e4669e73e5e670be/2010-landwirtschaft-klimawandel-data.pdf Landwirtschaft im Klimawandel] über den Einfluss des Klimawandels auf die Landwirtschaft in Brandenburg, Kenia und Äthiopien (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
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== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in den Polargebieten
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Nordamerika
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Asien
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Lateinamerika
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Australien
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Europa
|beeinflusst von=Klimaszenarien
|beeinflusst von=Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen
|beeinflusst von=Projektionen Kohlendioxid
|Teil von=Klimaprojektionen regional
|Regionales Beispiel von=Klimaprojektionen
|umfasst räumlich=Sahel-Dürre
|umfasst räumlich=Klimaprojektionen Ostafrika
|Vergangenheit=Klimaänderungen in Afrika
|Unterrichtsmaterial=[[Desertifikation Arbeitsblatt 1|Arbeitsblatt 1]] Arbeitsblatt über die Lage der Wüsten der Erde
|Unterrichtsmaterial=[[Desertifikation Arbeitsblatt 2|Arbeitsblatt 2]] Arbeitsblatt über Rückkopplungseffekte durch die Vegetation bei einer Klimaerwärmung
|Unterrichtsmaterial=[[Desertifikation Arbeitsblatt 3|Arbeitsblatt 3]] Arbeitsblatt über mögliche Verschiebungen der ITC durch den Klimawandel
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klima im 21. Jahrhundert, Klimaszenarien, Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Projektionen Kohlendioxid, Klimaprojektionen regional, Klimaprojektionen, Sahel-Dürre, Klimaänderungen in Afrika, [egionale Klimaprojektionen</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Klimaprojektionen Afrika

2023-10-27T18:44:18Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Afrika temp diff2 RCP4.5 8.5.jpg|thumb|640px|Änderung der Jahresmitteltemperatur nach den Szenarien RCP4.5 und RCP8.5: Zukunft (2071 bis 2100) minus jüngste Vergangenheit (1971 bis 2000). Modell-Auflösung: 50x50 km.]]

== Temperatur ==

Nach Einschätzung des IPCC ist Afrika der durch den Klimawandel mit am meisten bedrohte Kontinent.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, Executive Summary</ref> Die Temperaturen in Afrika werden laut Modellsimulationen stärker als im globalen Mittel steigen. Nach dem [[RCP-Szenarien|Szenario RCP8.5]] muss für die Großregionen Afrikas bis zum Ende des 21. Jahrunderts mit einer mittleren Temperaturerhöhung von 3-6 °C gegenüber der Referenzperiode 1986-2005 gerechnet werden. Bis zur Mitte des 21. Jahrhunderts werden danach die Temperaturen über dem größten Teil der Landgebiete 2 °C überschreiten, bis zum Ende des Jahrhunderts 4 °C. Etwas geringere Temperaturerhöhungen wird es lediglich in Zentralafrika und an den Küsten geben. In Nordafrika wird die stärkste Erwärmung im Sommer erwartet. Ansonsten sind die jahreszeitlichen Unterschiede bei der Temperaturzunahme verhältnismäßig gering.<ref>IPCC (2014): Climate Change 2014, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, 22.2.1</ref> Bei dem niedrigen Szenario RCP2.6 wird die Erwärmung bei weniger als 2 °C begrenzt sein. Schon bei einer globalen Erwärmung von 2 °C werden jedoch die Tage mit einer maximalen Temperatur von 35 °C bis 2050 um 50-100 Tage pro Jahr zunehmen.<ref name="IPCC 2022, 12.4.1">IPCC AR6, WGI, Ch. 12 (2022): The Physical Science Basis, 12.4.1 </ref> Auch die Anzahl heißer Nächte<ref>Damit sind die 10% heißesten Nächte in der Referenzperiode 1971-2000 gemeint.</ref> gegenüber der Referenzperiode 1971-2000 werden sich bis zum Ende des Jahrhunderts je nach Region um 40-200 erhöhen. Bei einer globalen Erwärmung um 3 °C werden es sogar 100-300 Tage mehr sein.<ref name="Weber 2018">Weber, T., A. Haensler, D. Rechid, S. Pfeifer, B. Eggert, B., & D. Jacob (2018): Analyzing regional climate change in Africa in a 1.5, 2, and 3°C global warming world. Earth’s Future, 6, 643–655. https://doi.org/10.1002/2017EF000714</ref>

Berechnungen nach den [[RCP-Szenarien]] lassen es als möglich erscheinen, dass die monatlichen Sommertemperaturen in Subsahra-Afrika um 5 °C höher als am Ende des 20. Jahrhunderts liegen. 85 % der Landflächen könnten im Sommer sogar unter ungewöhnlichen Hitzeextremen leiden. Als ungewöhnliche Hitzeextreme werden dabei Ereignisse verstanden, die gegenwärtig mit einer Wahrscheinlichkeit von einmal in 740 Jahren vorkommen.<ref name="World Bank 2013">World Bank (2013): [http://documents.worldbank.org/curated/en/2013/06/17862361/turn-down-heat-climate-extremes-regional-impacts-case-resilience-full-report Turn Down the Heat: Climate Extremes, Regional Impacts, and the Case for Resilience.] A report for the World Bank by the Potsdam Institute for Climate Impact Research and Climate Analytics. Washington, DC:World Bank.</ref>
[[Bild:Africa-rainfall-change.jpg|thumb|420px|Niederschlagsänderungen in Afrika in der Regenzeit bei einer globalen Erwärmung von 3 °C]]
== Niederschlag ==

Auch die Niederschläge zeigen je nach Region deutliche Änderungen. In Nordafrika und im westlichen Südafrika werden die mittleren Niederschläge bis zum Ende des Jahrhunderts abnehmen. In Westafrika werden sie im Westen abnehmen und im Osten zunehmen. Mehr Niederschläge wird es auch in Ostafrika geben. Zunehmen werden in West- und Zentralafrika sowie in einigen anderen Regionen auch die Intensität von extremen Niederschlägen. Andererseits wird es auch mehr Dürren geben.<ref name="IPCC 2022, 12.4.1" /> Die Niederschlagszunahmen werden in Ostafrika (vor allem in den Küstenregionen Somalias, Kenias und Tansanias) in der Regenzeit bei bis zu 30% liegen. Auch in der mittleren Sahelzone wird es im 21. Jahrhundert Niederschlagserhöhungen von bis zu 30% geben. Der westliche Sahel wird dagegen ebenso wie Nordafrika mit Verringerungen des Niederschlags um bis 30% rechnen müssen.<ref name="Weber 2018" /> (Genaueres s. [[Sahel-Dürre]], [[Desertifikation und Klimawandel]], [[Wasserprobleme im Sahel]]).

Als Hauptursache für die deutliche Niederschlagsabnahme in Nord- und Südafrika wird die polwärtige Verlagerung der subtropischen Hochdruckzellen sowie der Tiefdruckbahnen der mittleren Breiten angenommen. Dadurch werden die nördlichen und südlichen Randgebiete des Kontinents weniger durch Winterregen erreicht. Die Entwicklung in Nordafrika ist Teil der deutlichen Trockentendenz des [[Klima im 21. Jahrhundert in Europa|Mittelmeerraumes]].<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability, 11.3.3.2</ref> Die Niederschlagszunahmen in den tropischen Gebieten Afrikas sind in Einklang mit der Erwärmung der Atmosphäre durch Treibhausgase zu sehen: Eine wärmere Atmosphäre kann mehr Wasserdampf aufnehmen und gibt diesen bei Niederschlag auch wieder ab. Die Zunahme der Niederschläge in Ostafrika hängt mit Änderungen der Wassertemperatur im Indischen Ozean zusammen, durch die der absteigende Ast der Walker-Zirkulation über dem westlichen Indischen Ozean geschwächt wird.<ref name="James 2012">James, R., and R. Washington (2012): Changes in African temperature and precipitation associated with degrees of global warming, Climatic Change, DOI 10.1007/s10584-012-0581-7</ref>

Die Folgen der Niederschlagsänderungen werden für die trockener werdenden Regionen in jedem Fall für die Landwirtschaft und Wasserversorgung problematisch sein.<ref name="James 2012" /> In Südafrika verzögert sich wahrscheinlich zusätzlich der Beginn der Regensaison, was zum Beispiel die Wachstunszeit für Mais verkürzen würde. In Ostafrika steigen zwar nach den Modellprojektionen die Niederschläge. Es ist jedoch damit zu rechnen, dass es häufiger zu Starkregen kommt, was schon in der jüngsten Vergangenheit zu verheerenden Überschwemmungen geführt hat, durch die es auch zur Vernichtung von Ernten gekommen ist.

== Einzelne Regionen ==
[[Bild:E-Africa Prec DiffII A1B.jpg|thumb|440px|Änderung der Jahresniederschläge in mm in Ostafrika nach dem Szenario A1B: Zukunft (2071 bis 2100) minus jüngste Vergangenheit (1961 bis 1990).]]
===Ostafrika===
* Hauptartikel: [[Klimaprojektionen Ostafrika]]
In einem zukünftigen Klima (2051-2200) werden nach Modellprojektionen die mittleren Niederschläge in der kurzen Regenzeit (Oktober-Dezember) um 10 % zunehmen. Die trockenen Extremereignisse werden dagegen in Nord-Kenia und Uganda um 32 %, in Tansania um 14 % abnehmen. Dagegen werden Starkregenereignisse in vielen Gebieten Ostafrikas um 10 % und mehr zunehmen. Auch in der langen Regenzeit (März-Mai) werden die Niederschläge steigen, hier um 15 % und mehr. Den Klimamodellen wird in diesem Fall jedoch weniger getraut, da sie das Klima des 20. Jahrhunderts nur schlecht wiedergeben. Insgesamt ist jedoch davon auszugehen, dass die Niederschläge in Ostafrika deutlich zunehmen werden. Das steht allerdings im Widerspruch zu den Beobachtungen in einigen Regionen wie Burundi, Ruanda und Tansania, die eine Niederschlagsabnahme zeigen. Das kann mit natürlichen Schwankungen zusammenhängen, die im Gegensatz zum langjährigen Trend stehen.<ref name="Shongwe 2011)">Shongwe, M.E., G.J. van Oldenborgh, B.J.J.M. van den Hurk, B. de Boer, C.A.S. Coelho, and M.K. van Aalst (2011): Projected changes in mean and extreme precipitation in Africa under global warming. Part II: East Africa. Journal of Climate, 24(14), 3718-3732</ref>

Die projizierte Niederschlagszunahme in Ostafrika steht in Einklang mit der in den inneren Tropen erwarteten allgemeinen Zunahme der Niederschläge. Als Grund gilt die Erhöhung des Wasserdampfgehalts der Atmosphäre bei einer Erwärmung nach dem Clausius-Clapeyron-Gesetz um 7 % pro 1 °C Erwärmung. In Ostafrika ist die projizierte Erhöhung der Niederschläge jedoch größer als im Mittel der Tropen. Ursache dafür ist die horizontale Verteilung des Wasserdampfes durch dynamische Prozesse in der Atmosphäre. Diese werden wiederum stark durch die Meeresoberflächentemperaturen beeinflusst.<ref name="Shongwe 2011)" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Unterricht ==
* [[Desertifikation Arbeitsblatt 1|Arbeitsblatt 1]] Arbeitsblatt über die Lage der Wüsten der Erde
* [[Desertifikation Arbeitsblatt 3|Arbeitsblatt 3]] Arbeitsblatt über mögliche Verschiebungen der ITC durch den Klimawandel
* [http://bildungsserver.hamburg.de/00-afrika-daten/ Daten zum Klimawandel in Afrika] - für Schulen aufbereitete Modelldaten mit [http://bildungsserver.hamburg.de/daten-zum-klimawandel/4119542/arbeitsanweisungen-panoply/ Anleitung zur Visualisierung]

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Niederschlag Afrika rcp85 diff2.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/daten-zu-afrika '''Regionaldaten zu Afrika'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.<br>

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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Afrika erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [http://bildungsserver.hamburg.de/experimente-mittleres-klima/ Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265122/a650309af3976d7c45fc3a8f4c3982b6/2012-wasser-afrika-data.pdf Einfluss des Klimawandels auf die Wasserversorgung in Afrika und ihre Auswirkungen auf die Gesundheit] über Probleme und Konflikte um die Wasserversorgung infolge des Klimawandels (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265016/122a582b7f8347322931f778d99216d6/2011-sahara-data.pdf Sahara] Wird die Sahara durch den Klimawandel wieder grüner? (Gymnasium Allee, Hamburg Altona)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265076/622848cfee246f2b4891f0cb3a4cdbb7/2015-klimawandel-gletscherschmelze-data.pdf Klimawandel und Gletscherschmelze] über die Gletscherschmelze auf dem Kilimandscharo und im Himalaya (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264780/fc4b79212d2da793e4669e73e5e670be/2010-landwirtschaft-klimawandel-data.pdf Landwirtschaft im Klimawandel] über den Einfluss des Klimawandels auf die Landwirtschaft in Brandenburg, Kenia und Äthiopien (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
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== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
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ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in den Polargebieten
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Nordamerika
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Asien
|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Lateinamerika
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|ähnlich wie=Klima im 21. Jahrhundert in Europa
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|beeinflusst von=Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen
|beeinflusst von=Projektionen Kohlendioxid
|Teil von=Klimaprojektionen regional
|Regionales Beispiel von=Klimaprojektionen
|umfasst räumlich=Sahel-Dürre
|umfasst räumlich=Klimaprojektionen Ostafrika
|Vergangenheit=Klimaänderungen in Afrika
|Unterrichtsmaterial=[[Desertifikation Arbeitsblatt 1|Arbeitsblatt 1]] Arbeitsblatt über die Lage der Wüsten der Erde
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|Unterrichtsmaterial=[[Desertifikation Arbeitsblatt 3|Arbeitsblatt 3]] Arbeitsblatt über mögliche Verschiebungen der ITC durch den Klimawandel
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klima im 21. Jahrhundert, Klimaszenarien, Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Projektionen Kohlendioxid, Klimaprojektionen regional, Klimaprojektionen, Sahel-Dürre, Klimaänderungen in Afrika, [egionale Klimaprojektionen</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Antarktisches Meereis

2023-10-27T18:41:30Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Antarctic nsidc 2021.png|thumb|620 px|Abb. 1: Antarktisches Meereis September 2020 (jahreszeitliches Maximum) und Februar 2021 (Minimum). Gelbe Linie: Mittel der Jahre 1981-2010.]]
== Jahreszeitliche Schwankungen ==
[[Bild:Antarktis Meereisausdehnung-1979-2022.jpg|thumb|420 px|Abb. 2: Änderung der antarktischen Meereisausdehnung im jährlichen Mittel (Orange), Maximum (blau) und Minimum (schwarz)]]
Die antarktische [[Meereis]]bedeckung schwankt saisonal sehr stark zwischen einem Minimum von inzwischen 2 Mio km<sup>2</sup> im Februar und einem Maximum von 18-20 Mio km<sup>2</sup> im September (Abb. 1). Der relativ geringe Anteil des antarktischen Meereises, der den Sommer überlebt, befindet sich hauptsächlich im Weddellmeer. Aufgrund der starken saisonalen Schwankungen ist das antarktische Meereis im Mittel dünner, wärmer, salzhaltiger und mobiler als das arktische Meereis. Da das Wintereis im Sommer fast vollständig wieder abschmilzt, ist der bei weitem größte Teil des Meereises rund um die Antarktis einjähriges Eis mit einer relativ geringen Dicke von ca. 1/2 m gegenüber 1-2 m Eisdicke in der Arktis.<ref name="Notz 2015">Notz, D. (2015): Das Meereis in der Antarktis. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.): Warnsignal Klima: Das Eis der Erde. pp. 204-209</ref>

== Trends ==
[[Bild:AntarcticMinExtent Febr-2023.jpg|thumb|420 px|Abb. 3: Änderung der Meereisausdehnung in der Antarktis im Februar 1979-2023. Trend in Blau (1%/Jahrzehnt), 5-Jahresmittel in Rot.]]
Die Entwicklung der Meereisausdehnung um den antarktischen Kontinent herum unterscheidet sich deutlich von der der [[Arktisches Meereis|Arktis]]. Die Ausdehnung des Antarktische Meereises hat nach Eisbohrkern- und Walfangdaten im frühen und mittleren 20. Jahrhundert über mehrere Jahrzehnte lang abgenommen, sich in den 1970er Jahren aber stabilisiert.<ref name="Cordero 2023">Cordero, R. R., S. Feron, A. Damiani et al. (2023): [https://doi.org/10.5194/tc-2023-59 Signature of the stratosphere-troposphere coupling on recent record-breaking Antarctic sea ice anomalies], The Cryosphere Discuss. [preprint], in review</ref> Der 6. IPCC-Bericht von 2021 hält allerdings wegen der spärlichen Beobachtungsdaten eine Einschätzung der Meereisausdehnung für die Zeit vor Beginn der Satellitenbeobachtung für sehr unsicher.<ref name="IPCC AR6 WGI 9.3.2>IPCC AR6 WGI (2021): Ocean, Cryosphere and Sea Level Change, 9.3.2</ref> Mit Beginn der Satellitenära ab 1979 folgte dann eine leichte Zunahme der Antarktischen Meereisbedeckung, die bis in die 2010er Jahre anhielt und im Februar 2014, dem Monat mit der geringsten jährlichen Ausdehnung, ein Maximum von über 3,5 Mio. km<sup>2</sup> erreichte (Abb. 2 und 3).<ref name="NSIDC 2023">National Snow and Ice Data Center (2023): [https://nsidc.org/arcticseaicenews/charctic-interactive-sea-ice-graph/ Sea Ice News and Analysis]</ref> Auch wenn dieser Trend nur schwach und wegen unsicherer Beobachtungsdaten, starken Fluktuationen von Jahr zu Jahr und Widersprüchen zwischen Beobachtungsdaten und Modellsimulationen kaum signifikant ist,<ref name="IPCC AR6 WGI 9.3.2 /> unterscheidet er sich deutlich von der starken Abnahme der Meereisausdehnung in der Arktis. Ebenso bemerkenswert ist der Abbruch dieses Trends ab 2017, von wo an die Eisausdehnung einen rapiden Rückgang bis 2023 zeigt. Sowohl im Februar 2022 wie im Februar 2023 wurden dabei Rekordwerte erzielt mit zum ersten Mal einer Ausdehnung von weniger als 2 Mio. km<sup>2</sup>, nämlich mit 1,92 Mio. km<sup>2</sup> im Februar 2022<ref name="Turner 2022">Turner, J., Holmes, C., Caton Harrison, T., Phillips, T., Jena, B., Reeves-Francois, T., et al. (2022): [https://doi.org/10.1029/2022GL098904 Record low Antarctic sea ice cover in February 2022]. Geophysical Research Letters, 49, e2022GL098904</ref> und 1,79 km<sup>2</sup> im Februar 2023.<ref name="Liu 2023">Liu, J., Z. Zhu, D. Chen (2023): [https://doi.org/10.34133/olar.0007 Lowest Antarctic Sea Ice Record Broken for the Second Year in a Row]. Ocean-Land-Atmos. Res. 2023; 2: Article 0007</ref> Während die Meereisausdehnung zwischen 1979 und 2014 um 13.800 km<sup>2</sup> zugenommen hatte,<ref name="Liu 2023" /> hat sie sich zwischen 2014 und 2023 fast halbiert! Eine ähnliche Entwicklung zeigen auch die Jahresmittel und die Maximumwerte im November (Abb. 2).

== Erklärungen ==
Die Erklärung dieser unterschiedlichen Trends ist schwierig, zumal auch für die infrage kommenden Prozesse in dieser weitgehend außerhalb der menschlichen Zivilisation liegenden Region verlässliche Daten nur begrenzt vorliegen. Eine zentrale Rolle wird dem Southern Annular Mode (SAM) bzw. der Antarktischen Oszillation zugeschrieben. Der SAM beschreibt die Stärke und Position der zirkumpolaren Westwinde. Ein positiver SAM ist verbunden mit starken und zum Pol hin verlagerten Westwinden, ein negativer SAM mit dem Gegenteil. Starke Westwinde begünstigen einen Eistransport nach Norden und eine Expansion der Eisausdehnung. Die Gründe für das Schwanken des SAM sind noch weitgehend ungeklärt. Ein wichtiger Grund könnte die Stärke des Polarwirbels in der unteren [[Stratosphäre]] sein, die wiederum durch das [[Ozonloch über der Antarktis]] beeinflusst sein könnte.<ref name="Cordero 2023" /> Auch von anderen Autoren wird der langanhaltende starke SAM über die Jahrzehnte seit den späten 1970er Jahren durch die Ozonzerstörung und die Zunahme der [[Treibhausgase]] erklärt,<ref name="Schroeter 2023">Schroeter, S., T.J. O'Kane, and P.A. Sandery (2023): [https://doi.org/10.5194/tc-17-701-2023 Antarctic sea ice regime shift associated with decreasing zonal symmetry in the Southern Annular Mode], The Cryosphere, 17, 701–717</ref> die beide zu einer Abkühlung der unteren Stratosphäre beitragen und damit möglicherweise die zirkumpolaren Winde verstärken.

Außer atmosphärischen Prozessen spielen auch Änderungen im südlichen Ozean eine Rolle.<ref name="Notz 2011">Notz, D. (2011): Meereis in der Arktis und Antarktis, in: Lozán, J.L., u.a. (Hrsg): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen & Risiken, Hamburg 2011, 96-101</ref> Das antarktische Meereis schmilzt stark von unten her, d.h. durch aufsteigendes warmes Wasser aus größeren Tiefen. Dieses Wasser kann um so leichter aufsteigen, je geringer der Dichteunterschied zwischen Oberflächen- und Tiefenwasser ist. In den letzten Jahrzehnten hat jedoch die Dichte des oberflächennahen Wassers stark abgenommen. Folgende Gründe dafür werden angenommen:
* Aufgrund höherer Wasser- und Lufttemperaturen ist das Meereis im Jahresablauf insgesamt dünner geblieben als in früheren Zeiten. In der Schmelzphase gibt es daher weniger Salz an das Ozeanwasser ab, wodurch dieses eine geringere Dichte behält. Die geringere Dichte bewirkt eine Schwächung der Konvektion, durch die warmes Wasser von unten das absinkende kühlere Oberflächenwasser ersetzt.
* Aufgrund der Erwärmung haben außerdem die Niederschläge im südlichen Ozean in letzter Zeit zugenommen. Das hat ebenfalls zur Abnahme der Dichte des Oberflächenwassers rund um die Antarktis geführt. Auch hier ist die Folge eine Schwächung der Konvektion und weniger warmes Wasser an der Unterseite des Meereises.<ref name="Notz 2015" />
Ein Grund könnte auch das kalte Schmelzwasser sein, das zunehmend durch Schmelzprozesse am Rande des antarktischen Eisschildes ins Meer gelangt und so das antarktische Meereis gegen den Auftrieb von warmem ozeanischen Tiefenwasser abschirmt.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* Notz, D. (2011): Meereis in der Arktis und Antarktis, in: José L. Lozán et al. (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen und Risiken. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 96-101; aktualisierte Fassung [http://www.warnsignale.uni-hamburg.de/?page_id=1489 online]
* Notz, D. (2015): Das Meereis in der Antarktis. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vet¬ter (Hrsg.). Warnsignal Klima: Das Eis der Erde. pp. 204-209; [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde-buch-kap-5-4/ online]

== Weblinks ==
* Notz, D. (2010): [https://www.mpg.de/458747/forschungsSchwerpunkt?force_lang=de Das große Schmelzen: Meereis im Klimawandel] Max-Planck-Gesellschaft Tätigkeitsbericht 2009/10
* [http://meereisportal.de/ meereisportal.de] Portal zum Meereis des Alfred-Wegener-Instituts, Helmholtz Zentrums für Polar- und Meeresforschung und der Universität Bremen, u.a. mit Karten zur aktuellen Meereisausdehnung in Arktis und Antarktis und Berichten über Meereisexpeditionen]
* [https://www.unep.org/resources/report/global-outlook-ice-and-snow-chapter-5-ice-sea Ice in the Sea] UNEP-Report über das Meereis auf der Erde

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Temperatur rcp8.5 2100.png|Breite=200px}} Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/antarktis '''Regionaldaten zur Antarktis'''] eigene Karten erzeugen: Temperatur, Meereisbedeckungsgrad, Niederschlag und Windgeschwindigkeit.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden.
Eine Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM, Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen, Anleitung zur Arbeit mit Schülern sowie Experimente zu Eis und Schnee im Klimasystem finden Sie [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf hier] und [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell/experimente-mittleres-klima hier].
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== Lizenzangaben ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Teil von=Änderungen der Kryosphäre
|Teil von=Klimasystem
|Teil von=Kryosphäre im Klimasystem
|Regionales Beispiel von=Meereis
|Regionales Beispiel von=Kryosphäre im Klimasystem
|umfasst Prozess=Eis-Albedo-Rückkopplung
|ähnlich wie=Arktisches Meereis
|beeinflusst von=Aktuelle Klimaänderungen
|beeinflusst von=Klimaänderungen in den Polargebieten
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Änderungen der Kryosphäre, Kryosphäre im Klimasystem, Eis-Albedo-Rückkopplung, Klimaänderungen in den Polargebieten, Antarktis</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]

Klimaprojektionen Asien

2023-10-25T08:57:13Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Temp Asien RCP8.5 2100.jpg|thumb|420px|Temperaturänderungen in Asien bis zum Ende des 21. Jahrhunderts nach dem Szenario RCP8.5]]
== Temperatur ==

Insgesamt ist in Asien im 21. Jahrhundert mit einem über dem globalen Mittel liegenden Temperaturanstieg zu rechnen. Nur in Südostasien wird eine Erwärmung erwartet, die im Bereich des globalen Mittels liegt; in den übrigen Regionen ist sie deutlich stärker. In Südasien etwa wird nach dem [[Klimaszenarien#Die_IPCC-Emissionszenarien|A1B-Szenario]] eine Temperatursteigerung von 2,7 °C im Sommer und von 3,6 °C im Winter berechnet. Ähnlich sehen die Werte für Ostasien aus, mit einer allerdings höheren Temperaturzunahme von 3 °C im Sommer. Die stärkste Erwärmung zeigen die Modelle mit 3,8 °C mittlerer Jahrestemperatur im Hochland von Tibet und mit 4,3 °C für Nordasien (Sibirien), was primär mit der Schnee- und [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] zusammenhängt.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.4.3.1</ref>

== Niederschlag ==

Die [[Niederschläge]] werden nach diesen Modellberechnungen in Asien insgesamt zunehmen. Eine Ausnahme ist Mittelasien, wo die Sommerniederschläge stark abnehmen werden und im Frühling, Sommer und Herbst mit großer Trockenheit gerechnet wird. In Südasien nehmen die Niederschläge in der trockenen Jahreszeit, d.h. im Winter, zwar um -5 % ab, im Sommer dagegen um 11 % zu. Eine Zunahme wird von den Modellen auch bei den extremen Niederschlägen und ihrer Intensität und für den Golf von Bengalen bei Häufigkeit und Stärke der [[Hurrikane|tropischen Wirbelstürme]] simuliert. In Ostasien wird der Niederschlag im Jahresmittel um 9-10 % höher ausfallen, in Südostasien um 7 %. Die Ursache für die Niederschlagszunahmen in Ost-, Südost- und Südasien wird vor allem in der Entwicklung des [[Globaler Monsun|Monsun]]s in einer wärmeren Welt gesehen, auf den daher im Folgenden näher eingegangen werden soll.<ref>IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.4.3.2</ref>

== Monsunentwicklung ==
[[Bild:Suedasien_sommer_monsun.jpg|thumb|420px|Folgen der globalen Erwärmung auf den südasiatischen Monsun und seine Niederschläge]]
In Ost-, Südost- und Südasien ist der [[Globaler Monsun|Monsun]] das bestimmende klimatische Phänomen, und seine Niederschläge sind von entscheidender Bedeutung für die Ernährung von 50-60 % der Weltbevölkerung. Die Faktoren, die den Monsun bestimmen, sind grundlegend für ein Verständnis des künftigen Klimawandels über weite Teile Asiens. Der Monsun wird angetrieben durch den Temperatur- und Druckgegensatz zwischen Land und Meer, der je nach Jahreszeit wechselt. Im Winter herrschen tiefere Temperaturen und höherer Druck über dem Land, im Sommer über dem Meer. Der Monsun weht daher im Winter vom Land aufs Meer, im Sommer vom Meer aufs Land. Während der Wintermonsun trocken ist, bringt der Sommermonsun starke Niederschläge über die an den Indischen und Pazifischen Ozean angrenzenden Landmassen. Vor dem Beginn des Sommermonsuns beträgt die Temperaturdifferenz z.B. zwischen dem Indischen Ozean und Zentral-Indien 8-10 °C.<ref>May, W. (2004): Potential future changes on the Indian summer monsoon due to greenhouse warming: Analysis of mechanisms in a global timeslice experiment, Climate Dynamics, 22, 389– 414</ref>

Die Niederschläge des asiatischen Sommermonsuns sind einerseits von der Stärke der Monsunströmung, andererseits aber auch von der Menge des transportierten Wasserdampfes abhängig. Diese Faktoren wiederum werden u.a. vom [[El Niño|El-Niño-Phänomen]] beeinflusst, einer ungewöhnlichen Erwärmung der Meeresoberflächentemperatur im östlichen äquatorialen Pazifik. El-Niño-Ereignisse verursachen in der Regel eine Schwächung der indischen Monsunströmung im Sommer. Eine stärkere Erwärmung im Ostpazifik, wie für das 21. Jahrhundert simuliert, hätte damit einen abschwächenden Effekt auf den Monsun. Ein weiterer Einflussfaktor ist die Schneebedeckung auf dem eurasischen Kontinent. Eine ausgedehnte Schneedecke in Eurasien im Frühjahr verzögert die sommerliche kontinentale Erwärmung und damit die Monsunentwicklung. Im 21. Jahrhundert wird jedoch mit einer deutlichen Erwärmung des eurasischen Kontinents mit bis zu 6 °C in Nordost-Asien und einer Reduktion der Schneedecke gerechnet. Die Folge wäre eine Verstärkung des asiatischen Sommermonsuns. Die gegensätzlichen Effekte von möglicherweise stärkeren El Niños und verringerter Schneedecke führen nach Modellberechnungen zu einer Schwächung der Monsunzirkulation in der oberen und einer geringen Änderung in der unteren Atmosphäre.<ref>May, W. (2004): Potential future changes on the Indian summer monsoon due to greenhouse warming: Analysis of mechanisms in a global timeslice experiment, Climate Dynamics, 22, 389– 414</ref>

Trotzdem wird für die nächsten 100 Jahre mit stärkeren Niederschlägen in den Monsungebieten gerechnet. Ursache ist ein erhöhter Transport von Wasserdampf vom Meer Richtung Land, wie besonders für Südasien gezeigt werden konnte. Der Grund dafür wird in einer deutlichen Erwärmung des Indischen Ozeans und der darüber liegenden Atmosphäre gesehen. Dadurch kann mehr Wasser verdunsten und von der [[Atmosphäre]] aufgenommen werden, das dann mit den Monsunwinden Richtung Indien transportiert wird. Die Erhöhung des Niederschlags über Südasien wird in einer Auswertung von acht Modellen auf 0,8 mm pro Tag bzw. 13 % geschätzt.<ref>Ueda, H., et al. (2006): Impact of anthropogenic forcing on the Asian summer monsoon as simulated by eight GCMs, Geophysical Research Letters 33, L06703, doi:10.1029/2005GL02533</ref>

== Einzelne Regionen ==
[[Bild:Temp N-Asien proj.jpg|thumb|420px|Temperaturveränderung in Nordasien bis 2100 nach historischen Daten und verschiedenen Szenarien]]
===Zentral- und Nordasien===
Das Gebiet reicht vom Hochland von Tibet bis in die Arktis und umfasst im wesentlichen den asiatischen Teil Russlands (Sibirien). Änderungen der klimatischen Verhältnisse sind u.a. abhängig von der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] und damit verbundenen [[Blockierende Wetterlage|blockierenden Wetterlagen]]. Die bisher beobachtete Klimaerwärmung in Nordasien ist weitgehend Teil der sogenannten [[Klimaänderungen_in_den_Polargebieten#Erw.C3.A4rmung|"Arktischen Verstärkung"]]. In den letzten 70 Jahren stiegen die Durchschnittstemperaturen über dem russischen Territorien um 0,22 °C pro Jahrzehnt an<ref>Blunden, J., and D. S. Arndt, Eds. (2013): State of the Climate in 2012. Bull. Amer. Meteor. Soc., 94 (8), Fig. 7.38</ref> und damit etwa doppelt so stark wie im globalen Durchschnitt.<ref>IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Table 2.7</ref>

Für die Zukunft wird vor allem über Nordasien ein starker Temperaturanstieg prognostiziert, der sich im Winter mehr auswirkt als im Sommer. Je nach Szenario werden die Temperaturen zwischen maximal 2 °C (RCP2.6) bis maximal 10 °C (RCP8.5) ansteigen. Über Zentralasien und dem Hochland von Tibet sind die Unterschiede zwischen Sommer und Winter dagegen geringer.<ref name="IPCC 2013, 14.8.8">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change,14.8.8</ref> Die starke Erwärmung in Nordasien ist vor allem auf die Schnee- und [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] zurückzuführen.

In der südlichen Mongolei werden die Niederschläge im Sommer nach Modellprojektionen abnehmen. Hauptursache ist die starke Verdunstung durch den Temperaturanstieg. In der nördlichen Mongolei und in Nordasien ist dagegen mit einer Zunahme der Niederschläge sowohl im Sommer wie im Winter zu rechnen. In Zentralasien werden die Niederschläge möglicherweise ebenfalls zunehmen, wobei die Klimamodelle darin nur begrenzt übereinstimmen. Überall werden allerdings die Niederschlagsextreme zunehmen.<ref name="IPCC 2013, 14.8.8" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=SO-Asien Temp Jahr DiffII RCP8.5.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/west-und-suedasien '''Regionaldaten zu West- und Südasien'''] und [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/ost-und-suedostasien'''Regionaldaten zu Ost- und Südostasien'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.

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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Asien erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell/experimente-mittleres-klima Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265476/83fc0b91c0e43a9d3b494d6dbc9784d4/2011-indischer-monsun-data.pdf Indischer Sommermonsun] (Johanneum zu Lübeck)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265076/622848cfee246f2b4891f0cb3a4cdbb7/2015-klimawandel-gletscherschmelze-data.pdf Klimawandel und Gletscherschmelze] über die Gletscherschmelze im Himalaya im Vergleich zum Kilimandscharo (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
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== Lizenzhinweis ==
{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}

{{#set:
ähnlich wie=Klimaprojektionen Polargebiete
|ähnlich wie=Klimaprojektionen Nordamerika
|ähnlich wie=Klimaprojektionen Lateinamerika
|ähnlich wie=Klimaprojektionen Afrika
|ähnlich wie=Klimaprojektionen Australien
|ähnlich wie=Klimaprojektionen Europa
|beeinflusst von=Klimaszenarien
|beeinflusst von=Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen
|beeinflusst von=Projektionen Kohlendioxid
|Teil von=Klimaprojektionen regional
|Teil von=Klimaprojektionen
|umfasst räumlich=Klimaänderungen in Südasien
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimaprojektionen Polargebiete, Klimaprojektionen Nordamerika, Klimaprojektionen Lateinamerika, Klimaprojektionen Afrika, Klimaprojektionen Australien, Klimaprojektionen Europa, Klimaszenarien, Zukünftige Treibhausgaskonzentrationen, Projektionen Kohlendioxid, Klimaänderungen in Südasien, Regionale Klimaprojektionen</metakeywords>

[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Atmosphäre im Klimasystem

2023-10-25T08:55:45Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Atmosphäre Stockwerke sm.jpg|thumb|420 px|Abb. 1: Der Stockwerkaufbau der Atmosphäre]]
== Wettergeschehen ==

Die Atmosphäre ist das instabilste und sich am schnellsten ändernde Subsystem des [[Klimasystem|Klimasystems]]. Andere Subsysteme sind der [[Ozean im Klimasystem|Ozean]], die [[Biosphäre im Klimasystem|Biosphäre]], die [[Kryosphäre im Klimasystem|Kryopshäre]] (Eis und Schnee) und der [[Boden im Klimasystem|Boden]]. Ihre unterste Schicht, die [[Troposphäre]], ist der Ort des sich rapide ändernden Wettergeschehens. Auch kleinräumige Unterschiede zwischen warmen und kalten Luftmassen, z.B. zwischen Land- und Seegebieten, werden in der Regel schnell ausgeglichen. Aufeinandertreffende Luftmassen können zu heftigen Wetterreaktionen führen, z.B. zu Stürmen, einem Gewitter, starken [[Niederschlag|Niederschlägen]] usw. In der Atmosphäre bilden sich aus Wasserdampf bei Abkühlung [[Wolken]], die die [[Sonnenenergie|Einstrahlung durch die Sonne]] und die Wärmeausstrahlung vom Erdboden her wesentlich beeinflussen und auch langfristig ein wichtiger Klimafaktor sind.

== Solare Strahlung ==

Man kann das gesamte Klimasystem als eine riesige Wärmekraftmaschine verstehen, die ihre Energie von der Sonne bezieht. Der unterschiedliche Einfallswinkel, mit dem die [[Sonnenenergie|Sonnenstrahlung]] auf die Erdkugel trifft, ist letztlich der Grund dafür, daß es verschiedene [[Klimazonen]] auf der Erde gibt (tropisches, subtropisches, gemäßigtes, kaltes und polares Klima). Darauf weist auch die Bedeutung des Wortes `Klima', das dem Griechischen entstammt und "ich neige" bedeutet. In niederen Breiten ist der Neigungswinkel der Sonnenstrahlung steil, in höheren dagegen flach. Daher empfangen die niederen Breiten beiderseits des Äquators relativ viel solare Energie pro Flächeneinheit, die höheren Breiten zu den Polen hin zunehmend weniger, was einen Energieüberschuß in den tropischen Regionen und ein Defizit nördlich und südlich davon zur Folge hat. Die sich daraus ergebenden kalten und warmen Zonen bedingen Unterschiede im [[Luftdruck]], wodurch unter Einwirkung der Erddrehung das [[atmosphärische Zirkulation|atmosphärische Zirkulationssystem]] entsteht, das im Mittel Energie von den tropischen in die höheren Breiten transportiert. Hinzu kommen die Einstrahlungsunterschiede zwischen Tag und Nacht, Sommer und Winter, die die atmosphärische Zirkulation weiter beeinflussen. Auch die Sonneneinstrahlung selbst ist über mittlere und größere Zeiträume nicht gleichbleibend, wie der Begriff Solarkonstante (die an der Obergrenze der Atmosphäre auftreffende Energie von 1368 W/m<sup>2</sup>) glauben macht. Sie hat sich im Laufe der Erdgeschichte in den letzten 4 Milliarden Jahren um 25-30% erhöht und unterliegt gegenwärtig auf Zeitskalen von 11 und 80 Jahren charakteristischen Schwankungen, die auch den Energiehaushalt der Atmosphäre geringfügig beeinflussen.

== Natürlicher Treibhauseffekt==
* Hauptartikel: [[Treibhauseffekt]]
Auch die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre, die sich im Laufe der Erdentwicklung deutlich verändert hat, spielt für das Klima eine große Rolle. Dabei ist bemerkenswert, dass die
Hauptbestandteile Stickstoff (78,1%), Sauerstoff (20,9%) und Argon (0,93%) nicht klimarelevant sind, die nur in sehr geringen Mengen vorkommenden Spurengase Wasserdampf, [[Kohlendioxid]], [[Methan]] und [[Lachgas|Distickstoffoxid]] aber durch ihre Strahlungswirksamkeit das Klima sehr deutlich beeinflussen. Sie sind für den sogenannten [[Treibhauseffekt|natürlichen Treibhauseffekt]] verantwortlich, durch den die [[globale Mitteltemperatur]] von -18 °C auf 15 °C erhöht wird, wodurch flüssiges Wasser und damit Leben im großen Stil auf der Erde überhaupt erst möglich ist. Für das irdische Leben, aber auch für das Klima spielt zudem das Spurengas [[Troposphärisches Ozon|Ozon]] eine wichtige Rolle. Es wirkt in der unteren Atmosphäre, wo es nur in geringen Mengen vorkommt, als [[Treibhausgase|Treibhausgas]] und absorbiert in der [[Stratosphäre]] die ultraviolette Strahlung der Sonne.

== Literaturangaben ==
* Hupfer, P (1998): Klima und Klimasystem, in Lozan, J.L., H. Graßl und P. Hupfer: Warnsignal Klima. Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, S. 17-24

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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung der Atmosphäre im Klimasystem durchgeführt werden:
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/dmc_b_i18n.py?activetab=undefined&version=Basic&locale=DE&atmosphere=1&clouds=1&co2=1&heat_diff=1&heat_adv=1&albedo=1&hydro=1&vapour_diff=1&vapour_adv=1&ocean=1&model=0&atmosphere_s=0&clouds_s=1&co2_s=0&heat_diff_s=0&heat_adv_s=0&albedo_s=1&hydro_s=0&vapour_diff_s=0&vapour_adv_s=0&ocean_s=1&model_s=0&lat=&lon=&regions=0&location=Global%20mean%20(default)&country=0&city= Experiment zur Bedeutung der Atmosphäre im Klimasystem] Durchführung des Experiments mit dem MSCM

* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
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{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
einfach=Atmosphäre (einfach)
|umfasst=Treibhausgase
|umfasst Prozess=Strahlungshaushalt der Atmosphäre
|umfasst Prozess=Treibhauseffekt
|umfasst Prozess=atmosphärische Zirkulation
|umfasst Prozess=Klima und Wetter
|umfasst=Aufbau der Atmosphäre
|umfasst räumlich=Stratosphäre
|umfasst räumlich=Troposphäre
|umfasst räumlich=Tropopause
|Teil von=Klimasystem
|ähnlich wie=Ozean im Klimasystem
|ähnlich wie=Biosphäre im Klimasystem
|ähnlich wie=Boden im Klimasystem
|ähnlich wie=Kryosphäre im Klimasystem
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Atmosphäre (einfach), Treibhausgase, Strahlungshaushalt der Atmosphäre, Treibhauseffekt, atmosphärische Zirkulation, Klima und Wetter, Aufbau der Atmosphäre, Stratosphäre, Troposphäre, Tropopause, Klimasystem, Ozean im Klimasystem, Biosphäre im Klimasystem, Boden im Klimasystem, Kryosphäre im Klimasystem</metakeywords>

[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]

Klimaprojektionen Nordamerika

2023-10-25T08:54:39Z

Ata Z.: /* Klimamodell-Experimente zum Thema */

[[Bild:Temp RCP8.5 Winter N-Amerika.jpg|thumb|400px|Projektionen der Veränderung der Wintertemperatur in Nordamerika nach dem [[RCP-Szenarien|Szenario RCP8.5]] bis zum Ende des 21. Jahrhunderts]]
== Temperatur ==

Die stärkste Erwärmung wird nach Modellrechnungen in Alaska und Kanada vor allem im Winter erwartet. Nach dem niedrigen [[RCP-Szenarien|Szenario]] RCP4.5 (das ungefähr dem [[Klimaszenarien#Die_IPCC-Emissionszenarien|SRES]]-Szenario B1 entspricht) wird es in diesen nördlichen Breiten eine Erwärmung um 3,5 °C im Jahresmittel, um 4,8 °C im Winter und um 2,2 °C im Sommer geben. Modellrechnungen mit dem Szenario RCP8.5 zeigen in etwa doppelt so hohe Werte: 6,9 °C im Jahresmittel, 9,3 °C im Winter und 4,9 °C im Sommer. Der Grund für die starke Erwärmung in den hohen Breiten liegt in der [[Eis-Albedo-Rückkopplung]], bei der die Solar[[Strahlung|strahlung]] durch die zurückgehende Schneebedeckung immer weniger reflektiert und zunehmend stärker absorbiert wird. Dieser Effekt macht sich stärker im Winter als im Sommer bemerkbar.<ref name="IPCC 2013 Table 14.1">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Table 14.1</ref>

In den südlich angrenzenden Regionen Nordamerikas liegt die Erwärmung im Jahresmittel bei dem Szenario RCP4.5 bei 2,6 °C, wobei Sommer und Winter sich kaum voneinander unterscheiden. Auch hier ergeben Modellsimulationen mit dem Szenario RCP8.5 ungefähr eine Verdoppelung der Temperaturzunahme auf rund 5 °C im Jahresdurchschnitt wie im Sommer und Winter.<ref name="IPCC 2013 Table 14.1" />
[[Bild:Prec RCP8.5 Sommer N-Amerika.jpg|thumb|400px|Projektionen der Veränderung der Sommerniederschläge in Nordamerika nach dem Szenario RCP8.5 bis zum Ende des 21. Jahrhunderts]]

== Niederschlag ==

Als Folge der Temperaturerhöhung wird erwartet, dass auch der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre deutlich zunimmt, was zu einem allgemeinen Anstieg der Niederschläge über den meisten Gebieten des Kontinents führen wird.<ref> IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.5.3.2.</ref> Besonders stark wird der Anstieg der Niederschläge mit bis zu 20 % im Jahresmittel und 30 % im Winter im Norden des Kontinents ausfallen. Hintergrund ist neben der hohen Erwärmung die erwartete Verlagerung der Zugbahnen der von Westen nach Osten wandernden Tiefs nach Norden. Besonders stark betroffen werden dabei die Westhänge der Gebirgszüge sein.

Eine Ausnahme der allgemeinen Niederschlagszunahme sind der Südwesten der USA und Mexiko, wo aufgrund der hohen Temperaturen die potentielle Verdunstung die Niederschläge übersteigen wird. Im Sommer wird sich dieses Gebiet auf die gesamten mittleren und westlichen USA ausweiten. Im Westen der USA wird es eine Abnahme an Niederschlägen von 20 % im Sommer und eine Zunahme von 15 % im Winter geben. Ein wichtiger Grund ist hier auch die Ausweitung des subtropischen Hochdruckgebietes vor der Westküste durch die Verstärkung des Land-Meer-Gegensatzes bei den Temperaturen.

== Einzelnachweise ==
<references/>

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Temp RCP8.5 Winter N-Amerika.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus<br>
[https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen '''Daten zum Klimawandel''']<br>
eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung für verschiedene Regionen der Erde erzeugen:<br>
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur zukünftigen Entwicklung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien durchgeführt werden, bei denen auch die künftigen Veränderungen in Nordamerika erkennbar sind:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
* [http://mscm.dkrz.de/greb/cgi-bin/scny_i18n.py?scenario=102&variable=01&locale=DE Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien]
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264810/f13403e14f0918b0f0d0954f8c094106/2016-permafrost-alaska-data.pdf Tauender Permafrost und Klimawandel] am Beispiel der Permafrostgebiete Alaskas (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265354/786fb201651b5dc750345dfb6be32bf0/2018-new-york-meeresspiegelanstieg-data.pdf Die Gefährdung New Yorks] durch Meeresspiegelanstieg und Hurrikane (Stadtteilschule Eidelstedt, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265192/519cd5e78240bc72cbc8caf7925242f8/2015-boreale-nadelwaelder-data.pdf Die borealen Nadelwälder im Klimawandel] Behandelt werden die Nadelwälder Kanadas (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
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== Lizenzhinweis ==
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[[Kategorie:Klimaprojektionen]]
[[Kategorie:Regionale Klimaprojektionen]]

Wasserprobleme im Sahel

2023-10-12T17:02:46Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Senegal millet field bushes.JPG|thumb|500px|Hirsefeld mit Büschen in der Trockenzeit in Niger ]]
== Wasser und Niederschläge ==
=== Wassernutzung ===
[[Bild:Wateruse-Sahel.jpg|thumb|457px|Abb. 1: Aktueller Wasserverbrauch in Liter pro Person und Tag in Westafrika (Sahel hervorgehoben) und Bevölkerungsentwicklung bis 2100]]
Wasser ist eine grundlegende Ressource für die Existenz der Bevölkerung im Sahel. 2020 umfasste die Bevölkerung in den sechs Staaten im Sahel Westafrikas (Senegal, Mauretanien, Mali, Burkina Faso, Niger und Tschad), der hier vor allem betrachtet wird, ca. 103 Mio. Menschen und wird sich bis 2045 wahrscheinlich verdoppeln.<ref name="Graves 2019">Cincotta, R. and S. Smith (2019): [https://www.atlanticcouncil.org/in-depth-research-reports/report/what-future-for-the-western-sahel/ What future for the Western Sahel?]</ref> Das Wasser wird in erster Linie aus dem Oberflächenwasser der großen Flusssysteme des Senegal, Gambia, Niger, Volta und Chad gewonnen und hauptsächlich für die Landwirtschaft (Bewässerung, Viehzucht, Aquakultur), die Trinkwasserversorgung und für Wasserkraftwerke genutzt. Das starke Bevölkerungswachstum hat zu einer allgemeinen Zunahme des Wasserbedarfs beigetragen. Hinzu kommt eine steigende Belastung des Wassers durch mangelhaft gewartete sanitäre Anlagen und industrielle Chemikalien, besonders in der Nähe von städtischen Siedlungen. Die Wasservorräte sind jedoch nicht nur durch die anthropogene Entnahme und Verschmutzung stark beansprucht, sondern reagieren auch auf Klimawandel und Klimaschwankungen sowie auf die Änderungen der Vegetationsbedeckung.<ref name="Sylla 2018">Sylla, M., A. Faye, N.A.B. Klutse, and K. Dimobe (2018): [https://doi.org/10.1007/s10584-018-2308-x Projected increased risk of water deficit over major West African river basins under future climates, Climatic Change]</ref>

[[Bild:Sahel Wind Winter Sommer-c.jpg|thumb|357px|Abb. 2: Oberflächenwinde in Westafrika: Oberflächenwinde (Pfeile) und Luftdruck (in mb) über Westafrika im Winter und während des Höhepunkts des Sommermonsuns.]]
=== Niederschläge als Wasserspender: Jahreszeiten, Monsunzirkulation ===
Die erneuerbaren Wasservorräte im Sahel sind entscheidend von den Niederschlägen abhängig, die starken jahreszeitlichen, jährlichen und dekadischen Schwankungen unterliegen. Der [[Klimaänderungen in Westafrika|Jahresgang der Niederschläge]] ist durch ausgeprägte Regen- und Trockenzeiten gekennzeichnet. Der Niederschlag wandert grob gesehen mit dem Sonnenstand von Süden nach Norden und zurück. Im Nord-Winter kommt es zu starken Niederschlägen über dem Ozean vor der Südküste Westafrikas, im anschließenden Frühjahr (April-Juni) über der [[Tropen|tropischen]] Küstenzone und im Sommer (Juni-September) über der Sahelzone, wobei hier die meisten Niederschläge im August fallen.<ref name="Nicholson 2013">Nicholson, S. E. (2013): The West African Sahel: A Review of Recent Studies on the Rainfall Regime and Its Interannual Variability. ISRN Meteorology, 1–32 </ref> Traditionell wurden die jahreszeitlichen Schwankungen der Niederschläge im Sahel durch die Wanderung der [[Innertropische Konvergenzzone|Innertropischen Konvergenzzone]] (ITCZ) mit dem Stand der Sonne erklärt. Danach bewirkt die hochstehende Sonne eine starke Erwärmung und [[Verdunstung]] über dem Sahel sowie das Aufsteigen der erwärmten und feuchten Luftmassen. Die Luft kühlt sich dann in der Höhe ab, wodurch der [[Wasserdampf]] [[Kondensation|kondensiert]] und es zum Niederschlag kommt. Dieses Bild ist nach neuerer Forschung allerdings so nicht mehr gültig. Als ein Beleg dafür wird angeführt, dass die ITCZ im Hochsommer rund 1000 km nördlich von der Zone mit den höchsten Niederschlägen liegt.<ref name="Nicholson 2013" /> Ein anderes Argument ist, dass die vor Ort entstehende Feuchtigkeit durch Verdunstung nur einen geringen Anteil am gesamten Niederschlag ausmacht.<ref name="Sheen 2017">Sheen, K. L., D. M. Smith, N. J. Dunstone, R. Eade, D. P. Rowell & M. Vellinga (2017): Skilful prediction of Sahel summer rainfall on inter-annual and multi-year timescales. Nat. Commun. 8, 14966 doi: 10.1038/ncomms14966</ref>

Der Niederschlag in Westafrika hat aus Sicht der neueren Forschung weniger mit dem Aufeinandertreffen der vom Sonnenstand gesteuerten [[Passat]]winde zu tun als mit dem Westafrikanischen [[Globaler Monsun|Monsun]], der im Sommer feuchte Luftmassen vom Atlantik bis in die Sahelzone transportiert.<ref name="Biasutti 2019">Biasutti, M. (2019): [https://doi.org/10.1002/wcc.591 Rainfall trends in the African Sahel: characteristics, processes, and causes.] Wiley Interdiscip Rev Clim Chang, 10:e591.</ref> Die Monsunzirkulation wird durch den Temperaturgegensatz zwischen der Sahara und dem tropischen Atlantik angetrieben, der allerdings durch den Stand der Sonne beeinflusst wird. Über dem tropischen Ost-Atlantik ist die Luft durch das relativ kalte Wasser im Golf von Guinea verhältnismäßig kühl. Ursache für die vergleichsweise niedrigen Wassertemperaturen im Golf von Guinea ist eine südöstliche Strömung vom subtropischen [[Hochdruckgebiet|Hoch]] über dem Südatlantik. Über der westlichen Sahara entsteht ein sommerliches [[Tiefdruckgebiet|Hitzetief]], das feuchte Luftmassen aus dem Südwesten ansaugt (Abb. 2, unten). Diese bilden sich über dem Atlantik vor der Südküste Westafrikas durch Verdunstung, die die Luft mit Wasserdampf sättigt. Unter dem Einfluss der [[Corioliskraft]] entsteht eine südwestliche Strömung zwischen dem östlichen tropischen Atlantik und dem Tief über der Sahara. Über der Sahelzone steigen die feuchten Luftmassen dann auf und es kommt zum Niederschlag. Die Position der Konvergenzzone wird durch nordöstliche Passatwinde (Harmattan) und verschiedene Höhenströmungen beeinflusst. Im Winter erreichen die Monsunniederschläge nur den Küstensaum am Südrand Westafrikas.<ref name="Nicholson 2018">Nicholson, S.E. (2018): [https://doi.org/10.1093/acrefore/9780190228620.013.510 Climate of the Sahel and West Africa], Oxford Research Encyclopedias, Climate Science</ref>

[[Bild:Sahel rainfall timeseries.png|thumb|457px|Abb. 3: Niederschläge im Juni-Oktober in der Sahelzone 1900-2013. Gezeigt ist die Abweichung vom Mittel der Jahre 1898–1993 als Index.]]

=== Langfristige Änderungen der Niederschläge: Dürren und Starkregen ===

''* Siehe auch: [[Dürren und Starkregen im Sahel]]''

==== Dürren in den 1970er und 1980er Jahren ====
Das Monsun-System über Westafrika unterliegt neben jahreszeitlichen auch dekadischen Schwankungen, die gravierende Unterschiede in den Niederschlägen zur Folge haben (Abb. 3). Das Niederschlags-Regime der Sahelzone ist das vielleicht sensibelste der Welt.<ref name="Nicholson 2018" /> Während der letzten 1000 Jahre haben sich immer wieder feuchte und trockene Perioden abgewechselt. So waren das Mittelalter und die Zeit vom 16. bis 17. Jahrhundert relativ feucht, während es im 18. und in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts katastrophale [[Dürren]] gab.

Seit Mitte des 20. Jahrhunderts zeigen die Sahel-Niederschläge drei unterschiedliche und jeweils über Jahrzehnte reichende Phasen (Abb. 3). In den 1950er und 1960er Jahren erlebte der Sahel eine ausgesprochen feuchte Periode, in der die Niederschläge etwa 20% über dem langjährigen Mittel lagen.<ref name="Nicholson 2018" /> In den 1970er und 1980er Jahren folgte darauf eine außergewöhnlich starke [[Dürren im Sahel|Dürreperiode]], die in den frühen 1980er Jahren schätzungsweise 100.000 Tote durch Hunger, Unterernährung und Krankheiten gefordert hat.<ref name="Nicholson 2013" /> Die Niederschläge lagen im Nordsahel bis 60% und im Süd-Sahel 25-30% unter dem langjährigen Mittel.<ref name="IPCC 2021">IPCC (2021): Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on 5 Climate Change, 8.3.2.4.3</ref> Wahrscheinlich hat es seit Beginn der Messungen nirgendwo sonst auf der Welt so dramatische Veränderungen der Niederschlagsverhältnisse über einen so langen Zeitraum gegeben. In der dritten Phase, seit den 1990er Jahren, nahmen die Sahel-Niederschläge dann wieder zu, jedoch mit auffällig starken und unregelmäßigen Regenfällen.

[[Bild:Sahel-Regentage--intensität1955-2010.jpg|thumb|380px|Abb. 4: Anzahl der Regentage und die Niederschlagsintensität in der Sahelzone 1955-2010. Regentage in verschiedenen Sektoren der Sahelzone als Jahres- und als 11-Jahres-Mittel. Niederschlagsintensität in mm pro Tag.]]
Die Sahel-Dürren der 1970er und 1980er Jahre wurden früher mit Änderungen der Landbedeckung durch Überweidung und Übernutzung infolge des starken Bevölkerungswachstums erklärt. Die verringerte Vegetationsbedeckung erhöhte nach dieser Auffassung die [[Albedo]], wodurch mehr [[Strahlung|Sonneneinstrahlung]] reflektiert wurde, die Temperaturen absanken und es weniger [[Konvektion]] und Niederschläge gab.<ref name="Charney 1975">Charney, J. G. (1975). The dynamics of deserts and droughts. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 101, 193–202</ref> Zwei wissenschaftliche Entwicklungen haben jedoch zu einem Paradigmenwechsel in dieser Frage geführt: 1. haben Satellitenbeobachtungen gezeigt, dass die Vegetation sich schnell wieder ausbreitete, als die Niederschläge in den 1990er Jahren erneut zunahmen. Und 2. haben [[Klimamodelle|Computermodelle]] eine Abnahme der Sahel-Niederschläge durch kühlere [[Meeresoberflächentemperatur]]en im subtropischen Nordatlantik simuliert.<ref name="Biasutti 2019" /> Als Ursache für die Abkühlung des Nordatlantik und damit als Hauptantrieb für die Sahel-Dürre gelten inzwischen die [[Aerosole]]missionen aus Europa und Nordamerika durch die schmutzige Industrie in den Nachkriegsjahrzehnten.<ref name="IPCC 2021" /> Aerosole reflektieren nicht nur Sonnenstrahlen, sondern erzeugen auch niederschlagsarme, aus kleinen Tröpfchen bestehende [[Wolken]], die ebenfalls abkühlend wirken. Niedrigere Temperaturen über dem subtropischen Nordatlantik beeinflussen auch die Temperaturen über der Sahara und bewirken eine Verschiebung des Sahara-Hitzetiefs und damit auch der westafrikanischen Monsunzirkulation nach Süden – mit der Folge, dass auch der sommerliche Niederschlagsgürtel den Sahel nur noch begrenzt erreicht.<ref name="Biasutti 2019" />

==== Ein neues Niederschlagsregime ====
Seit den 1990er Jahren erholten sich die Niederschläge im Sahel wieder, ohne aber das Niveau vor der Großen Dürre zu erreichen. Eine deutliche Niederschlagszunahme um 9,7 mm/Tag gab es vor allem im ersten Jahrzehnt. Zwischen 1999 und 2016 schwächte sich die Zunahme auf 2,2 mm/Tag ab.<ref name="Chen 2020">Chen, T., S. Zhou, C. Liang et al. (2020): [https://doi.org/10.3390/rs12172723 The Greening and Wetting of the Sahel Have Leveled off since about 1999 in Relation to SST.] Remote Sensing. 2020; 12(17):2723.</ref> Hinzu kam, dass im Vergleich zu früheren Jahrzehnten häufiger [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkregen]] fielen, die Niederschläge unregelmäßiger waren und sich jahreszeitlich auf die spätere Regenzeit konzentrierten. So ist die Anzahl der Regentage in der Sahelzone seit ca. 1990 nur leicht angestiegen, die Niederschlagsintensität dagegen deutlich (Abb. 4). Entsprechend nahm der Anteil von extremen Regenfällen am jährlichen Gesamtniederschlag von 17% in den 1970er und 1980er Jahren auf 21% im Jahrzehnt 2001-2010 zu. Daher lässt sich weniger von einer Rückkehr zur Normalität sprechen als von einem neuen Niederschlagsregime.<ref name="Biasutti 2019" />

[[Bild:Niamey flood 2020b.jpg|thumb|420px|Abb. 5: Hochwasser am Niger in Niamey am 7. September 2020]]
Seit den 1990er Jahren ist der Sahel nach den Jahrzehnten der Trockenheit zunehmend von [[Starkniederschläge und Hochwasser|Überschwemmungen und Hochwasserkatastrophen]] betroffen, unter denen Millionen von Menschen zu leiden hatten.<ref name="Tschakert 2010">Tschakert, P., R. Sagoe, G. Ofori-Darko, S.N. Codjoe (2010): Floods in the Sahel: an analysis of anomalies, memory, and anticipatory learning, Climatic Change 103, 471-502, DOI 10.1007/s10584-009-9776-y</ref> In Burkina Faso z.B. gab es 1986-2005 nur ein größeres Hochwasser pro Jahr, im darauffolgenden Jahrzehnt 2006-2016 waren es dagegen jährlich fünf solcher Ereignisse. Eines der stärksten durch Niederschlag direkt verursachten Hochwasser geschah am 1. September 2009 in der Hauptstadt Ouagadougou. Unmittelbare Ursache war der höchste je an diesem Ort beobachtete Starkniederschlag von 260 mm in wenigen Stunden (bei einem langjährigen Jahresmittel von 765 mm), der zu einer Überschwemmung von großen Teilen der Stadt und starken Zerstörungen in dicht besiedelten Wohngebieten führte.<ref name="Tazen 2019">Tazen, F., A. Diarra, R.F. Kabore et al. (2019): [https://doi.org/10.1111/jfr3.12507 Trends in flood events and their relationship to extreme rainfall in an urban area of Sahelian West Africa: The case study of Ouagadougou, Burkina Faso.] J. Flood Risk Manage. 12, e12507.</ref> In demselben Jahr waren auch andere Sahel-Länder wie Senegal, Ghana und Niger betroffen. Zerstörerische Hochwasser gab es auch 2007, 2010 und in den folgenden Jahren. Besonders stark waren die Überschwemmungen im Jahr 2020 in Nigers Hauptstadt Niamey (Abb. 5). Die Fluten zerstörten Häuser und Infrastrukturanlagen, Ernten und Felder. Zahlreiche Menschen erkrankten besonders in Niamey durch Erreger aus dem wochenlang nicht abfließenden Wasser. Im gesamten Staat Niger waren von den Überschwemmungen 500.000 Menschen betroffen.<ref name="Massazza 2021">Massazza, G., M. Bacci, L. Descroix et al. (2021): [https://doi.org/10.3390/w13121659 Recent Changes in Hydroclimatic Patterns over Medium Niger River Basins at the Origin of the 2020 Flood in Niamey (Niger)], Water 13, 1659</ref> Vielfach wird mit Bezug auf derartige Hochwasserereignisse von der „anderen Sahel-Katastrophe“ gesprochen.<ref name="Aich 2015">Aich, V., S. Liersch, T. Vetter et al. (2015): Climate or land use? Attribution of changes in river flooding in the Sahel zone. Water 7, 2796–2820.</ref>

Was sind die Ursachen für das neue Niederschlagsregime, das den Wassermangel der 1970er und 1980er Jahre in gewisser Hinsicht in sein Gegenteil verwandelt hat? Die Forschung nennt 1. den Rückgang der [[Klimawirkung von Aerosolen|Aerosolbelastung]] und 2. die Zunahme von Treibhausgasen durch den anthropogenen Klimawandel. Beide Faktoren führten seit den 1990er Jahren zu einer Temperaturerhöhung in der Sahara, die sich zwei bis vier Mal stärker erwärmte als im tropischen Mittel. Die Folge ist eine Verstärkung des Temperaturunterschieds zwischen dem tropischen Atlantik und der Sahara und damit eine Intensivierung des westafrikanischen Sommermonsuns.<ref name="IPCC 2021" /> Dabei ist die Zunahme von Starkregen hauptsächlich durch die erhöhte [[Treibhausgase im Klimasystem|Treibhauskonzentration]] bedingt. Eine wärmere [[Atmosphäre]] nimmt mehr Wasserdampf auf und gibt ihn durch stärkere Niederschläge wieder ab. Schon die Große Dürre im 20. Jahrhundert war primär durch Emissionen (in diesem Fall von Aerosolen) in den entwickelten Staaten Europas und Nordamerikas verursacht. Die Luftreinhaltepolitik in diesen Staaten führte dann zwar zum teilweisen Rückgang der extremen Dürreverhältnisse im Sahel. Die [[Treibhausgasemissionen]] ebendieser Staaten und weiterer wie China bewirkten aber kaum weniger verheerende Wetterverhältnisse in Form von katastrophalen Starkniederschlägen mit Überschwemmungen.<ref name="Biasutti 2019" />

Dennoch blieben unter den neuen Niederschlagsverhältnissen Dürren auch während der feuchten Jahreszeit im Sommer nicht aus. Zwischen den Phasen mit reichhaltigen Niederschlägen kam es auch immer wieder zu Niederschlagsdefiziten. So lag der Niederschlag des Jahres 2011 während der Regenzeit um 17% unter dem langjährigen Mittel.<ref name="Bass 2013">Bass, H.-H., K.v. Freyhold, C. Weisskoeppel (2013): Wasser ernten, Bäume schützen: Ernährungssicherung im Sahel. Bremen: Hochschule Bremen, Fak. Wirtschaftswissenschaften, Institute for Transport and Development. https://nbn-resolving.org/urn:nbn:de:0168-ssoar-325187</ref> Die Anzahl isolierter trockener Tage hat im westafrikanischen Sahel nach Daten bis 2014 im Sommer sogar zugenommen. Die Länge der Trockenphasen ist jedoch insgesamt um 32% zurückgegangen, und auch die Anzahl der trockenen Tage (< 1mm/Tag) pro Jahr hat um neun Tage abgenommen.<ref name="Bichet 2018a">Bichet, A., A. Diedhiou (2018a): West African Sahel has become wetter during the last 30 years but dry spells are shorter and more frequent. Climate Research 75(2):155-162.</ref>

[[Bild:Sahel prec West-Central 2100.jpg|thumb|420px|Abb. 6: Änderung der Niederschläge in Westafrika im Sommer zwischen 1960-1999 und 2060-2099 nach dem RCP8.5 Szenario in mm/Tag nach CMIP6-Modell-Simulationen. Die roten Konturen zeigen die historischen Niederschläge in mm/Tag.]]

=== Projektionen ===
Mit einer weiteren Abnahme der Aerosolbelastung im Nordatlantikraum und einer globalen Zunahme der Treibhausgaskonzentration ist auch für die kommenden Jahrzehnte zu rechnen. Das bedeutet aber nicht, dass damit die künftige klimatische Entwicklung der Sahelzone schon vorgezeichnet ist. Noch immer sind [[Klimamodelle|Klimamodellsimulationen]] der zukünftigen Sahel-Niederschläge mit großen Unsicherheiten behaftet. Dennoch bestätigen nahezu alle Projektionen sogar von verschiedenen Modellgenerationen (CMIP3, 5 und 6) eine Zunahme der Niederschläge im zentralen Sahel und eine Abnahme im westlichen Sahel, wobei die Grenze bei ca. 5° W angenommen wird (Abb. 6). Die Abnahme über dem westlichen Sahel findet sich hauptsächlich in der Regenzeit von Mai bis August, die Zunahme im mittleren Sahel im August-Oktober am Ende der Regenzeit.<ref name="Monerie 2020a">Monerie, P.A., E. Sanchez-Gomez, M. Gaetani et al. (2020a): Future evolution of the Sahel precipitation zonal contrast in CESM1. Clim Dyn 55, 2801–2821</ref> Zwischen den Zeiträumen 1986-2005 und 2080-2099 wird die Niederschlags-Abnahme im West-Sahel von Gaetani et al. (2020)<ref name="Gaetani 2020">Gaetani, M., S. Janicot, M. Vrac et al. (2020): [https://doi.org/10.1038/s41598-020-63782-2 Robust assessment of the time of emergence of precipitation change in West Africa.] Sci Rep 10, 7670</ref> auf 13% geschätzt und die Zunahme im mittleren und östlichen Sahel auf 35%. Der negative Trend im West-Sahel von -75 mm am Ende des 21. Jahrhunderts beruht vor allem auf einer Abnahme der Anzahl von feuchten Tagen, die um 20% zurückgehen. Außerdem zeigen einige Modelle eine Verkürzung der Regenzeit durch einen späteren Beginn.

Durch die zunehmende [[Klimawandel|globale Erwärmung]] wird das Hitze-Tief über der Sahara weiter verstärkt. Die Folge ist eine Intensivierung der Monsunzirkulation und ihre Verschiebung nach Norden, wodurch der zentrale Sahel mehr Niederschläge erhält. Gleichzeitig erwärmt sich allerdings auch die Meeresoberflächentemperatur im Golf von Guinea, was zwei Folgen hat. Einerseits erhöht sich die Verdunstung über dem Ozean und es wird mit dem Monsun mehr Feuchtigkeit Richtung Sahel transportiert. Andererseits schwächt sich die Zirkulation ab, weil der Land-Meer-Gegensatz abgeschwächt wird. Dieser Effekt wird jedoch von den Auswirkungen der starken Sahara-Erwärmung übertroffen.<ref name="Monerie 2020a" />

Das Sahara-Tief hat jedoch nicht dieselben Folgen für den westlichen Sahel. Während durch das Hitze-Tief der Sahara feuchte Luft vom östlichen tropischen Atlantik bzw. Golf von Guinea in den zentralen Sahel gelangt, lenkt es in den westlichen Sahel trockenere Luft vom subtropischen Atlantik.<ref name="Biasutti 2019" /> Der westliche Sahel steht stärker unter dem Einfluss von Temperaturdifferenzen über dem Atlantik als unter dem Einfluss des Gegensatzes zwischen tropischem Atlantik und dem Innern des Kontinents (d.h. der Sahara).<ref name="Monerie 2020a" /> Die projizierte unterschiedliche Entwicklung zwischen westlichem und zentralem Sahel ist durchaus schon in Beobachtungen festzustellen. So hat sich der westliche Sahel (Senegal und das westliche Mali) bis Ende der 2010er Jahre nur begrenzt von der Dürre erholt, während in Burkina Faso und Niger das durchaus der Fall war, vor allem durch eine Zunahme der Intensität der Regenfälle.<ref name="Biasutti 2019" />

== Flusssysteme und Vegetation ==
Um die Ursachen von einerseits Wassermangel und Dürren, anderseits Wasserüberfluss und Hochwasser im Sahel zu verstehen, reicht die Betrachtung nur der Niederschläge nicht aus. Der Regen fällt im Sahel auf eine vielgestaltige Landschaft, deren Beschaffenheit mit darüber entscheidet, ob daraus Fluten werden oder das Niederschlagswasser versickert.

Ein wesentliches Element sind einige große Flusssysteme, die von wichtigen Quellflüssen gespeist werden, die in Gebieten südlich der Sahelzone entspringen, in denen deutlich mehr Niederschläge fallen als im Sahel selbst. Dazu gehört vor allem der Niger mit seinen Zuflüssen, das mit Abstand größte Flusssystem in Westafrika. Der Niger besitzt ein Einzugsgebiet von 2,2 Mio. km<sup>2</sup>. Er entspringt im Hochland von Fouta Djallon in Guinea. Das Bergland gilt als „Wasserturm“ Westafrikas, weil in ihm neben dem Niger auch der Senegal und der Gambia ihren Ursprung haben.<ref name="Massazza 2021" /> In dieser Sudan-Guinea-Region, die sich südlich an den Sahel anschließt, fallen 1300-750 mm Niederschlag, während im Sahel selbst nur 750-250 mm fallen. Der Senegal ist mit einem Einzugsgebiet von ca. 300.000 km<sup>2</sup> das zweitgrößte Flusssystem Westafrikas. Er durchströmt die Staaten Guinea, Mali, Senegal und Mauretanien. Gut Zweidrittel des Einzugsgebiets liegen in der feuchten Sudan-Guinea-Region.

[[Bild:W-Afrika-Landbedeckung.jpg|thumb|420px|Abb. 7: Landbedeckung in W-Afrika]]
Der andere wesentliche Faktor, der das Abflussverhalten der Niederschläge beeinflusst, ist die Landbedeckung. Die [[Trockengebiete in Westafrika|Vegetation in der Sahelzone]] reicht von halbwüstenhaften Grasländern südlich der Sahara bis zu Savannen mit niedrigem und spärlichem Baum- und Strauchbewuchs weiter im Süden (Abb. 7). Bäume sind ein wichtiger Bestandteil der traditionellen Landwirtschaft im Sahel. Sie schützen vor Bodenerosion, Austrocknung des Bodens und ein Absinken des Grundwasserspiegels. Außerdem spenden sie Schatten für Mensch und Vieh, schützen Anbaufrüchte vor Austrocknung in der Trockenzeit und liefern Früchte und Holz.<ref name="FAO 2019">FAO (2019): [https://www.fs.usda.gov/treesearch/pubs/60715 Trees, forests and land use in drylands: the first global assessment – Full report.] FAO Forestry Paper No. 184. Rome</ref> Eine dichtere Baumbedeckung findet sich allerdings nur im Übergangsbereich zum tropischen Regenwald in der Sudan-Guinea-Region südlich der Sahelzone.<ref name="Wilcox 2018">Wilcox, C., T. Vischel, G. Panthou et al. (2018): Trends in hydrological extremes in the Senegal and Niger Rivers, J. Hydrol. 566,531-545, 10.1016/j.jhydrol.2018.07.063</ref>

Die [[Biosphäre im Klimasystem|Vegetation]] wirkt vor allem durch zwei Prozesse auf den Niederschlag und seine Speicherung.<ref name="Ellison 2020" /> Zum einen recycelt Vegetation den Niederschlag, indem sie Regen aufnimmt und das Wasser teilweise wieder verdunstet. Schätzungsweise sind 10-40% der Sahel-Niederschläge durch Verdunstung erzeugt, die durch Bäume, Wälder und sonstige Vegetation bewirkt wird. Ein großer Teil dieser Vegetation befindet sich nicht direkt im Sahel, sondern weiter südlich in der Sudan-Guinea-Region, von wo aus die feuchte Luft mit dem Monsun Richtung Sahel strömt. Dennoch kann auch ein ergrünender Sahel zu Verdunstung und Niederschlag beitragen. Zweitens fördert Vegetation die Infiltration von Niederschlagswasser in den [[Boden im Klimasystem|Boden]] und begünstigt seine Speicherung im Boden und die Grundwassererneuerung. Durch Bäume sammeln sich Blätter und Streu am Boden, deren Zersetzung einen höheren [[Erwärmung und Kohlenstoff im Boden|Kohlenstoffgehalt im Boden]] bewirkt. Dadurch erhöht sich die Speicherung von Feuchtigkeit und letztlich die Verdunstung. Gebiete ohne entsprechende Vegetation trocknen dagegen aus, wodurch mehr Niederschlag durch Oberflächenabfluss für Boden und Grundwasser verlorengeht.

[[Bild:Runoff-Sirba-river1956-2018b.jpg|thumb|420px|Abb. 8: Jahresmaxima des Sirba-Abflusses (Nebenfluss des Niger)]]

== Abflussänderungen und das Sahel-Paradox ==
Hochwasser treten in Westafrika meistens im September auf, manchmal auch im Juni bis August. Daneben gibt es auch Winterhochwasser von den Zuflüssen der großen Ströme aus der Sudan-Guinea-Region. Seit 2000 haben Hochwasserstände, Überschwemmungen und dadurch verursachte Zerstörungen deutlich zugenommen. Pegelstände an der Sirba, dem wichtigsten Nebenfluss des mittleren Niger, zeigen einen deutlichen Trend der Abflüsse seit den 1990er Jahren bis in die 2000er und 2010er Jahre, die sogar die Abflüsse in den regenreichen 1950er und 1960er Jahren z.T. um das Doppelte übertrafen (Abb. 8).

=== Das 1. Sahel-Paradox ===
An zahlreichen Sahel-Zuflüssen und den Sahel-Flussläufen der größeren Ströme wie Niger, Senegal oder Volta hat bereits während der Dürren in den 1970er und 1980er Jahren der Abfluss zugenommen (Abb. 9). Dieses Phänomen, das auf den ersten Blick und bei einer Betrachtung nur der Niederschläge überraschend wirkt, wird als „1. Sahel-Paradox“ bezeichnet. Die Erklärung dafür wird in der teils durch die Trockenheit bedingten, teils anthropogenen Änderung der Landbedeckung gesehen. Während der Großen Dürre haben die ausbleibenden Niederschläge dazu geführt, dass Vegetation und Boden austrockneten. Falls es zu Niederschlägen kam, konnte die Vegetation sie kaum aufnehmen. Und der Boden verlor durch Austrocknung seine Fähigkeit, Wasser zu speichern, erodierte und verkrustete. Der, wenn auch spärliche, Niederschlag floss, statt zu versickern, oberflächlich in die Flussläufe ab.<ref name="Descroix 2018">Descroix, L., F. Guichard, M. Grippa (2018): [https://doi.org/10.3390/w10060748 Evolution of surface hydrology in the sahelo-sudanian strip: an updated review.] Water 10, 748.</ref>

Hinzu kam, dass die Bevölkerung die verbliebenen Bäume und Sträucher als Brennholz und Viehfutter nutzte und vor allem im südlichen Streifen des Sahel die Savanne in Anbauland umwandelte. Das veränderte auch die hydrologischen Eigenschaften des Bodens und verstärkte die Bodenerosion. Auf dem Weideland im nördlichen Sahel-Streifen wurde die spärliche Vegetation durch Überweidung geschädigt und die dünne Bodenschicht durch Wind- und Wassererosion zerstört. Die bereits durch die Trockenheit geförderte Verkrustung des Bodens wurde weiter verstärkt, wodurch bei den seltenen Niederschlägen das Wasser ungehindert abfließen konnte.<ref name="Descroix 2018" /><ref name="Gbohoui 2021">Gbohoui, Y.P.; Paturel, J.-E.; Tazen, F.; Mounirou, L.A.; Yonaba, R.; Karambiri, H.; Yacouba, H. (2021): Impacts of climate and environmental changes on water resources: A multi-scale study based on Nakanbé nested watersheds in West African Sahel. J. Hydrol. Reg. Stud. 35, 100828</ref>

[[Bild:Abflusskoeffizient-Sahel.jpg|thumb|420px|Abb. 9: Abflusskoeffizient (Anteil des Abflusses am Niederschlag in %) bei Nebenflüssen des Volta (Nakambé) und des mittleren Niger (alle übrigen).]]
=== Das 2. Sahel-Paradox ===
Das 2. Sahel-Paradox wird darin gesehen, dass die Abflussmengen seit den 1990er Jahren noch deutlich stärker gestiegen sind als in den beiden Jahrzehnten davor und das Drei- bis Vierfache der Abflüsse in den feuchten Jahrzehnten der 1950er und 1960er Jahre erreichten (Abb. 9), obwohl sich die Vegetationsbedeckung im Sahel wieder deutlich ausgedehnt hat.<ref name="Descroix 2018" /> Die Ausweitung der Vegetation im Sahel, die durch das sog. Greening mit Hilfe von Satellitenbeobachtungen gut belegt ist (s.o.), sollte einer Erhöhung der Abflüsse eigentlich entgegenwirken, da dadurch die Niederschläge wieder besser von der Bodenbedeckung aufgenommen werden konnten. Hauptsächlich handelt es sich bei der zunehmenden Vegetationsbedeckung um Kräuter und Gräser, aber auch um mehr Bäume und Sträucher. Im Senegal dehnten sich holzartige Pflanzen besonders auf Weideland aus, während im mittleren und nördlichen Sahel insgesamt die Bedeckung mit höheren Bäumen auf Anbauland stärker zunahm als auf nicht bewirtschafteten Flächen. Dass die Abflussmengen trotzdem bis hin zu einzelnen Hochwasserkatastrophen zunahmen, kann verschiedene Gründe haben.

[[Bild:Niamey-rotes-schwarzes-Hochwasser.jpg|thumb|520px|Abb. 10: Rotes (Sommer-) und schwarzes (Winter-)Hochwasser an der Station in Niamey 1929-2020 als Standardabweichung]]
Interessant ist in diesem Zusammenhang die Herkunft des Wassers bei Hochwasserereignissen. Das mittlere Niger-Becken zeigt jährlich zwei Abflussspitzen, eine in der Regenzeit im Sommer zwischen August und September (die sog. rote Flut) und eine weitere zwischen November und Februar (die sog. schwarze Flut). Die rote Flut wird hauptsächlich durch die Sahel-Zuflüsse, wie z.B. den Sirba, auf der rechten Seite des mittleren Niger erzeugt. Die schwarze Flut entsteht durch Niederschlag im oberen Einzugsgebiet des Niger südlich der Sahelzone in Guinea und dem südlichen Mali und trifft durch den Verlauf des Flusses und den Staueffekt im Binnendelta am mittleren Niger in Mali sowie durch Staudämme erst verzögert ein. Wie Abb. 10 zeigt, übertrifft das Hochwasser der Sahel-Zuflüsse (rot) seit den 2000er Jahren zunehmend das Hochwasser aus dem Niger-Oberlauf (schwarz).<ref name="Massazza 2021" /> Die später im Jahr eintreffenden Hochwasser von den Zuflüssen in der Sudan-Guinea-Region waren dagegen so niedrig wie in den trockenen 1970er Jahren. Auch in anderen Regionen weisen die Hochwasser aus den Sahel-Zuflüssen eine stetige Zunahme seit den 1970er Jahre auf.<ref name="Wilcox 2018" />

Die unterschiedliche Hydrologie zwischen der Sudan-Guinea-Region und dem Sahel ist auch durch die Vegetationsbedeckung bedingt. In ersterer ist die dichte Vegetation durch Baum-Savanne, Waldgebiete und tropischen Regenwald bestimmt, im Sahel durch den spärlichen Bewuchs der Savanne. In der Sudan-Guinea-Region nimmt die Vegetation in hohem Maße die Niederschläge auf und leitet sie verzögert in den Boden und das Grundwasser weiter. Starkniederschläge werden daher nur abgeschwächt in den Abflüssen sichtbar. Niederschläge im Sahel werden dagegen nur in geringem Maße durch die Vegetation und vom Boden aufgenommen und fließen weitgehend direkt in die Flüsse ab. Starkniederschläge machen sich daher direkt in hohen Abflüssen bemerkbar. Grundwasserzuflüsse spielen in der Sahelregion eine untergeordnete Rolle.<ref name="Wilcox 2018" />

Dass Starkniederschläge zu verheerenden Überschwemmungen führten, ist aber letztlich auch durch anthropogene Aktivitäten bedingt. Ein Grund sind die Zersiedlung durch sich unkontrolliert ausdehnende Städte und die damit einhergehende Bodenverdichtung sowie desolate Drainagesysteme. Außerdem verloren in ländlichen Gegenden die Böden durch unangepasste Bewirtschaftung in vielen Fällen erheblich die Fähigkeit, Wasser zu speichern, und verkrusteten. Und trotz des allgemein beobachteten Greenings dehnten sich durch den Bevölkerungsdruck weiterhin Agrarflächen aus. Teilweise ist die Bodendegradation auch eine Spätfolge der Bodenverkrustung während der Dürren in den 1970er und 1980er Jahren, die sich in den folgenden Jahrzehnten weiter fortsetzte. Von manchen Autoren wird in der Bodendegradation und dem Rückgang der Vegetationsbedeckung der Hauptgrund für das 2. Sahel-Paradox gesehen.<ref name="Descroix 2018" /><ref name="Gal 2017">Gal, L., M. Grippa, P. Hiernaux, L. Pons, L. Kergoat (2017): The paradoxical evolution of runoff in the pastoral Sahel. Analysis of the hydrological changes over the Agoufou watershed (Mali) using the KINEROS-2 model. Hydrol. Earth Syst. Sci. 21, 4591–4613</ref>

== Projektionen der Wasserverfügbarkeit ==
Bei vielen hydrologischen Modell-Projektionen wird vom Abfluss als Proxy für die Wasserverfügbarkeit ausgegangen. Der Abfluss wird in der Regel jedoch nur an größeren Flüssen mit Pegelmessstationen erfasst, nicht jedoch die Wasserverfügbarkeit in kleineren Zuflüssen, auf Feldern oder in erneuerbaren Grundwasserbeständen. Hier spielen die direkt fallenden Niederschläge und die Verdunstung eine wesentliche Rolle.<ref name="Sylla 2018" /> Durch die zunehmende Erwärmung infolge des Klimawandels wird die Evaporation höchstwahrscheinlich in Zukunft zunehmen, während die Niederschlagsänderungen weniger eindeutig sind und sich zwischen dem westlichen und zentralen Sahel unterscheiden werden (s.o.).

Modellprojektionen der Wasserverfügbarkeit mit den RCP-Szenarien 4.5 und 8.5 zeigen grundsätzlich eine Abnahme der verfügbaren Wasservorräte, wobei die beiden Szenarien bis ca. 2050 ähnliche Ergebnisse aufweisen und erst danach RCP8.5 deutlich stärkere Rückgänge zeigt. Die geringsten Abnahmen der Wasservorräte bis gegen Ende des 21. Jahrhunderts liegen für die Staaten Niger, Volta und Chad nach dem Szenario RCP4.5 bei 10% und die höchsten für den Senegal und Gambia bei 40%. Für den Senegal und Gambia sind die deutlichen Rückgänge durch eine Kombination von abnehmenden Niederschlägen und höheren Verdunstungsraten begründet. Für Niger, Volta und Chad nehmen die Niederschläge leicht zu, werden aber durch die starken Verdunstungsraten noch übertroffen. Eine noch stärkere Abnahme der Wasserverfügbarkeit zeigen Regionalmodelle (CORDEX), deren höhere Auflösung in der Lage ist, auch die Einflüsse des Geländes, von Küstenlinien und Änderungen der Landnutzung besser wiederzugeben.<ref name="Sylla 2018" />

[[Bild:Große-Grüne-Mauer.jpg|thumb|520px|Abb. 11: Die geplante Grüne Mauer im Sahel und beteiligte Staaten (gelb) ]]
== Maßnahmen ==
Nach Mbow et al. (2021)<ref name="Mbow 2021">Mbow, C., M. Halle, R. El Fadel, I. Thiaw (2021): [https://doi.org/10.1016/j.cosust.2020.11.005 Land resources opportunities for a growing prosperity in the Sahel], Current Opinion in Environmental Sustainability 48, 85-92</ref> hemmt das negative Image der Sahelzone das große Entwicklungspotential der Region. Über 40 Jahre sei der Sahel als Ort des Hungers, andauernder Dürren und Klimaextreme gesehen worden. In jüngster Zeit sei noch die Bedrohung durch den Terrorismus hinzugekommen. Dieses negative Image überschattet aber die Entwicklungsmöglichkeiten, die diese Region durchaus auch besäße.
[[Bild:Half-moons Burkina Faso.jpg|thumb|520px|Abb. 12: Halbmondförmige Vertiefungen mit Erdwall zum Auffangen von Wasser ]]
[[Bild:Stone bund maize rice.png|thumb|520px|Abb. 13: Reis- und Maisfelder nach der Errichtung von Steinwällen im südwestlichen Burkina Faso ]]
[[Bild:Agroforestry Burkina Faso.jpg|thumb|520px|Abb. 14: Agroforstwirtschaft im südwestlichen Burkina Faso ]]
Das bekannteste Entwicklungsprojekt, das viele Probleme des Sahel lösen soll, ist die Große Grüne Mauer gegen die Wüstenausbreitung, ein Verteidigungswall aus Bäumen entlang der Grenze zwischen Sahara und Sahel (Abb. 11). Das Projekt wurde unter dem Eindruck der Dürren in den 1970er Jahren geplant und 2007 zum offiziellen transafrikanischen Ziel erklärt. Beabsichtigt war eine 15 km breite und fast 8000 km lange „Mauer aus Bäumen“, die vom Senegal im Westen bis nach Äthiopien im Osten reichen sollte. Bis 2030 sollten 100 Mio. ha der [[Desertifikation]] entrissen und wieder fruchtbar gemacht werden.<ref name="Breckle 2021">Breckle, S.-W. (2021): Grüne Mauern (»green walls«) gegen die Wüstenausbreitung. Maßnahmen gegen Desertifikation. In: Lozán J. L., S.-W. Breckle, H. Graßl & D. Kasang (Hrsg.). Warnsignal Klima: Boden & Landnutzung. S. 348-355. www.warnsignal-klima.de. DOI:10.25592/warnsignal.klima.boden-landnutzung.48</ref> Das Projekt schreitet jedoch nur langsam und lokal voran und erntete inzwischen viel Kritik. Die Folge war, dass man von der Idee einer baumbasierten Barriere abrückte, zumal ein Vorrücken der Sahara nach Süden nicht belegt werden konnte. U.a. ließ der Greening-Prozess eine Ausbreitung der Sahara nach Süden zunehmend weniger befürchten, und eine großangelegte Kooperation der Sahel-Staaten zur Umsetzung des Vorhabens schien wenig realistisch. Eher zeigten sich lokale Initiativen darin erfolgreich, die Widerstandsfähigkeit der Landschaft gegen Degradation zu stärken, indem etwa Bauern in ihrem Lebensraum Bäume pflanzen, um die landwirtschaftliche Produktivität zu erhöhen.<ref name="Ellison 2020" />

Aber nicht nur im Kontext der Grünen Mauer, sondern auch anderweitig gibt es im Sahel zahlreiche, oft auf traditionellen Agrartechniken beruhende Maßnahmen zur Bekämpfung der Desertifikation. Vielfach hat die Erfahrung der Großen Dürre in den 1970er und 1980er Jahren dazu geführt, dass sich die Landbevölkerung dem Schutz des Bodens und der Vegetation zuwandte. Auch Regierungen und ausländische NGOs sind in diesem Zusammenhang aktiv geworden. So hat es in Burkina Faso mehrere nationale Programme und andere Initiativen gegeben, die sich Maßnahmen zum Bodenschutz und zur Wasserkonservierung zum Ziel gesetzt haben. Erfolgreich wurden solche Versuche vor allem dann, wenn die lokale Landbevölkerung miteinbezogen wurde.<ref name="Nyamekye 2018">Nyamekye, C., M. Thiel, S. Schönbrodt-Stitt, B. J.-B. Zoungrana, and L.K. Amekudzi (2018): [https://doi.org/10.3390/su10093182 Soil and Water Conservation in Burkina Faso, West Africa], Sustainability 10, no. 9: 3182.</ref>

Eine wichtige Maßnahme war die Anlage von halbmondförmigen, von einem Erdwall umsäumten einige Meter breiten Vertiefungen auf den Feldern, die abfließendes Wasser auffangen und für die Versickerung im Boden sorgen (Abb. 12). Sie erhöhen damit auch die Bodenfruchtbarkeit und lösen Bodenverkrustungen auf. Der Verbesserung des Pflanzenwachstums dienen auch die kleineren, 20-30 cm breiten sog. Zai, kreisförmige Pflanzgruben, die in der Trockenzeit mit organischem Material wie Viehdung und Ernteabfälle gefüllt werden.<ref name="Bass 2013" /> So bleibt die Bodenfeuchte erhalten und die Fruchtbarkeit der Böden wird verbessert. Zai ziehen außerdem Termiten an, die die Nährstoffe durchmischen. Eine andere Maßnahme ist die Anlage von Steinwällen auf Hirse- und Reisfeldern mit flachen Hängen (Abb. 13), durch die der Wasserabfluss verringert und damit ebenfalls die Produktivität der Böden erhöht wird. Die genannten Maßnahmen minimieren zugleich die Gefahr von Hochwasser in den Vorflutern.<ref name="Nyamekye 2018" />

Zunehmend verbreitet und wichtige Stütze der ökonomischen Entwicklung ist im Sahel die Agroforstwirtschaft (Abb. 14). Während der Kolonialzeit hat der Sahel sehr viel an Baumbewuchs verloren, so im Niger über 40% zwischen 1930 und 1940, da die Kolonialregime primär an der Exportproduktion interessiert waren. Erst in jüngeren Jahrzehnten haben traditionelle Gruppen, unterstützt von Regierungsprogrammen und NGOs, damit begonnen, wieder mehr Bäume zu pflanzen und eine zunehmende Baumbedeckung bewirkt. Erfolgreich waren die Bemühungen besonders in Burkina Faso, Mali und Niger. Begünstigend waren dabei seit den 1990er Jahren auch die zunehmenden Niederschläge.<ref name="Ellison 2020">Ellison, D., C. I. Speranza (2020): [https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2020.140002 From blue to green water and back again: Promoting tree, shrub and forest-based landscape resilience in the Sahel], Science of The Total Environment 739</ref> Große Teile der Bevölkerung sind auf Produkte von Bäumen für die Ernährung, das Futter für Tiere, zum Kochen und als Baustoff angewiesen.<ref name="Mbow 2021" /> Bäume besitzen zudem wichtige Umweltfunktionen, indem sie die Biodiversität unterstützen und Wasserressourcen erhalten und verbessern. Sie ziehen Vögel und andere Tiere an, durch deren Dung es zu Bodenverbesserungen kommt. Und sie spenden Schatten für Mensch und Tier, um so die im Sommer teils extrem hohen Temperaturen abzumildern. Besonders im Rahmen des Great Green Wall spielen Bäume eine zentrale Rolle und gelten als ein Weg, die Landdegradation zu reduzieren.<ref name="Mbow 2021" /> Bäume und Büsche sind auch darin nützlich, tiefe Wasservorkommen für Kulturpflanzen mit weniger tief reichenden Wurzeln zu erschließen. Dadurch kann die Produktivität einiger Anbaupflanzen wie Hirse, Erdnüsse, Sesam und Maniok gesteigert werden.<ref name="Ellison 2020" />

Bei allen Fortschritten bei der menschengemachten Begrünung des Sahel, muss gesehen werden, dass der Klimawandel diesem Prozess zukünftig wahrscheinlich Grenzen setzen wird. Verschiedene Untersuchungen kommen zu dem Ergebnis, dass der Sahel künftig stärkeren Dürren ausgesetzt sein wird, auch wenn die Niederschläge in manchen Regionen zunehmen werden. Grund sind die höheren Temperaturen, die das Wasser stärker verdunsten lassen. Die Temperaturen steigen bis 2100 möglicherweise um 7 °C, womit lebensgefährliche Hitzewellen verbunden sein können.<ref name="Ellison 2020" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/daten-zu-afrika '''Regionaldaten zu Afrika'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265052/aa45262c3b3200f32152132241fa51eb/2012-sahelzone-klimawandel-data.pdf Welche Folgen wird der Klimawandel für die Landwirtschaft und damit die Nahrungsmittelversorgung der Sahelzone haben?] (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265016/122a582b7f8347322931f778d99216d6/2011-sahara-data.pdf Sahara: Wird die Sahara durch den Klimawandel wieder grüner?] (Gymnasium Allee, Hamburg)

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==Bildergalerie zum Thema==
Bilder zu: [[Dürren_(Bilder)#D.C3.BCrren_im_Sahel|Dürren im Sahel]] <br>
Eine Sammlung von lizenzfreien Bildern zum Thema.
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[[Kategorie:Wasserressourcen]]
[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]

Wasserprobleme im Sahel

2023-10-12T17:02:25Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Senegal millet field bushes.JPG|thumb|500px|Hirsefeld mit Büschen in der Trockenzeit in Niger ]]
== Wasser und Niederschläge ==
=== Wassernutzung ===
[[Bild:Wateruse-Sahel.jpg|thumb|457px|Abb. 1: Aktueller Wasserverbrauch in Liter pro Person und Tag in Westafrika (Sahel hervorgehoben) und Bevölkerungsentwicklung bis 2100]]
Wasser ist eine grundlegende Ressource für die Existenz der Bevölkerung im Sahel. 2020 umfasste die Bevölkerung in den sechs Staaten im Sahel Westafrikas (Senegal, Mauretanien, Mali, Burkina Faso, Niger und Tschad), der hier vor allem betrachtet wird, ca. 103 Mio. Menschen und wird sich bis 2045 wahrscheinlich verdoppeln.<ref name="Graves 2019">Cincotta, R. and S. Smith (2019): [https://www.atlanticcouncil.org/in-depth-research-reports/report/what-future-for-the-western-sahel/ What future for the Western Sahel?]</ref> Das Wasser wird in erster Linie aus dem Oberflächenwasser der großen Flusssysteme des Senegal, Gambia, Niger, Volta und Chad gewonnen und hauptsächlich für die Landwirtschaft (Bewässerung, Viehzucht, Aquakultur), die Trinkwasserversorgung und für Wasserkraftwerke genutzt. Das starke Bevölkerungswachstum hat zu einer allgemeinen Zunahme des Wasserbedarfs beigetragen. Hinzu kommt eine steigende Belastung des Wassers durch mangelhaft gewartete sanitäre Anlagen und industrielle Chemikalien, besonders in der Nähe von städtischen Siedlungen. Die Wasservorräte sind jedoch nicht nur durch die anthropogene Entnahme und Verschmutzung stark beansprucht, sondern reagieren auch auf Klimawandel und Klimaschwankungen sowie auf die Änderungen der Vegetationsbedeckung.<ref name="Sylla 2018">Sylla, M., A. Faye, N.A.B. Klutse, and K. Dimobe (2018): [https://doi.org/10.1007/s10584-018-2308-x Projected increased risk of water deficit over major West African river basins under future climates, Climatic Change]</ref>

[[Bild:Sahel Wind Winter Sommer-c.jpg|thumb|357px|Abb. 2: Oberflächenwinde in Westafrika: Oberflächenwinde (Pfeile) und Luftdruck (in mb) über Westafrika im Winter und während des Höhepunkts des Sommermonsuns.]]
=== Niederschläge als Wasserspender: Jahreszeiten, Monsunzirkulation ===
Die erneuerbaren Wasservorräte im Sahel sind entscheidend von den Niederschlägen abhängig, die starken jahreszeitlichen, jährlichen und dekadischen Schwankungen unterliegen. Der [[Klimaänderungen in Westafrika|Jahresgang der Niederschläge]] ist durch ausgeprägte Regen- und Trockenzeiten gekennzeichnet. Der Niederschlag wandert grob gesehen mit dem Sonnenstand von Süden nach Norden und zurück. Im Nord-Winter kommt es zu starken Niederschlägen über dem Ozean vor der Südküste Westafrikas, im anschließenden Frühjahr (April-Juni) über der [[Tropen|tropischen]] Küstenzone und im Sommer (Juni-September) über der Sahelzone, wobei hier die meisten Niederschläge im August fallen.<ref name="Nicholson 2013">Nicholson, S. E. (2013): The West African Sahel: A Review of Recent Studies on the Rainfall Regime and Its Interannual Variability. ISRN Meteorology, 1–32 </ref> Traditionell wurden die jahreszeitlichen Schwankungen der Niederschläge im Sahel durch die Wanderung der [[Innertropische Konvergenzzone|Innertropischen Konvergenzzone]] (ITCZ) mit dem Stand der Sonne erklärt. Danach bewirkt die hochstehende Sonne eine starke Erwärmung und [[Verdunstung]] über dem Sahel sowie das Aufsteigen der erwärmten und feuchten Luftmassen. Die Luft kühlt sich dann in der Höhe ab, wodurch der [[Wasserdampf]] [[Kondensation|kondensiert]] und es zum Niederschlag kommt. Dieses Bild ist nach neuerer Forschung allerdings so nicht mehr gültig. Als ein Beleg dafür wird angeführt, dass die ITCZ im Hochsommer rund 1000 km nördlich von der Zone mit den höchsten Niederschlägen liegt.<ref name="Nicholson 2013" /> Ein anderes Argument ist, dass die vor Ort entstehende Feuchtigkeit durch Verdunstung nur einen geringen Anteil am gesamten Niederschlag ausmacht.<ref name="Sheen 2017">Sheen, K. L., D. M. Smith, N. J. Dunstone, R. Eade, D. P. Rowell & M. Vellinga (2017): Skilful prediction of Sahel summer rainfall on inter-annual and multi-year timescales. Nat. Commun. 8, 14966 doi: 10.1038/ncomms14966</ref>

Der Niederschlag in Westafrika hat aus Sicht der neueren Forschung weniger mit dem Aufeinandertreffen der vom Sonnenstand gesteuerten [[Passat]]winde zu tun als mit dem Westafrikanischen [[Globaler Monsun|Monsun]], der im Sommer feuchte Luftmassen vom Atlantik bis in die Sahelzone transportiert.<ref name="Biasutti 2019">Biasutti, M. (2019): [https://doi.org/10.1002/wcc.591 Rainfall trends in the African Sahel: characteristics, processes, and causes.] Wiley Interdiscip Rev Clim Chang, 10:e591.</ref> Die Monsunzirkulation wird durch den Temperaturgegensatz zwischen der Sahara und dem tropischen Atlantik angetrieben, der allerdings durch den Stand der Sonne beeinflusst wird. Über dem tropischen Ost-Atlantik ist die Luft durch das relativ kalte Wasser im Golf von Guinea verhältnismäßig kühl. Ursache für die vergleichsweise niedrigen Wassertemperaturen im Golf von Guinea ist eine südöstliche Strömung vom subtropischen [[Hochdruckgebiet|Hoch]] über dem Südatlantik. Über der westlichen Sahara entsteht ein sommerliches [[Tiefdruckgebiet|Hitzetief]], das feuchte Luftmassen aus dem Südwesten ansaugt (Abb. 2, unten). Diese bilden sich über dem Atlantik vor der Südküste Westafrikas durch Verdunstung, die die Luft mit Wasserdampf sättigt. Unter dem Einfluss der [[Corioliskraft]] entsteht eine südwestliche Strömung zwischen dem östlichen tropischen Atlantik und dem Tief über der Sahara. Über der Sahelzone steigen die feuchten Luftmassen dann auf und es kommt zum Niederschlag. Die Position der Konvergenzzone wird durch nordöstliche Passatwinde (Harmattan) und verschiedene Höhenströmungen beeinflusst. Im Winter erreichen die Monsunniederschläge nur den Küstensaum am Südrand Westafrikas.<ref name="Nicholson 2018">Nicholson, S.E. (2018): [https://doi.org/10.1093/acrefore/9780190228620.013.510 Climate of the Sahel and West Africa], Oxford Research Encyclopedias, Climate Science</ref>

[[Bild:Sahel rainfall timeseries.png|thumb|457px|Abb. 3: Niederschläge im Juni-Oktober in der Sahelzone 1900-2013. Gezeigt ist die Abweichung vom Mittel der Jahre 1898–1993 als Index.]]

=== Langfristige Änderungen der Niederschläge: Dürren und Starkregen ===

''* Siehe auch: [[Dürren und Starkregen im Sahel]]''

==== Dürren in den 1970er und 1980er Jahren ====
Das Monsun-System über Westafrika unterliegt neben jahreszeitlichen auch dekadischen Schwankungen, die gravierende Unterschiede in den Niederschlägen zur Folge haben (Abb. 3). Das Niederschlags-Regime der Sahelzone ist das vielleicht sensibelste der Welt.<ref name="Nicholson 2018" /> Während der letzten 1000 Jahre haben sich immer wieder feuchte und trockene Perioden abgewechselt. So waren das Mittelalter und die Zeit vom 16. bis 17. Jahrhundert relativ feucht, während es im 18. und in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts katastrophale [[Dürren]] gab.

Seit Mitte des 20. Jahrhunderts zeigen die Sahel-Niederschläge drei unterschiedliche und jeweils über Jahrzehnte reichende Phasen (Abb. 3). In den 1950er und 1960er Jahren erlebte der Sahel eine ausgesprochen feuchte Periode, in der die Niederschläge etwa 20% über dem langjährigen Mittel lagen.<ref name="Nicholson 2018" /> In den 1970er und 1980er Jahren folgte darauf eine außergewöhnlich starke [[Dürren im Sahel|Dürreperiode]], die in den frühen 1980er Jahren schätzungsweise 100.000 Tote durch Hunger, Unterernährung und Krankheiten gefordert hat.<ref name="Nicholson 2013" /> Die Niederschläge lagen im Nordsahel bis 60% und im Süd-Sahel 25-30% unter dem langjährigen Mittel.<ref name="IPCC 2021">IPCC (2021): Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on 5 Climate Change, 8.3.2.4.3</ref> Wahrscheinlich hat es seit Beginn der Messungen nirgendwo sonst auf der Welt so dramatische Veränderungen der Niederschlagsverhältnisse über einen so langen Zeitraum gegeben. In der dritten Phase, seit den 1990er Jahren, nahmen die Sahel-Niederschläge dann wieder zu, jedoch mit auffällig starken und unregelmäßigen Regenfällen.

[[Bild:Sahel-Regentage--intensität1955-2010.jpg|thumb|380px|Abb. 4: Anzahl der Regentage und die Niederschlagsintensität in der Sahelzone 1955-2010. Regentage in verschiedenen Sektoren der Sahelzone als Jahres- und als 11-Jahres-Mittel. Niederschlagsintensität in mm pro Tag.]]
Die Sahel-Dürren der 1970er und 1980er Jahre wurden früher mit Änderungen der Landbedeckung durch Überweidung und Übernutzung infolge des starken Bevölkerungswachstums erklärt. Die verringerte Vegetationsbedeckung erhöhte nach dieser Auffassung die [[Albedo]], wodurch mehr [[Strahlung|Sonneneinstrahlung]] reflektiert wurde, die Temperaturen absanken und es weniger [[Konvektion]] und Niederschläge gab.<ref name="Charney 1975">Charney, J. G. (1975). The dynamics of deserts and droughts. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 101, 193–202</ref> Zwei wissenschaftliche Entwicklungen haben jedoch zu einem Paradigmenwechsel in dieser Frage geführt: 1. haben Satellitenbeobachtungen gezeigt, dass die Vegetation sich schnell wieder ausbreitete, als die Niederschläge in den 1990er Jahren erneut zunahmen. Und 2. haben [[Klimamodelle|Computermodelle]] eine Abnahme der Sahel-Niederschläge durch kühlere [[Meeresoberflächentemperatur]]en im subtropischen Nordatlantik simuliert.<ref name="Biasutti 2019" /> Als Ursache für die Abkühlung des Nordatlantik und damit als Hauptantrieb für die Sahel-Dürre gelten inzwischen die [[Aerosole]]missionen aus Europa und Nordamerika durch die schmutzige Industrie in den Nachkriegsjahrzehnten.<ref name="IPCC 2021" /> Aerosole reflektieren nicht nur Sonnenstrahlen, sondern erzeugen auch niederschlagsarme, aus kleinen Tröpfchen bestehende [[Wolken]], die ebenfalls abkühlend wirken. Niedrigere Temperaturen über dem subtropischen Nordatlantik beeinflussen auch die Temperaturen über der Sahara und bewirken eine Verschiebung des Sahara-Hitzetiefs und damit auch der westafrikanischen Monsunzirkulation nach Süden – mit der Folge, dass auch der sommerliche Niederschlagsgürtel den Sahel nur noch begrenzt erreicht.<ref name="Biasutti 2019" />

==== Ein neues Niederschlagsregime ====
Seit den 1990er Jahren erholten sich die Niederschläge im Sahel wieder, ohne aber das Niveau vor der Großen Dürre zu erreichen. Eine deutliche Niederschlagszunahme um 9,7 mm/Tag gab es vor allem im ersten Jahrzehnt. Zwischen 1999 und 2016 schwächte sich die Zunahme auf 2,2 mm/Tag ab.<ref name="Chen 2020">Chen, T., S. Zhou, C. Liang et al. (2020): [https://doi.org/10.3390/rs12172723 The Greening and Wetting of the Sahel Have Leveled off since about 1999 in Relation to SST.] Remote Sensing. 2020; 12(17):2723.</ref> Hinzu kam, dass im Vergleich zu früheren Jahrzehnten häufiger [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkregen]] fielen, die Niederschläge unregelmäßiger waren und sich jahreszeitlich auf die spätere Regenzeit konzentrierten. So ist die Anzahl der Regentage in der Sahelzone seit ca. 1990 nur leicht angestiegen, die Niederschlagsintensität dagegen deutlich (Abb. 4). Entsprechend nahm der Anteil von extremen Regenfällen am jährlichen Gesamtniederschlag von 17% in den 1970er und 1980er Jahren auf 21% im Jahrzehnt 2001-2010 zu. Daher lässt sich weniger von einer Rückkehr zur Normalität sprechen als von einem neuen Niederschlagsregime.<ref name="Biasutti 2019" />

[[Bild:Niamey flood 2020b.jpg|thumb|420px|Abb. 5: Hochwasser am Niger in Niamey am 7. September 2020]]
Seit den 1990er Jahren ist der Sahel nach den Jahrzehnten der Trockenheit zunehmend von [[Starkniederschläge und Hochwasser|Überschwemmungen und Hochwasserkatastrophen]] betroffen, unter denen Millionen von Menschen zu leiden hatten.<ref name="Tschakert 2010">Tschakert, P., R. Sagoe, G. Ofori-Darko, S.N. Codjoe (2010): Floods in the Sahel: an analysis of anomalies, memory, and anticipatory learning, Climatic Change 103, 471-502, DOI 10.1007/s10584-009-9776-y</ref> In Burkina Faso z.B. gab es 1986-2005 nur ein größeres Hochwasser pro Jahr, im darauffolgenden Jahrzehnt 2006-2016 waren es dagegen jährlich fünf solcher Ereignisse. Eines der stärksten durch Niederschlag direkt verursachten Hochwasser geschah am 1. September 2009 in der Hauptstadt Ouagadougou. Unmittelbare Ursache war der höchste je an diesem Ort beobachtete Starkniederschlag von 260 mm in wenigen Stunden (bei einem langjährigen Jahresmittel von 765 mm), der zu einer Überschwemmung von großen Teilen der Stadt und starken Zerstörungen in dicht besiedelten Wohngebieten führte.<ref name="Tazen 2019">Tazen, F., A. Diarra, R.F. Kabore et al. (2019): [https://doi.org/10.1111/jfr3.12507 Trends in flood events and their relationship to extreme rainfall in an urban area of Sahelian West Africa: The case study of Ouagadougou, Burkina Faso.] J. Flood Risk Manage. 12, e12507.</ref> In demselben Jahr waren auch andere Sahel-Länder wie Senegal, Ghana und Niger betroffen. Zerstörerische Hochwasser gab es auch 2007, 2010 und in den folgenden Jahren. Besonders stark waren die Überschwemmungen im Jahr 2020 in Nigers Hauptstadt Niamey (Abb. 5). Die Fluten zerstörten Häuser und Infrastrukturanlagen, Ernten und Felder. Zahlreiche Menschen erkrankten besonders in Niamey durch Erreger aus dem wochenlang nicht abfließenden Wasser. Im gesamten Staat Niger waren von den Überschwemmungen 500.000 Menschen betroffen.<ref name="Massazza 2021">Massazza, G., M. Bacci, L. Descroix et al. (2021): [https://doi.org/10.3390/w13121659 Recent Changes in Hydroclimatic Patterns over Medium Niger River Basins at the Origin of the 2020 Flood in Niamey (Niger)], Water 13, 1659</ref> Vielfach wird mit Bezug auf derartige Hochwasserereignisse von der „anderen Sahel-Katastrophe“ gesprochen.<ref name="Aich 2015">Aich, V., S. Liersch, T. Vetter et al. (2015): Climate or land use? Attribution of changes in river flooding in the Sahel zone. Water 7, 2796–2820.</ref>

Was sind die Ursachen für das neue Niederschlagsregime, das den Wassermangel der 1970er und 1980er Jahre in gewisser Hinsicht in sein Gegenteil verwandelt hat? Die Forschung nennt 1. den Rückgang der [[Klimawirkung von Aerosolen|Aerosolbelastung]] und 2. die Zunahme von Treibhausgasen durch den anthropogenen Klimawandel. Beide Faktoren führten seit den 1990er Jahren zu einer Temperaturerhöhung in der Sahara, die sich zwei bis vier Mal stärker erwärmte als im tropischen Mittel. Die Folge ist eine Verstärkung des Temperaturunterschieds zwischen dem tropischen Atlantik und der Sahara und damit eine Intensivierung des westafrikanischen Sommermonsuns.<ref name="IPCC 2021" /> Dabei ist die Zunahme von Starkregen hauptsächlich durch die erhöhte [[Treibhausgase im Klimasystem|Treibhauskonzentration]] bedingt. Eine wärmere [[Atmosphäre]] nimmt mehr Wasserdampf auf und gibt ihn durch stärkere Niederschläge wieder ab. Schon die Große Dürre im 20. Jahrhundert war primär durch Emissionen (in diesem Fall von Aerosolen) in den entwickelten Staaten Europas und Nordamerikas verursacht. Die Luftreinhaltepolitik in diesen Staaten führte dann zwar zum teilweisen Rückgang der extremen Dürreverhältnisse im Sahel. Die [[Treibhausgasemissionen]] ebendieser Staaten und weiterer wie China bewirkten aber kaum weniger verheerende Wetterverhältnisse in Form von katastrophalen Starkniederschlägen mit Überschwemmungen.<ref name="Biasutti 2019" />

Dennoch blieben unter den neuen Niederschlagsverhältnissen Dürren auch während der feuchten Jahreszeit im Sommer nicht aus. Zwischen den Phasen mit reichhaltigen Niederschlägen kam es auch immer wieder zu Niederschlagsdefiziten. So lag der Niederschlag des Jahres 2011 während der Regenzeit um 17% unter dem langjährigen Mittel.<ref name="Bass 2013">Bass, H.-H., K.v. Freyhold, C. Weisskoeppel (2013): Wasser ernten, Bäume schützen: Ernährungssicherung im Sahel. Bremen: Hochschule Bremen, Fak. Wirtschaftswissenschaften, Institute for Transport and Development. https://nbn-resolving.org/urn:nbn:de:0168-ssoar-325187</ref> Die Anzahl isolierter trockener Tage hat im westafrikanischen Sahel nach Daten bis 2014 im Sommer sogar zugenommen. Die Länge der Trockenphasen ist jedoch insgesamt um 32% zurückgegangen, und auch die Anzahl der trockenen Tage (< 1mm/Tag) pro Jahr hat um neun Tage abgenommen.<ref name="Bichet 2018a">Bichet, A., A. Diedhiou (2018a): West African Sahel has become wetter during the last 30 years but dry spells are shorter and more frequent. Climate Research 75(2):155-162.</ref>

[[Bild:Sahel prec West-Central 2100.jpg|thumb|420px|Abb. 6: Änderung der Niederschläge in Westafrika im Sommer zwischen 1960-1999 und 2060-2099 nach dem RCP8.5 Szenario in mm/Tag nach CMIP6-Modell-Simulationen. Die roten Konturen zeigen die historischen Niederschläge in mm/Tag.]]

=== Projektionen ===
Mit einer weiteren Abnahme der Aerosolbelastung im Nordatlantikraum und einer globalen Zunahme der Treibhausgaskonzentration ist auch für die kommenden Jahrzehnte zu rechnen. Das bedeutet aber nicht, dass damit die künftige klimatische Entwicklung der Sahelzone schon vorgezeichnet ist. Noch immer sind [[Klimamodelle|Klimamodellsimulationen]] der zukünftigen Sahel-Niederschläge mit großen Unsicherheiten behaftet. Dennoch bestätigen nahezu alle Projektionen sogar von verschiedenen Modellgenerationen (CMIP3, 5 und 6) eine Zunahme der Niederschläge im zentralen Sahel und eine Abnahme im westlichen Sahel, wobei die Grenze bei ca. 5° W angenommen wird (Abb. 6). Die Abnahme über dem westlichen Sahel findet sich hauptsächlich in der Regenzeit von Mai bis August, die Zunahme im mittleren Sahel im August-Oktober am Ende der Regenzeit.<ref name="Monerie 2020a">Monerie, P.A., E. Sanchez-Gomez, M. Gaetani et al. (2020a): Future evolution of the Sahel precipitation zonal contrast in CESM1. Clim Dyn 55, 2801–2821</ref> Zwischen den Zeiträumen 1986-2005 und 2080-2099 wird die Niederschlags-Abnahme im West-Sahel von Gaetani et al. (2020)<ref name="Gaetani 2020">Gaetani, M., S. Janicot, M. Vrac et al. (2020): [https://doi.org/10.1038/s41598-020-63782-2 Robust assessment of the time of emergence of precipitation change in West Africa.] Sci Rep 10, 7670</ref> auf 13% geschätzt und die Zunahme im mittleren und östlichen Sahel auf 35%. Der negative Trend im West-Sahel von -75 mm am Ende des 21. Jahrhunderts beruht vor allem auf einer Abnahme der Anzahl von feuchten Tagen, die um 20% zurückgehen. Außerdem zeigen einige Modelle eine Verkürzung der Regenzeit durch einen späteren Beginn.

Durch die zunehmende [[Klimawandel|globale Erwärmung]] wird das Hitze-Tief über der Sahara weiter verstärkt. Die Folge ist eine Intensivierung der Monsunzirkulation und ihre Verschiebung nach Norden, wodurch der zentrale Sahel mehr Niederschläge erhält. Gleichzeitig erwärmt sich allerdings auch die Meeresoberflächentemperatur im Golf von Guinea, was zwei Folgen hat. Einerseits erhöht sich die Verdunstung über dem Ozean und es wird mit dem Monsun mehr Feuchtigkeit Richtung Sahel transportiert. Andererseits schwächt sich die Zirkulation ab, weil der Land-Meer-Gegensatz abgeschwächt wird. Dieser Effekt wird jedoch von den Auswirkungen der starken Sahara-Erwärmung übertroffen.<ref name="Monerie 2020a" />

Das Sahara-Tief hat jedoch nicht dieselben Folgen für den westlichen Sahel. Während durch das Hitze-Tief der Sahara feuchte Luft vom östlichen tropischen Atlantik bzw. Golf von Guinea in den zentralen Sahel gelangt, lenkt es in den westlichen Sahel trockenere Luft vom subtropischen Atlantik.<ref name="Biasutti 2019" /> Der westliche Sahel steht stärker unter dem Einfluss von Temperaturdifferenzen über dem Atlantik als unter dem Einfluss des Gegensatzes zwischen tropischem Atlantik und dem Innern des Kontinents (d.h. der Sahara).<ref name="Monerie 2020a" /> Die projizierte unterschiedliche Entwicklung zwischen westlichem und zentralem Sahel ist durchaus schon in Beobachtungen festzustellen. So hat sich der westliche Sahel (Senegal und das westliche Mali) bis Ende der 2010er Jahre nur begrenzt von der Dürre erholt, während in Burkina Faso und Niger das durchaus der Fall war, vor allem durch eine Zunahme der Intensität der Regenfälle.<ref name="Biasutti 2019" />

== Flusssysteme und Vegetation ==
Um die Ursachen von einerseits Wassermangel und Dürren, anderseits Wasserüberfluss und Hochwasser im Sahel zu verstehen, reicht die Betrachtung nur der Niederschläge nicht aus. Der Regen fällt im Sahel auf eine vielgestaltige Landschaft, deren Beschaffenheit mit darüber entscheidet, ob daraus Fluten werden oder das Niederschlagswasser versickert.

Ein wesentliches Element sind einige große Flusssysteme, die von wichtigen Quellflüssen gespeist werden, die in Gebieten südlich der Sahelzone entspringen, in denen deutlich mehr Niederschläge fallen als im Sahel selbst. Dazu gehört vor allem der Niger mit seinen Zuflüssen, das mit Abstand größte Flusssystem in Westafrika. Der Niger besitzt ein Einzugsgebiet von 2,2 Mio. km<sup>2</sup>. Er entspringt im Hochland von Fouta Djallon in Guinea. Das Bergland gilt als „Wasserturm“ Westafrikas, weil in ihm neben dem Niger auch der Senegal und der Gambia ihren Ursprung haben.<ref name="Massazza 2021" /> In dieser Sudan-Guinea-Region, die sich südlich an den Sahel anschließt, fallen 1300-750 mm Niederschlag, während im Sahel selbst nur 750-250 mm fallen. Der Senegal ist mit einem Einzugsgebiet von ca. 300.000 km<sup>2</sup> das zweitgrößte Flusssystem Westafrikas. Er durchströmt die Staaten Guinea, Mali, Senegal und Mauretanien. Gut Zweidrittel des Einzugsgebiets liegen in der feuchten Sudan-Guinea-Region.

[[Bild:W-Afrika-Landbedeckung.jpg|thumb|420px|Abb. 7: Landbedeckung in W-Afrika]]
Der andere wesentliche Faktor, der das Abflussverhalten der Niederschläge beeinflusst, ist die Landbedeckung. Die [[Trockengebiete in Westafrika|Vegetation in der Sahelzone]] reicht von halbwüstenhaften Grasländern südlich der Sahara bis zu Savannen mit niedrigem und spärlichem Baum- und Strauchbewuchs weiter im Süden (Abb. 7). Bäume sind ein wichtiger Bestandteil der traditionellen Landwirtschaft im Sahel. Sie schützen vor Bodenerosion, Austrocknung des Bodens und ein Absinken des Grundwasserspiegels. Außerdem spenden sie Schatten für Mensch und Vieh, schützen Anbaufrüchte vor Austrocknung in der Trockenzeit und liefern Früchte und Holz.<ref name="FAO 2019">FAO (2019): [https://www.fs.usda.gov/treesearch/pubs/60715 Trees, forests and land use in drylands: the first global assessment – Full report.] FAO Forestry Paper No. 184. Rome</ref> Eine dichtere Baumbedeckung findet sich allerdings nur im Übergangsbereich zum tropischen Regenwald in der Sudan-Guinea-Region südlich der Sahelzone.<ref name="Wilcox 2018">Wilcox, C., T. Vischel, G. Panthou et al. (2018): Trends in hydrological extremes in the Senegal and Niger Rivers, J. Hydrol. 566,531-545, 10.1016/j.jhydrol.2018.07.063</ref>

Die [[Biosphäre im Klimasystem|Vegetation]] wirkt vor allem durch zwei Prozesse auf den Niederschlag und seine Speicherung.<ref name="Ellison 2020" /> Zum einen recycelt Vegetation den Niederschlag, indem sie Regen aufnimmt und das Wasser teilweise wieder verdunstet. Schätzungsweise sind 10-40% der Sahel-Niederschläge durch Verdunstung erzeugt, die durch Bäume, Wälder und sonstige Vegetation bewirkt wird. Ein großer Teil dieser Vegetation befindet sich nicht direkt im Sahel, sondern weiter südlich in der Sudan-Guinea-Region, von wo aus die feuchte Luft mit dem Monsun Richtung Sahel strömt. Dennoch kann auch ein ergrünender Sahel zu Verdunstung und Niederschlag beitragen. Zweitens fördert Vegetation die Infiltration von Niederschlagswasser in den [[Boden im Klimasystem|Boden]] und begünstigt seine Speicherung im Boden und die Grundwassererneuerung. Durch Bäume sammeln sich Blätter und Streu am Boden, deren Zersetzung einen höheren [[Erwärmung und Kohlenstoff im Boden|Kohlenstoffgehalt im Boden]] bewirkt. Dadurch erhöht sich die Speicherung von Feuchtigkeit und letztlich die Verdunstung. Gebiete ohne entsprechende Vegetation trocknen dagegen aus, wodurch mehr Niederschlag durch Oberflächenabfluss für Boden und Grundwasser verlorengeht.

[[Bild:Runoff-Sirba-river1956-2018b.jpg|thumb|420px|Abb. 8: Jahresmaxima des Sirba-Abflusses (Nebenfluss des Niger)]]

== Abflussänderungen und das Sahel-Paradox ==
Hochwasser treten in Westafrika meistens im September auf, manchmal auch im Juni bis August. Daneben gibt es auch Winterhochwasser von den Zuflüssen der großen Ströme aus der Sudan-Guinea-Region. Seit 2000 haben Hochwasserstände, Überschwemmungen und dadurch verursachte Zerstörungen deutlich zugenommen. Pegelstände an der Sirba, dem wichtigsten Nebenfluss des mittleren Niger, zeigen einen deutlichen Trend der Abflüsse seit den 1990er Jahren bis in die 2000er und 2010er Jahre, die sogar die Abflüsse in den regenreichen 1950er und 1960er Jahren z.T. um das Doppelte übertrafen (Abb. 8).

=== Das 1. Sahel-Paradox ===
An zahlreichen Sahel-Zuflüssen und den Sahel-Flussläufen der größeren Ströme wie Niger, Senegal oder Volta hat bereits während der Dürren in den 1970er und 1980er Jahren der Abfluss zugenommen (Abb. 9). Dieses Phänomen, das auf den ersten Blick und bei einer Betrachtung nur der Niederschläge überraschend wirkt, wird als „1. Sahel-Paradox“ bezeichnet. Die Erklärung dafür wird in der teils durch die Trockenheit bedingten, teils anthropogenen Änderung der Landbedeckung gesehen. Während der Großen Dürre haben die ausbleibenden Niederschläge dazu geführt, dass Vegetation und Boden austrockneten. Falls es zu Niederschlägen kam, konnte die Vegetation sie kaum aufnehmen. Und der Boden verlor durch Austrocknung seine Fähigkeit, Wasser zu speichern, erodierte und verkrustete. Der, wenn auch spärliche, Niederschlag floss, statt zu versickern, oberflächlich in die Flussläufe ab.<ref name="Descroix 2018">Descroix, L., F. Guichard, M. Grippa (2018): [https://doi.org/10.3390/w10060748 Evolution of surface hydrology in the sahelo-sudanian strip: an updated review.] Water 10, 748.</ref>

Hinzu kam, dass die Bevölkerung die verbliebenen Bäume und Sträucher als Brennholz und Viehfutter nutzte und vor allem im südlichen Streifen des Sahel die Savanne in Anbauland umwandelte. Das veränderte auch die hydrologischen Eigenschaften des Bodens und verstärkte die Bodenerosion. Auf dem Weideland im nördlichen Sahel-Streifen wurde die spärliche Vegetation durch Überweidung geschädigt und die dünne Bodenschicht durch Wind- und Wassererosion zerstört. Die bereits durch die Trockenheit geförderte Verkrustung des Bodens wurde weiter verstärkt, wodurch bei den seltenen Niederschlägen das Wasser ungehindert abfließen konnte.<ref name="Descroix 2018" /><ref name="Gbohoui 2021">Gbohoui, Y.P.; Paturel, J.-E.; Tazen, F.; Mounirou, L.A.; Yonaba, R.; Karambiri, H.; Yacouba, H. (2021): Impacts of climate and environmental changes on water resources: A multi-scale study based on Nakanbé nested watersheds in West African Sahel. J. Hydrol. Reg. Stud. 35, 100828</ref>

[[Bild:Abflusskoeffizient-Sahel.jpg|thumb|420px|Abb. 9: Abflusskoeffizient (Anteil des Abflusses am Niederschlag in %) bei Nebenflüssen des Volta (Nakambé) und des mittleren Niger (alle übrigen).]]
=== Das 2. Sahel-Paradox ===
Das 2. Sahel-Paradox wird darin gesehen, dass die Abflussmengen seit den 1990er Jahren noch deutlich stärker gestiegen sind als in den beiden Jahrzehnten davor und das Drei- bis Vierfache der Abflüsse in den feuchten Jahrzehnten der 1950er und 1960er Jahre erreichten (Abb. 9), obwohl sich die Vegetationsbedeckung im Sahel wieder deutlich ausgedehnt hat.<ref name="Descroix 2018" /> Die Ausweitung der Vegetation im Sahel, die durch das sog. Greening mit Hilfe von Satellitenbeobachtungen gut belegt ist (s.o.), sollte einer Erhöhung der Abflüsse eigentlich entgegenwirken, da dadurch die Niederschläge wieder besser von der Bodenbedeckung aufgenommen werden konnten. Hauptsächlich handelt es sich bei der zunehmenden Vegetationsbedeckung um Kräuter und Gräser, aber auch um mehr Bäume und Sträucher. Im Senegal dehnten sich holzartige Pflanzen besonders auf Weideland aus, während im mittleren und nördlichen Sahel insgesamt die Bedeckung mit höheren Bäumen auf Anbauland stärker zunahm als auf nicht bewirtschafteten Flächen. Dass die Abflussmengen trotzdem bis hin zu einzelnen Hochwasserkatastrophen zunahmen, kann verschiedene Gründe haben.

[[Bild:Niamey-rotes-schwarzes-Hochwasser.jpg|thumb|520px|Abb. 10: Rotes (Sommer-) und schwarzes (Winter-)Hochwasser an der Station in Niamey 1929-2020 als Standardabweichung]]
Interessant ist in diesem Zusammenhang die Herkunft des Wassers bei Hochwasserereignissen. Das mittlere Niger-Becken zeigt jährlich zwei Abflussspitzen, eine in der Regenzeit im Sommer zwischen August und September (die sog. rote Flut) und eine weitere zwischen November und Februar (die sog. schwarze Flut). Die rote Flut wird hauptsächlich durch die Sahel-Zuflüsse, wie z.B. den Sirba, auf der rechten Seite des mittleren Niger erzeugt. Die schwarze Flut entsteht durch Niederschlag im oberen Einzugsgebiet des Niger südlich der Sahelzone in Guinea und dem südlichen Mali und trifft durch den Verlauf des Flusses und den Staueffekt im Binnendelta am mittleren Niger in Mali sowie durch Staudämme erst verzögert ein. Wie Abb. 10 zeigt, übertrifft das Hochwasser der Sahel-Zuflüsse (rot) seit den 2000er Jahren zunehmend das Hochwasser aus dem Niger-Oberlauf (schwarz).<ref name="Massazza 2021" /> Die später im Jahr eintreffenden Hochwasser von den Zuflüssen in der Sudan-Guinea-Region waren dagegen so niedrig wie in den trockenen 1970er Jahren. Auch in anderen Regionen weisen die Hochwasser aus den Sahel-Zuflüssen eine stetige Zunahme seit den 1970er Jahre auf.<ref name="Wilcox 2018" />

Die unterschiedliche Hydrologie zwischen der Sudan-Guinea-Region und dem Sahel ist auch durch die Vegetationsbedeckung bedingt. In ersterer ist die dichte Vegetation durch Baum-Savanne, Waldgebiete und tropischen Regenwald bestimmt, im Sahel durch den spärlichen Bewuchs der Savanne. In der Sudan-Guinea-Region nimmt die Vegetation in hohem Maße die Niederschläge auf und leitet sie verzögert in den Boden und das Grundwasser weiter. Starkniederschläge werden daher nur abgeschwächt in den Abflüssen sichtbar. Niederschläge im Sahel werden dagegen nur in geringem Maße durch die Vegetation und vom Boden aufgenommen und fließen weitgehend direkt in die Flüsse ab. Starkniederschläge machen sich daher direkt in hohen Abflüssen bemerkbar. Grundwasserzuflüsse spielen in der Sahelregion eine untergeordnete Rolle.<ref name="Wilcox 2018" />

Dass Starkniederschläge zu verheerenden Überschwemmungen führten, ist aber letztlich auch durch anthropogene Aktivitäten bedingt. Ein Grund sind die Zersiedlung durch sich unkontrolliert ausdehnende Städte und die damit einhergehende Bodenverdichtung sowie desolate Drainagesysteme. Außerdem verloren in ländlichen Gegenden die Böden durch unangepasste Bewirtschaftung in vielen Fällen erheblich die Fähigkeit, Wasser zu speichern, und verkrusteten. Und trotz des allgemein beobachteten Greenings dehnten sich durch den Bevölkerungsdruck weiterhin Agrarflächen aus. Teilweise ist die Bodendegradation auch eine Spätfolge der Bodenverkrustung während der Dürren in den 1970er und 1980er Jahren, die sich in den folgenden Jahrzehnten weiter fortsetzte. Von manchen Autoren wird in der Bodendegradation und dem Rückgang der Vegetationsbedeckung der Hauptgrund für das 2. Sahel-Paradox gesehen.<ref name="Descroix 2018" /><ref name="Gal 2017">Gal, L., M. Grippa, P. Hiernaux, L. Pons, L. Kergoat (2017): The paradoxical evolution of runoff in the pastoral Sahel. Analysis of the hydrological changes over the Agoufou watershed (Mali) using the KINEROS-2 model. Hydrol. Earth Syst. Sci. 21, 4591–4613</ref>

== Projektionen der Wasserverfügbarkeit ==
Bei vielen hydrologischen Modell-Projektionen wird vom Abfluss als Proxy für die Wasserverfügbarkeit ausgegangen. Der Abfluss wird in der Regel jedoch nur an größeren Flüssen mit Pegelmessstationen erfasst, nicht jedoch die Wasserverfügbarkeit in kleineren Zuflüssen, auf Feldern oder in erneuerbaren Grundwasserbeständen. Hier spielen die direkt fallenden Niederschläge und die Verdunstung eine wesentliche Rolle.<ref name="Sylla 2018" /> Durch die zunehmende Erwärmung infolge des Klimawandels wird die Evaporation höchstwahrscheinlich in Zukunft zunehmen, während die Niederschlagsänderungen weniger eindeutig sind und sich zwischen dem westlichen und zentralen Sahel unterscheiden werden (s.o.).

Modellprojektionen der Wasserverfügbarkeit mit den RCP-Szenarien 4.5 und 8.5 zeigen grundsätzlich eine Abnahme der verfügbaren Wasservorräte, wobei die beiden Szenarien bis ca. 2050 ähnliche Ergebnisse aufweisen und erst danach RCP8.5 deutlich stärkere Rückgänge zeigt. Die geringsten Abnahmen der Wasservorräte bis gegen Ende des 21. Jahrhunderts liegen für die Staaten Niger, Volta und Chad nach dem Szenario RCP4.5 bei 10% und die höchsten für den Senegal und Gambia bei 40%. Für den Senegal und Gambia sind die deutlichen Rückgänge durch eine Kombination von abnehmenden Niederschlägen und höheren Verdunstungsraten begründet. Für Niger, Volta und Chad nehmen die Niederschläge leicht zu, werden aber durch die starken Verdunstungsraten noch übertroffen. Eine noch stärkere Abnahme der Wasserverfügbarkeit zeigen Regionalmodelle (CORDEX), deren höhere Auflösung in der Lage ist, auch die Einflüsse des Geländes, von Küstenlinien und Änderungen der Landnutzung besser wiederzugeben.<ref name="Sylla 2018" />

[[Bild:Große-Grüne-Mauer.jpg|thumb|520px|Abb. 11: Die geplante Grüne Mauer im Sahel und beteiligte Staaten (gelb) ]]
== Maßnahmen ==
Nach Mbow et al. (2021)<ref name="Mbow 2021">Mbow, C., M. Halle, R. El Fadel, I. Thiaw (2021): [https://doi.org/10.1016/j.cosust.2020.11.005 Land resources opportunities for a growing prosperity in the Sahel], Current Opinion in Environmental Sustainability 48, 85-92</ref> hemmt das negative Image der Sahelzone das große Entwicklungspotential der Region. Über 40 Jahre sei der Sahel als Ort des Hungers, andauernder Dürren und Klimaextreme gesehen worden. In jüngster Zeit sei noch die Bedrohung durch den Terrorismus hinzugekommen. Dieses negative Image überschattet aber die Entwicklungsmöglichkeiten, die diese Region durchaus auch besäße.
[[Bild:Half-moons Burkina Faso.jpg|thumb|520px|Abb. 12: Halbmondförmige Vertiefungen mit Erdwall zum Auffangen von Wasser ]]
[[Bild:Stone bund maize rice.png|thumb|520px|Abb. 13: Reis- und Maisfelder nach der Errichtung von Steinwällen im südwestlichen Burkina Faso ]]
[[Bild:Agroforestry Burkina Faso.jpg|thumb|520px|Abb. 14: Agroforstwirtschaft im südwestlichen Burkina Faso ]]
Das bekannteste Entwicklungsprojekt, das viele Probleme des Sahel lösen soll, ist die Große Grüne Mauer gegen die Wüstenausbreitung, ein Verteidigungswall aus Bäumen entlang der Grenze zwischen Sahara und Sahel (Abb. 11). Das Projekt wurde unter dem Eindruck der Dürren in den 1970er Jahren geplant und 2007 zum offiziellen transafrikanischen Ziel erklärt. Beabsichtigt war eine 15 km breite und fast 8000 km lange „Mauer aus Bäumen“, die vom Senegal im Westen bis nach Äthiopien im Osten reichen sollte. Bis 2030 sollten 100 Mio. ha der [[Desertifikation]] entrissen und wieder fruchtbar gemacht werden.<ref name="Breckle 2021">Breckle, S.-W. (2021): Grüne Mauern (»green walls«) gegen die Wüstenausbreitung. Maßnahmen gegen Desertifikation. In: Lozán J. L., S.-W. Breckle, H. Graßl & D. Kasang (Hrsg.). Warnsignal Klima: Boden & Landnutzung. S. 348-355. www.warnsignal-klima.de. DOI:10.25592/warnsignal.klima.boden-landnutzung.48</ref> Das Projekt schreitet jedoch nur langsam und lokal voran und erntete inzwischen viel Kritik. Die Folge war, dass man von der Idee einer baumbasierten Barriere abrückte, zumal ein Vorrücken der Sahara nach Süden nicht belegt werden konnte. U.a. ließ der Greening-Prozess eine Ausbreitung der Sahara nach Süden zunehmend weniger befürchten, und eine großangelegte Kooperation der Sahel-Staaten zur Umsetzung des Vorhabens schien wenig realistisch. Eher zeigten sich lokale Initiativen darin erfolgreich, die Widerstandsfähigkeit der Landschaft gegen Degradation zu stärken, indem etwa Bauern in ihrem Lebensraum Bäume pflanzen, um die landwirtschaftliche Produktivität zu erhöhen.<ref name="Ellison 2020" />

Aber nicht nur im Kontext der Grünen Mauer, sondern auch anderweitig gibt es im Sahel zahlreiche, oft auf traditionellen Agrartechniken beruhende Maßnahmen zur Bekämpfung der Desertifikation. Vielfach hat die Erfahrung der Großen Dürre in den 1970er und 1980er Jahren dazu geführt, dass sich die Landbevölkerung dem Schutz des Bodens und der Vegetation zuwandte. Auch Regierungen und ausländische NGOs sind in diesem Zusammenhang aktiv geworden. So hat es in Burkina Faso mehrere nationale Programme und andere Initiativen gegeben, die sich Maßnahmen zum Bodenschutz und zur Wasserkonservierung zum Ziel gesetzt haben. Erfolgreich wurden solche Versuche vor allem dann, wenn die lokale Landbevölkerung miteinbezogen wurde.<ref name="Nyamekye 2018">Nyamekye, C., M. Thiel, S. Schönbrodt-Stitt, B. J.-B. Zoungrana, and L.K. Amekudzi (2018): [https://doi.org/10.3390/su10093182 Soil and Water Conservation in Burkina Faso, West Africa], Sustainability 10, no. 9: 3182.</ref>

Eine wichtige Maßnahme war die Anlage von halbmondförmigen, von einem Erdwall umsäumten einige Meter breiten Vertiefungen auf den Feldern, die abfließendes Wasser auffangen und für die Versickerung im Boden sorgen (Abb. 12). Sie erhöhen damit auch die Bodenfruchtbarkeit und lösen Bodenverkrustungen auf. Der Verbesserung des Pflanzenwachstums dienen auch die kleineren, 20-30 cm breiten sog. Zai, kreisförmige Pflanzgruben, die in der Trockenzeit mit organischem Material wie Viehdung und Ernteabfälle gefüllt werden.<ref name="Bass 2013" /> So bleibt die Bodenfeuchte erhalten und die Fruchtbarkeit der Böden wird verbessert. Zai ziehen außerdem Termiten an, die die Nährstoffe durchmischen. Eine andere Maßnahme ist die Anlage von Steinwällen auf Hirse- und Reisfeldern mit flachen Hängen (Abb. 13), durch die der Wasserabfluss verringert und damit ebenfalls die Produktivität der Böden erhöht wird. Die genannten Maßnahmen minimieren zugleich die Gefahr von Hochwasser in den Vorflutern.<ref name="Nyamekye 2018" />

Zunehmend verbreitet und wichtige Stütze der ökonomischen Entwicklung ist im Sahel die Agroforstwirtschaft (Abb. 14). Während der Kolonialzeit hat der Sahel sehr viel an Baumbewuchs verloren, so im Niger über 40% zwischen 1930 und 1940, da die Kolonialregime primär an der Exportproduktion interessiert waren. Erst in jüngeren Jahrzehnten haben traditionelle Gruppen, unterstützt von Regierungsprogrammen und NGOs, damit begonnen, wieder mehr Bäume zu pflanzen und eine zunehmende Baumbedeckung bewirkt. Erfolgreich waren die Bemühungen besonders in Burkina Faso, Mali und Niger. Begünstigend waren dabei seit den 1990er Jahren auch die zunehmenden Niederschläge.<ref name="Ellison 2020">Ellison, D., C. I. Speranza (2020): [https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2020.140002 From blue to green water and back again: Promoting tree, shrub and forest-based landscape resilience in the Sahel], Science of The Total Environment 739</ref> Große Teile der Bevölkerung sind auf Produkte von Bäumen für die Ernährung, das Futter für Tiere, zum Kochen und als Baustoff angewiesen.<ref name="Mbow 2021" /> Bäume besitzen zudem wichtige Umweltfunktionen, indem sie die Biodiversität unterstützen und Wasserressourcen erhalten und verbessern. Sie ziehen Vögel und andere Tiere an, durch deren Dung es zu Bodenverbesserungen kommt. Und sie spenden Schatten für Mensch und Tier, um so die im Sommer teils extrem hohen Temperaturen abzumildern. Besonders im Rahmen des Great Green Wall spielen Bäume eine zentrale Rolle und gelten als ein Weg, die Landdegradation zu reduzieren.<ref name="Mbow 2021" /> Bäume und Büsche sind auch darin nützlich, tiefe Wasservorkommen für Kulturpflanzen mit weniger tief reichenden Wurzeln zu erschließen. Dadurch kann die Produktivität einiger Anbaupflanzen wie Hirse, Erdnüsse, Sesam und Maniok gesteigert werden.<ref name="Ellison 2020" />

Bei allen Fortschritten bei der menschengemachten Begrünung des Sahel, muss gesehen werden, dass der Klimawandel diesem Prozess zukünftig wahrscheinlich Grenzen setzen wird. Verschiedene Untersuchungen kommen zu dem Ergebnis, dass der Sahel künftig stärkeren Dürren ausgesetzt sein wird, auch wenn die Niederschläge in manchen Regionen zunehmen werden. Grund sind die höheren Temperaturen, die das Wasser stärker verdunsten lassen. Die Temperaturen steigen bis 2100 möglicherweise um 7 °C, womit lebensgefährliche Hitzewellen verbunden sein können.<ref name="Ellison 2020" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/daten-zu-afrika '''Regionaldaten zu Afrika'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265052/aa45262c3b3200f32152132241fa51eb/2012-sahelzone-klimawandel-data.pdf Welche Folgen wird der Klimawandel für die Landwirtschaft und damit die Nahrungsmittelversorgung der Sahelzone haben?] (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265016/122a582b7f8347322931f778d99216d6/2011-sahara-data.pdf Sahara: Wird die Sahara durch den Klimawandel wieder grüner?] (Gymnasium Allee, Hamburg)

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==Bildergalerie zum Thema==
Bilder zu: [[Dürren_(Bilder)#D.C3.BCrren_im_Sahel|Dürren im Sahel]] <br>
Eine Sammlung von lizenzfreien Bildern zum Thema.
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[[Kategorie:Wasserressourcen]]
[[Kategorie:Extremereignisse]]
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Fischerei

2023-10-12T17:01:47Z

Ata Z.: /* Schülerarbeiten zum Thema */

[[Bild:Maldivesfish2.jpg|thumb|520px|Fische und Korallenriffe vor den Malediven]]
== Die Fischereiwirtschaft ==

Die globale Fischerei erwirtschaftet jährlich 80 – 85 Milliarden US$. Direkt und indirekt werden durch sie etwa 520 Millionen Menschen beschäftigt, was 8% der Weltbevölkerung entspricht. Vor allem in maritimen Niedriglohnländern ist die Arbeit in der Fischerei von großer Bedeutung, da sie die Ärmsten der Welt mit einem Einkommen und Nahrung versorgt.<ref name="Sumaila 2011"> Sumaila, U.R., Cheung. W.W.L., Lam, V. W.Y., Pauly, D. and Samuel Herrick, S. (2011): Climate change impacts on the biophysics and economics of world fisheries, NATURE CLIMATE CHANGE Vol. I</ref>

Der Anteil der Kalorien aus Fischprodukten an der Welternährung ist sehr gering: In 2009 wurden global pro Kopf 18.4kg Fisch konsumiert.<ref name="WBGU 2013"> Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen WBGU, Berlin (2013): [http://www.wbgu.de/hauptgutachten/hg-2013-meere/ Welt im Wandel: Menschheitserbe Meer.] Hauptgutachten 2013 </ref> Allerdings versorgt die Fischereiwirtschaft drei Milliarden Menschen mit 20% ihres Bedarfs an tierischem Eiweiß. Insgesamt trägt der konsumierte Fisch zu 16.5% des globalen tierischen Proteinbedarfs bei, sein Anteil an Protein allgemein liegt bei 6.4%.<ref name="FAO 2010"> [http://www.fao.org/docrep/015/ba0058t/ba0058t.pdf FAO (2010): Yearbook. Fishery and Aquaculture Statistics] </ref>

In der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts erlebte die marine Fischerei einen Aufschwung: Die Anlandungen stiegen von 16.8 Millionen Tonnen pro Jahr in 1950 auf 96.4 Millionen Tonnen pro Jahr in 1996; seitdem stagnieren die Erträge der marinen Fischerei bei etwa 80 Millionen Tonnen pro Jahr mit einer leicht fallenden Tendenz. Die Fischerei aus Binnengewässern und dem Meer stagniert bei etwa 90 Millionen Tonnen.<ref name="FAO 2010" /> Von dem global angelandeten Fisch stammt der Großteil aus der marinen Fischerei (52.1%). Hiervon werden 90% der Erträge in den Ausschließlichen Wirtschaftszonen (AWZ) der Küstenstaaten erwirtschaftet, etwa 10% stammen aus der Hohen See.<ref name="WBGU 2013" /> 7.6% der globalen Fischproduktion werden durch die Süßwasserfischerei erwirtschaftet und etwa 40% stammen aus der Aquakultur. 64.3% der Fische, die in der Aquakultur gezüchtet wurden, stammten in 2010 aus dem Meer und 35.7% aus Binnengewässern. Die Aquakultur hat seit 2001 um 6.3% pro Jahr zugenommen; in absoluten Werten bedeutet das, dass sich die Fangmenge aus der Aquakultur von 34.6 Millionen Tonnen in 2001 auf 59.9 Millionen Tonnen in 2010 gesteigert hat.<ref name="FAO 2010" />

Insgesamt trägt die Aquakultur zum Überleben der Fischerei-Industrie bei und tendiert dazu, die Versorgung und die Preise zu stabilisieren. Der Top-Fischerei-Staat ist China gefolgt von Indonesien, Indien und den USA.<ref name="FAO 2010" /> Etwa 40.4% der globalen Fischereifänge werden weggeworfen, weil sie entweder zu klein sind, ihr Fang verboten ist oder kein profitabler Markt existiert. Das Wegwerfen von Beifang ist nur in der industriellen Fischerei üblich.<ref name="Davies 2009"> Davies, R.W.D., Cripps, S.J., Nickson, A. And Porter, G. (2009): Defining and estimating global marine fisheries bycatch, Marine Policy, Vol. 33, Issue 4</ref>

Die Fischerei konzentriert sich überwiegend auf Arten, die weit oben im Nahrungsnetz stehen (z.B. Thunfisch und Kabeljau).<ref name="WBGU 2013" /> Zu den global am meisten gefischten Arten gehört der Anchovis (obwohl der Anchovisfang in 2010 im Vergleich zum Vorjahr um 39% gesunken ist), gefolgt von dem Alaska Seelachs, dem Echten Bonito (Thunfisch), dem atlantischen Hering und der Japanischen Makrele.<ref name="FAO 2010" />

Die Überfischung ist die wichtigste Ursache für den Verlust der biologischen Vielfalt in den Meeresökosystemen.<ref name="WBGU 2013" /> Nach Schätzungen der FAO sind
* 30% der globalen Fischbestände überfischt
* 57% der globalen Fischbestände voll ausgeschöpft, gemessen am höchstmöglichen Dauerauftrag und
* 12.7% der globalen Fischbestände theoretisch in der Lage, höhere Fangerträge zu verkraften.<ref name="WBGU 2013" />

Die Fischereiwirtschaft ist weltweit auch durch den Klimawandel betroffen. Seine Auswirkungen schlagen sich in Änderungen in der Primärproduktion, in Verschiebungen der Verteilung der Bestände und in Änderungen der potentiellen Erträge von überfischten marinen Spezies nieder.<ref name="Sumaila 2011" />

== Lebensräume der Fische im Klimawandel ==

Mit dem Beginn der Industrialisierung nahm der menschliche Einfluss auf die [[Atmosphäre_im_Klimasystem|Atmosphäre]], die Landsysteme und die Meere zu. Damit änderten und ändern sich auch immer noch die Lebensräume der Fische.

=== Ozeane ===

==== Kohlenstoffaufnahme durch den Ozean ====
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]
[[Bild:Ozean ph aenderung.jpg|thumb|420px|Geschätzte Verringerung des pH-Werts an der Meeresoberfläche durch anthropogenes Kohlendioxid in der Atmosphäre zwischen ca. 1700 und den 1990er-Jahren.]]
Die Meere spielen eine zentrale Rolle im Kohlenstoffkreislauf der Erde. Vor der Industrialisierung gab der Ozean jährlich etwa 0.6 Gt Kohlenstoff an die Atmosphäre ab, also die Menge, die in Form organischen Materials über die Flüsse eingetragen wurde. Da der Kohlenstoff des organischen Materials über Photosynthese aus der Atmosphäre stammte, änderte der Austausch den CO<sub>2</sub>-Gehalt der Atmosphäre nicht und es herrschte ein Gleichgewicht im System.

Erst die anthropogene Störung des Kohlenstoffkreislaufs machte das Meer zu einer CO<sub>2</sub>-Senke: Steigt das CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre, gibt diese solange Kohlenstoffdioxid an den Ozean ab, bis die Partialdrücke im Oberflächenwasser und in der Atmosphäre wieder ausgeglichen sind. Daher führen CO<sub>2</sub>-Emissionen in der Atmosphäre zwangsläufig zu einem Übergang von CO<sub>2</sub> in den Ozean. Mittlerweile nimmt der Ozean jährlich mehr als 2 Gt Kohlenstoff in Form von CO<sub>2</sub> (entspricht 7.3 Gt CO<sub>2</sub>) auf: Das ist etwa ein Drittel der anthropogenen CO<sub>2</sub>-Emissionen. Ein Teil des CO<sub>2</sub> gelangt dann auf verschiedenen Wegen in die Tiefe der Meere, allerdings verbleibt das CO<sub>2</sub> auch teilweise im Oberflächenwasser oder wird von Pflanzen aufgenommen. Insgesamt sind im Meer etwa 38.000 Gt Kohlenstoff gespeichert, was das Fünfzigfache des Kohlenstoffgehalts der Atmosphäre ist.

Das CO<sub>2</sub> löst sich im Meerwasser und bildet eine schwache Säure, sodass der pH-Wert absinkt und es so zu einer [[Ozeanversauerung]] kommt. Seit der Industrialisierung ist der pH-Wert der Ozeane um 0.1 Einheiten gesunken, der Säuregehalt hat also um etwa 30% zugenommen. Mit dem pH-Wert ändert sich auch die Konzentration der Karbonat-Ionen im Meerwasser, welche von Meeresorganismen benötigt werden, um Kalkschalen zu bilden.

Für die [[Korallenriffe]], welche vielen Fischarten als Habitate dienen, ist der zunehmende CO<sub>2</sub>-Ausstoß die am schnellsten wachsende Bedrohung, da die Kalkbildung von der Konzentration von Karbonationen abhängt. Die Kalkbildung ist die Grundlage für das Wachstum der Korallenriffe und wirkt der Erosion entgegen. Korallenriffe gelten als artenreichstes Ökosystem der Meere; sie sind vor allem in flachen, nährstoffarme Gewässern in den Tropen zu finden (30° nördliche bis 30° südliche Breite). Rund 4000 Fischarten leben in Korallenriffen; sie dienen den Fischen als Fress- und Laichstätten. Korallen leben in Symbiose mit den sogenannten Zooxanthellen, einer Algenart.<ref name="Sumaila 2011" />

==== Erwärmung der Meere ====
Hauptartikel: [[Erwärmung des Ozeans]]

Ein weiterer Effekt durch den Klimawandel ist die zunehmende Erwärmung der Meere; die oberflächennahen Temperaturen steigen und liegen heute um +0.7 °C höher als in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Die tieferen Schichten des Ozeans haben sich hingegen sehr viel weniger erwärmt (> +0.004 °C zwischen 1955 – 1998). Durch den erhöhten Temperaturunterschied zwischen der Meeresoberfläche und den darunterliegenden Schichten ist das oberflächennahe Meerwasser stärker geschichtet,[[Bild:Ozeanerwaermung.gif|thumb|420px|Veränderung des Wärmegehalts in den oberen Schichten des Ozeans]] wodurch die Tiefenkonvektion verringert wird.<ref name="WBGU 2013" /> Der Anstieg der Wassertemperaturen ist in den hohen Breiten der Nordhemisphäre im Nordatlantik am stärksten.<ref name="IPCC 2013"> Working Group I Contribution to the IPCC Fifth Assessment Report. Climate Change 2013: The Physical Science Basis, Chapter 3 – Observations: Ocean</ref> Damit ist auch der Rückgang des Meereises gekoppelt. Zusätzlich folgt aus der Erwärmung und der Versauerung, dass sich die Anfälligkeit der Korallenriffe erhöht. Geraten Korallen in eine Stresssituation (z.B. durch zu hohe oder zu niedrige Temperaturen, durch zu intensives Licht), stoßen sie die Algen, mit denen sie in Symbiose leben, aus ihrem Gewebe aus. Da dann das Korallenskelett sichtbar wird, das ohne die Algen nur noch blass gefärbt ist, spricht man bei diesem Effekt von der Korallenbleiche. Hält die Korallenbleiche über einen langen Zeitraum an, verhungern die Korallen und sterben ab.<ref name="Sumaila 2011" />
Einige Untersuchungen zeigen, dass die globale Phytoplankton-Biomasse im Ozean über die letzten 50 Jahre abgenommen hat, dieses Ergebnis ist allerdings umstritten.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung und der stabileren Schichtung folgt im offenen Ozean eine Abnahme der Sauerstoffkonzentration. Die Erwärmung verringert die Löslichkeit von Sauerstoff im Meerwasser, während die stabilere Schichtung den Transport von sauerstoffreichem Oberflächenwasser in tiefere Schichten reduziert, wo Sauerstoff kontinuierlich von Meeresorganismen aufgezehrt wird. Das Ausmaß der klimawandelbedingten Sauerstoffabnahme wird daher von der Wärmemenge bestimmt, die der Ozean aufnimmt. In den letzten 50 Jahren konnte in den meisten Regionen der tropischen Meere eine abnehmende Sauerstoffkonzentration beobachtet werden; damit breiten sich auch sauerstoffarme Zonen aus. Ähnliches konnte auch im Nordpazifik beobachtet werden.

Die erhöhte Meerestemperatur, die stabilere Schichtung und die damit verbundene Reduktionen des Sauerstoffgehalts haben deutliche Auswirkungen auf die Meeresökosysteme: Es kommt zu Änderungen in der Artenzusammensetzung, zu räumlichen Verschiebungen der Populationen und zu einem veränderten Nahrungsnetz.<ref name="WBGU 2013" />

=== Süßwassersysteme ===

In Süßwassersystemen können ähnliche Effekte wie in den Meeren beobachtet werden.
Durch die Klimaerwärmung steigen auch im Süßwasser die Wassertemperaturen und mit den steigenden Wassertemperaturen sinkt die Sauerstofflöslichkeit. Gleichzeitig steigt die Schädlichkeit von Giftstoffen (z.B. Schwermetalle) für Fische.

Auch die hydrologischen Bedingungen unterliegen aufgrund des Klimawandels Änderungen: So ändert sich das Ausmaß der saisonalen Wasserstände durch Änderungen beim Niederschlag. Außerdem erhöhen sich durch die Klimaerwärmung auch die Strom- und Grundwassertemperaturen; gemäßigte Regionen sind hierdurch stärker betroffen als tropische Ströme, bei denen die Grundwassertemperaturen beinahe den Temperaturen der Ströme in den Sommermonaten entsprechen.

Ebenfalls führt die Erwärmung und die erhöhte UV-B-Einstrahlung zu veränderten Schichtungsmustern: In großen Seen werden die tiefen Schichten (Hypolimnion) nicht durch das Sonnenlicht erreicht. Gleichzeitig werden die oberflächennahen Wasserschichten (Epilimnion) durch die erhöhte Einstrahlung immer stärker erwärmt, sodass sich ein Dichtegradient zwischen den Schichten bildet, der die Durchmischung der Schichten verhindert. Die Erwärmung sorgt dafür, dass dieser Gradient immer früher im Jahr gebildet wird.

Eine weitere Auswirkung des Klimawandels ist der drohende [[Wasserressourcen_und_Klimawandel|Wasserverlust]] in einigen stehenden Gewässern. Das betrifft zum Beispiel den Mittelmeerraum, Südafrika, Mittelamerika und Südaustralien. Erhöhte Temperaturen und Sonneneinstrahlung könnten die gegenwärtigen Wasserverlustraten dieser Systeme erhöhen, da mehr Wasser verdampft als durch Niederschlag in die Gewässer eingetragen wird. <ref name="Ficke 2007"> Ficke, A. D., Myrick, C. A., Hansen, L.J. (2007): Potential impacts of global climate change on freshwater fisheries, Springer Science+Media B.V. 2007</ref>

== Auswirkungen des Klimawandels auf die Fischbestände ==

Die Verschiebungen von Fischbeständen ist die am meisten erwähnte Reaktion von marinen Spezies auf Umweltänderungen. Ozeanströmungen und Temperaturen ändern die Ausbreitung von Larven und damit die Vernetzung der marinen Populationen. Es konnte beobachtet werden, dass die Rekrutierung vieler überfischter Fische und wirbelloser Tiere mit ihren Umweltbedingungen zusammenhängt.

Weiterhin wandern die Fische polwärts und in tieferes Wasser: Das konnte bereits im Nordatlantik, an der US-Ostküste, im Beringmeer und vor Australien beobachtet werden. Unter anderem konnte festgestellt werden, dass sich das Zentrum von Verteilungen von 15 Spezies (aus 36), bestehend aus benthischen Fischen, in höhere Breiten verschoben haben, einige dieser Spezies haben sich auch in tiefere Gewässer bei einer Rate von 3m pro Jahrzehnt bewegt.

Das Ausmaß und die Richtung der Auswirkungen durch den Klimawandel sind immer noch unsicher; das liegt zum Teil daran, dass bei Schätzungen oft global das offene Meer betrachtet wird, der Großteil der Fische wird jedoch in kontinentalen Sockeln gefangen.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Ozeanversauerung ===
Hauptartikel: [[Ozeanversauerung]]

Zwischen der Luft und dem Ozean findet ein permanenter Gasaustausch statt. Das bedeutet, dass mit dem Anstieg des CO<sub>2</sub>-Gehalts der Atmosphäre auch die Reaktion zu Kohlensäure im Meer zunimmt. Damit werden Protonen frei und das Meer versauert. Ein CO<sub>2</sub>-Anstieg in diesem Ausmaß und in so kurzer Zeit hat noch nie in der Erdgeschichte stattgefunden, daher ist bis jetzt unklar, welche Folgen er auf die marine Fauna hat.<ref name="WOR I 2010"> [http://worldoceanreview.com/wp-content/downloads/wor1/WOR1_gesamt.pdf World Ocean Review (2010): Mit den Meeren leben – ein Bericht über den Zustand der Weltmeere]</ref> Allerdings ist sicher, dass insbesondere kalkbildende Organismen, zum Beispiel Korallen, Muscheln und Mikroplanktonarten, von der Versauerung betroffen sind. Eine der direkten Auswirkungen ist, dass Organismen Schwierigkeiten haben, Skelettstrukturen aufzubauen. Auch das Plankton gehört zu den kalkbildenden Arten und ist für etwa ¾ der globalen marinen Kalkbildung verantwortlich. Über den Export von Kalk in die Tiefsee spielen sie nicht nur eine Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf, sondern sie liefern zusätzlich durch die Ausbildung großer Planktonblüten Nahrung für andere Meerestiere. Die verringerte Kalkbildung beeinträchtigt die Überlebensfähigkeit der Organismen, sodass sich die Konkurrenzverhältnisse zugunsten nicht kalkbildender Arten verschieben werden.<ref name="WBGU 2013" />

Auch die Organismen der Fische werden durch den steigenden CO<sub>2</sub>-Gehalt beeinflusst. In den Fischen können ähnliche Vorgänge wie bei der Lösung von CO<sub>2</sub> im Wasser beobachtet werden, da CO<sub>2</sub> ungehindert durch Zellmembranen wandert: In den Körperzellen und im Blut führt die vermehrte CO<sub>2</sub>-Aufnahme zu einer pH-Absenkung. Der Organismus muss dann diese Störung des natürlichen Säure-Base-Haushalts kompensieren und das Gelingen dieses Unterfangens ist von Art zu Art unterschiedlich. Die beschriebene Verschiebung kann zu Beeinträchtigungen des Wachstums und der Fortpflanzungsfähigkeit führen und im Extremfall sogar das Überleben einer Art in ihrem Lebensraum gefährden.

Besonders CO<sub>2</sub>-tolerant sind mobile und aktive Tiere wie Fische, Krebstiere und Kopffüßer (z.B. Tintenfische).<ref name="WOR I 2010" /> Ausgewachsene Fische sind physiologisch gut in der Lage, die zu erwartenden erhöhten atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentrationen abzupuffern, juvenile Stadien sind jedoch sehr empfindlich: Das schlägt sich in deutlich verringerten Überlebensraten von Fischlarven nieder, die bei erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen schlüpfen. Beim Kabeljau konnten beispielsweise direkte Gewebeschäden an den Larven beobachtet werden. Außerdem zeigen Fischlarven unter Versauerung Verhaltensänderungen gegenüber Räubern sowie Störungen des Geruchssinns.

Das Phytoplankton, welche die Grundlage des gesamten Nahrungsnetzes des Ozean ist, ist direkt von der Versauerung betroffen, da es ausschließlich in den oberflächennahen Wasserschichten der Weltmeere vorkommt.<ref name="WOR I 2010" />

=== Die Klima-Erwärmung und ihre Sekundäreffekte ===

Bereits natürliche Klimaänderungen, wie zum Beispiel das [[ENSO|El-Niño-Phänomen]], können bei Fischpopulationen Wanderungen oder starke Bestandsschwankungen auslösen. Die anthropogene Klimaerwärmung hat bereits zu räumlichen Verschiebungen von Meerespopulationen in Richtung der Pole und in tieferes Wasser geführt.<ref name="WBGU 2013" />

In den Tropen und den mittleren Breiten wird die marine Produktivität hauptsächlich durch Nährstoffe begrenzt, in polaren und subpolaren Regionen sind jedoch Licht und die Temperatur die wesentlichen begrenzenden Faktoren. Marine Fische reagieren auf die Erwärmung des Ozeans mit Änderungen in den Verteilungen, der Menge, der Phänologie und der Körpergröße, was letztendlich auch die Fischerei betrifft.<ref name="Cheung 2013">Cheung, W.W.L., Watson, R. and Daniel Pauly, D. (2013): Signature of ocean warming in global fisheries catch, Macmillan Publishers Limited</ref> In tropischen Regionen sind die Auswirkungen durch den Klimawandel weniger zu spüren als in den mittleren und hohen Breiten.<ref name="WBGU 2013" />

Höhere Temperaturen erschweren auch die Sauerstoffversorgung: Dadurch werden die Funktion, das Wachstum und die Reproduktion von Meeresfischen reduziert. Die Temperatur beeinflusst die Gebiete und den Erfolg der Reproduktion; sie ist außerdem nicht nur für einzelne Organismen ein entscheidender Faktor. Außerdem konnte beobachtet werden, dass polare Fische die Fähigkeit verloren haben, sogenannte „Heat shock proteins“ zu produzieren, die Zellstrukturen reparieren, die durch relativ hohe Temperaturen geschädigt wurden. Das macht sie besonders empfindlich gegenüber Temperaturänderungen.<ref name="Ficke 2007" /> Auch Meeresökosysteme reagieren sensibel und schnell auf Temperaturerhöhungen. Auf großen Skalen sind die Muster mariner Biodiversität eng mit dem Klimawandel gekoppelt. Erhebliche Gebietsverschiebungen bei marinen Arten und in der Folge mögliche Störungen von Ökosystemleistungen sind zu erwarten;<ref name="WBGU 2013" /> die Verteilungsränder und Schwerpunkte vieler mariner und wirbelloser Fische verschieben sich, indem sie den Änderungen im Ozean folgen. Spezies verschieben sich also mit der Klimaaerwärmung polwärts und <ref name="WBGU 2013" /> eine „Tropikalisierung“ (wachsende Dominanz von Warmwasserfischen) ist aufgrund der Ozeanerwärmung zu erwarten. Die Erwärmung könnte dazu führen, dass die thermische Toleranz von tropischen Spezies überschritten wird und sich so ihr Fangpotential verringert. Die Tropen sind also besonders verwundbar.<ref name="Cheung 2013" />
Aus der Erwärmung der Wassertemperaturen folgt eine verstärkte Schichtung, die den Transport von Nährstoffen aus tieferen Schichten an die Meeresoberfläche verhindert, sodass die Nahrungszufuhr gefährdet wird.

Die Auswirkungen des Klimawandels zeigen sich jetzt schon auf allen trophischen Ebenen:
Im Nordpazifik kann die niedrige Phytoplanktonproduktion über mehrere trophische Stufen mit niedrigeren Fischerträgen korrelieren. In Australien hingegen ist die Primärproduktion von Phytoplankton durch den anthropogenen Klimawandel gestiegen, sodass auch die regionalen Fischerträge steigen.
Die Abnahme des Phytoplankton im letzten Jahrhundert hängt mit den gestiegenen Oberflächentemperaturen zusammen.<ref name="WBGU 2013" />

=== Sauerstoffarme Zonen ===

[[Bild:Verteilung_Sauerstoffminimumzonen.jpg|thumb|420px|Verteilung der Sauerstoffminimumzonen in den Ozeanen (hier: lila markiert)]] Viele Organismen hängen stark vom Sauerstoffgehalt ab. Bereiche, in denen zu wenig Sauerstoff vorhanden ist, um das Überleben der Fische zu sichern, werden als sauerstoffarme/- lose Zonen oder auch als Totwasserzonen bezeichnet. Die Anzahl und die Ausdehnung von Totwasserzonen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, ihre Auswirkung wurde bis jetzt aber eher unterschätzt. Insgesamt beträgt die Fläche an sauerstoffarmen Zonen in mehr als 400 Meeresgegenden mehr als 245.000 km². Je länger sich die Sauerstoffarmut ausbildet, desto länger wird die Erholung und die Rekolonisierung der benthischen Habitate dauern. Im tropischen Nordostatlantik birgt der verringerte Sauerstoffgehalt eine Gefahr für die bereits überfischten Thun- und Schwertfischbestände. Sauerstoffarme Zonen könnten aber andedrerseits auch den Räuberdruck auf Arten verringern, die gegenüber Sauerstoffarmut tolerant sind. Jedenfalls sind die Fischereierträge bislang nicht so stark reduziert, wie es aufgrund hoher Stickstoffeinträge zu erwarten wäre.<ref name="WBGU 2013" />

Besonders in Nebenmeeren wie der Ostsee ist die Sauerstoffarmut ein großes Problem. Neben der Eutrophierung begünstigt der Klimawandel das Wachstum von beispielsweise [[Cyanobakterien_der_Ostsee_im_Klimawandel|Cyanobakterien]] (umgangssprachlich auch Blaualgen genannt). Bei der Zersetzung der Biomasse wird dann Sauerstoff verbraucht, sodass sauerstoffarme Zonen gebildet bzw. verstärkt werden.

Wärmeres Wasser erhöht einerseits den Sauerstoffbedarf beim anabolen Stoffwechsel der Fische, während es andererseits die Sauerstofflöslichkeit des Wassers verringert. Individuen mit kleinerer Körpergröße haben einen geringeren Bedarf an Sauerstoff, weil ihre Körperoberfläche im Verhältnis zu ihrem Volumen größer ist. Modellsimulationen haben daher bis 2050 eine Reduktion des mittleren maximalen Körpergewichts um 14-24 % global vorhergesagt. An sechs von acht kommerziellen Fischarten wurde dieser Zusammenhang zum ersten Mal für die Nordsee empirisch nachgewiesen. So wurden Reduktionen der Länge zwischen den beiden Zeiträumen 1973-1977 und 1993-1997 beim Schellfisch um 29 %, beim Hering um 13 %, bei der männlichen Seezunge um 13 % festgestellt. Im Mittel betrug die Verringerung der Länge bei den untersuchten Arten 16 %. Die Reduktion der Körpergröße ging einher mit einer Temperaturzunahme von 1-2 °C und hatte eine Abnahme der Fangmenge bei den betroffenen Arten um 23 % zur Folge.<ref>Baudron, A.R. (2014): Warming temperatures and smaller body sizes: synchronous changes in growth of North Sea fishes, Global Change Biology (2014), doi: 10.1111/gcb.12514</ref>

== Projektionen ==

Insgesamt wird der Klimawandel die bereits bestehenden Stressoren auf die Fischbestände verstärken. Als weitreichende Wirkungen sind räumliche Verschiebungen von Populationen und die veränderte Artenzusammensetzung mariner Ökosysteme zu erwarten, diese sind aber im Detail schwer vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Veränderungen im Ozean ===

Der anthropogene Klimawandel resultiert in Langzeitänderungen in der Atmosphäre und im Ozean. Dazu gehören die Ozeanerwärmung, die Verminderung von Meereis, ein stärker geschichteter Ozean und die zunehmende Versauerung. Es wird erwartet, dass sich diese Entwicklungen zukünftig fortsetzen werden. Auch die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, Änderungen in der Primärproduktion, ein weiterer [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstieg]] und das vermehrte Auftreten von Extremwetterereignissen werden vorhergesagt.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung der Meere folgt eine verstärkte Schichtung (also: schwache Durchmischung) des Meerwassers und eine abgeschwächte Ozeanzirkulation.<ref name="WBGU 2013" />
Die Versauerung ist nur auf extrem langen Zeitskalen irreversibel. Die Geschwindigkeit der Versauerung ist heute mehr als hundert Mal schneller als in den letzten 65 Millionen Jahren. Die stärkste pH-Änderung wird künftig in der Arktis erwartet, da die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch schmelzendes Meereis erhöht wird; außerdem mindern die Süßwassereinträge durch das schmelzende Eis die Sättigung.<ref name="Sumaila 2011" />

Der größte Sauerstoffverlust wird in mittleren und höheren Breiten erwartet; bereits sauerstoffärmere und weniger produktive tropische und subtropische Gebiete zeigen in Modellsimulationen geringere Änderungen. Der Sauerstoffgehalt könnte im globalen Mittel in diesem Jahrhundert um 1 – 7% abnehmen. Die klimawandelbedingte Sauerstoffabnahme ist auf gesellschaftlich relevanten Zeitskalen irreversibel.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Auswirkungen auf die Fischbestände ===

Es wird erwartet, dass Fische in warmem Wasser eine kleinere maximale Körpergröße ausbilden und bei ihrer ersten Reife kleiner sein werden. Kleinere Fische haben in warmen Gewässern eine erhöhte Sterblichkeitsrate. Das sind wichtige Faktoren, die die Populationsdynamik und -produktivität beeinflussen.<ref name="Sumaila 2011" /> [[Bild:Verteilungsänderungen WORI.jpg|thumb|420px|Verteilung invasiver Fischarten in den Ozeanen. Regionen, in denen heimische Arten nicht verdrängt oder beeinträchtigt werden, sind grün. ]]

Fische, deren Habitate in Kaltwasserregionen sind, werden am meisten unter dem Stress der Klimaerwärmung leiden. Dieser abiotische Stress könnte dadurch verschärft werden, dass Veränderungen schneller eintreten, als sich die Arten daran anpassen können. Können sich Arten nicht anpassen, werden sie sich in günstigere Habitate zurückziehen müssen. Gelingt ihnen das nicht schnell genug oder können sie sich nicht hinreichend verbreiten oder in ihrer neuen Lebensgemeinschaft behaupten, werden sie aussterben. Beide Fälle haben lokale Artenverschiebungen zur Folge, die dazu führen, dass sensitive Arten verschwinden, während sich opportunistische, anpassungsfähigere Arten verbreiten werden.<ref name="WBGU 2013" />

Mit der verstärkten Schichtung der Meere wird die Primärproduktion verringert, global wird mit zunehmendem Klimawandel eine abnehmende aquatische Produktion einschließlich der Fischereiproduktion prognostiziert. Im wärmeren Klima treten möglicherweise El-Niño-Bedingungen immer häufiger und stärker auf, was die Verminderung der globalen Ozeanproduktion verstärkt.<ref name="WBGU 2013" />

Es gilt als sicher, dass wirbellose Tiere am meisten unter der Versauerung der Ozeane leiden werden.
Global gesehen werden Arten verloren gehen und Ökosysteme werden sich ändern. In einzelnen Fällen können Ökosysteme regionale Veränderungen der Artengemeinschaft, z.B. durch Zuwanderung, verkraften. In der Antarktis könnten Planktonalgen von der Meerwassererwärmung sogar profitieren, ebenfalls ist die Aussüßung der östlichen Ostsee ein Vorteil für süßwasserliebende Arten. Zusätzlich kann es durch die Einwanderung fremder Spezies in manchen Lebensräumen zu einer kurzfristigen Erhöhung der biologischen Vielfalt kommen. Generell sind die regionalen Auswirkungen jedoch sehr schwer abzuschätzen.<ref name="WOR I 2010" /> Da die Anpassungspotentiale unterschiedlich ausgeprägt sind, könnten sich die Konkurrenzverhältnisse zwischen den Arten drastisch verschieben, strukturelle Veränderungen im marinen Nahrungsnetz sind jedoch kaum vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Auswirkungen auf die marine Fischerei ===

Die Fischerei wird stark beeinflusst, da sich sowohl die Quantität, Qualität und Vorhersagbarkeit des marinen Fischfangs ändern werden. Ein direkter Einfluss ist zum Beispiel die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, die sich auf die Physiologie und die Verteilung von pelagischen marinen Organismen auswirkt.<ref name="Sumaila 2011" /> Diese Verschiebungen werden in Gewinnen und Verlusten für die Spezies resultieren und die Strukturen der Fischbestände ändern. Allerdings können die Verteilungsverschiebungen auch neues Potential bieten. Durch die Ozeanerwärmung wird ein Anstieg bei der Menge der Hummer in den tieferen Gewässern vor West-Australien erwartet und auch in der Nordsee könnte es zu einem vermehrten Aufkommen von Warmwasserspezies wie dem Wolfsbarsch kommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Mögliche Konsequenzen für die Fischerei könnten sein, dass sich Preis und Wert der Fische, die Kosten, die Einkommen, der Gewinn für die Betriebe und die wirtschaftliche Rendite ändern. Die Auswirkungen könnten ähnlich ausfallen wie beim El-Niño-Phänomen: In El-Niño-Phasen werden vor Südamerika (Chile, Peru) weniger pelagische marine Spezies angelandet, dafür steigen die Anlandungen der Südostasiatischen Makrele. Es sollte zusätzlich beachtet werden, dass die Gewinne nicht nur von der Quantität, sondern auch von der Fangzusammensetzung abhängen. So ist beispielsweise im Keltischen Meer die Zahl der Fänge gestiegen; aber aufgrund der gehäuften kleineren, minderwertigen Spezies unter ihnen hat der Wert der Anlandungen insgesamt abgenommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Zusätzlich wird eine stark steigende Nachfrage nach Fischprodukten prognostiziert, da die Weltbevölkerung steigt und immer mehr Menschen Fisch konsumieren. Dieser Konsum kann nicht allein durch Wildfischerei befriedigt werden, da die Fisch-Erträge nicht steigen werden. Stattdessen muss die Fischereiintensität vorübergehend gemindert werden, um eine Erholung der Bestände zu erreichen.<ref name="WBGU 2013" />

Auf den Kontinentalsockeln (bis auf hohe Breiten) werden die Fangpotentiale überall zurückgehen und auf Hoher See insgesamt eher zunehmen. Treiber hierfür sind Populationsverschiebungen und Änderungen in der Primärproduktion. In der Arktis und der Subarktis ist eine Zunahme der Fangpotentiale um 30 – 70% möglich, in den Tropen wird jedoch mit Abnahmen um bis zu 40% gerechnet.
Das erhöhte Fangpotential in der Arktis und Subarktis könnte auch durch die Versauerung der Ozeane und weniger gelöstem Sauerstoff wieder relativiert werden.<ref name="Sumaila 2011" /> Generell ist davon auszugehen, dass sich Warmwasserspezies durchsetzen werden.

=== Auswirkungen auf die Süßwasserfischerei ===

==== Fische in gemäßigten Regionen ====

Generell wird das Wachstum der Fische in gemäßigten Regionen mit der Temperatur steigen, bis die Umgebungstemperatur optimal für die jeweilige Spezies ist. Etwa 90% des jährlichen Wachstumsprozesses der Fische fällt in die Sommermonate, da hier die Futterverfügbarkeit maximal ist und die Wassertemperaturen optimal für das Wachstum der Fische ist. Die Erwärmung weitet diesen Zeitraum weiter aus und sorgt für weniger Winterstress.

Gleichzeitig führt die Erwärmung zu einem gesteigerten Energiebedarf, da sich mit steigenden Temperaturen auch der Stoffwechsel der Fische erhöht. Dieser zusätzliche Energiebedarf wird von den Fischen durch eine vermehrte Nahrungsaufnahme kompensiert, allerdings können Gebiete mit begrenzter Nahrungsverfügbarkeit nicht mit dem erhöhten Bedarf mithalten. Ein Anstieg der Menge der Kaltwasserfische ist also nur zu erwarten, wenn auch mehr Futter zur Verfügung steht.
Auch die Reproduktion könnte durch die erhöhten Temperaturen beeinträchtigt werden: Besonders verwundbar sind Spezies, die große Eier und ein kleines Gelege legen und erst spät die sexuelle Reife erreichen („equilibrium species“). Am wenigsten durch den Klimawandel betroffen sind sogenannten opportunistische Spezies (frühe Reife, kleine Eier, kleines Gelege, häufiges Laichen).<ref name="Ficke 2007" />

==== Tropische Fische ====

Tropische Süßwasser-Fische, die zum Beispiel im Victoriasee in Ostafrika zu finden sind, können sich gut an steigende Temperaturen anpassen. Da die Klimaerwärmung die Tropen ohnehin nicht stark treffen wird, ist es wahrscheinlich, dass tropische Fische im Gegensatz zu Fischen in polaren und gemäßigten Gebieten wenig durch die Erwärmung leiden werden. Außerdem suggerieren einige Studien, dass tropische Fische gegenüber geminderten gelösten Sauerstoffkonzentrationen sehr widerstandsfähig sind.<ref name="Ficke 2007" />

Insgesamt gilt es jedoch als sicher, dass geänderte Strömungsregime einen größeren Schaden anrichten werden als steigende Temperaturen. Außerdem ist es sehr wahrscheinlich, dass der Klimawandel in den Tropen durch andere Effekte wie der [[Deforestation_(Tropen)|Entwaldung]] und Änderungen in der Landnutzung überschattet wird. Eine Entwaldung im Amazonasgebiet könnte beispielsweise dazu führen, dass es in Parana und Paraguay zu erhöhtem Niederschlag und in Uruguay und Negro zu vermindertem Niederschlag kommen könnte. Bei diesem Szenario würde die Fischereiproduktivität dann durch Änderungen im Störmungsregime variieren.<ref name="Ficke 2007" />

==== Polare Fische und Fische in hohen Breiten ====

Viele Süßwasserfische in den hohen Breiten sind bis in gemäßigte Zonen verbreitet. Die Klimaerwärmung könnte für Fische in polaren Regionen und in hohen Breiten positiv sein, da sich aus der daraus folgenden Eisschmelze mehr Habitate für die Fische ergeben könnten. Während sie sich jedoch in höhere Breiten ausbreiten können, steigt die Konkurrenz an den äquatorwärtigen Grenzen der Habitate in den mittleren Breiten, da sich mehr Fische aus gemäßigten Regionen ansiedeln. Daher ist ebenso eine Reduzierung der Habitate für polare Fische durchaus möglich. Da die Fische an die kalten Temperaturen in polaren Gegenden gewöhnt sind, sind sie sehr empfindlich gegenüber Temperaturerhöhungen.<ref name="Ficke 2007" />

=== Aquakultur ===

[[Bild:Aquakultur_Vestmanna.jpg|thumb|420px|Aufzucht von Lachs vor Vestmanna/Färöer]] Der Haupteinfluss der globalen Erwärmung ist auch bei der Aquakultur die daraus resultierende steigende Wassertemperatur. Diese ist besonders bedeutsam für die Aquakultur in gemäßigten Regionen und kaltem Wasser. Die Erwärmung bietet länger optimale Konditionen für die Fischzucht, sodass der ökonomische Anreiz künftig steigen wird, da beispielsweise Energiekosten gesenkt werden können.

Der Meeresspiegelanstieg könnte in den Tropen und Subtropen dazu führen, dass es größeres Potential für Fischfarmen gibt.

Aber auch bei der Aquakultur hat der Klimawandel nicht nur Vorteile. So wird erwartet, dass die erhöhten Wassertemperaturen die Aquakultur in gemäßigten Zonen, insbesondere bei der Kultivierung von Lachs, einschränken wird. Das liegt daran, dass in diesen Zonen schon die ideale Zuchttemperatur vorliegt und diese durch die Erwärmung dann überschritten wird. Insgesamt könnten sich die Zuchtbedingungen polwärts verschieben.<ref name="WBGU 2013" />

Außerdem könnten in einigen Ländern und Regionen die steigenden Temperaturen zu einer vermehrten Algenblüte und der Verbreitung von Krankheiten führen. Das ist besonders problematisch, da Fische in Aquakulturen bereits eine verminderte genetische Variabilität vorweisen, die sie anfälliger für Erreger machen. Die verminderte genetische Variabilität verringert zusätzlich die Anpassungsfähigkeit an die veränderten Umweltbedingungen.<ref name="Ficke 2007" />

Die Aquakultur wird auch indirekt durch den Klimawandel betroffen: Die Auswirkungen, die dieser auf die marine Fischerei hat, beeinträchtigt auch die Aquakultur, da die Rohmaterialien für die Produktion von Fischmehl und -öl überwiegend aus der marinen Fischerei stammen.

== Fischerei als Klimafaktor ==

Es sollte nicht übersehen werden, dass die Fischerei durch ihren Verbrauch an fossilen Brennstoffen auch ein Verursacher von Emissionen ist. Allein die Fischereiflotte emittiert jährlich 43 – 134 Millionen Tonnen CO<sub>2</sub>. Umgerechnet bedeutet das, dass für 1t Lebendgewicht an angelandetem Fisch 1.7 Tonnen CO<sub>2</sub> freigesetzt werden.

Bei der Wildfischerei ist der Fischfang die Phase im Lebenszyklus, die der Umwelt am meisten schadet. Hierbei spielt der Brennstoffverbrauch der Fischerboote eine besonders große Rolle; Schleppnetzfischerei ist weit energieaufwändiger als Fischerei mit Ringwadennetzen. Passive Methoden wie Haken und Fallen sind besonders energieeffizient. Die stärkste Belastung wird durch die Hochseefischerei verursacht, die aufgrund der weiten Distanzen zwischen Fanggebieten und Häfen besonders emissionsintensiv sind.<ref name="WBGU 2013" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Ph-Ozean_DiffII_global_Jahr_rcp8.png|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/lebensraum-ozean/themen-/bedrohung-und-schutz-der-meere/fischerei-und-ueberfischung '''Regionaldaten zur Fischerei'''] mit dem Visualisierungsprogramm Panoply eigene Karten erzeugen.<br>
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264790/26a546f82cd980db4772d2fb013aebc2/2006-wattenmeer-data.pdf Auswirkungen des Klimawandels auf die Nordsee] (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265334/02b8af15415ff674cf6a48c872b00e51/2011-kabeljaubestand-in-der-nordsee-data.pdf Der Rückgang des Kabeljaubestands in der Nordsee] Anthropogene und klimabedingte Ursachen (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264770/59c112253c5b8d18cec063b7947b3c8b/2012-nordatlantikstrom-und-aal-data.pdf Hat die Abschwächung des Nordatlantikstroms eine Auswirkung auf das Überleben der Europäischen Aale?] (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264998/c01e447a72cc9464d9ba715ea4f17ba0/2009-miesmuschel-auster-data.pdf Miesmuschel vs. Auster] Wird die Miesmuschel in der Nordsee aussterben und wird die Pazifische Auster stattdessen die Nordseeküste bevölkern? (Gymnasium Allee, Hamburg)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265312/c14f9a90b9e97e6697fb5a7649fb8959/2012-ostseedorsch-data.pdf Müssen wir dem Ostseedorsch ein Denkmal setzen?] Direkte und indirekte anthropogene Einflüsse auf den Dorschbestand der Ostsee. (Stadtteilschule Bergstedt, Hamburg)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265396/6b6530acc15b7b2481790a57d19781ce/2013-pazifische-auster-data.pdf Wird die Pazifische Felsenauster die Miesmuschel aufgrund des Klimawandels aus der Nordsee verdrängen?] (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
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[[Kategorie:Ökosysteme]]

Fischerei

2023-10-12T16:59:56Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Maldivesfish2.jpg|thumb|520px|Fische und Korallenriffe vor den Malediven]]
== Die Fischereiwirtschaft ==

Die globale Fischerei erwirtschaftet jährlich 80 – 85 Milliarden US$. Direkt und indirekt werden durch sie etwa 520 Millionen Menschen beschäftigt, was 8% der Weltbevölkerung entspricht. Vor allem in maritimen Niedriglohnländern ist die Arbeit in der Fischerei von großer Bedeutung, da sie die Ärmsten der Welt mit einem Einkommen und Nahrung versorgt.<ref name="Sumaila 2011"> Sumaila, U.R., Cheung. W.W.L., Lam, V. W.Y., Pauly, D. and Samuel Herrick, S. (2011): Climate change impacts on the biophysics and economics of world fisheries, NATURE CLIMATE CHANGE Vol. I</ref>

Der Anteil der Kalorien aus Fischprodukten an der Welternährung ist sehr gering: In 2009 wurden global pro Kopf 18.4kg Fisch konsumiert.<ref name="WBGU 2013"> Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen WBGU, Berlin (2013): [http://www.wbgu.de/hauptgutachten/hg-2013-meere/ Welt im Wandel: Menschheitserbe Meer.] Hauptgutachten 2013 </ref> Allerdings versorgt die Fischereiwirtschaft drei Milliarden Menschen mit 20% ihres Bedarfs an tierischem Eiweiß. Insgesamt trägt der konsumierte Fisch zu 16.5% des globalen tierischen Proteinbedarfs bei, sein Anteil an Protein allgemein liegt bei 6.4%.<ref name="FAO 2010"> [http://www.fao.org/docrep/015/ba0058t/ba0058t.pdf FAO (2010): Yearbook. Fishery and Aquaculture Statistics] </ref>

In der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts erlebte die marine Fischerei einen Aufschwung: Die Anlandungen stiegen von 16.8 Millionen Tonnen pro Jahr in 1950 auf 96.4 Millionen Tonnen pro Jahr in 1996; seitdem stagnieren die Erträge der marinen Fischerei bei etwa 80 Millionen Tonnen pro Jahr mit einer leicht fallenden Tendenz. Die Fischerei aus Binnengewässern und dem Meer stagniert bei etwa 90 Millionen Tonnen.<ref name="FAO 2010" /> Von dem global angelandeten Fisch stammt der Großteil aus der marinen Fischerei (52.1%). Hiervon werden 90% der Erträge in den Ausschließlichen Wirtschaftszonen (AWZ) der Küstenstaaten erwirtschaftet, etwa 10% stammen aus der Hohen See.<ref name="WBGU 2013" /> 7.6% der globalen Fischproduktion werden durch die Süßwasserfischerei erwirtschaftet und etwa 40% stammen aus der Aquakultur. 64.3% der Fische, die in der Aquakultur gezüchtet wurden, stammten in 2010 aus dem Meer und 35.7% aus Binnengewässern. Die Aquakultur hat seit 2001 um 6.3% pro Jahr zugenommen; in absoluten Werten bedeutet das, dass sich die Fangmenge aus der Aquakultur von 34.6 Millionen Tonnen in 2001 auf 59.9 Millionen Tonnen in 2010 gesteigert hat.<ref name="FAO 2010" />

Insgesamt trägt die Aquakultur zum Überleben der Fischerei-Industrie bei und tendiert dazu, die Versorgung und die Preise zu stabilisieren. Der Top-Fischerei-Staat ist China gefolgt von Indonesien, Indien und den USA.<ref name="FAO 2010" /> Etwa 40.4% der globalen Fischereifänge werden weggeworfen, weil sie entweder zu klein sind, ihr Fang verboten ist oder kein profitabler Markt existiert. Das Wegwerfen von Beifang ist nur in der industriellen Fischerei üblich.<ref name="Davies 2009"> Davies, R.W.D., Cripps, S.J., Nickson, A. And Porter, G. (2009): Defining and estimating global marine fisheries bycatch, Marine Policy, Vol. 33, Issue 4</ref>

Die Fischerei konzentriert sich überwiegend auf Arten, die weit oben im Nahrungsnetz stehen (z.B. Thunfisch und Kabeljau).<ref name="WBGU 2013" /> Zu den global am meisten gefischten Arten gehört der Anchovis (obwohl der Anchovisfang in 2010 im Vergleich zum Vorjahr um 39% gesunken ist), gefolgt von dem Alaska Seelachs, dem Echten Bonito (Thunfisch), dem atlantischen Hering und der Japanischen Makrele.<ref name="FAO 2010" />

Die Überfischung ist die wichtigste Ursache für den Verlust der biologischen Vielfalt in den Meeresökosystemen.<ref name="WBGU 2013" /> Nach Schätzungen der FAO sind
* 30% der globalen Fischbestände überfischt
* 57% der globalen Fischbestände voll ausgeschöpft, gemessen am höchstmöglichen Dauerauftrag und
* 12.7% der globalen Fischbestände theoretisch in der Lage, höhere Fangerträge zu verkraften.<ref name="WBGU 2013" />

Die Fischereiwirtschaft ist weltweit auch durch den Klimawandel betroffen. Seine Auswirkungen schlagen sich in Änderungen in der Primärproduktion, in Verschiebungen der Verteilung der Bestände und in Änderungen der potentiellen Erträge von überfischten marinen Spezies nieder.<ref name="Sumaila 2011" />

== Lebensräume der Fische im Klimawandel ==

Mit dem Beginn der Industrialisierung nahm der menschliche Einfluss auf die [[Atmosphäre_im_Klimasystem|Atmosphäre]], die Landsysteme und die Meere zu. Damit änderten und ändern sich auch immer noch die Lebensräume der Fische.

=== Ozeane ===

==== Kohlenstoffaufnahme durch den Ozean ====
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]
[[Bild:Ozean ph aenderung.jpg|thumb|420px|Geschätzte Verringerung des pH-Werts an der Meeresoberfläche durch anthropogenes Kohlendioxid in der Atmosphäre zwischen ca. 1700 und den 1990er-Jahren.]]
Die Meere spielen eine zentrale Rolle im Kohlenstoffkreislauf der Erde. Vor der Industrialisierung gab der Ozean jährlich etwa 0.6 Gt Kohlenstoff an die Atmosphäre ab, also die Menge, die in Form organischen Materials über die Flüsse eingetragen wurde. Da der Kohlenstoff des organischen Materials über Photosynthese aus der Atmosphäre stammte, änderte der Austausch den CO<sub>2</sub>-Gehalt der Atmosphäre nicht und es herrschte ein Gleichgewicht im System.

Erst die anthropogene Störung des Kohlenstoffkreislaufs machte das Meer zu einer CO<sub>2</sub>-Senke: Steigt das CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre, gibt diese solange Kohlenstoffdioxid an den Ozean ab, bis die Partialdrücke im Oberflächenwasser und in der Atmosphäre wieder ausgeglichen sind. Daher führen CO<sub>2</sub>-Emissionen in der Atmosphäre zwangsläufig zu einem Übergang von CO<sub>2</sub> in den Ozean. Mittlerweile nimmt der Ozean jährlich mehr als 2 Gt Kohlenstoff in Form von CO<sub>2</sub> (entspricht 7.3 Gt CO<sub>2</sub>) auf: Das ist etwa ein Drittel der anthropogenen CO<sub>2</sub>-Emissionen. Ein Teil des CO<sub>2</sub> gelangt dann auf verschiedenen Wegen in die Tiefe der Meere, allerdings verbleibt das CO<sub>2</sub> auch teilweise im Oberflächenwasser oder wird von Pflanzen aufgenommen. Insgesamt sind im Meer etwa 38.000 Gt Kohlenstoff gespeichert, was das Fünfzigfache des Kohlenstoffgehalts der Atmosphäre ist.

Das CO<sub>2</sub> löst sich im Meerwasser und bildet eine schwache Säure, sodass der pH-Wert absinkt und es so zu einer [[Ozeanversauerung]] kommt. Seit der Industrialisierung ist der pH-Wert der Ozeane um 0.1 Einheiten gesunken, der Säuregehalt hat also um etwa 30% zugenommen. Mit dem pH-Wert ändert sich auch die Konzentration der Karbonat-Ionen im Meerwasser, welche von Meeresorganismen benötigt werden, um Kalkschalen zu bilden.

Für die [[Korallenriffe]], welche vielen Fischarten als Habitate dienen, ist der zunehmende CO<sub>2</sub>-Ausstoß die am schnellsten wachsende Bedrohung, da die Kalkbildung von der Konzentration von Karbonationen abhängt. Die Kalkbildung ist die Grundlage für das Wachstum der Korallenriffe und wirkt der Erosion entgegen. Korallenriffe gelten als artenreichstes Ökosystem der Meere; sie sind vor allem in flachen, nährstoffarme Gewässern in den Tropen zu finden (30° nördliche bis 30° südliche Breite). Rund 4000 Fischarten leben in Korallenriffen; sie dienen den Fischen als Fress- und Laichstätten. Korallen leben in Symbiose mit den sogenannten Zooxanthellen, einer Algenart.<ref name="Sumaila 2011" />

==== Erwärmung der Meere ====
Hauptartikel: [[Erwärmung des Ozeans]]

Ein weiterer Effekt durch den Klimawandel ist die zunehmende Erwärmung der Meere; die oberflächennahen Temperaturen steigen und liegen heute um +0.7 °C höher als in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Die tieferen Schichten des Ozeans haben sich hingegen sehr viel weniger erwärmt (> +0.004 °C zwischen 1955 – 1998). Durch den erhöhten Temperaturunterschied zwischen der Meeresoberfläche und den darunterliegenden Schichten ist das oberflächennahe Meerwasser stärker geschichtet,[[Bild:Ozeanerwaermung.gif|thumb|420px|Veränderung des Wärmegehalts in den oberen Schichten des Ozeans]] wodurch die Tiefenkonvektion verringert wird.<ref name="WBGU 2013" /> Der Anstieg der Wassertemperaturen ist in den hohen Breiten der Nordhemisphäre im Nordatlantik am stärksten.<ref name="IPCC 2013"> Working Group I Contribution to the IPCC Fifth Assessment Report. Climate Change 2013: The Physical Science Basis, Chapter 3 – Observations: Ocean</ref> Damit ist auch der Rückgang des Meereises gekoppelt. Zusätzlich folgt aus der Erwärmung und der Versauerung, dass sich die Anfälligkeit der Korallenriffe erhöht. Geraten Korallen in eine Stresssituation (z.B. durch zu hohe oder zu niedrige Temperaturen, durch zu intensives Licht), stoßen sie die Algen, mit denen sie in Symbiose leben, aus ihrem Gewebe aus. Da dann das Korallenskelett sichtbar wird, das ohne die Algen nur noch blass gefärbt ist, spricht man bei diesem Effekt von der Korallenbleiche. Hält die Korallenbleiche über einen langen Zeitraum an, verhungern die Korallen und sterben ab.<ref name="Sumaila 2011" />
Einige Untersuchungen zeigen, dass die globale Phytoplankton-Biomasse im Ozean über die letzten 50 Jahre abgenommen hat, dieses Ergebnis ist allerdings umstritten.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung und der stabileren Schichtung folgt im offenen Ozean eine Abnahme der Sauerstoffkonzentration. Die Erwärmung verringert die Löslichkeit von Sauerstoff im Meerwasser, während die stabilere Schichtung den Transport von sauerstoffreichem Oberflächenwasser in tiefere Schichten reduziert, wo Sauerstoff kontinuierlich von Meeresorganismen aufgezehrt wird. Das Ausmaß der klimawandelbedingten Sauerstoffabnahme wird daher von der Wärmemenge bestimmt, die der Ozean aufnimmt. In den letzten 50 Jahren konnte in den meisten Regionen der tropischen Meere eine abnehmende Sauerstoffkonzentration beobachtet werden; damit breiten sich auch sauerstoffarme Zonen aus. Ähnliches konnte auch im Nordpazifik beobachtet werden.

Die erhöhte Meerestemperatur, die stabilere Schichtung und die damit verbundene Reduktionen des Sauerstoffgehalts haben deutliche Auswirkungen auf die Meeresökosysteme: Es kommt zu Änderungen in der Artenzusammensetzung, zu räumlichen Verschiebungen der Populationen und zu einem veränderten Nahrungsnetz.<ref name="WBGU 2013" />

=== Süßwassersysteme ===

In Süßwassersystemen können ähnliche Effekte wie in den Meeren beobachtet werden.
Durch die Klimaerwärmung steigen auch im Süßwasser die Wassertemperaturen und mit den steigenden Wassertemperaturen sinkt die Sauerstofflöslichkeit. Gleichzeitig steigt die Schädlichkeit von Giftstoffen (z.B. Schwermetalle) für Fische.

Auch die hydrologischen Bedingungen unterliegen aufgrund des Klimawandels Änderungen: So ändert sich das Ausmaß der saisonalen Wasserstände durch Änderungen beim Niederschlag. Außerdem erhöhen sich durch die Klimaerwärmung auch die Strom- und Grundwassertemperaturen; gemäßigte Regionen sind hierdurch stärker betroffen als tropische Ströme, bei denen die Grundwassertemperaturen beinahe den Temperaturen der Ströme in den Sommermonaten entsprechen.

Ebenfalls führt die Erwärmung und die erhöhte UV-B-Einstrahlung zu veränderten Schichtungsmustern: In großen Seen werden die tiefen Schichten (Hypolimnion) nicht durch das Sonnenlicht erreicht. Gleichzeitig werden die oberflächennahen Wasserschichten (Epilimnion) durch die erhöhte Einstrahlung immer stärker erwärmt, sodass sich ein Dichtegradient zwischen den Schichten bildet, der die Durchmischung der Schichten verhindert. Die Erwärmung sorgt dafür, dass dieser Gradient immer früher im Jahr gebildet wird.

Eine weitere Auswirkung des Klimawandels ist der drohende [[Wasserressourcen_und_Klimawandel|Wasserverlust]] in einigen stehenden Gewässern. Das betrifft zum Beispiel den Mittelmeerraum, Südafrika, Mittelamerika und Südaustralien. Erhöhte Temperaturen und Sonneneinstrahlung könnten die gegenwärtigen Wasserverlustraten dieser Systeme erhöhen, da mehr Wasser verdampft als durch Niederschlag in die Gewässer eingetragen wird. <ref name="Ficke 2007"> Ficke, A. D., Myrick, C. A., Hansen, L.J. (2007): Potential impacts of global climate change on freshwater fisheries, Springer Science+Media B.V. 2007</ref>

== Auswirkungen des Klimawandels auf die Fischbestände ==

Die Verschiebungen von Fischbeständen ist die am meisten erwähnte Reaktion von marinen Spezies auf Umweltänderungen. Ozeanströmungen und Temperaturen ändern die Ausbreitung von Larven und damit die Vernetzung der marinen Populationen. Es konnte beobachtet werden, dass die Rekrutierung vieler überfischter Fische und wirbelloser Tiere mit ihren Umweltbedingungen zusammenhängt.

Weiterhin wandern die Fische polwärts und in tieferes Wasser: Das konnte bereits im Nordatlantik, an der US-Ostküste, im Beringmeer und vor Australien beobachtet werden. Unter anderem konnte festgestellt werden, dass sich das Zentrum von Verteilungen von 15 Spezies (aus 36), bestehend aus benthischen Fischen, in höhere Breiten verschoben haben, einige dieser Spezies haben sich auch in tiefere Gewässer bei einer Rate von 3m pro Jahrzehnt bewegt.

Das Ausmaß und die Richtung der Auswirkungen durch den Klimawandel sind immer noch unsicher; das liegt zum Teil daran, dass bei Schätzungen oft global das offene Meer betrachtet wird, der Großteil der Fische wird jedoch in kontinentalen Sockeln gefangen.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Ozeanversauerung ===
Hauptartikel: [[Ozeanversauerung]]

Zwischen der Luft und dem Ozean findet ein permanenter Gasaustausch statt. Das bedeutet, dass mit dem Anstieg des CO<sub>2</sub>-Gehalts der Atmosphäre auch die Reaktion zu Kohlensäure im Meer zunimmt. Damit werden Protonen frei und das Meer versauert. Ein CO<sub>2</sub>-Anstieg in diesem Ausmaß und in so kurzer Zeit hat noch nie in der Erdgeschichte stattgefunden, daher ist bis jetzt unklar, welche Folgen er auf die marine Fauna hat.<ref name="WOR I 2010"> [http://worldoceanreview.com/wp-content/downloads/wor1/WOR1_gesamt.pdf World Ocean Review (2010): Mit den Meeren leben – ein Bericht über den Zustand der Weltmeere]</ref> Allerdings ist sicher, dass insbesondere kalkbildende Organismen, zum Beispiel Korallen, Muscheln und Mikroplanktonarten, von der Versauerung betroffen sind. Eine der direkten Auswirkungen ist, dass Organismen Schwierigkeiten haben, Skelettstrukturen aufzubauen. Auch das Plankton gehört zu den kalkbildenden Arten und ist für etwa ¾ der globalen marinen Kalkbildung verantwortlich. Über den Export von Kalk in die Tiefsee spielen sie nicht nur eine Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf, sondern sie liefern zusätzlich durch die Ausbildung großer Planktonblüten Nahrung für andere Meerestiere. Die verringerte Kalkbildung beeinträchtigt die Überlebensfähigkeit der Organismen, sodass sich die Konkurrenzverhältnisse zugunsten nicht kalkbildender Arten verschieben werden.<ref name="WBGU 2013" />

Auch die Organismen der Fische werden durch den steigenden CO<sub>2</sub>-Gehalt beeinflusst. In den Fischen können ähnliche Vorgänge wie bei der Lösung von CO<sub>2</sub> im Wasser beobachtet werden, da CO<sub>2</sub> ungehindert durch Zellmembranen wandert: In den Körperzellen und im Blut führt die vermehrte CO<sub>2</sub>-Aufnahme zu einer pH-Absenkung. Der Organismus muss dann diese Störung des natürlichen Säure-Base-Haushalts kompensieren und das Gelingen dieses Unterfangens ist von Art zu Art unterschiedlich. Die beschriebene Verschiebung kann zu Beeinträchtigungen des Wachstums und der Fortpflanzungsfähigkeit führen und im Extremfall sogar das Überleben einer Art in ihrem Lebensraum gefährden.

Besonders CO<sub>2</sub>-tolerant sind mobile und aktive Tiere wie Fische, Krebstiere und Kopffüßer (z.B. Tintenfische).<ref name="WOR I 2010" /> Ausgewachsene Fische sind physiologisch gut in der Lage, die zu erwartenden erhöhten atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentrationen abzupuffern, juvenile Stadien sind jedoch sehr empfindlich: Das schlägt sich in deutlich verringerten Überlebensraten von Fischlarven nieder, die bei erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen schlüpfen. Beim Kabeljau konnten beispielsweise direkte Gewebeschäden an den Larven beobachtet werden. Außerdem zeigen Fischlarven unter Versauerung Verhaltensänderungen gegenüber Räubern sowie Störungen des Geruchssinns.

Das Phytoplankton, welche die Grundlage des gesamten Nahrungsnetzes des Ozean ist, ist direkt von der Versauerung betroffen, da es ausschließlich in den oberflächennahen Wasserschichten der Weltmeere vorkommt.<ref name="WOR I 2010" />

=== Die Klima-Erwärmung und ihre Sekundäreffekte ===

Bereits natürliche Klimaänderungen, wie zum Beispiel das [[ENSO|El-Niño-Phänomen]], können bei Fischpopulationen Wanderungen oder starke Bestandsschwankungen auslösen. Die anthropogene Klimaerwärmung hat bereits zu räumlichen Verschiebungen von Meerespopulationen in Richtung der Pole und in tieferes Wasser geführt.<ref name="WBGU 2013" />

In den Tropen und den mittleren Breiten wird die marine Produktivität hauptsächlich durch Nährstoffe begrenzt, in polaren und subpolaren Regionen sind jedoch Licht und die Temperatur die wesentlichen begrenzenden Faktoren. Marine Fische reagieren auf die Erwärmung des Ozeans mit Änderungen in den Verteilungen, der Menge, der Phänologie und der Körpergröße, was letztendlich auch die Fischerei betrifft.<ref name="Cheung 2013">Cheung, W.W.L., Watson, R. and Daniel Pauly, D. (2013): Signature of ocean warming in global fisheries catch, Macmillan Publishers Limited</ref> In tropischen Regionen sind die Auswirkungen durch den Klimawandel weniger zu spüren als in den mittleren und hohen Breiten.<ref name="WBGU 2013" />

Höhere Temperaturen erschweren auch die Sauerstoffversorgung: Dadurch werden die Funktion, das Wachstum und die Reproduktion von Meeresfischen reduziert. Die Temperatur beeinflusst die Gebiete und den Erfolg der Reproduktion; sie ist außerdem nicht nur für einzelne Organismen ein entscheidender Faktor. Außerdem konnte beobachtet werden, dass polare Fische die Fähigkeit verloren haben, sogenannte „Heat shock proteins“ zu produzieren, die Zellstrukturen reparieren, die durch relativ hohe Temperaturen geschädigt wurden. Das macht sie besonders empfindlich gegenüber Temperaturänderungen.<ref name="Ficke 2007" /> Auch Meeresökosysteme reagieren sensibel und schnell auf Temperaturerhöhungen. Auf großen Skalen sind die Muster mariner Biodiversität eng mit dem Klimawandel gekoppelt. Erhebliche Gebietsverschiebungen bei marinen Arten und in der Folge mögliche Störungen von Ökosystemleistungen sind zu erwarten;<ref name="WBGU 2013" /> die Verteilungsränder und Schwerpunkte vieler mariner und wirbelloser Fische verschieben sich, indem sie den Änderungen im Ozean folgen. Spezies verschieben sich also mit der Klimaaerwärmung polwärts und <ref name="WBGU 2013" /> eine „Tropikalisierung“ (wachsende Dominanz von Warmwasserfischen) ist aufgrund der Ozeanerwärmung zu erwarten. Die Erwärmung könnte dazu führen, dass die thermische Toleranz von tropischen Spezies überschritten wird und sich so ihr Fangpotential verringert. Die Tropen sind also besonders verwundbar.<ref name="Cheung 2013" />
Aus der Erwärmung der Wassertemperaturen folgt eine verstärkte Schichtung, die den Transport von Nährstoffen aus tieferen Schichten an die Meeresoberfläche verhindert, sodass die Nahrungszufuhr gefährdet wird.

Die Auswirkungen des Klimawandels zeigen sich jetzt schon auf allen trophischen Ebenen:
Im Nordpazifik kann die niedrige Phytoplanktonproduktion über mehrere trophische Stufen mit niedrigeren Fischerträgen korrelieren. In Australien hingegen ist die Primärproduktion von Phytoplankton durch den anthropogenen Klimawandel gestiegen, sodass auch die regionalen Fischerträge steigen.
Die Abnahme des Phytoplankton im letzten Jahrhundert hängt mit den gestiegenen Oberflächentemperaturen zusammen.<ref name="WBGU 2013" />

=== Sauerstoffarme Zonen ===

[[Bild:Verteilung_Sauerstoffminimumzonen.jpg|thumb|420px|Verteilung der Sauerstoffminimumzonen in den Ozeanen (hier: lila markiert)]] Viele Organismen hängen stark vom Sauerstoffgehalt ab. Bereiche, in denen zu wenig Sauerstoff vorhanden ist, um das Überleben der Fische zu sichern, werden als sauerstoffarme/- lose Zonen oder auch als Totwasserzonen bezeichnet. Die Anzahl und die Ausdehnung von Totwasserzonen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, ihre Auswirkung wurde bis jetzt aber eher unterschätzt. Insgesamt beträgt die Fläche an sauerstoffarmen Zonen in mehr als 400 Meeresgegenden mehr als 245.000 km². Je länger sich die Sauerstoffarmut ausbildet, desto länger wird die Erholung und die Rekolonisierung der benthischen Habitate dauern. Im tropischen Nordostatlantik birgt der verringerte Sauerstoffgehalt eine Gefahr für die bereits überfischten Thun- und Schwertfischbestände. Sauerstoffarme Zonen könnten aber andedrerseits auch den Räuberdruck auf Arten verringern, die gegenüber Sauerstoffarmut tolerant sind. Jedenfalls sind die Fischereierträge bislang nicht so stark reduziert, wie es aufgrund hoher Stickstoffeinträge zu erwarten wäre.<ref name="WBGU 2013" />

Besonders in Nebenmeeren wie der Ostsee ist die Sauerstoffarmut ein großes Problem. Neben der Eutrophierung begünstigt der Klimawandel das Wachstum von beispielsweise [[Cyanobakterien_der_Ostsee_im_Klimawandel|Cyanobakterien]] (umgangssprachlich auch Blaualgen genannt). Bei der Zersetzung der Biomasse wird dann Sauerstoff verbraucht, sodass sauerstoffarme Zonen gebildet bzw. verstärkt werden.

Wärmeres Wasser erhöht einerseits den Sauerstoffbedarf beim anabolen Stoffwechsel der Fische, während es andererseits die Sauerstofflöslichkeit des Wassers verringert. Individuen mit kleinerer Körpergröße haben einen geringeren Bedarf an Sauerstoff, weil ihre Körperoberfläche im Verhältnis zu ihrem Volumen größer ist. Modellsimulationen haben daher bis 2050 eine Reduktion des mittleren maximalen Körpergewichts um 14-24 % global vorhergesagt. An sechs von acht kommerziellen Fischarten wurde dieser Zusammenhang zum ersten Mal für die Nordsee empirisch nachgewiesen. So wurden Reduktionen der Länge zwischen den beiden Zeiträumen 1973-1977 und 1993-1997 beim Schellfisch um 29 %, beim Hering um 13 %, bei der männlichen Seezunge um 13 % festgestellt. Im Mittel betrug die Verringerung der Länge bei den untersuchten Arten 16 %. Die Reduktion der Körpergröße ging einher mit einer Temperaturzunahme von 1-2 °C und hatte eine Abnahme der Fangmenge bei den betroffenen Arten um 23 % zur Folge.<ref>Baudron, A.R. (2014): Warming temperatures and smaller body sizes: synchronous changes in growth of North Sea fishes, Global Change Biology (2014), doi: 10.1111/gcb.12514</ref>

== Projektionen ==

Insgesamt wird der Klimawandel die bereits bestehenden Stressoren auf die Fischbestände verstärken. Als weitreichende Wirkungen sind räumliche Verschiebungen von Populationen und die veränderte Artenzusammensetzung mariner Ökosysteme zu erwarten, diese sind aber im Detail schwer vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Veränderungen im Ozean ===

Der anthropogene Klimawandel resultiert in Langzeitänderungen in der Atmosphäre und im Ozean. Dazu gehören die Ozeanerwärmung, die Verminderung von Meereis, ein stärker geschichteter Ozean und die zunehmende Versauerung. Es wird erwartet, dass sich diese Entwicklungen zukünftig fortsetzen werden. Auch die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, Änderungen in der Primärproduktion, ein weiterer [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstieg]] und das vermehrte Auftreten von Extremwetterereignissen werden vorhergesagt.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung der Meere folgt eine verstärkte Schichtung (also: schwache Durchmischung) des Meerwassers und eine abgeschwächte Ozeanzirkulation.<ref name="WBGU 2013" />
Die Versauerung ist nur auf extrem langen Zeitskalen irreversibel. Die Geschwindigkeit der Versauerung ist heute mehr als hundert Mal schneller als in den letzten 65 Millionen Jahren. Die stärkste pH-Änderung wird künftig in der Arktis erwartet, da die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch schmelzendes Meereis erhöht wird; außerdem mindern die Süßwassereinträge durch das schmelzende Eis die Sättigung.<ref name="Sumaila 2011" />

Der größte Sauerstoffverlust wird in mittleren und höheren Breiten erwartet; bereits sauerstoffärmere und weniger produktive tropische und subtropische Gebiete zeigen in Modellsimulationen geringere Änderungen. Der Sauerstoffgehalt könnte im globalen Mittel in diesem Jahrhundert um 1 – 7% abnehmen. Die klimawandelbedingte Sauerstoffabnahme ist auf gesellschaftlich relevanten Zeitskalen irreversibel.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Auswirkungen auf die Fischbestände ===

Es wird erwartet, dass Fische in warmem Wasser eine kleinere maximale Körpergröße ausbilden und bei ihrer ersten Reife kleiner sein werden. Kleinere Fische haben in warmen Gewässern eine erhöhte Sterblichkeitsrate. Das sind wichtige Faktoren, die die Populationsdynamik und -produktivität beeinflussen.<ref name="Sumaila 2011" /> [[Bild:Verteilungsänderungen WORI.jpg|thumb|420px|Verteilung invasiver Fischarten in den Ozeanen. Regionen, in denen heimische Arten nicht verdrängt oder beeinträchtigt werden, sind grün. ]]

Fische, deren Habitate in Kaltwasserregionen sind, werden am meisten unter dem Stress der Klimaerwärmung leiden. Dieser abiotische Stress könnte dadurch verschärft werden, dass Veränderungen schneller eintreten, als sich die Arten daran anpassen können. Können sich Arten nicht anpassen, werden sie sich in günstigere Habitate zurückziehen müssen. Gelingt ihnen das nicht schnell genug oder können sie sich nicht hinreichend verbreiten oder in ihrer neuen Lebensgemeinschaft behaupten, werden sie aussterben. Beide Fälle haben lokale Artenverschiebungen zur Folge, die dazu führen, dass sensitive Arten verschwinden, während sich opportunistische, anpassungsfähigere Arten verbreiten werden.<ref name="WBGU 2013" />

Mit der verstärkten Schichtung der Meere wird die Primärproduktion verringert, global wird mit zunehmendem Klimawandel eine abnehmende aquatische Produktion einschließlich der Fischereiproduktion prognostiziert. Im wärmeren Klima treten möglicherweise El-Niño-Bedingungen immer häufiger und stärker auf, was die Verminderung der globalen Ozeanproduktion verstärkt.<ref name="WBGU 2013" />

Es gilt als sicher, dass wirbellose Tiere am meisten unter der Versauerung der Ozeane leiden werden.
Global gesehen werden Arten verloren gehen und Ökosysteme werden sich ändern. In einzelnen Fällen können Ökosysteme regionale Veränderungen der Artengemeinschaft, z.B. durch Zuwanderung, verkraften. In der Antarktis könnten Planktonalgen von der Meerwassererwärmung sogar profitieren, ebenfalls ist die Aussüßung der östlichen Ostsee ein Vorteil für süßwasserliebende Arten. Zusätzlich kann es durch die Einwanderung fremder Spezies in manchen Lebensräumen zu einer kurzfristigen Erhöhung der biologischen Vielfalt kommen. Generell sind die regionalen Auswirkungen jedoch sehr schwer abzuschätzen.<ref name="WOR I 2010" /> Da die Anpassungspotentiale unterschiedlich ausgeprägt sind, könnten sich die Konkurrenzverhältnisse zwischen den Arten drastisch verschieben, strukturelle Veränderungen im marinen Nahrungsnetz sind jedoch kaum vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Auswirkungen auf die marine Fischerei ===

Die Fischerei wird stark beeinflusst, da sich sowohl die Quantität, Qualität und Vorhersagbarkeit des marinen Fischfangs ändern werden. Ein direkter Einfluss ist zum Beispiel die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, die sich auf die Physiologie und die Verteilung von pelagischen marinen Organismen auswirkt.<ref name="Sumaila 2011" /> Diese Verschiebungen werden in Gewinnen und Verlusten für die Spezies resultieren und die Strukturen der Fischbestände ändern. Allerdings können die Verteilungsverschiebungen auch neues Potential bieten. Durch die Ozeanerwärmung wird ein Anstieg bei der Menge der Hummer in den tieferen Gewässern vor West-Australien erwartet und auch in der Nordsee könnte es zu einem vermehrten Aufkommen von Warmwasserspezies wie dem Wolfsbarsch kommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Mögliche Konsequenzen für die Fischerei könnten sein, dass sich Preis und Wert der Fische, die Kosten, die Einkommen, der Gewinn für die Betriebe und die wirtschaftliche Rendite ändern. Die Auswirkungen könnten ähnlich ausfallen wie beim El-Niño-Phänomen: In El-Niño-Phasen werden vor Südamerika (Chile, Peru) weniger pelagische marine Spezies angelandet, dafür steigen die Anlandungen der Südostasiatischen Makrele. Es sollte zusätzlich beachtet werden, dass die Gewinne nicht nur von der Quantität, sondern auch von der Fangzusammensetzung abhängen. So ist beispielsweise im Keltischen Meer die Zahl der Fänge gestiegen; aber aufgrund der gehäuften kleineren, minderwertigen Spezies unter ihnen hat der Wert der Anlandungen insgesamt abgenommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Zusätzlich wird eine stark steigende Nachfrage nach Fischprodukten prognostiziert, da die Weltbevölkerung steigt und immer mehr Menschen Fisch konsumieren. Dieser Konsum kann nicht allein durch Wildfischerei befriedigt werden, da die Fisch-Erträge nicht steigen werden. Stattdessen muss die Fischereiintensität vorübergehend gemindert werden, um eine Erholung der Bestände zu erreichen.<ref name="WBGU 2013" />

Auf den Kontinentalsockeln (bis auf hohe Breiten) werden die Fangpotentiale überall zurückgehen und auf Hoher See insgesamt eher zunehmen. Treiber hierfür sind Populationsverschiebungen und Änderungen in der Primärproduktion. In der Arktis und der Subarktis ist eine Zunahme der Fangpotentiale um 30 – 70% möglich, in den Tropen wird jedoch mit Abnahmen um bis zu 40% gerechnet.
Das erhöhte Fangpotential in der Arktis und Subarktis könnte auch durch die Versauerung der Ozeane und weniger gelöstem Sauerstoff wieder relativiert werden.<ref name="Sumaila 2011" /> Generell ist davon auszugehen, dass sich Warmwasserspezies durchsetzen werden.

=== Auswirkungen auf die Süßwasserfischerei ===

==== Fische in gemäßigten Regionen ====

Generell wird das Wachstum der Fische in gemäßigten Regionen mit der Temperatur steigen, bis die Umgebungstemperatur optimal für die jeweilige Spezies ist. Etwa 90% des jährlichen Wachstumsprozesses der Fische fällt in die Sommermonate, da hier die Futterverfügbarkeit maximal ist und die Wassertemperaturen optimal für das Wachstum der Fische ist. Die Erwärmung weitet diesen Zeitraum weiter aus und sorgt für weniger Winterstress.

Gleichzeitig führt die Erwärmung zu einem gesteigerten Energiebedarf, da sich mit steigenden Temperaturen auch der Stoffwechsel der Fische erhöht. Dieser zusätzliche Energiebedarf wird von den Fischen durch eine vermehrte Nahrungsaufnahme kompensiert, allerdings können Gebiete mit begrenzter Nahrungsverfügbarkeit nicht mit dem erhöhten Bedarf mithalten. Ein Anstieg der Menge der Kaltwasserfische ist also nur zu erwarten, wenn auch mehr Futter zur Verfügung steht.
Auch die Reproduktion könnte durch die erhöhten Temperaturen beeinträchtigt werden: Besonders verwundbar sind Spezies, die große Eier und ein kleines Gelege legen und erst spät die sexuelle Reife erreichen („equilibrium species“). Am wenigsten durch den Klimawandel betroffen sind sogenannten opportunistische Spezies (frühe Reife, kleine Eier, kleines Gelege, häufiges Laichen).<ref name="Ficke 2007" />

==== Tropische Fische ====

Tropische Süßwasser-Fische, die zum Beispiel im Victoriasee in Ostafrika zu finden sind, können sich gut an steigende Temperaturen anpassen. Da die Klimaerwärmung die Tropen ohnehin nicht stark treffen wird, ist es wahrscheinlich, dass tropische Fische im Gegensatz zu Fischen in polaren und gemäßigten Gebieten wenig durch die Erwärmung leiden werden. Außerdem suggerieren einige Studien, dass tropische Fische gegenüber geminderten gelösten Sauerstoffkonzentrationen sehr widerstandsfähig sind.<ref name="Ficke 2007" />

Insgesamt gilt es jedoch als sicher, dass geänderte Strömungsregime einen größeren Schaden anrichten werden als steigende Temperaturen. Außerdem ist es sehr wahrscheinlich, dass der Klimawandel in den Tropen durch andere Effekte wie der [[Deforestation_(Tropen)|Entwaldung]] und Änderungen in der Landnutzung überschattet wird. Eine Entwaldung im Amazonasgebiet könnte beispielsweise dazu führen, dass es in Parana und Paraguay zu erhöhtem Niederschlag und in Uruguay und Negro zu vermindertem Niederschlag kommen könnte. Bei diesem Szenario würde die Fischereiproduktivität dann durch Änderungen im Störmungsregime variieren.<ref name="Ficke 2007" />

==== Polare Fische und Fische in hohen Breiten ====

Viele Süßwasserfische in den hohen Breiten sind bis in gemäßigte Zonen verbreitet. Die Klimaerwärmung könnte für Fische in polaren Regionen und in hohen Breiten positiv sein, da sich aus der daraus folgenden Eisschmelze mehr Habitate für die Fische ergeben könnten. Während sie sich jedoch in höhere Breiten ausbreiten können, steigt die Konkurrenz an den äquatorwärtigen Grenzen der Habitate in den mittleren Breiten, da sich mehr Fische aus gemäßigten Regionen ansiedeln. Daher ist ebenso eine Reduzierung der Habitate für polare Fische durchaus möglich. Da die Fische an die kalten Temperaturen in polaren Gegenden gewöhnt sind, sind sie sehr empfindlich gegenüber Temperaturerhöhungen.<ref name="Ficke 2007" />

=== Aquakultur ===

[[Bild:Aquakultur_Vestmanna.jpg|thumb|420px|Aufzucht von Lachs vor Vestmanna/Färöer]] Der Haupteinfluss der globalen Erwärmung ist auch bei der Aquakultur die daraus resultierende steigende Wassertemperatur. Diese ist besonders bedeutsam für die Aquakultur in gemäßigten Regionen und kaltem Wasser. Die Erwärmung bietet länger optimale Konditionen für die Fischzucht, sodass der ökonomische Anreiz künftig steigen wird, da beispielsweise Energiekosten gesenkt werden können.

Der Meeresspiegelanstieg könnte in den Tropen und Subtropen dazu führen, dass es größeres Potential für Fischfarmen gibt.

Aber auch bei der Aquakultur hat der Klimawandel nicht nur Vorteile. So wird erwartet, dass die erhöhten Wassertemperaturen die Aquakultur in gemäßigten Zonen, insbesondere bei der Kultivierung von Lachs, einschränken wird. Das liegt daran, dass in diesen Zonen schon die ideale Zuchttemperatur vorliegt und diese durch die Erwärmung dann überschritten wird. Insgesamt könnten sich die Zuchtbedingungen polwärts verschieben.<ref name="WBGU 2013" />

Außerdem könnten in einigen Ländern und Regionen die steigenden Temperaturen zu einer vermehrten Algenblüte und der Verbreitung von Krankheiten führen. Das ist besonders problematisch, da Fische in Aquakulturen bereits eine verminderte genetische Variabilität vorweisen, die sie anfälliger für Erreger machen. Die verminderte genetische Variabilität verringert zusätzlich die Anpassungsfähigkeit an die veränderten Umweltbedingungen.<ref name="Ficke 2007" />

Die Aquakultur wird auch indirekt durch den Klimawandel betroffen: Die Auswirkungen, die dieser auf die marine Fischerei hat, beeinträchtigt auch die Aquakultur, da die Rohmaterialien für die Produktion von Fischmehl und -öl überwiegend aus der marinen Fischerei stammen.

== Fischerei als Klimafaktor ==

Es sollte nicht übersehen werden, dass die Fischerei durch ihren Verbrauch an fossilen Brennstoffen auch ein Verursacher von Emissionen ist. Allein die Fischereiflotte emittiert jährlich 43 – 134 Millionen Tonnen CO<sub>2</sub>. Umgerechnet bedeutet das, dass für 1t Lebendgewicht an angelandetem Fisch 1.7 Tonnen CO<sub>2</sub> freigesetzt werden.

Bei der Wildfischerei ist der Fischfang die Phase im Lebenszyklus, die der Umwelt am meisten schadet. Hierbei spielt der Brennstoffverbrauch der Fischerboote eine besonders große Rolle; Schleppnetzfischerei ist weit energieaufwändiger als Fischerei mit Ringwadennetzen. Passive Methoden wie Haken und Fallen sind besonders energieeffizient. Die stärkste Belastung wird durch die Hochseefischerei verursacht, die aufgrund der weiten Distanzen zwischen Fanggebieten und Häfen besonders emissionsintensiv sind.<ref name="WBGU 2013" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Ph-Ozean_DiffII_global_Jahr_rcp8.png|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/lebensraum-ozean/themen-/bedrohung-und-schutz-der-meere/fischerei-und-ueberfischung '''Regionaldaten zur Fischerei'''] mit dem Visualisierungsprogramm Panoply eigene Karten erzeugen.<br>
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113468/a44beae1ee55306f532152d2821770bb/data/2008-nordsee-klimawandel.pdf Auswirkungen des Klimawandels auf die Nordsee] (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113458/ed5b15bb3e6e76ba7c058834927cc5aa/data/2011-kabeljaubestand-in-der-nordsee.pdf Der Rückgang des Kabeljaubestands in der Nordsee] Anthropogene und klimabedingte Ursachen (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3874604/0494b9f686c7a83dda2ed7542b83c198/data/2012-nordatlantikstrom-und-aal.pdf Hat die Abschwächung des Nordatlantikstroms eine Auswirkung auf das Überleben der Europäischen Aale?] (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113416/1d90f5fd306f7a1b25e3236e8ce86085/data/2009-miesmuschel-auster.pdf Miesmuschel vs. Auster] Wird die Miesmuschel in der Nordsee aussterben und wird die Pazifische Auster stattdessen die Nordseeküste bevölkern? (Gymnasium Allee, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3460606/d43ffa344960a586685dc911d578308b/data/2012-ostseedorsch.pdf Müssen wir dem Ostseedorsch ein Denkmal setzen?] Direkte und indirekte anthropogene Einflüsse auf den Dorschbestand der Ostsee. (Stadtteilschule Bergstedt, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3946316/77db27e3695c730d477440bd2153a722/data/2013-pazifische-auster.pdf Wird die Pazifische Felsenauster die Miesmuschel aufgrund des Klimawandels aus der Nordsee verdrängen?] (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
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[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Ökosysteme]]

Fischerei

2023-10-12T16:59:47Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Maldivesfish2.jpg|thumb|520px|Fische und Korallenriffe vor den Malediven]]
== Die Fischereiwirtschaft ==

Die globale Fischerei erwirtschaftet jährlich 80 – 85 Milliarden US$. Direkt und indirekt werden durch sie etwa 520 Millionen Menschen beschäftigt, was 8% der Weltbevölkerung entspricht. Vor allem in maritimen Niedriglohnländern ist die Arbeit in der Fischerei von großer Bedeutung, da sie die Ärmsten der Welt mit einem Einkommen und Nahrung versorgt.<ref name="Sumaila 2011"> Sumaila, U.R., Cheung. W.W.L., Lam, V. W.Y., Pauly, D. and Samuel Herrick, S. (2011): Climate change impacts on the biophysics and economics of world fisheries, NATURE CLIMATE CHANGE Vol. I</ref>

Der Anteil der Kalorien aus Fischprodukten an der Welternährung ist sehr gering: In 2009 wurden global pro Kopf 18.4kg Fisch konsumiert.<ref name="WBGU 2013"> Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen WBGU, Berlin (2013): [http://www.wbgu.de/hauptgutachten/hg-2013-meere/ Welt im Wandel: Menschheitserbe Meer.] Hauptgutachten 2013 </ref> Allerdings versorgt die Fischereiwirtschaft drei Milliarden Menschen mit 20% ihres Bedarfs an tierischem Eiweiß. Insgesamt trägt der konsumierte Fisch zu 16.5% des globalen tierischen Proteinbedarfs bei, sein Anteil an Protein allgemein liegt bei 6.4%.<ref name="FAO 2010"> [http://www.fao.org/docrep/015/ba0058t/ba0058t.pdf FAO (2010): Yearbook. Fishery and Aquaculture Statistics] </ref>

In der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts erlebte die marine Fischerei einen Aufschwung: Die Anlandungen stiegen von 16.8 Millionen Tonnen pro Jahr in 1950 auf 96.4 Millionen Tonnen pro Jahr in 1996; seitdem stagnieren die Erträge der marinen Fischerei bei etwa 80 Millionen Tonnen pro Jahr mit einer leicht fallenden Tendenz. Die Fischerei aus Binnengewässern und dem Meer stagniert bei etwa 90 Millionen Tonnen.<ref name="FAO 2010" /> Von dem global angelandeten Fisch stammt der Großteil aus der marinen Fischerei (52.1%). Hiervon werden 90% der Erträge in den Ausschließlichen Wirtschaftszonen (AWZ) der Küstenstaaten erwirtschaftet, etwa 10% stammen aus der Hohen See.<ref name="WBGU 2013" /> 7.6% der globalen Fischproduktion werden durch die Süßwasserfischerei erwirtschaftet und etwa 40% stammen aus der Aquakultur. 64.3% der Fische, die in der Aquakultur gezüchtet wurden, stammten in 2010 aus dem Meer und 35.7% aus Binnengewässern. Die Aquakultur hat seit 2001 um 6.3% pro Jahr zugenommen; in absoluten Werten bedeutet das, dass sich die Fangmenge aus der Aquakultur von 34.6 Millionen Tonnen in 2001 auf 59.9 Millionen Tonnen in 2010 gesteigert hat.<ref name="FAO 2010" />

Insgesamt trägt die Aquakultur zum Überleben der Fischerei-Industrie bei und tendiert dazu, die Versorgung und die Preise zu stabilisieren. Der Top-Fischerei-Staat ist China gefolgt von Indonesien, Indien und den USA.<ref name="FAO 2010" /> Etwa 40.4% der globalen Fischereifänge werden weggeworfen, weil sie entweder zu klein sind, ihr Fang verboten ist oder kein profitabler Markt existiert. Das Wegwerfen von Beifang ist nur in der industriellen Fischerei üblich.<ref name="Davies 2009"> Davies, R.W.D., Cripps, S.J., Nickson, A. And Porter, G. (2009): Defining and estimating global marine fisheries bycatch, Marine Policy, Vol. 33, Issue 4</ref>

Die Fischerei konzentriert sich überwiegend auf Arten, die weit oben im Nahrungsnetz stehen (z.B. Thunfisch und Kabeljau).<ref name="WBGU 2013" /> Zu den global am meisten gefischten Arten gehört der Anchovis (obwohl der Anchovisfang in 2010 im Vergleich zum Vorjahr um 39% gesunken ist), gefolgt von dem Alaska Seelachs, dem Echten Bonito (Thunfisch), dem atlantischen Hering und der Japanischen Makrele.<ref name="FAO 2010" />

Die Überfischung ist die wichtigste Ursache für den Verlust der biologischen Vielfalt in den Meeresökosystemen.<ref name="WBGU 2013" /> Nach Schätzungen der FAO sind
* 30% der globalen Fischbestände überfischt
* 57% der globalen Fischbestände voll ausgeschöpft, gemessen am höchstmöglichen Dauerauftrag und
* 12.7% der globalen Fischbestände theoretisch in der Lage, höhere Fangerträge zu verkraften.<ref name="WBGU 2013" />

Die Fischereiwirtschaft ist weltweit auch durch den Klimawandel betroffen. Seine Auswirkungen schlagen sich in Änderungen in der Primärproduktion, in Verschiebungen der Verteilung der Bestände und in Änderungen der potentiellen Erträge von überfischten marinen Spezies nieder.<ref name="Sumaila 2011" />

== Lebensräume der Fische im Klimawandel ==

Mit dem Beginn der Industrialisierung nahm der menschliche Einfluss auf die [[Atmosphäre_im_Klimasystem|Atmosphäre]], die Landsysteme und die Meere zu. Damit änderten und ändern sich auch immer noch die Lebensräume der Fische.

=== Ozeane ===

==== Kohlenstoffaufnahme durch den Ozean ====
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]
[[Bild:Ozean ph aenderung.jpg|thumb|420px|Geschätzte Verringerung des pH-Werts an der Meeresoberfläche durch anthropogenes Kohlendioxid in der Atmosphäre zwischen ca. 1700 und den 1990er-Jahren.]]
Die Meere spielen eine zentrale Rolle im Kohlenstoffkreislauf der Erde. Vor der Industrialisierung gab der Ozean jährlich etwa 0.6 Gt Kohlenstoff an die Atmosphäre ab, also die Menge, die in Form organischen Materials über die Flüsse eingetragen wurde. Da der Kohlenstoff des organischen Materials über Photosynthese aus der Atmosphäre stammte, änderte der Austausch den CO<sub>2</sub>-Gehalt der Atmosphäre nicht und es herrschte ein Gleichgewicht im System.

Erst die anthropogene Störung des Kohlenstoffkreislaufs machte das Meer zu einer CO<sub>2</sub>-Senke: Steigt das CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre, gibt diese solange Kohlenstoffdioxid an den Ozean ab, bis die Partialdrücke im Oberflächenwasser und in der Atmosphäre wieder ausgeglichen sind. Daher führen CO<sub>2</sub>-Emissionen in der Atmosphäre zwangsläufig zu einem Übergang von CO<sub>2</sub> in den Ozean. Mittlerweile nimmt der Ozean jährlich mehr als 2 Gt Kohlenstoff in Form von CO<sub>2</sub> (entspricht 7.3 Gt CO<sub>2</sub>) auf: Das ist etwa ein Drittel der anthropogenen CO<sub>2</sub>-Emissionen. Ein Teil des CO<sub>2</sub> gelangt dann auf verschiedenen Wegen in die Tiefe der Meere, allerdings verbleibt das CO<sub>2</sub> auch teilweise im Oberflächenwasser oder wird von Pflanzen aufgenommen. Insgesamt sind im Meer etwa 38.000 Gt Kohlenstoff gespeichert, was das Fünfzigfache des Kohlenstoffgehalts der Atmosphäre ist.

Das CO<sub>2</sub> löst sich im Meerwasser und bildet eine schwache Säure, sodass der pH-Wert absinkt und es so zu einer [[Ozeanversauerung]] kommt. Seit der Industrialisierung ist der pH-Wert der Ozeane um 0.1 Einheiten gesunken, der Säuregehalt hat also um etwa 30% zugenommen. Mit dem pH-Wert ändert sich auch die Konzentration der Karbonat-Ionen im Meerwasser, welche von Meeresorganismen benötigt werden, um Kalkschalen zu bilden.

Für die [[Korallenriffe]], welche vielen Fischarten als Habitate dienen, ist der zunehmende CO<sub>2</sub>-Ausstoß die am schnellsten wachsende Bedrohung, da die Kalkbildung von der Konzentration von Karbonationen abhängt. Die Kalkbildung ist die Grundlage für das Wachstum der Korallenriffe und wirkt der Erosion entgegen. Korallenriffe gelten als artenreichstes Ökosystem der Meere; sie sind vor allem in flachen, nährstoffarme Gewässern in den Tropen zu finden (30° nördliche bis 30° südliche Breite). Rund 4000 Fischarten leben in Korallenriffen; sie dienen den Fischen als Fress- und Laichstätten. Korallen leben in Symbiose mit den sogenannten Zooxanthellen, einer Algenart.<ref name="Sumaila 2011" />

==== Erwärmung der Meere ====
Hauptartikel: [[Erwärmung des Ozeans]]

Ein weiterer Effekt durch den Klimawandel ist die zunehmende Erwärmung der Meere; die oberflächennahen Temperaturen steigen und liegen heute um +0.7 °C höher als in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Die tieferen Schichten des Ozeans haben sich hingegen sehr viel weniger erwärmt (> +0.004 °C zwischen 1955 – 1998). Durch den erhöhten Temperaturunterschied zwischen der Meeresoberfläche und den darunterliegenden Schichten ist das oberflächennahe Meerwasser stärker geschichtet,[[Bild:Ozeanerwaermung.gif|thumb|420px|Veränderung des Wärmegehalts in den oberen Schichten des Ozeans]] wodurch die Tiefenkonvektion verringert wird.<ref name="WBGU 2013" /> Der Anstieg der Wassertemperaturen ist in den hohen Breiten der Nordhemisphäre im Nordatlantik am stärksten.<ref name="IPCC 2013"> Working Group I Contribution to the IPCC Fifth Assessment Report. Climate Change 2013: The Physical Science Basis, Chapter 3 – Observations: Ocean</ref> Damit ist auch der Rückgang des Meereises gekoppelt. Zusätzlich folgt aus der Erwärmung und der Versauerung, dass sich die Anfälligkeit der Korallenriffe erhöht. Geraten Korallen in eine Stresssituation (z.B. durch zu hohe oder zu niedrige Temperaturen, durch zu intensives Licht), stoßen sie die Algen, mit denen sie in Symbiose leben, aus ihrem Gewebe aus. Da dann das Korallenskelett sichtbar wird, das ohne die Algen nur noch blass gefärbt ist, spricht man bei diesem Effekt von der Korallenbleiche. Hält die Korallenbleiche über einen langen Zeitraum an, verhungern die Korallen und sterben ab.<ref name="Sumaila 2011" />
Einige Untersuchungen zeigen, dass die globale Phytoplankton-Biomasse im Ozean über die letzten 50 Jahre abgenommen hat, dieses Ergebnis ist allerdings umstritten.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung und der stabileren Schichtung folgt im offenen Ozean eine Abnahme der Sauerstoffkonzentration. Die Erwärmung verringert die Löslichkeit von Sauerstoff im Meerwasser, während die stabilere Schichtung den Transport von sauerstoffreichem Oberflächenwasser in tiefere Schichten reduziert, wo Sauerstoff kontinuierlich von Meeresorganismen aufgezehrt wird. Das Ausmaß der klimawandelbedingten Sauerstoffabnahme wird daher von der Wärmemenge bestimmt, die der Ozean aufnimmt. In den letzten 50 Jahren konnte in den meisten Regionen der tropischen Meere eine abnehmende Sauerstoffkonzentration beobachtet werden; damit breiten sich auch sauerstoffarme Zonen aus. Ähnliches konnte auch im Nordpazifik beobachtet werden.

Die erhöhte Meerestemperatur, die stabilere Schichtung und die damit verbundene Reduktionen des Sauerstoffgehalts haben deutliche Auswirkungen auf die Meeresökosysteme: Es kommt zu Änderungen in der Artenzusammensetzung, zu räumlichen Verschiebungen der Populationen und zu einem veränderten Nahrungsnetz.<ref name="WBGU 2013" />

=== Süßwassersysteme ===

In Süßwassersystemen können ähnliche Effekte wie in den Meeren beobachtet werden.
Durch die Klimaerwärmung steigen auch im Süßwasser die Wassertemperaturen und mit den steigenden Wassertemperaturen sinkt die Sauerstofflöslichkeit. Gleichzeitig steigt die Schädlichkeit von Giftstoffen (z.B. Schwermetalle) für Fische.

Auch die hydrologischen Bedingungen unterliegen aufgrund des Klimawandels Änderungen: So ändert sich das Ausmaß der saisonalen Wasserstände durch Änderungen beim Niederschlag. Außerdem erhöhen sich durch die Klimaerwärmung auch die Strom- und Grundwassertemperaturen; gemäßigte Regionen sind hierdurch stärker betroffen als tropische Ströme, bei denen die Grundwassertemperaturen beinahe den Temperaturen der Ströme in den Sommermonaten entsprechen.

Ebenfalls führt die Erwärmung und die erhöhte UV-B-Einstrahlung zu veränderten Schichtungsmustern: In großen Seen werden die tiefen Schichten (Hypolimnion) nicht durch das Sonnenlicht erreicht. Gleichzeitig werden die oberflächennahen Wasserschichten (Epilimnion) durch die erhöhte Einstrahlung immer stärker erwärmt, sodass sich ein Dichtegradient zwischen den Schichten bildet, der die Durchmischung der Schichten verhindert. Die Erwärmung sorgt dafür, dass dieser Gradient immer früher im Jahr gebildet wird.

Eine weitere Auswirkung des Klimawandels ist der drohende [[Wasserressourcen_und_Klimawandel|Wasserverlust]] in einigen stehenden Gewässern. Das betrifft zum Beispiel den Mittelmeerraum, Südafrika, Mittelamerika und Südaustralien. Erhöhte Temperaturen und Sonneneinstrahlung könnten die gegenwärtigen Wasserverlustraten dieser Systeme erhöhen, da mehr Wasser verdampft als durch Niederschlag in die Gewässer eingetragen wird. <ref name="Ficke 2007"> Ficke, A. D., Myrick, C. A., Hansen, L.J. (2007): Potential impacts of global climate change on freshwater fisheries, Springer Science+Media B.V. 2007</ref>

== Auswirkungen des Klimawandels auf die Fischbestände ==

Die Verschiebungen von Fischbeständen ist die am meisten erwähnte Reaktion von marinen Spezies auf Umweltänderungen. Ozeanströmungen und Temperaturen ändern die Ausbreitung von Larven und damit die Vernetzung der marinen Populationen. Es konnte beobachtet werden, dass die Rekrutierung vieler überfischter Fische und wirbelloser Tiere mit ihren Umweltbedingungen zusammenhängt.

Weiterhin wandern die Fische polwärts und in tieferes Wasser: Das konnte bereits im Nordatlantik, an der US-Ostküste, im Beringmeer und vor Australien beobachtet werden. Unter anderem konnte festgestellt werden, dass sich das Zentrum von Verteilungen von 15 Spezies (aus 36), bestehend aus benthischen Fischen, in höhere Breiten verschoben haben, einige dieser Spezies haben sich auch in tiefere Gewässer bei einer Rate von 3m pro Jahrzehnt bewegt.

Das Ausmaß und die Richtung der Auswirkungen durch den Klimawandel sind immer noch unsicher; das liegt zum Teil daran, dass bei Schätzungen oft global das offene Meer betrachtet wird, der Großteil der Fische wird jedoch in kontinentalen Sockeln gefangen.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Ozeanversauerung ===
Hauptartikel: [[Ozeanversauerung]]

Zwischen der Luft und dem Ozean findet ein permanenter Gasaustausch statt. Das bedeutet, dass mit dem Anstieg des CO<sub>2</sub>-Gehalts der Atmosphäre auch die Reaktion zu Kohlensäure im Meer zunimmt. Damit werden Protonen frei und das Meer versauert. Ein CO<sub>2</sub>-Anstieg in diesem Ausmaß und in so kurzer Zeit hat noch nie in der Erdgeschichte stattgefunden, daher ist bis jetzt unklar, welche Folgen er auf die marine Fauna hat.<ref name="WOR I 2010"> [http://worldoceanreview.com/wp-content/downloads/wor1/WOR1_gesamt.pdf World Ocean Review (2010): Mit den Meeren leben – ein Bericht über den Zustand der Weltmeere]</ref> Allerdings ist sicher, dass insbesondere kalkbildende Organismen, zum Beispiel Korallen, Muscheln und Mikroplanktonarten, von der Versauerung betroffen sind. Eine der direkten Auswirkungen ist, dass Organismen Schwierigkeiten haben, Skelettstrukturen aufzubauen. Auch das Plankton gehört zu den kalkbildenden Arten und ist für etwa ¾ der globalen marinen Kalkbildung verantwortlich. Über den Export von Kalk in die Tiefsee spielen sie nicht nur eine Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf, sondern sie liefern zusätzlich durch die Ausbildung großer Planktonblüten Nahrung für andere Meerestiere. Die verringerte Kalkbildung beeinträchtigt die Überlebensfähigkeit der Organismen, sodass sich die Konkurrenzverhältnisse zugunsten nicht kalkbildender Arten verschieben werden.<ref name="WBGU 2013" />

Auch die Organismen der Fische werden durch den steigenden CO<sub>2</sub>-Gehalt beeinflusst. In den Fischen können ähnliche Vorgänge wie bei der Lösung von CO<sub>2</sub> im Wasser beobachtet werden, da CO<sub>2</sub> ungehindert durch Zellmembranen wandert: In den Körperzellen und im Blut führt die vermehrte CO<sub>2</sub>-Aufnahme zu einer pH-Absenkung. Der Organismus muss dann diese Störung des natürlichen Säure-Base-Haushalts kompensieren und das Gelingen dieses Unterfangens ist von Art zu Art unterschiedlich. Die beschriebene Verschiebung kann zu Beeinträchtigungen des Wachstums und der Fortpflanzungsfähigkeit führen und im Extremfall sogar das Überleben einer Art in ihrem Lebensraum gefährden.

Besonders CO<sub>2</sub>-tolerant sind mobile und aktive Tiere wie Fische, Krebstiere und Kopffüßer (z.B. Tintenfische).<ref name="WOR I 2010" /> Ausgewachsene Fische sind physiologisch gut in der Lage, die zu erwartenden erhöhten atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentrationen abzupuffern, juvenile Stadien sind jedoch sehr empfindlich: Das schlägt sich in deutlich verringerten Überlebensraten von Fischlarven nieder, die bei erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen schlüpfen. Beim Kabeljau konnten beispielsweise direkte Gewebeschäden an den Larven beobachtet werden. Außerdem zeigen Fischlarven unter Versauerung Verhaltensänderungen gegenüber Räubern sowie Störungen des Geruchssinns.

Das Phytoplankton, welche die Grundlage des gesamten Nahrungsnetzes des Ozean ist, ist direkt von der Versauerung betroffen, da es ausschließlich in den oberflächennahen Wasserschichten der Weltmeere vorkommt.<ref name="WOR I 2010" />

=== Die Klima-Erwärmung und ihre Sekundäreffekte ===

Bereits natürliche Klimaänderungen, wie zum Beispiel das [[ENSO|El-Niño-Phänomen]], können bei Fischpopulationen Wanderungen oder starke Bestandsschwankungen auslösen. Die anthropogene Klimaerwärmung hat bereits zu räumlichen Verschiebungen von Meerespopulationen in Richtung der Pole und in tieferes Wasser geführt.<ref name="WBGU 2013" />

In den Tropen und den mittleren Breiten wird die marine Produktivität hauptsächlich durch Nährstoffe begrenzt, in polaren und subpolaren Regionen sind jedoch Licht und die Temperatur die wesentlichen begrenzenden Faktoren. Marine Fische reagieren auf die Erwärmung des Ozeans mit Änderungen in den Verteilungen, der Menge, der Phänologie und der Körpergröße, was letztendlich auch die Fischerei betrifft.<ref name="Cheung 2013">Cheung, W.W.L., Watson, R. and Daniel Pauly, D. (2013): Signature of ocean warming in global fisheries catch, Macmillan Publishers Limited</ref> In tropischen Regionen sind die Auswirkungen durch den Klimawandel weniger zu spüren als in den mittleren und hohen Breiten.<ref name="WBGU 2013" />

Höhere Temperaturen erschweren auch die Sauerstoffversorgung: Dadurch werden die Funktion, das Wachstum und die Reproduktion von Meeresfischen reduziert. Die Temperatur beeinflusst die Gebiete und den Erfolg der Reproduktion; sie ist außerdem nicht nur für einzelne Organismen ein entscheidender Faktor. Außerdem konnte beobachtet werden, dass polare Fische die Fähigkeit verloren haben, sogenannte „Heat shock proteins“ zu produzieren, die Zellstrukturen reparieren, die durch relativ hohe Temperaturen geschädigt wurden. Das macht sie besonders empfindlich gegenüber Temperaturänderungen.<ref name="Ficke 2007" /> Auch Meeresökosysteme reagieren sensibel und schnell auf Temperaturerhöhungen. Auf großen Skalen sind die Muster mariner Biodiversität eng mit dem Klimawandel gekoppelt. Erhebliche Gebietsverschiebungen bei marinen Arten und in der Folge mögliche Störungen von Ökosystemleistungen sind zu erwarten;<ref name="WBGU 2013" /> die Verteilungsränder und Schwerpunkte vieler mariner und wirbelloser Fische verschieben sich, indem sie den Änderungen im Ozean folgen. Spezies verschieben sich also mit der Klimaaerwärmung polwärts und <ref name="WBGU 2013" /> eine „Tropikalisierung“ (wachsende Dominanz von Warmwasserfischen) ist aufgrund der Ozeanerwärmung zu erwarten. Die Erwärmung könnte dazu führen, dass die thermische Toleranz von tropischen Spezies überschritten wird und sich so ihr Fangpotential verringert. Die Tropen sind also besonders verwundbar.<ref name="Cheung 2013" />
Aus der Erwärmung der Wassertemperaturen folgt eine verstärkte Schichtung, die den Transport von Nährstoffen aus tieferen Schichten an die Meeresoberfläche verhindert, sodass die Nahrungszufuhr gefährdet wird.

Die Auswirkungen des Klimawandels zeigen sich jetzt schon auf allen trophischen Ebenen:
Im Nordpazifik kann die niedrige Phytoplanktonproduktion über mehrere trophische Stufen mit niedrigeren Fischerträgen korrelieren. In Australien hingegen ist die Primärproduktion von Phytoplankton durch den anthropogenen Klimawandel gestiegen, sodass auch die regionalen Fischerträge steigen.
Die Abnahme des Phytoplankton im letzten Jahrhundert hängt mit den gestiegenen Oberflächentemperaturen zusammen.<ref name="WBGU 2013" />

=== Sauerstoffarme Zonen ===

[[Bild:Verteilung_Sauerstoffminimumzonen.jpg|thumb|420px|Verteilung der Sauerstoffminimumzonen in den Ozeanen (hier: lila markiert)]] Viele Organismen hängen stark vom Sauerstoffgehalt ab. Bereiche, in denen zu wenig Sauerstoff vorhanden ist, um das Überleben der Fische zu sichern, werden als sauerstoffarme/- lose Zonen oder auch als Totwasserzonen bezeichnet. Die Anzahl und die Ausdehnung von Totwasserzonen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, ihre Auswirkung wurde bis jetzt aber eher unterschätzt. Insgesamt beträgt die Fläche an sauerstoffarmen Zonen in mehr als 400 Meeresgegenden mehr als 245.000 km². Je länger sich die Sauerstoffarmut ausbildet, desto länger wird die Erholung und die Rekolonisierung der benthischen Habitate dauern. Im tropischen Nordostatlantik birgt der verringerte Sauerstoffgehalt eine Gefahr für die bereits überfischten Thun- und Schwertfischbestände. Sauerstoffarme Zonen könnten aber andedrerseits auch den Räuberdruck auf Arten verringern, die gegenüber Sauerstoffarmut tolerant sind. Jedenfalls sind die Fischereierträge bislang nicht so stark reduziert, wie es aufgrund hoher Stickstoffeinträge zu erwarten wäre.<ref name="WBGU 2013" />

Besonders in Nebenmeeren wie der Ostsee ist die Sauerstoffarmut ein großes Problem. Neben der Eutrophierung begünstigt der Klimawandel das Wachstum von beispielsweise [[Cyanobakterien_der_Ostsee_im_Klimawandel|Cyanobakterien]] (umgangssprachlich auch Blaualgen genannt). Bei der Zersetzung der Biomasse wird dann Sauerstoff verbraucht, sodass sauerstoffarme Zonen gebildet bzw. verstärkt werden.

Wärmeres Wasser erhöht einerseits den Sauerstoffbedarf beim anabolen Stoffwechsel der Fische, während es andererseits die Sauerstofflöslichkeit des Wassers verringert. Individuen mit kleinerer Körpergröße haben einen geringeren Bedarf an Sauerstoff, weil ihre Körperoberfläche im Verhältnis zu ihrem Volumen größer ist. Modellsimulationen haben daher bis 2050 eine Reduktion des mittleren maximalen Körpergewichts um 14-24 % global vorhergesagt. An sechs von acht kommerziellen Fischarten wurde dieser Zusammenhang zum ersten Mal für die Nordsee empirisch nachgewiesen. So wurden Reduktionen der Länge zwischen den beiden Zeiträumen 1973-1977 und 1993-1997 beim Schellfisch um 29 %, beim Hering um 13 %, bei der männlichen Seezunge um 13 % festgestellt. Im Mittel betrug die Verringerung der Länge bei den untersuchten Arten 16 %. Die Reduktion der Körpergröße ging einher mit einer Temperaturzunahme von 1-2 °C und hatte eine Abnahme der Fangmenge bei den betroffenen Arten um 23 % zur Folge.<ref>Baudron, A.R. (2014): Warming temperatures and smaller body sizes: synchronous changes in growth of North Sea fishes, Global Change Biology (2014), doi: 10.1111/gcb.12514</ref>

== Projektionen ==

Insgesamt wird der Klimawandel die bereits bestehenden Stressoren auf die Fischbestände verstärken. Als weitreichende Wirkungen sind räumliche Verschiebungen von Populationen und die veränderte Artenzusammensetzung mariner Ökosysteme zu erwarten, diese sind aber im Detail schwer vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Veränderungen im Ozean ===

Der anthropogene Klimawandel resultiert in Langzeitänderungen in der Atmosphäre und im Ozean. Dazu gehören die Ozeanerwärmung, die Verminderung von Meereis, ein stärker geschichteter Ozean und die zunehmende Versauerung. Es wird erwartet, dass sich diese Entwicklungen zukünftig fortsetzen werden. Auch die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, Änderungen in der Primärproduktion, ein weiterer [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstieg]] und das vermehrte Auftreten von Extremwetterereignissen werden vorhergesagt.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung der Meere folgt eine verstärkte Schichtung (also: schwache Durchmischung) des Meerwassers und eine abgeschwächte Ozeanzirkulation.<ref name="WBGU 2013" />
Die Versauerung ist nur auf extrem langen Zeitskalen irreversibel. Die Geschwindigkeit der Versauerung ist heute mehr als hundert Mal schneller als in den letzten 65 Millionen Jahren. Die stärkste pH-Änderung wird künftig in der Arktis erwartet, da die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch schmelzendes Meereis erhöht wird; außerdem mindern die Süßwassereinträge durch das schmelzende Eis die Sättigung.<ref name="Sumaila 2011" />

Der größte Sauerstoffverlust wird in mittleren und höheren Breiten erwartet; bereits sauerstoffärmere und weniger produktive tropische und subtropische Gebiete zeigen in Modellsimulationen geringere Änderungen. Der Sauerstoffgehalt könnte im globalen Mittel in diesem Jahrhundert um 1 – 7% abnehmen. Die klimawandelbedingte Sauerstoffabnahme ist auf gesellschaftlich relevanten Zeitskalen irreversibel.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Auswirkungen auf die Fischbestände ===

Es wird erwartet, dass Fische in warmem Wasser eine kleinere maximale Körpergröße ausbilden und bei ihrer ersten Reife kleiner sein werden. Kleinere Fische haben in warmen Gewässern eine erhöhte Sterblichkeitsrate. Das sind wichtige Faktoren, die die Populationsdynamik und -produktivität beeinflussen.<ref name="Sumaila 2011" /> [[Bild:Verteilungsänderungen WORI.jpg|thumb|420px|Verteilung invasiver Fischarten in den Ozeanen. Regionen, in denen heimische Arten nicht verdrängt oder beeinträchtigt werden, sind grün. ]]

Fische, deren Habitate in Kaltwasserregionen sind, werden am meisten unter dem Stress der Klimaerwärmung leiden. Dieser abiotische Stress könnte dadurch verschärft werden, dass Veränderungen schneller eintreten, als sich die Arten daran anpassen können. Können sich Arten nicht anpassen, werden sie sich in günstigere Habitate zurückziehen müssen. Gelingt ihnen das nicht schnell genug oder können sie sich nicht hinreichend verbreiten oder in ihrer neuen Lebensgemeinschaft behaupten, werden sie aussterben. Beide Fälle haben lokale Artenverschiebungen zur Folge, die dazu führen, dass sensitive Arten verschwinden, während sich opportunistische, anpassungsfähigere Arten verbreiten werden.<ref name="WBGU 2013" />

Mit der verstärkten Schichtung der Meere wird die Primärproduktion verringert, global wird mit zunehmendem Klimawandel eine abnehmende aquatische Produktion einschließlich der Fischereiproduktion prognostiziert. Im wärmeren Klima treten möglicherweise El-Niño-Bedingungen immer häufiger und stärker auf, was die Verminderung der globalen Ozeanproduktion verstärkt.<ref name="WBGU 2013" />

Es gilt als sicher, dass wirbellose Tiere am meisten unter der Versauerung der Ozeane leiden werden.
Global gesehen werden Arten verloren gehen und Ökosysteme werden sich ändern. In einzelnen Fällen können Ökosysteme regionale Veränderungen der Artengemeinschaft, z.B. durch Zuwanderung, verkraften. In der Antarktis könnten Planktonalgen von der Meerwassererwärmung sogar profitieren, ebenfalls ist die Aussüßung der östlichen Ostsee ein Vorteil für süßwasserliebende Arten. Zusätzlich kann es durch die Einwanderung fremder Spezies in manchen Lebensräumen zu einer kurzfristigen Erhöhung der biologischen Vielfalt kommen. Generell sind die regionalen Auswirkungen jedoch sehr schwer abzuschätzen.<ref name="WOR I 2010" /> Da die Anpassungspotentiale unterschiedlich ausgeprägt sind, könnten sich die Konkurrenzverhältnisse zwischen den Arten drastisch verschieben, strukturelle Veränderungen im marinen Nahrungsnetz sind jedoch kaum vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Auswirkungen auf die marine Fischerei ===

Die Fischerei wird stark beeinflusst, da sich sowohl die Quantität, Qualität und Vorhersagbarkeit des marinen Fischfangs ändern werden. Ein direkter Einfluss ist zum Beispiel die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, die sich auf die Physiologie und die Verteilung von pelagischen marinen Organismen auswirkt.<ref name="Sumaila 2011" /> Diese Verschiebungen werden in Gewinnen und Verlusten für die Spezies resultieren und die Strukturen der Fischbestände ändern. Allerdings können die Verteilungsverschiebungen auch neues Potential bieten. Durch die Ozeanerwärmung wird ein Anstieg bei der Menge der Hummer in den tieferen Gewässern vor West-Australien erwartet und auch in der Nordsee könnte es zu einem vermehrten Aufkommen von Warmwasserspezies wie dem Wolfsbarsch kommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Mögliche Konsequenzen für die Fischerei könnten sein, dass sich Preis und Wert der Fische, die Kosten, die Einkommen, der Gewinn für die Betriebe und die wirtschaftliche Rendite ändern. Die Auswirkungen könnten ähnlich ausfallen wie beim El-Niño-Phänomen: In El-Niño-Phasen werden vor Südamerika (Chile, Peru) weniger pelagische marine Spezies angelandet, dafür steigen die Anlandungen der Südostasiatischen Makrele. Es sollte zusätzlich beachtet werden, dass die Gewinne nicht nur von der Quantität, sondern auch von der Fangzusammensetzung abhängen. So ist beispielsweise im Keltischen Meer die Zahl der Fänge gestiegen; aber aufgrund der gehäuften kleineren, minderwertigen Spezies unter ihnen hat der Wert der Anlandungen insgesamt abgenommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Zusätzlich wird eine stark steigende Nachfrage nach Fischprodukten prognostiziert, da die Weltbevölkerung steigt und immer mehr Menschen Fisch konsumieren. Dieser Konsum kann nicht allein durch Wildfischerei befriedigt werden, da die Fisch-Erträge nicht steigen werden. Stattdessen muss die Fischereiintensität vorübergehend gemindert werden, um eine Erholung der Bestände zu erreichen.<ref name="WBGU 2013" />

Auf den Kontinentalsockeln (bis auf hohe Breiten) werden die Fangpotentiale überall zurückgehen und auf Hoher See insgesamt eher zunehmen. Treiber hierfür sind Populationsverschiebungen und Änderungen in der Primärproduktion. In der Arktis und der Subarktis ist eine Zunahme der Fangpotentiale um 30 – 70% möglich, in den Tropen wird jedoch mit Abnahmen um bis zu 40% gerechnet.
Das erhöhte Fangpotential in der Arktis und Subarktis könnte auch durch die Versauerung der Ozeane und weniger gelöstem Sauerstoff wieder relativiert werden.<ref name="Sumaila 2011" /> Generell ist davon auszugehen, dass sich Warmwasserspezies durchsetzen werden.

=== Auswirkungen auf die Süßwasserfischerei ===

==== Fische in gemäßigten Regionen ====

Generell wird das Wachstum der Fische in gemäßigten Regionen mit der Temperatur steigen, bis die Umgebungstemperatur optimal für die jeweilige Spezies ist. Etwa 90% des jährlichen Wachstumsprozesses der Fische fällt in die Sommermonate, da hier die Futterverfügbarkeit maximal ist und die Wassertemperaturen optimal für das Wachstum der Fische ist. Die Erwärmung weitet diesen Zeitraum weiter aus und sorgt für weniger Winterstress.

Gleichzeitig führt die Erwärmung zu einem gesteigerten Energiebedarf, da sich mit steigenden Temperaturen auch der Stoffwechsel der Fische erhöht. Dieser zusätzliche Energiebedarf wird von den Fischen durch eine vermehrte Nahrungsaufnahme kompensiert, allerdings können Gebiete mit begrenzter Nahrungsverfügbarkeit nicht mit dem erhöhten Bedarf mithalten. Ein Anstieg der Menge der Kaltwasserfische ist also nur zu erwarten, wenn auch mehr Futter zur Verfügung steht.
Auch die Reproduktion könnte durch die erhöhten Temperaturen beeinträchtigt werden: Besonders verwundbar sind Spezies, die große Eier und ein kleines Gelege legen und erst spät die sexuelle Reife erreichen („equilibrium species“). Am wenigsten durch den Klimawandel betroffen sind sogenannten opportunistische Spezies (frühe Reife, kleine Eier, kleines Gelege, häufiges Laichen).<ref name="Ficke 2007" />

==== Tropische Fische ====

Tropische Süßwasser-Fische, die zum Beispiel im Victoriasee in Ostafrika zu finden sind, können sich gut an steigende Temperaturen anpassen. Da die Klimaerwärmung die Tropen ohnehin nicht stark treffen wird, ist es wahrscheinlich, dass tropische Fische im Gegensatz zu Fischen in polaren und gemäßigten Gebieten wenig durch die Erwärmung leiden werden. Außerdem suggerieren einige Studien, dass tropische Fische gegenüber geminderten gelösten Sauerstoffkonzentrationen sehr widerstandsfähig sind.<ref name="Ficke 2007" />

Insgesamt gilt es jedoch als sicher, dass geänderte Strömungsregime einen größeren Schaden anrichten werden als steigende Temperaturen. Außerdem ist es sehr wahrscheinlich, dass der Klimawandel in den Tropen durch andere Effekte wie der [[Deforestation_(Tropen)|Entwaldung]] und Änderungen in der Landnutzung überschattet wird. Eine Entwaldung im Amazonasgebiet könnte beispielsweise dazu führen, dass es in Parana und Paraguay zu erhöhtem Niederschlag und in Uruguay und Negro zu vermindertem Niederschlag kommen könnte. Bei diesem Szenario würde die Fischereiproduktivität dann durch Änderungen im Störmungsregime variieren.<ref name="Ficke 2007" />

==== Polare Fische und Fische in hohen Breiten ====

Viele Süßwasserfische in den hohen Breiten sind bis in gemäßigte Zonen verbreitet. Die Klimaerwärmung könnte für Fische in polaren Regionen und in hohen Breiten positiv sein, da sich aus der daraus folgenden Eisschmelze mehr Habitate für die Fische ergeben könnten. Während sie sich jedoch in höhere Breiten ausbreiten können, steigt die Konkurrenz an den äquatorwärtigen Grenzen der Habitate in den mittleren Breiten, da sich mehr Fische aus gemäßigten Regionen ansiedeln. Daher ist ebenso eine Reduzierung der Habitate für polare Fische durchaus möglich. Da die Fische an die kalten Temperaturen in polaren Gegenden gewöhnt sind, sind sie sehr empfindlich gegenüber Temperaturerhöhungen.<ref name="Ficke 2007" />

=== Aquakultur ===

[[Bild:Aquakultur_Vestmanna.jpg|thumb|420px|Aufzucht von Lachs vor Vestmanna/Färöer]] Der Haupteinfluss der globalen Erwärmung ist auch bei der Aquakultur die daraus resultierende steigende Wassertemperatur. Diese ist besonders bedeutsam für die Aquakultur in gemäßigten Regionen und kaltem Wasser. Die Erwärmung bietet länger optimale Konditionen für die Fischzucht, sodass der ökonomische Anreiz künftig steigen wird, da beispielsweise Energiekosten gesenkt werden können.

Der Meeresspiegelanstieg könnte in den Tropen und Subtropen dazu führen, dass es größeres Potential für Fischfarmen gibt.

Aber auch bei der Aquakultur hat der Klimawandel nicht nur Vorteile. So wird erwartet, dass die erhöhten Wassertemperaturen die Aquakultur in gemäßigten Zonen, insbesondere bei der Kultivierung von Lachs, einschränken wird. Das liegt daran, dass in diesen Zonen schon die ideale Zuchttemperatur vorliegt und diese durch die Erwärmung dann überschritten wird. Insgesamt könnten sich die Zuchtbedingungen polwärts verschieben.<ref name="WBGU 2013" />

Außerdem könnten in einigen Ländern und Regionen die steigenden Temperaturen zu einer vermehrten Algenblüte und der Verbreitung von Krankheiten führen. Das ist besonders problematisch, da Fische in Aquakulturen bereits eine verminderte genetische Variabilität vorweisen, die sie anfälliger für Erreger machen. Die verminderte genetische Variabilität verringert zusätzlich die Anpassungsfähigkeit an die veränderten Umweltbedingungen.<ref name="Ficke 2007" />

Die Aquakultur wird auch indirekt durch den Klimawandel betroffen: Die Auswirkungen, die dieser auf die marine Fischerei hat, beeinträchtigt auch die Aquakultur, da die Rohmaterialien für die Produktion von Fischmehl und -öl überwiegend aus der marinen Fischerei stammen.

== Fischerei als Klimafaktor ==

Es sollte nicht übersehen werden, dass die Fischerei durch ihren Verbrauch an fossilen Brennstoffen auch ein Verursacher von Emissionen ist. Allein die Fischereiflotte emittiert jährlich 43 – 134 Millionen Tonnen CO<sub>2</sub>. Umgerechnet bedeutet das, dass für 1t Lebendgewicht an angelandetem Fisch 1.7 Tonnen CO<sub>2</sub> freigesetzt werden.

Bei der Wildfischerei ist der Fischfang die Phase im Lebenszyklus, die der Umwelt am meisten schadet. Hierbei spielt der Brennstoffverbrauch der Fischerboote eine besonders große Rolle; Schleppnetzfischerei ist weit energieaufwändiger als Fischerei mit Ringwadennetzen. Passive Methoden wie Haken und Fallen sind besonders energieeffizient. Die stärkste Belastung wird durch die Hochseefischerei verursacht, die aufgrund der weiten Distanzen zwischen Fanggebieten und Häfen besonders emissionsintensiv sind.<ref name="WBGU 2013" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/lebensraum-ozean/themen-/bedrohung-und-schutz-der-meere/fischerei-und-ueberfischung '''Regionaldaten zur Fischerei'''] mit dem Visualisierungsprogramm Panoply eigene Karten erzeugen.<br>
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113468/a44beae1ee55306f532152d2821770bb/data/2008-nordsee-klimawandel.pdf Auswirkungen des Klimawandels auf die Nordsee] (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113458/ed5b15bb3e6e76ba7c058834927cc5aa/data/2011-kabeljaubestand-in-der-nordsee.pdf Der Rückgang des Kabeljaubestands in der Nordsee] Anthropogene und klimabedingte Ursachen (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3874604/0494b9f686c7a83dda2ed7542b83c198/data/2012-nordatlantikstrom-und-aal.pdf Hat die Abschwächung des Nordatlantikstroms eine Auswirkung auf das Überleben der Europäischen Aale?] (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113416/1d90f5fd306f7a1b25e3236e8ce86085/data/2009-miesmuschel-auster.pdf Miesmuschel vs. Auster] Wird die Miesmuschel in der Nordsee aussterben und wird die Pazifische Auster stattdessen die Nordseeküste bevölkern? (Gymnasium Allee, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3460606/d43ffa344960a586685dc911d578308b/data/2012-ostseedorsch.pdf Müssen wir dem Ostseedorsch ein Denkmal setzen?] Direkte und indirekte anthropogene Einflüsse auf den Dorschbestand der Ostsee. (Stadtteilschule Bergstedt, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3946316/77db27e3695c730d477440bd2153a722/data/2013-pazifische-auster.pdf Wird die Pazifische Felsenauster die Miesmuschel aufgrund des Klimawandels aus der Nordsee verdrängen?] (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
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[[Kategorie:Wirtschaft und Soziales]]
[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Ökosysteme]]

Fischerei

2023-10-12T16:59:40Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Maldivesfish2.jpg|thumb|520px|Fische und Korallenriffe vor den Malediven]]
== Die Fischereiwirtschaft ==

Die globale Fischerei erwirtschaftet jährlich 80 – 85 Milliarden US$. Direkt und indirekt werden durch sie etwa 520 Millionen Menschen beschäftigt, was 8% der Weltbevölkerung entspricht. Vor allem in maritimen Niedriglohnländern ist die Arbeit in der Fischerei von großer Bedeutung, da sie die Ärmsten der Welt mit einem Einkommen und Nahrung versorgt.<ref name="Sumaila 2011"> Sumaila, U.R., Cheung. W.W.L., Lam, V. W.Y., Pauly, D. and Samuel Herrick, S. (2011): Climate change impacts on the biophysics and economics of world fisheries, NATURE CLIMATE CHANGE Vol. I</ref>

Der Anteil der Kalorien aus Fischprodukten an der Welternährung ist sehr gering: In 2009 wurden global pro Kopf 18.4kg Fisch konsumiert.<ref name="WBGU 2013"> Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen WBGU, Berlin (2013): [http://www.wbgu.de/hauptgutachten/hg-2013-meere/ Welt im Wandel: Menschheitserbe Meer.] Hauptgutachten 2013 </ref> Allerdings versorgt die Fischereiwirtschaft drei Milliarden Menschen mit 20% ihres Bedarfs an tierischem Eiweiß. Insgesamt trägt der konsumierte Fisch zu 16.5% des globalen tierischen Proteinbedarfs bei, sein Anteil an Protein allgemein liegt bei 6.4%.<ref name="FAO 2010"> [http://www.fao.org/docrep/015/ba0058t/ba0058t.pdf FAO (2010): Yearbook. Fishery and Aquaculture Statistics] </ref>

In der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts erlebte die marine Fischerei einen Aufschwung: Die Anlandungen stiegen von 16.8 Millionen Tonnen pro Jahr in 1950 auf 96.4 Millionen Tonnen pro Jahr in 1996; seitdem stagnieren die Erträge der marinen Fischerei bei etwa 80 Millionen Tonnen pro Jahr mit einer leicht fallenden Tendenz. Die Fischerei aus Binnengewässern und dem Meer stagniert bei etwa 90 Millionen Tonnen.<ref name="FAO 2010" /> Von dem global angelandeten Fisch stammt der Großteil aus der marinen Fischerei (52.1%). Hiervon werden 90% der Erträge in den Ausschließlichen Wirtschaftszonen (AWZ) der Küstenstaaten erwirtschaftet, etwa 10% stammen aus der Hohen See.<ref name="WBGU 2013" /> 7.6% der globalen Fischproduktion werden durch die Süßwasserfischerei erwirtschaftet und etwa 40% stammen aus der Aquakultur. 64.3% der Fische, die in der Aquakultur gezüchtet wurden, stammten in 2010 aus dem Meer und 35.7% aus Binnengewässern. Die Aquakultur hat seit 2001 um 6.3% pro Jahr zugenommen; in absoluten Werten bedeutet das, dass sich die Fangmenge aus der Aquakultur von 34.6 Millionen Tonnen in 2001 auf 59.9 Millionen Tonnen in 2010 gesteigert hat.<ref name="FAO 2010" />

Insgesamt trägt die Aquakultur zum Überleben der Fischerei-Industrie bei und tendiert dazu, die Versorgung und die Preise zu stabilisieren. Der Top-Fischerei-Staat ist China gefolgt von Indonesien, Indien und den USA.<ref name="FAO 2010" /> Etwa 40.4% der globalen Fischereifänge werden weggeworfen, weil sie entweder zu klein sind, ihr Fang verboten ist oder kein profitabler Markt existiert. Das Wegwerfen von Beifang ist nur in der industriellen Fischerei üblich.<ref name="Davies 2009"> Davies, R.W.D., Cripps, S.J., Nickson, A. And Porter, G. (2009): Defining and estimating global marine fisheries bycatch, Marine Policy, Vol. 33, Issue 4</ref>

Die Fischerei konzentriert sich überwiegend auf Arten, die weit oben im Nahrungsnetz stehen (z.B. Thunfisch und Kabeljau).<ref name="WBGU 2013" /> Zu den global am meisten gefischten Arten gehört der Anchovis (obwohl der Anchovisfang in 2010 im Vergleich zum Vorjahr um 39% gesunken ist), gefolgt von dem Alaska Seelachs, dem Echten Bonito (Thunfisch), dem atlantischen Hering und der Japanischen Makrele.<ref name="FAO 2010" />

Die Überfischung ist die wichtigste Ursache für den Verlust der biologischen Vielfalt in den Meeresökosystemen.<ref name="WBGU 2013" /> Nach Schätzungen der FAO sind
* 30% der globalen Fischbestände überfischt
* 57% der globalen Fischbestände voll ausgeschöpft, gemessen am höchstmöglichen Dauerauftrag und
* 12.7% der globalen Fischbestände theoretisch in der Lage, höhere Fangerträge zu verkraften.<ref name="WBGU 2013" />

Die Fischereiwirtschaft ist weltweit auch durch den Klimawandel betroffen. Seine Auswirkungen schlagen sich in Änderungen in der Primärproduktion, in Verschiebungen der Verteilung der Bestände und in Änderungen der potentiellen Erträge von überfischten marinen Spezies nieder.<ref name="Sumaila 2011" />

== Lebensräume der Fische im Klimawandel ==

Mit dem Beginn der Industrialisierung nahm der menschliche Einfluss auf die [[Atmosphäre_im_Klimasystem|Atmosphäre]], die Landsysteme und die Meere zu. Damit änderten und ändern sich auch immer noch die Lebensräume der Fische.

=== Ozeane ===

==== Kohlenstoffaufnahme durch den Ozean ====
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]
[[Bild:Ozean ph aenderung.jpg|thumb|420px|Geschätzte Verringerung des pH-Werts an der Meeresoberfläche durch anthropogenes Kohlendioxid in der Atmosphäre zwischen ca. 1700 und den 1990er-Jahren.]]
Die Meere spielen eine zentrale Rolle im Kohlenstoffkreislauf der Erde. Vor der Industrialisierung gab der Ozean jährlich etwa 0.6 Gt Kohlenstoff an die Atmosphäre ab, also die Menge, die in Form organischen Materials über die Flüsse eingetragen wurde. Da der Kohlenstoff des organischen Materials über Photosynthese aus der Atmosphäre stammte, änderte der Austausch den CO<sub>2</sub>-Gehalt der Atmosphäre nicht und es herrschte ein Gleichgewicht im System.

Erst die anthropogene Störung des Kohlenstoffkreislaufs machte das Meer zu einer CO<sub>2</sub>-Senke: Steigt das CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre, gibt diese solange Kohlenstoffdioxid an den Ozean ab, bis die Partialdrücke im Oberflächenwasser und in der Atmosphäre wieder ausgeglichen sind. Daher führen CO<sub>2</sub>-Emissionen in der Atmosphäre zwangsläufig zu einem Übergang von CO<sub>2</sub> in den Ozean. Mittlerweile nimmt der Ozean jährlich mehr als 2 Gt Kohlenstoff in Form von CO<sub>2</sub> (entspricht 7.3 Gt CO<sub>2</sub>) auf: Das ist etwa ein Drittel der anthropogenen CO<sub>2</sub>-Emissionen. Ein Teil des CO<sub>2</sub> gelangt dann auf verschiedenen Wegen in die Tiefe der Meere, allerdings verbleibt das CO<sub>2</sub> auch teilweise im Oberflächenwasser oder wird von Pflanzen aufgenommen. Insgesamt sind im Meer etwa 38.000 Gt Kohlenstoff gespeichert, was das Fünfzigfache des Kohlenstoffgehalts der Atmosphäre ist.

Das CO<sub>2</sub> löst sich im Meerwasser und bildet eine schwache Säure, sodass der pH-Wert absinkt und es so zu einer [[Ozeanversauerung]] kommt. Seit der Industrialisierung ist der pH-Wert der Ozeane um 0.1 Einheiten gesunken, der Säuregehalt hat also um etwa 30% zugenommen. Mit dem pH-Wert ändert sich auch die Konzentration der Karbonat-Ionen im Meerwasser, welche von Meeresorganismen benötigt werden, um Kalkschalen zu bilden.

Für die [[Korallenriffe]], welche vielen Fischarten als Habitate dienen, ist der zunehmende CO<sub>2</sub>-Ausstoß die am schnellsten wachsende Bedrohung, da die Kalkbildung von der Konzentration von Karbonationen abhängt. Die Kalkbildung ist die Grundlage für das Wachstum der Korallenriffe und wirkt der Erosion entgegen. Korallenriffe gelten als artenreichstes Ökosystem der Meere; sie sind vor allem in flachen, nährstoffarme Gewässern in den Tropen zu finden (30° nördliche bis 30° südliche Breite). Rund 4000 Fischarten leben in Korallenriffen; sie dienen den Fischen als Fress- und Laichstätten. Korallen leben in Symbiose mit den sogenannten Zooxanthellen, einer Algenart.<ref name="Sumaila 2011" />

==== Erwärmung der Meere ====
Hauptartikel: [[Erwärmung des Ozeans]]

Ein weiterer Effekt durch den Klimawandel ist die zunehmende Erwärmung der Meere; die oberflächennahen Temperaturen steigen und liegen heute um +0.7 °C höher als in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Die tieferen Schichten des Ozeans haben sich hingegen sehr viel weniger erwärmt (> +0.004 °C zwischen 1955 – 1998). Durch den erhöhten Temperaturunterschied zwischen der Meeresoberfläche und den darunterliegenden Schichten ist das oberflächennahe Meerwasser stärker geschichtet,[[Bild:Ozeanerwaermung.gif|thumb|420px|Veränderung des Wärmegehalts in den oberen Schichten des Ozeans]] wodurch die Tiefenkonvektion verringert wird.<ref name="WBGU 2013" /> Der Anstieg der Wassertemperaturen ist in den hohen Breiten der Nordhemisphäre im Nordatlantik am stärksten.<ref name="IPCC 2013"> Working Group I Contribution to the IPCC Fifth Assessment Report. Climate Change 2013: The Physical Science Basis, Chapter 3 – Observations: Ocean</ref> Damit ist auch der Rückgang des Meereises gekoppelt. Zusätzlich folgt aus der Erwärmung und der Versauerung, dass sich die Anfälligkeit der Korallenriffe erhöht. Geraten Korallen in eine Stresssituation (z.B. durch zu hohe oder zu niedrige Temperaturen, durch zu intensives Licht), stoßen sie die Algen, mit denen sie in Symbiose leben, aus ihrem Gewebe aus. Da dann das Korallenskelett sichtbar wird, das ohne die Algen nur noch blass gefärbt ist, spricht man bei diesem Effekt von der Korallenbleiche. Hält die Korallenbleiche über einen langen Zeitraum an, verhungern die Korallen und sterben ab.<ref name="Sumaila 2011" />
Einige Untersuchungen zeigen, dass die globale Phytoplankton-Biomasse im Ozean über die letzten 50 Jahre abgenommen hat, dieses Ergebnis ist allerdings umstritten.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung und der stabileren Schichtung folgt im offenen Ozean eine Abnahme der Sauerstoffkonzentration. Die Erwärmung verringert die Löslichkeit von Sauerstoff im Meerwasser, während die stabilere Schichtung den Transport von sauerstoffreichem Oberflächenwasser in tiefere Schichten reduziert, wo Sauerstoff kontinuierlich von Meeresorganismen aufgezehrt wird. Das Ausmaß der klimawandelbedingten Sauerstoffabnahme wird daher von der Wärmemenge bestimmt, die der Ozean aufnimmt. In den letzten 50 Jahren konnte in den meisten Regionen der tropischen Meere eine abnehmende Sauerstoffkonzentration beobachtet werden; damit breiten sich auch sauerstoffarme Zonen aus. Ähnliches konnte auch im Nordpazifik beobachtet werden.

Die erhöhte Meerestemperatur, die stabilere Schichtung und die damit verbundene Reduktionen des Sauerstoffgehalts haben deutliche Auswirkungen auf die Meeresökosysteme: Es kommt zu Änderungen in der Artenzusammensetzung, zu räumlichen Verschiebungen der Populationen und zu einem veränderten Nahrungsnetz.<ref name="WBGU 2013" />

=== Süßwassersysteme ===

In Süßwassersystemen können ähnliche Effekte wie in den Meeren beobachtet werden.
Durch die Klimaerwärmung steigen auch im Süßwasser die Wassertemperaturen und mit den steigenden Wassertemperaturen sinkt die Sauerstofflöslichkeit. Gleichzeitig steigt die Schädlichkeit von Giftstoffen (z.B. Schwermetalle) für Fische.

Auch die hydrologischen Bedingungen unterliegen aufgrund des Klimawandels Änderungen: So ändert sich das Ausmaß der saisonalen Wasserstände durch Änderungen beim Niederschlag. Außerdem erhöhen sich durch die Klimaerwärmung auch die Strom- und Grundwassertemperaturen; gemäßigte Regionen sind hierdurch stärker betroffen als tropische Ströme, bei denen die Grundwassertemperaturen beinahe den Temperaturen der Ströme in den Sommermonaten entsprechen.

Ebenfalls führt die Erwärmung und die erhöhte UV-B-Einstrahlung zu veränderten Schichtungsmustern: In großen Seen werden die tiefen Schichten (Hypolimnion) nicht durch das Sonnenlicht erreicht. Gleichzeitig werden die oberflächennahen Wasserschichten (Epilimnion) durch die erhöhte Einstrahlung immer stärker erwärmt, sodass sich ein Dichtegradient zwischen den Schichten bildet, der die Durchmischung der Schichten verhindert. Die Erwärmung sorgt dafür, dass dieser Gradient immer früher im Jahr gebildet wird.

Eine weitere Auswirkung des Klimawandels ist der drohende [[Wasserressourcen_und_Klimawandel|Wasserverlust]] in einigen stehenden Gewässern. Das betrifft zum Beispiel den Mittelmeerraum, Südafrika, Mittelamerika und Südaustralien. Erhöhte Temperaturen und Sonneneinstrahlung könnten die gegenwärtigen Wasserverlustraten dieser Systeme erhöhen, da mehr Wasser verdampft als durch Niederschlag in die Gewässer eingetragen wird. <ref name="Ficke 2007"> Ficke, A. D., Myrick, C. A., Hansen, L.J. (2007): Potential impacts of global climate change on freshwater fisheries, Springer Science+Media B.V. 2007</ref>

== Auswirkungen des Klimawandels auf die Fischbestände ==

Die Verschiebungen von Fischbeständen ist die am meisten erwähnte Reaktion von marinen Spezies auf Umweltänderungen. Ozeanströmungen und Temperaturen ändern die Ausbreitung von Larven und damit die Vernetzung der marinen Populationen. Es konnte beobachtet werden, dass die Rekrutierung vieler überfischter Fische und wirbelloser Tiere mit ihren Umweltbedingungen zusammenhängt.

Weiterhin wandern die Fische polwärts und in tieferes Wasser: Das konnte bereits im Nordatlantik, an der US-Ostküste, im Beringmeer und vor Australien beobachtet werden. Unter anderem konnte festgestellt werden, dass sich das Zentrum von Verteilungen von 15 Spezies (aus 36), bestehend aus benthischen Fischen, in höhere Breiten verschoben haben, einige dieser Spezies haben sich auch in tiefere Gewässer bei einer Rate von 3m pro Jahrzehnt bewegt.

Das Ausmaß und die Richtung der Auswirkungen durch den Klimawandel sind immer noch unsicher; das liegt zum Teil daran, dass bei Schätzungen oft global das offene Meer betrachtet wird, der Großteil der Fische wird jedoch in kontinentalen Sockeln gefangen.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Ozeanversauerung ===
Hauptartikel: [[Ozeanversauerung]]

Zwischen der Luft und dem Ozean findet ein permanenter Gasaustausch statt. Das bedeutet, dass mit dem Anstieg des CO<sub>2</sub>-Gehalts der Atmosphäre auch die Reaktion zu Kohlensäure im Meer zunimmt. Damit werden Protonen frei und das Meer versauert. Ein CO<sub>2</sub>-Anstieg in diesem Ausmaß und in so kurzer Zeit hat noch nie in der Erdgeschichte stattgefunden, daher ist bis jetzt unklar, welche Folgen er auf die marine Fauna hat.<ref name="WOR I 2010"> [http://worldoceanreview.com/wp-content/downloads/wor1/WOR1_gesamt.pdf World Ocean Review (2010): Mit den Meeren leben – ein Bericht über den Zustand der Weltmeere]</ref> Allerdings ist sicher, dass insbesondere kalkbildende Organismen, zum Beispiel Korallen, Muscheln und Mikroplanktonarten, von der Versauerung betroffen sind. Eine der direkten Auswirkungen ist, dass Organismen Schwierigkeiten haben, Skelettstrukturen aufzubauen. Auch das Plankton gehört zu den kalkbildenden Arten und ist für etwa ¾ der globalen marinen Kalkbildung verantwortlich. Über den Export von Kalk in die Tiefsee spielen sie nicht nur eine Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf, sondern sie liefern zusätzlich durch die Ausbildung großer Planktonblüten Nahrung für andere Meerestiere. Die verringerte Kalkbildung beeinträchtigt die Überlebensfähigkeit der Organismen, sodass sich die Konkurrenzverhältnisse zugunsten nicht kalkbildender Arten verschieben werden.<ref name="WBGU 2013" />

Auch die Organismen der Fische werden durch den steigenden CO<sub>2</sub>-Gehalt beeinflusst. In den Fischen können ähnliche Vorgänge wie bei der Lösung von CO<sub>2</sub> im Wasser beobachtet werden, da CO<sub>2</sub> ungehindert durch Zellmembranen wandert: In den Körperzellen und im Blut führt die vermehrte CO<sub>2</sub>-Aufnahme zu einer pH-Absenkung. Der Organismus muss dann diese Störung des natürlichen Säure-Base-Haushalts kompensieren und das Gelingen dieses Unterfangens ist von Art zu Art unterschiedlich. Die beschriebene Verschiebung kann zu Beeinträchtigungen des Wachstums und der Fortpflanzungsfähigkeit führen und im Extremfall sogar das Überleben einer Art in ihrem Lebensraum gefährden.

Besonders CO<sub>2</sub>-tolerant sind mobile und aktive Tiere wie Fische, Krebstiere und Kopffüßer (z.B. Tintenfische).<ref name="WOR I 2010" /> Ausgewachsene Fische sind physiologisch gut in der Lage, die zu erwartenden erhöhten atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentrationen abzupuffern, juvenile Stadien sind jedoch sehr empfindlich: Das schlägt sich in deutlich verringerten Überlebensraten von Fischlarven nieder, die bei erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen schlüpfen. Beim Kabeljau konnten beispielsweise direkte Gewebeschäden an den Larven beobachtet werden. Außerdem zeigen Fischlarven unter Versauerung Verhaltensänderungen gegenüber Räubern sowie Störungen des Geruchssinns.

Das Phytoplankton, welche die Grundlage des gesamten Nahrungsnetzes des Ozean ist, ist direkt von der Versauerung betroffen, da es ausschließlich in den oberflächennahen Wasserschichten der Weltmeere vorkommt.<ref name="WOR I 2010" />

=== Die Klima-Erwärmung und ihre Sekundäreffekte ===

Bereits natürliche Klimaänderungen, wie zum Beispiel das [[ENSO|El-Niño-Phänomen]], können bei Fischpopulationen Wanderungen oder starke Bestandsschwankungen auslösen. Die anthropogene Klimaerwärmung hat bereits zu räumlichen Verschiebungen von Meerespopulationen in Richtung der Pole und in tieferes Wasser geführt.<ref name="WBGU 2013" />

In den Tropen und den mittleren Breiten wird die marine Produktivität hauptsächlich durch Nährstoffe begrenzt, in polaren und subpolaren Regionen sind jedoch Licht und die Temperatur die wesentlichen begrenzenden Faktoren. Marine Fische reagieren auf die Erwärmung des Ozeans mit Änderungen in den Verteilungen, der Menge, der Phänologie und der Körpergröße, was letztendlich auch die Fischerei betrifft.<ref name="Cheung 2013">Cheung, W.W.L., Watson, R. and Daniel Pauly, D. (2013): Signature of ocean warming in global fisheries catch, Macmillan Publishers Limited</ref> In tropischen Regionen sind die Auswirkungen durch den Klimawandel weniger zu spüren als in den mittleren und hohen Breiten.<ref name="WBGU 2013" />

Höhere Temperaturen erschweren auch die Sauerstoffversorgung: Dadurch werden die Funktion, das Wachstum und die Reproduktion von Meeresfischen reduziert. Die Temperatur beeinflusst die Gebiete und den Erfolg der Reproduktion; sie ist außerdem nicht nur für einzelne Organismen ein entscheidender Faktor. Außerdem konnte beobachtet werden, dass polare Fische die Fähigkeit verloren haben, sogenannte „Heat shock proteins“ zu produzieren, die Zellstrukturen reparieren, die durch relativ hohe Temperaturen geschädigt wurden. Das macht sie besonders empfindlich gegenüber Temperaturänderungen.<ref name="Ficke 2007" /> Auch Meeresökosysteme reagieren sensibel und schnell auf Temperaturerhöhungen. Auf großen Skalen sind die Muster mariner Biodiversität eng mit dem Klimawandel gekoppelt. Erhebliche Gebietsverschiebungen bei marinen Arten und in der Folge mögliche Störungen von Ökosystemleistungen sind zu erwarten;<ref name="WBGU 2013" /> die Verteilungsränder und Schwerpunkte vieler mariner und wirbelloser Fische verschieben sich, indem sie den Änderungen im Ozean folgen. Spezies verschieben sich also mit der Klimaaerwärmung polwärts und <ref name="WBGU 2013" /> eine „Tropikalisierung“ (wachsende Dominanz von Warmwasserfischen) ist aufgrund der Ozeanerwärmung zu erwarten. Die Erwärmung könnte dazu führen, dass die thermische Toleranz von tropischen Spezies überschritten wird und sich so ihr Fangpotential verringert. Die Tropen sind also besonders verwundbar.<ref name="Cheung 2013" />
Aus der Erwärmung der Wassertemperaturen folgt eine verstärkte Schichtung, die den Transport von Nährstoffen aus tieferen Schichten an die Meeresoberfläche verhindert, sodass die Nahrungszufuhr gefährdet wird.

Die Auswirkungen des Klimawandels zeigen sich jetzt schon auf allen trophischen Ebenen:
Im Nordpazifik kann die niedrige Phytoplanktonproduktion über mehrere trophische Stufen mit niedrigeren Fischerträgen korrelieren. In Australien hingegen ist die Primärproduktion von Phytoplankton durch den anthropogenen Klimawandel gestiegen, sodass auch die regionalen Fischerträge steigen.
Die Abnahme des Phytoplankton im letzten Jahrhundert hängt mit den gestiegenen Oberflächentemperaturen zusammen.<ref name="WBGU 2013" />

=== Sauerstoffarme Zonen ===

[[Bild:Verteilung_Sauerstoffminimumzonen.jpg|thumb|420px|Verteilung der Sauerstoffminimumzonen in den Ozeanen (hier: lila markiert)]] Viele Organismen hängen stark vom Sauerstoffgehalt ab. Bereiche, in denen zu wenig Sauerstoff vorhanden ist, um das Überleben der Fische zu sichern, werden als sauerstoffarme/- lose Zonen oder auch als Totwasserzonen bezeichnet. Die Anzahl und die Ausdehnung von Totwasserzonen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, ihre Auswirkung wurde bis jetzt aber eher unterschätzt. Insgesamt beträgt die Fläche an sauerstoffarmen Zonen in mehr als 400 Meeresgegenden mehr als 245.000 km². Je länger sich die Sauerstoffarmut ausbildet, desto länger wird die Erholung und die Rekolonisierung der benthischen Habitate dauern. Im tropischen Nordostatlantik birgt der verringerte Sauerstoffgehalt eine Gefahr für die bereits überfischten Thun- und Schwertfischbestände. Sauerstoffarme Zonen könnten aber andedrerseits auch den Räuberdruck auf Arten verringern, die gegenüber Sauerstoffarmut tolerant sind. Jedenfalls sind die Fischereierträge bislang nicht so stark reduziert, wie es aufgrund hoher Stickstoffeinträge zu erwarten wäre.<ref name="WBGU 2013" />

Besonders in Nebenmeeren wie der Ostsee ist die Sauerstoffarmut ein großes Problem. Neben der Eutrophierung begünstigt der Klimawandel das Wachstum von beispielsweise [[Cyanobakterien_der_Ostsee_im_Klimawandel|Cyanobakterien]] (umgangssprachlich auch Blaualgen genannt). Bei der Zersetzung der Biomasse wird dann Sauerstoff verbraucht, sodass sauerstoffarme Zonen gebildet bzw. verstärkt werden.

Wärmeres Wasser erhöht einerseits den Sauerstoffbedarf beim anabolen Stoffwechsel der Fische, während es andererseits die Sauerstofflöslichkeit des Wassers verringert. Individuen mit kleinerer Körpergröße haben einen geringeren Bedarf an Sauerstoff, weil ihre Körperoberfläche im Verhältnis zu ihrem Volumen größer ist. Modellsimulationen haben daher bis 2050 eine Reduktion des mittleren maximalen Körpergewichts um 14-24 % global vorhergesagt. An sechs von acht kommerziellen Fischarten wurde dieser Zusammenhang zum ersten Mal für die Nordsee empirisch nachgewiesen. So wurden Reduktionen der Länge zwischen den beiden Zeiträumen 1973-1977 und 1993-1997 beim Schellfisch um 29 %, beim Hering um 13 %, bei der männlichen Seezunge um 13 % festgestellt. Im Mittel betrug die Verringerung der Länge bei den untersuchten Arten 16 %. Die Reduktion der Körpergröße ging einher mit einer Temperaturzunahme von 1-2 °C und hatte eine Abnahme der Fangmenge bei den betroffenen Arten um 23 % zur Folge.<ref>Baudron, A.R. (2014): Warming temperatures and smaller body sizes: synchronous changes in growth of North Sea fishes, Global Change Biology (2014), doi: 10.1111/gcb.12514</ref>

== Projektionen ==

Insgesamt wird der Klimawandel die bereits bestehenden Stressoren auf die Fischbestände verstärken. Als weitreichende Wirkungen sind räumliche Verschiebungen von Populationen und die veränderte Artenzusammensetzung mariner Ökosysteme zu erwarten, diese sind aber im Detail schwer vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Veränderungen im Ozean ===

Der anthropogene Klimawandel resultiert in Langzeitänderungen in der Atmosphäre und im Ozean. Dazu gehören die Ozeanerwärmung, die Verminderung von Meereis, ein stärker geschichteter Ozean und die zunehmende Versauerung. Es wird erwartet, dass sich diese Entwicklungen zukünftig fortsetzen werden. Auch die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, Änderungen in der Primärproduktion, ein weiterer [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstieg]] und das vermehrte Auftreten von Extremwetterereignissen werden vorhergesagt.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung der Meere folgt eine verstärkte Schichtung (also: schwache Durchmischung) des Meerwassers und eine abgeschwächte Ozeanzirkulation.<ref name="WBGU 2013" />
Die Versauerung ist nur auf extrem langen Zeitskalen irreversibel. Die Geschwindigkeit der Versauerung ist heute mehr als hundert Mal schneller als in den letzten 65 Millionen Jahren. Die stärkste pH-Änderung wird künftig in der Arktis erwartet, da die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch schmelzendes Meereis erhöht wird; außerdem mindern die Süßwassereinträge durch das schmelzende Eis die Sättigung.<ref name="Sumaila 2011" />

Der größte Sauerstoffverlust wird in mittleren und höheren Breiten erwartet; bereits sauerstoffärmere und weniger produktive tropische und subtropische Gebiete zeigen in Modellsimulationen geringere Änderungen. Der Sauerstoffgehalt könnte im globalen Mittel in diesem Jahrhundert um 1 – 7% abnehmen. Die klimawandelbedingte Sauerstoffabnahme ist auf gesellschaftlich relevanten Zeitskalen irreversibel.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Auswirkungen auf die Fischbestände ===

Es wird erwartet, dass Fische in warmem Wasser eine kleinere maximale Körpergröße ausbilden und bei ihrer ersten Reife kleiner sein werden. Kleinere Fische haben in warmen Gewässern eine erhöhte Sterblichkeitsrate. Das sind wichtige Faktoren, die die Populationsdynamik und -produktivität beeinflussen.<ref name="Sumaila 2011" /> [[Bild:Verteilungsänderungen WORI.jpg|thumb|420px|Verteilung invasiver Fischarten in den Ozeanen. Regionen, in denen heimische Arten nicht verdrängt oder beeinträchtigt werden, sind grün. ]]

Fische, deren Habitate in Kaltwasserregionen sind, werden am meisten unter dem Stress der Klimaerwärmung leiden. Dieser abiotische Stress könnte dadurch verschärft werden, dass Veränderungen schneller eintreten, als sich die Arten daran anpassen können. Können sich Arten nicht anpassen, werden sie sich in günstigere Habitate zurückziehen müssen. Gelingt ihnen das nicht schnell genug oder können sie sich nicht hinreichend verbreiten oder in ihrer neuen Lebensgemeinschaft behaupten, werden sie aussterben. Beide Fälle haben lokale Artenverschiebungen zur Folge, die dazu führen, dass sensitive Arten verschwinden, während sich opportunistische, anpassungsfähigere Arten verbreiten werden.<ref name="WBGU 2013" />

Mit der verstärkten Schichtung der Meere wird die Primärproduktion verringert, global wird mit zunehmendem Klimawandel eine abnehmende aquatische Produktion einschließlich der Fischereiproduktion prognostiziert. Im wärmeren Klima treten möglicherweise El-Niño-Bedingungen immer häufiger und stärker auf, was die Verminderung der globalen Ozeanproduktion verstärkt.<ref name="WBGU 2013" />

Es gilt als sicher, dass wirbellose Tiere am meisten unter der Versauerung der Ozeane leiden werden.
Global gesehen werden Arten verloren gehen und Ökosysteme werden sich ändern. In einzelnen Fällen können Ökosysteme regionale Veränderungen der Artengemeinschaft, z.B. durch Zuwanderung, verkraften. In der Antarktis könnten Planktonalgen von der Meerwassererwärmung sogar profitieren, ebenfalls ist die Aussüßung der östlichen Ostsee ein Vorteil für süßwasserliebende Arten. Zusätzlich kann es durch die Einwanderung fremder Spezies in manchen Lebensräumen zu einer kurzfristigen Erhöhung der biologischen Vielfalt kommen. Generell sind die regionalen Auswirkungen jedoch sehr schwer abzuschätzen.<ref name="WOR I 2010" /> Da die Anpassungspotentiale unterschiedlich ausgeprägt sind, könnten sich die Konkurrenzverhältnisse zwischen den Arten drastisch verschieben, strukturelle Veränderungen im marinen Nahrungsnetz sind jedoch kaum vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Auswirkungen auf die marine Fischerei ===

Die Fischerei wird stark beeinflusst, da sich sowohl die Quantität, Qualität und Vorhersagbarkeit des marinen Fischfangs ändern werden. Ein direkter Einfluss ist zum Beispiel die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, die sich auf die Physiologie und die Verteilung von pelagischen marinen Organismen auswirkt.<ref name="Sumaila 2011" /> Diese Verschiebungen werden in Gewinnen und Verlusten für die Spezies resultieren und die Strukturen der Fischbestände ändern. Allerdings können die Verteilungsverschiebungen auch neues Potential bieten. Durch die Ozeanerwärmung wird ein Anstieg bei der Menge der Hummer in den tieferen Gewässern vor West-Australien erwartet und auch in der Nordsee könnte es zu einem vermehrten Aufkommen von Warmwasserspezies wie dem Wolfsbarsch kommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Mögliche Konsequenzen für die Fischerei könnten sein, dass sich Preis und Wert der Fische, die Kosten, die Einkommen, der Gewinn für die Betriebe und die wirtschaftliche Rendite ändern. Die Auswirkungen könnten ähnlich ausfallen wie beim El-Niño-Phänomen: In El-Niño-Phasen werden vor Südamerika (Chile, Peru) weniger pelagische marine Spezies angelandet, dafür steigen die Anlandungen der Südostasiatischen Makrele. Es sollte zusätzlich beachtet werden, dass die Gewinne nicht nur von der Quantität, sondern auch von der Fangzusammensetzung abhängen. So ist beispielsweise im Keltischen Meer die Zahl der Fänge gestiegen; aber aufgrund der gehäuften kleineren, minderwertigen Spezies unter ihnen hat der Wert der Anlandungen insgesamt abgenommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Zusätzlich wird eine stark steigende Nachfrage nach Fischprodukten prognostiziert, da die Weltbevölkerung steigt und immer mehr Menschen Fisch konsumieren. Dieser Konsum kann nicht allein durch Wildfischerei befriedigt werden, da die Fisch-Erträge nicht steigen werden. Stattdessen muss die Fischereiintensität vorübergehend gemindert werden, um eine Erholung der Bestände zu erreichen.<ref name="WBGU 2013" />

Auf den Kontinentalsockeln (bis auf hohe Breiten) werden die Fangpotentiale überall zurückgehen und auf Hoher See insgesamt eher zunehmen. Treiber hierfür sind Populationsverschiebungen und Änderungen in der Primärproduktion. In der Arktis und der Subarktis ist eine Zunahme der Fangpotentiale um 30 – 70% möglich, in den Tropen wird jedoch mit Abnahmen um bis zu 40% gerechnet.
Das erhöhte Fangpotential in der Arktis und Subarktis könnte auch durch die Versauerung der Ozeane und weniger gelöstem Sauerstoff wieder relativiert werden.<ref name="Sumaila 2011" /> Generell ist davon auszugehen, dass sich Warmwasserspezies durchsetzen werden.

=== Auswirkungen auf die Süßwasserfischerei ===

==== Fische in gemäßigten Regionen ====

Generell wird das Wachstum der Fische in gemäßigten Regionen mit der Temperatur steigen, bis die Umgebungstemperatur optimal für die jeweilige Spezies ist. Etwa 90% des jährlichen Wachstumsprozesses der Fische fällt in die Sommermonate, da hier die Futterverfügbarkeit maximal ist und die Wassertemperaturen optimal für das Wachstum der Fische ist. Die Erwärmung weitet diesen Zeitraum weiter aus und sorgt für weniger Winterstress.

Gleichzeitig führt die Erwärmung zu einem gesteigerten Energiebedarf, da sich mit steigenden Temperaturen auch der Stoffwechsel der Fische erhöht. Dieser zusätzliche Energiebedarf wird von den Fischen durch eine vermehrte Nahrungsaufnahme kompensiert, allerdings können Gebiete mit begrenzter Nahrungsverfügbarkeit nicht mit dem erhöhten Bedarf mithalten. Ein Anstieg der Menge der Kaltwasserfische ist also nur zu erwarten, wenn auch mehr Futter zur Verfügung steht.
Auch die Reproduktion könnte durch die erhöhten Temperaturen beeinträchtigt werden: Besonders verwundbar sind Spezies, die große Eier und ein kleines Gelege legen und erst spät die sexuelle Reife erreichen („equilibrium species“). Am wenigsten durch den Klimawandel betroffen sind sogenannten opportunistische Spezies (frühe Reife, kleine Eier, kleines Gelege, häufiges Laichen).<ref name="Ficke 2007" />

==== Tropische Fische ====

Tropische Süßwasser-Fische, die zum Beispiel im Victoriasee in Ostafrika zu finden sind, können sich gut an steigende Temperaturen anpassen. Da die Klimaerwärmung die Tropen ohnehin nicht stark treffen wird, ist es wahrscheinlich, dass tropische Fische im Gegensatz zu Fischen in polaren und gemäßigten Gebieten wenig durch die Erwärmung leiden werden. Außerdem suggerieren einige Studien, dass tropische Fische gegenüber geminderten gelösten Sauerstoffkonzentrationen sehr widerstandsfähig sind.<ref name="Ficke 2007" />

Insgesamt gilt es jedoch als sicher, dass geänderte Strömungsregime einen größeren Schaden anrichten werden als steigende Temperaturen. Außerdem ist es sehr wahrscheinlich, dass der Klimawandel in den Tropen durch andere Effekte wie der [[Deforestation_(Tropen)|Entwaldung]] und Änderungen in der Landnutzung überschattet wird. Eine Entwaldung im Amazonasgebiet könnte beispielsweise dazu führen, dass es in Parana und Paraguay zu erhöhtem Niederschlag und in Uruguay und Negro zu vermindertem Niederschlag kommen könnte. Bei diesem Szenario würde die Fischereiproduktivität dann durch Änderungen im Störmungsregime variieren.<ref name="Ficke 2007" />

==== Polare Fische und Fische in hohen Breiten ====

Viele Süßwasserfische in den hohen Breiten sind bis in gemäßigte Zonen verbreitet. Die Klimaerwärmung könnte für Fische in polaren Regionen und in hohen Breiten positiv sein, da sich aus der daraus folgenden Eisschmelze mehr Habitate für die Fische ergeben könnten. Während sie sich jedoch in höhere Breiten ausbreiten können, steigt die Konkurrenz an den äquatorwärtigen Grenzen der Habitate in den mittleren Breiten, da sich mehr Fische aus gemäßigten Regionen ansiedeln. Daher ist ebenso eine Reduzierung der Habitate für polare Fische durchaus möglich. Da die Fische an die kalten Temperaturen in polaren Gegenden gewöhnt sind, sind sie sehr empfindlich gegenüber Temperaturerhöhungen.<ref name="Ficke 2007" />

=== Aquakultur ===

[[Bild:Aquakultur_Vestmanna.jpg|thumb|420px|Aufzucht von Lachs vor Vestmanna/Färöer]] Der Haupteinfluss der globalen Erwärmung ist auch bei der Aquakultur die daraus resultierende steigende Wassertemperatur. Diese ist besonders bedeutsam für die Aquakultur in gemäßigten Regionen und kaltem Wasser. Die Erwärmung bietet länger optimale Konditionen für die Fischzucht, sodass der ökonomische Anreiz künftig steigen wird, da beispielsweise Energiekosten gesenkt werden können.

Der Meeresspiegelanstieg könnte in den Tropen und Subtropen dazu führen, dass es größeres Potential für Fischfarmen gibt.

Aber auch bei der Aquakultur hat der Klimawandel nicht nur Vorteile. So wird erwartet, dass die erhöhten Wassertemperaturen die Aquakultur in gemäßigten Zonen, insbesondere bei der Kultivierung von Lachs, einschränken wird. Das liegt daran, dass in diesen Zonen schon die ideale Zuchttemperatur vorliegt und diese durch die Erwärmung dann überschritten wird. Insgesamt könnten sich die Zuchtbedingungen polwärts verschieben.<ref name="WBGU 2013" />

Außerdem könnten in einigen Ländern und Regionen die steigenden Temperaturen zu einer vermehrten Algenblüte und der Verbreitung von Krankheiten führen. Das ist besonders problematisch, da Fische in Aquakulturen bereits eine verminderte genetische Variabilität vorweisen, die sie anfälliger für Erreger machen. Die verminderte genetische Variabilität verringert zusätzlich die Anpassungsfähigkeit an die veränderten Umweltbedingungen.<ref name="Ficke 2007" />

Die Aquakultur wird auch indirekt durch den Klimawandel betroffen: Die Auswirkungen, die dieser auf die marine Fischerei hat, beeinträchtigt auch die Aquakultur, da die Rohmaterialien für die Produktion von Fischmehl und -öl überwiegend aus der marinen Fischerei stammen.

== Fischerei als Klimafaktor ==

Es sollte nicht übersehen werden, dass die Fischerei durch ihren Verbrauch an fossilen Brennstoffen auch ein Verursacher von Emissionen ist. Allein die Fischereiflotte emittiert jährlich 43 – 134 Millionen Tonnen CO<sub>2</sub>. Umgerechnet bedeutet das, dass für 1t Lebendgewicht an angelandetem Fisch 1.7 Tonnen CO<sub>2</sub> freigesetzt werden.

Bei der Wildfischerei ist der Fischfang die Phase im Lebenszyklus, die der Umwelt am meisten schadet. Hierbei spielt der Brennstoffverbrauch der Fischerboote eine besonders große Rolle; Schleppnetzfischerei ist weit energieaufwändiger als Fischerei mit Ringwadennetzen. Passive Methoden wie Haken und Fallen sind besonders energieeffizient. Die stärkste Belastung wird durch die Hochseefischerei verursacht, die aufgrund der weiten Distanzen zwischen Fanggebieten und Häfen besonders emissionsintensiv sind.<ref name="WBGU 2013" />

== Einzelnachweise ==
<references/>

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Ph-Ozean_DiffII_global_Jahr_rcp8.png|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/lebensraum-ozean/themen-/bedrohung-und-schutz-der-meere/fischerei-und-ueberfischung '''Regionaldaten zur Fischerei'''] mit dem Visualisierungsprogramm Panoply eigene Karten erzeugen.<br>
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113468/a44beae1ee55306f532152d2821770bb/data/2008-nordsee-klimawandel.pdf Auswirkungen des Klimawandels auf die Nordsee] (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113458/ed5b15bb3e6e76ba7c058834927cc5aa/data/2011-kabeljaubestand-in-der-nordsee.pdf Der Rückgang des Kabeljaubestands in der Nordsee] Anthropogene und klimabedingte Ursachen (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3874604/0494b9f686c7a83dda2ed7542b83c198/data/2012-nordatlantikstrom-und-aal.pdf Hat die Abschwächung des Nordatlantikstroms eine Auswirkung auf das Überleben der Europäischen Aale?] (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113416/1d90f5fd306f7a1b25e3236e8ce86085/data/2009-miesmuschel-auster.pdf Miesmuschel vs. Auster] Wird die Miesmuschel in der Nordsee aussterben und wird die Pazifische Auster stattdessen die Nordseeküste bevölkern? (Gymnasium Allee, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3460606/d43ffa344960a586685dc911d578308b/data/2012-ostseedorsch.pdf Müssen wir dem Ostseedorsch ein Denkmal setzen?] Direkte und indirekte anthropogene Einflüsse auf den Dorschbestand der Ostsee. (Stadtteilschule Bergstedt, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3946316/77db27e3695c730d477440bd2153a722/data/2013-pazifische-auster.pdf Wird die Pazifische Felsenauster die Miesmuschel aufgrund des Klimawandels aus der Nordsee verdrängen?] (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
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[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Ökosysteme]]

Fischerei

2023-10-12T16:58:02Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Maldivesfish2.jpg|thumb|520px|Fische und Korallenriffe vor den Malediven]]
== Die Fischereiwirtschaft ==

Die globale Fischerei erwirtschaftet jährlich 80 – 85 Milliarden US$. Direkt und indirekt werden durch sie etwa 520 Millionen Menschen beschäftigt, was 8% der Weltbevölkerung entspricht. Vor allem in maritimen Niedriglohnländern ist die Arbeit in der Fischerei von großer Bedeutung, da sie die Ärmsten der Welt mit einem Einkommen und Nahrung versorgt.<ref name="Sumaila 2011"> Sumaila, U.R., Cheung. W.W.L., Lam, V. W.Y., Pauly, D. and Samuel Herrick, S. (2011): Climate change impacts on the biophysics and economics of world fisheries, NATURE CLIMATE CHANGE Vol. I</ref>

Der Anteil der Kalorien aus Fischprodukten an der Welternährung ist sehr gering: In 2009 wurden global pro Kopf 18.4kg Fisch konsumiert.<ref name="WBGU 2013"> Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen WBGU, Berlin (2013): [http://www.wbgu.de/hauptgutachten/hg-2013-meere/ Welt im Wandel: Menschheitserbe Meer.] Hauptgutachten 2013 </ref> Allerdings versorgt die Fischereiwirtschaft drei Milliarden Menschen mit 20% ihres Bedarfs an tierischem Eiweiß. Insgesamt trägt der konsumierte Fisch zu 16.5% des globalen tierischen Proteinbedarfs bei, sein Anteil an Protein allgemein liegt bei 6.4%.<ref name="FAO 2010"> [http://www.fao.org/docrep/015/ba0058t/ba0058t.pdf FAO (2010): Yearbook. Fishery and Aquaculture Statistics] </ref>

In der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts erlebte die marine Fischerei einen Aufschwung: Die Anlandungen stiegen von 16.8 Millionen Tonnen pro Jahr in 1950 auf 96.4 Millionen Tonnen pro Jahr in 1996; seitdem stagnieren die Erträge der marinen Fischerei bei etwa 80 Millionen Tonnen pro Jahr mit einer leicht fallenden Tendenz. Die Fischerei aus Binnengewässern und dem Meer stagniert bei etwa 90 Millionen Tonnen.<ref name="FAO 2010" /> Von dem global angelandeten Fisch stammt der Großteil aus der marinen Fischerei (52.1%). Hiervon werden 90% der Erträge in den Ausschließlichen Wirtschaftszonen (AWZ) der Küstenstaaten erwirtschaftet, etwa 10% stammen aus der Hohen See.<ref name="WBGU 2013" /> 7.6% der globalen Fischproduktion werden durch die Süßwasserfischerei erwirtschaftet und etwa 40% stammen aus der Aquakultur. 64.3% der Fische, die in der Aquakultur gezüchtet wurden, stammten in 2010 aus dem Meer und 35.7% aus Binnengewässern. Die Aquakultur hat seit 2001 um 6.3% pro Jahr zugenommen; in absoluten Werten bedeutet das, dass sich die Fangmenge aus der Aquakultur von 34.6 Millionen Tonnen in 2001 auf 59.9 Millionen Tonnen in 2010 gesteigert hat.<ref name="FAO 2010" />

Insgesamt trägt die Aquakultur zum Überleben der Fischerei-Industrie bei und tendiert dazu, die Versorgung und die Preise zu stabilisieren. Der Top-Fischerei-Staat ist China gefolgt von Indonesien, Indien und den USA.<ref name="FAO 2010" /> Etwa 40.4% der globalen Fischereifänge werden weggeworfen, weil sie entweder zu klein sind, ihr Fang verboten ist oder kein profitabler Markt existiert. Das Wegwerfen von Beifang ist nur in der industriellen Fischerei üblich.<ref name="Davies 2009"> Davies, R.W.D., Cripps, S.J., Nickson, A. And Porter, G. (2009): Defining and estimating global marine fisheries bycatch, Marine Policy, Vol. 33, Issue 4</ref>

Die Fischerei konzentriert sich überwiegend auf Arten, die weit oben im Nahrungsnetz stehen (z.B. Thunfisch und Kabeljau).<ref name="WBGU 2013" /> Zu den global am meisten gefischten Arten gehört der Anchovis (obwohl der Anchovisfang in 2010 im Vergleich zum Vorjahr um 39% gesunken ist), gefolgt von dem Alaska Seelachs, dem Echten Bonito (Thunfisch), dem atlantischen Hering und der Japanischen Makrele.<ref name="FAO 2010" />

Die Überfischung ist die wichtigste Ursache für den Verlust der biologischen Vielfalt in den Meeresökosystemen.<ref name="WBGU 2013" /> Nach Schätzungen der FAO sind
* 30% der globalen Fischbestände überfischt
* 57% der globalen Fischbestände voll ausgeschöpft, gemessen am höchstmöglichen Dauerauftrag und
* 12.7% der globalen Fischbestände theoretisch in der Lage, höhere Fangerträge zu verkraften.<ref name="WBGU 2013" />

Die Fischereiwirtschaft ist weltweit auch durch den Klimawandel betroffen. Seine Auswirkungen schlagen sich in Änderungen in der Primärproduktion, in Verschiebungen der Verteilung der Bestände und in Änderungen der potentiellen Erträge von überfischten marinen Spezies nieder.<ref name="Sumaila 2011" />

== Lebensräume der Fische im Klimawandel ==

Mit dem Beginn der Industrialisierung nahm der menschliche Einfluss auf die [[Atmosphäre_im_Klimasystem|Atmosphäre]], die Landsysteme und die Meere zu. Damit änderten und ändern sich auch immer noch die Lebensräume der Fische.

=== Ozeane ===

==== Kohlenstoffaufnahme durch den Ozean ====
Hauptartikel: [[Kohlenstoff im Ozean]]
[[Bild:Ozean ph aenderung.jpg|thumb|420px|Geschätzte Verringerung des pH-Werts an der Meeresoberfläche durch anthropogenes Kohlendioxid in der Atmosphäre zwischen ca. 1700 und den 1990er-Jahren.]]
Die Meere spielen eine zentrale Rolle im Kohlenstoffkreislauf der Erde. Vor der Industrialisierung gab der Ozean jährlich etwa 0.6 Gt Kohlenstoff an die Atmosphäre ab, also die Menge, die in Form organischen Materials über die Flüsse eingetragen wurde. Da der Kohlenstoff des organischen Materials über Photosynthese aus der Atmosphäre stammte, änderte der Austausch den CO<sub>2</sub>-Gehalt der Atmosphäre nicht und es herrschte ein Gleichgewicht im System.

Erst die anthropogene Störung des Kohlenstoffkreislaufs machte das Meer zu einer CO<sub>2</sub>-Senke: Steigt das CO<sub>2</sub> in der Atmosphäre, gibt diese solange Kohlenstoffdioxid an den Ozean ab, bis die Partialdrücke im Oberflächenwasser und in der Atmosphäre wieder ausgeglichen sind. Daher führen CO<sub>2</sub>-Emissionen in der Atmosphäre zwangsläufig zu einem Übergang von CO<sub>2</sub> in den Ozean. Mittlerweile nimmt der Ozean jährlich mehr als 2 Gt Kohlenstoff in Form von CO<sub>2</sub> (entspricht 7.3 Gt CO<sub>2</sub>) auf: Das ist etwa ein Drittel der anthropogenen CO<sub>2</sub>-Emissionen. Ein Teil des CO<sub>2</sub> gelangt dann auf verschiedenen Wegen in die Tiefe der Meere, allerdings verbleibt das CO<sub>2</sub> auch teilweise im Oberflächenwasser oder wird von Pflanzen aufgenommen. Insgesamt sind im Meer etwa 38.000 Gt Kohlenstoff gespeichert, was das Fünfzigfache des Kohlenstoffgehalts der Atmosphäre ist.

Das CO<sub>2</sub> löst sich im Meerwasser und bildet eine schwache Säure, sodass der pH-Wert absinkt und es so zu einer [[Ozeanversauerung]] kommt. Seit der Industrialisierung ist der pH-Wert der Ozeane um 0.1 Einheiten gesunken, der Säuregehalt hat also um etwa 30% zugenommen. Mit dem pH-Wert ändert sich auch die Konzentration der Karbonat-Ionen im Meerwasser, welche von Meeresorganismen benötigt werden, um Kalkschalen zu bilden.

Für die [[Korallenriffe]], welche vielen Fischarten als Habitate dienen, ist der zunehmende CO<sub>2</sub>-Ausstoß die am schnellsten wachsende Bedrohung, da die Kalkbildung von der Konzentration von Karbonationen abhängt. Die Kalkbildung ist die Grundlage für das Wachstum der Korallenriffe und wirkt der Erosion entgegen. Korallenriffe gelten als artenreichstes Ökosystem der Meere; sie sind vor allem in flachen, nährstoffarme Gewässern in den Tropen zu finden (30° nördliche bis 30° südliche Breite). Rund 4000 Fischarten leben in Korallenriffen; sie dienen den Fischen als Fress- und Laichstätten. Korallen leben in Symbiose mit den sogenannten Zooxanthellen, einer Algenart.<ref name="Sumaila 2011" />

==== Erwärmung der Meere ====
Hauptartikel: [[Erwärmung des Ozeans]]

Ein weiterer Effekt durch den Klimawandel ist die zunehmende Erwärmung der Meere; die oberflächennahen Temperaturen steigen und liegen heute um +0.7 °C höher als in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Die tieferen Schichten des Ozeans haben sich hingegen sehr viel weniger erwärmt (> +0.004 °C zwischen 1955 – 1998). Durch den erhöhten Temperaturunterschied zwischen der Meeresoberfläche und den darunterliegenden Schichten ist das oberflächennahe Meerwasser stärker geschichtet,[[Bild:Ozeanerwaermung.gif|thumb|420px|Veränderung des Wärmegehalts in den oberen Schichten des Ozeans]] wodurch die Tiefenkonvektion verringert wird.<ref name="WBGU 2013" /> Der Anstieg der Wassertemperaturen ist in den hohen Breiten der Nordhemisphäre im Nordatlantik am stärksten.<ref name="IPCC 2013"> Working Group I Contribution to the IPCC Fifth Assessment Report. Climate Change 2013: The Physical Science Basis, Chapter 3 – Observations: Ocean</ref> Damit ist auch der Rückgang des Meereises gekoppelt. Zusätzlich folgt aus der Erwärmung und der Versauerung, dass sich die Anfälligkeit der Korallenriffe erhöht. Geraten Korallen in eine Stresssituation (z.B. durch zu hohe oder zu niedrige Temperaturen, durch zu intensives Licht), stoßen sie die Algen, mit denen sie in Symbiose leben, aus ihrem Gewebe aus. Da dann das Korallenskelett sichtbar wird, das ohne die Algen nur noch blass gefärbt ist, spricht man bei diesem Effekt von der Korallenbleiche. Hält die Korallenbleiche über einen langen Zeitraum an, verhungern die Korallen und sterben ab.<ref name="Sumaila 2011" />
Einige Untersuchungen zeigen, dass die globale Phytoplankton-Biomasse im Ozean über die letzten 50 Jahre abgenommen hat, dieses Ergebnis ist allerdings umstritten.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung und der stabileren Schichtung folgt im offenen Ozean eine Abnahme der Sauerstoffkonzentration. Die Erwärmung verringert die Löslichkeit von Sauerstoff im Meerwasser, während die stabilere Schichtung den Transport von sauerstoffreichem Oberflächenwasser in tiefere Schichten reduziert, wo Sauerstoff kontinuierlich von Meeresorganismen aufgezehrt wird. Das Ausmaß der klimawandelbedingten Sauerstoffabnahme wird daher von der Wärmemenge bestimmt, die der Ozean aufnimmt. In den letzten 50 Jahren konnte in den meisten Regionen der tropischen Meere eine abnehmende Sauerstoffkonzentration beobachtet werden; damit breiten sich auch sauerstoffarme Zonen aus. Ähnliches konnte auch im Nordpazifik beobachtet werden.

Die erhöhte Meerestemperatur, die stabilere Schichtung und die damit verbundene Reduktionen des Sauerstoffgehalts haben deutliche Auswirkungen auf die Meeresökosysteme: Es kommt zu Änderungen in der Artenzusammensetzung, zu räumlichen Verschiebungen der Populationen und zu einem veränderten Nahrungsnetz.<ref name="WBGU 2013" />

=== Süßwassersysteme ===

In Süßwassersystemen können ähnliche Effekte wie in den Meeren beobachtet werden.
Durch die Klimaerwärmung steigen auch im Süßwasser die Wassertemperaturen und mit den steigenden Wassertemperaturen sinkt die Sauerstofflöslichkeit. Gleichzeitig steigt die Schädlichkeit von Giftstoffen (z.B. Schwermetalle) für Fische.

Auch die hydrologischen Bedingungen unterliegen aufgrund des Klimawandels Änderungen: So ändert sich das Ausmaß der saisonalen Wasserstände durch Änderungen beim Niederschlag. Außerdem erhöhen sich durch die Klimaerwärmung auch die Strom- und Grundwassertemperaturen; gemäßigte Regionen sind hierdurch stärker betroffen als tropische Ströme, bei denen die Grundwassertemperaturen beinahe den Temperaturen der Ströme in den Sommermonaten entsprechen.

Ebenfalls führt die Erwärmung und die erhöhte UV-B-Einstrahlung zu veränderten Schichtungsmustern: In großen Seen werden die tiefen Schichten (Hypolimnion) nicht durch das Sonnenlicht erreicht. Gleichzeitig werden die oberflächennahen Wasserschichten (Epilimnion) durch die erhöhte Einstrahlung immer stärker erwärmt, sodass sich ein Dichtegradient zwischen den Schichten bildet, der die Durchmischung der Schichten verhindert. Die Erwärmung sorgt dafür, dass dieser Gradient immer früher im Jahr gebildet wird.

Eine weitere Auswirkung des Klimawandels ist der drohende [[Wasserressourcen_und_Klimawandel|Wasserverlust]] in einigen stehenden Gewässern. Das betrifft zum Beispiel den Mittelmeerraum, Südafrika, Mittelamerika und Südaustralien. Erhöhte Temperaturen und Sonneneinstrahlung könnten die gegenwärtigen Wasserverlustraten dieser Systeme erhöhen, da mehr Wasser verdampft als durch Niederschlag in die Gewässer eingetragen wird. <ref name="Ficke 2007"> Ficke, A. D., Myrick, C. A., Hansen, L.J. (2007): Potential impacts of global climate change on freshwater fisheries, Springer Science+Media B.V. 2007</ref>

== Auswirkungen des Klimawandels auf die Fischbestände ==

Die Verschiebungen von Fischbeständen ist die am meisten erwähnte Reaktion von marinen Spezies auf Umweltänderungen. Ozeanströmungen und Temperaturen ändern die Ausbreitung von Larven und damit die Vernetzung der marinen Populationen. Es konnte beobachtet werden, dass die Rekrutierung vieler überfischter Fische und wirbelloser Tiere mit ihren Umweltbedingungen zusammenhängt.

Weiterhin wandern die Fische polwärts und in tieferes Wasser: Das konnte bereits im Nordatlantik, an der US-Ostküste, im Beringmeer und vor Australien beobachtet werden. Unter anderem konnte festgestellt werden, dass sich das Zentrum von Verteilungen von 15 Spezies (aus 36), bestehend aus benthischen Fischen, in höhere Breiten verschoben haben, einige dieser Spezies haben sich auch in tiefere Gewässer bei einer Rate von 3m pro Jahrzehnt bewegt.

Das Ausmaß und die Richtung der Auswirkungen durch den Klimawandel sind immer noch unsicher; das liegt zum Teil daran, dass bei Schätzungen oft global das offene Meer betrachtet wird, der Großteil der Fische wird jedoch in kontinentalen Sockeln gefangen.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Ozeanversauerung ===
Hauptartikel: [[Ozeanversauerung]]

Zwischen der Luft und dem Ozean findet ein permanenter Gasaustausch statt. Das bedeutet, dass mit dem Anstieg des CO<sub>2</sub>-Gehalts der Atmosphäre auch die Reaktion zu Kohlensäure im Meer zunimmt. Damit werden Protonen frei und das Meer versauert. Ein CO<sub>2</sub>-Anstieg in diesem Ausmaß und in so kurzer Zeit hat noch nie in der Erdgeschichte stattgefunden, daher ist bis jetzt unklar, welche Folgen er auf die marine Fauna hat.<ref name="WOR I 2010"> [http://worldoceanreview.com/wp-content/downloads/wor1/WOR1_gesamt.pdf World Ocean Review (2010): Mit den Meeren leben – ein Bericht über den Zustand der Weltmeere]</ref> Allerdings ist sicher, dass insbesondere kalkbildende Organismen, zum Beispiel Korallen, Muscheln und Mikroplanktonarten, von der Versauerung betroffen sind. Eine der direkten Auswirkungen ist, dass Organismen Schwierigkeiten haben, Skelettstrukturen aufzubauen. Auch das Plankton gehört zu den kalkbildenden Arten und ist für etwa ¾ der globalen marinen Kalkbildung verantwortlich. Über den Export von Kalk in die Tiefsee spielen sie nicht nur eine Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf, sondern sie liefern zusätzlich durch die Ausbildung großer Planktonblüten Nahrung für andere Meerestiere. Die verringerte Kalkbildung beeinträchtigt die Überlebensfähigkeit der Organismen, sodass sich die Konkurrenzverhältnisse zugunsten nicht kalkbildender Arten verschieben werden.<ref name="WBGU 2013" />

Auch die Organismen der Fische werden durch den steigenden CO<sub>2</sub>-Gehalt beeinflusst. In den Fischen können ähnliche Vorgänge wie bei der Lösung von CO<sub>2</sub> im Wasser beobachtet werden, da CO<sub>2</sub> ungehindert durch Zellmembranen wandert: In den Körperzellen und im Blut führt die vermehrte CO<sub>2</sub>-Aufnahme zu einer pH-Absenkung. Der Organismus muss dann diese Störung des natürlichen Säure-Base-Haushalts kompensieren und das Gelingen dieses Unterfangens ist von Art zu Art unterschiedlich. Die beschriebene Verschiebung kann zu Beeinträchtigungen des Wachstums und der Fortpflanzungsfähigkeit führen und im Extremfall sogar das Überleben einer Art in ihrem Lebensraum gefährden.

Besonders CO<sub>2</sub>-tolerant sind mobile und aktive Tiere wie Fische, Krebstiere und Kopffüßer (z.B. Tintenfische).<ref name="WOR I 2010" /> Ausgewachsene Fische sind physiologisch gut in der Lage, die zu erwartenden erhöhten atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentrationen abzupuffern, juvenile Stadien sind jedoch sehr empfindlich: Das schlägt sich in deutlich verringerten Überlebensraten von Fischlarven nieder, die bei erhöhten CO<sub>2</sub>-Konzentrationen schlüpfen. Beim Kabeljau konnten beispielsweise direkte Gewebeschäden an den Larven beobachtet werden. Außerdem zeigen Fischlarven unter Versauerung Verhaltensänderungen gegenüber Räubern sowie Störungen des Geruchssinns.

Das Phytoplankton, welche die Grundlage des gesamten Nahrungsnetzes des Ozean ist, ist direkt von der Versauerung betroffen, da es ausschließlich in den oberflächennahen Wasserschichten der Weltmeere vorkommt.<ref name="WOR I 2010" />

=== Die Klima-Erwärmung und ihre Sekundäreffekte ===

Bereits natürliche Klimaänderungen, wie zum Beispiel das [[ENSO|El-Niño-Phänomen]], können bei Fischpopulationen Wanderungen oder starke Bestandsschwankungen auslösen. Die anthropogene Klimaerwärmung hat bereits zu räumlichen Verschiebungen von Meerespopulationen in Richtung der Pole und in tieferes Wasser geführt.<ref name="WBGU 2013" />

In den Tropen und den mittleren Breiten wird die marine Produktivität hauptsächlich durch Nährstoffe begrenzt, in polaren und subpolaren Regionen sind jedoch Licht und die Temperatur die wesentlichen begrenzenden Faktoren. Marine Fische reagieren auf die Erwärmung des Ozeans mit Änderungen in den Verteilungen, der Menge, der Phänologie und der Körpergröße, was letztendlich auch die Fischerei betrifft.<ref name="Cheung 2013">Cheung, W.W.L., Watson, R. and Daniel Pauly, D. (2013): Signature of ocean warming in global fisheries catch, Macmillan Publishers Limited</ref> In tropischen Regionen sind die Auswirkungen durch den Klimawandel weniger zu spüren als in den mittleren und hohen Breiten.<ref name="WBGU 2013" />

Höhere Temperaturen erschweren auch die Sauerstoffversorgung: Dadurch werden die Funktion, das Wachstum und die Reproduktion von Meeresfischen reduziert. Die Temperatur beeinflusst die Gebiete und den Erfolg der Reproduktion; sie ist außerdem nicht nur für einzelne Organismen ein entscheidender Faktor. Außerdem konnte beobachtet werden, dass polare Fische die Fähigkeit verloren haben, sogenannte „Heat shock proteins“ zu produzieren, die Zellstrukturen reparieren, die durch relativ hohe Temperaturen geschädigt wurden. Das macht sie besonders empfindlich gegenüber Temperaturänderungen.<ref name="Ficke 2007" /> Auch Meeresökosysteme reagieren sensibel und schnell auf Temperaturerhöhungen. Auf großen Skalen sind die Muster mariner Biodiversität eng mit dem Klimawandel gekoppelt. Erhebliche Gebietsverschiebungen bei marinen Arten und in der Folge mögliche Störungen von Ökosystemleistungen sind zu erwarten;<ref name="WBGU 2013" /> die Verteilungsränder und Schwerpunkte vieler mariner und wirbelloser Fische verschieben sich, indem sie den Änderungen im Ozean folgen. Spezies verschieben sich also mit der Klimaaerwärmung polwärts und <ref name="WBGU 2013" /> eine „Tropikalisierung“ (wachsende Dominanz von Warmwasserfischen) ist aufgrund der Ozeanerwärmung zu erwarten. Die Erwärmung könnte dazu führen, dass die thermische Toleranz von tropischen Spezies überschritten wird und sich so ihr Fangpotential verringert. Die Tropen sind also besonders verwundbar.<ref name="Cheung 2013" />
Aus der Erwärmung der Wassertemperaturen folgt eine verstärkte Schichtung, die den Transport von Nährstoffen aus tieferen Schichten an die Meeresoberfläche verhindert, sodass die Nahrungszufuhr gefährdet wird.

Die Auswirkungen des Klimawandels zeigen sich jetzt schon auf allen trophischen Ebenen:
Im Nordpazifik kann die niedrige Phytoplanktonproduktion über mehrere trophische Stufen mit niedrigeren Fischerträgen korrelieren. In Australien hingegen ist die Primärproduktion von Phytoplankton durch den anthropogenen Klimawandel gestiegen, sodass auch die regionalen Fischerträge steigen.
Die Abnahme des Phytoplankton im letzten Jahrhundert hängt mit den gestiegenen Oberflächentemperaturen zusammen.<ref name="WBGU 2013" />

=== Sauerstoffarme Zonen ===

[[Bild:Verteilung_Sauerstoffminimumzonen.jpg|thumb|420px|Verteilung der Sauerstoffminimumzonen in den Ozeanen (hier: lila markiert)]] Viele Organismen hängen stark vom Sauerstoffgehalt ab. Bereiche, in denen zu wenig Sauerstoff vorhanden ist, um das Überleben der Fische zu sichern, werden als sauerstoffarme/- lose Zonen oder auch als Totwasserzonen bezeichnet. Die Anzahl und die Ausdehnung von Totwasserzonen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, ihre Auswirkung wurde bis jetzt aber eher unterschätzt. Insgesamt beträgt die Fläche an sauerstoffarmen Zonen in mehr als 400 Meeresgegenden mehr als 245.000 km². Je länger sich die Sauerstoffarmut ausbildet, desto länger wird die Erholung und die Rekolonisierung der benthischen Habitate dauern. Im tropischen Nordostatlantik birgt der verringerte Sauerstoffgehalt eine Gefahr für die bereits überfischten Thun- und Schwertfischbestände. Sauerstoffarme Zonen könnten aber andedrerseits auch den Räuberdruck auf Arten verringern, die gegenüber Sauerstoffarmut tolerant sind. Jedenfalls sind die Fischereierträge bislang nicht so stark reduziert, wie es aufgrund hoher Stickstoffeinträge zu erwarten wäre.<ref name="WBGU 2013" />

Besonders in Nebenmeeren wie der Ostsee ist die Sauerstoffarmut ein großes Problem. Neben der Eutrophierung begünstigt der Klimawandel das Wachstum von beispielsweise [[Cyanobakterien_der_Ostsee_im_Klimawandel|Cyanobakterien]] (umgangssprachlich auch Blaualgen genannt). Bei der Zersetzung der Biomasse wird dann Sauerstoff verbraucht, sodass sauerstoffarme Zonen gebildet bzw. verstärkt werden.

Wärmeres Wasser erhöht einerseits den Sauerstoffbedarf beim anabolen Stoffwechsel der Fische, während es andererseits die Sauerstofflöslichkeit des Wassers verringert. Individuen mit kleinerer Körpergröße haben einen geringeren Bedarf an Sauerstoff, weil ihre Körperoberfläche im Verhältnis zu ihrem Volumen größer ist. Modellsimulationen haben daher bis 2050 eine Reduktion des mittleren maximalen Körpergewichts um 14-24 % global vorhergesagt. An sechs von acht kommerziellen Fischarten wurde dieser Zusammenhang zum ersten Mal für die Nordsee empirisch nachgewiesen. So wurden Reduktionen der Länge zwischen den beiden Zeiträumen 1973-1977 und 1993-1997 beim Schellfisch um 29 %, beim Hering um 13 %, bei der männlichen Seezunge um 13 % festgestellt. Im Mittel betrug die Verringerung der Länge bei den untersuchten Arten 16 %. Die Reduktion der Körpergröße ging einher mit einer Temperaturzunahme von 1-2 °C und hatte eine Abnahme der Fangmenge bei den betroffenen Arten um 23 % zur Folge.<ref>Baudron, A.R. (2014): Warming temperatures and smaller body sizes: synchronous changes in growth of North Sea fishes, Global Change Biology (2014), doi: 10.1111/gcb.12514</ref>

== Projektionen ==

Insgesamt wird der Klimawandel die bereits bestehenden Stressoren auf die Fischbestände verstärken. Als weitreichende Wirkungen sind räumliche Verschiebungen von Populationen und die veränderte Artenzusammensetzung mariner Ökosysteme zu erwarten, diese sind aber im Detail schwer vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Veränderungen im Ozean ===

Der anthropogene Klimawandel resultiert in Langzeitänderungen in der Atmosphäre und im Ozean. Dazu gehören die Ozeanerwärmung, die Verminderung von Meereis, ein stärker geschichteter Ozean und die zunehmende Versauerung. Es wird erwartet, dass sich diese Entwicklungen zukünftig fortsetzen werden. Auch die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, Änderungen in der Primärproduktion, ein weiterer [[Meeresspiegel der Zukunft|Meeresspiegelanstieg]] und das vermehrte Auftreten von Extremwetterereignissen werden vorhergesagt.<ref name="Sumaila 2011" />

Aus der Erwärmung der Meere folgt eine verstärkte Schichtung (also: schwache Durchmischung) des Meerwassers und eine abgeschwächte Ozeanzirkulation.<ref name="WBGU 2013" />
Die Versauerung ist nur auf extrem langen Zeitskalen irreversibel. Die Geschwindigkeit der Versauerung ist heute mehr als hundert Mal schneller als in den letzten 65 Millionen Jahren. Die stärkste pH-Änderung wird künftig in der Arktis erwartet, da die CO<sub>2</sub>-Aufnahme durch schmelzendes Meereis erhöht wird; außerdem mindern die Süßwassereinträge durch das schmelzende Eis die Sättigung.<ref name="Sumaila 2011" />

Der größte Sauerstoffverlust wird in mittleren und höheren Breiten erwartet; bereits sauerstoffärmere und weniger produktive tropische und subtropische Gebiete zeigen in Modellsimulationen geringere Änderungen. Der Sauerstoffgehalt könnte im globalen Mittel in diesem Jahrhundert um 1 – 7% abnehmen. Die klimawandelbedingte Sauerstoffabnahme ist auf gesellschaftlich relevanten Zeitskalen irreversibel.<ref name="Sumaila 2011" />

=== Auswirkungen auf die Fischbestände ===

Es wird erwartet, dass Fische in warmem Wasser eine kleinere maximale Körpergröße ausbilden und bei ihrer ersten Reife kleiner sein werden. Kleinere Fische haben in warmen Gewässern eine erhöhte Sterblichkeitsrate. Das sind wichtige Faktoren, die die Populationsdynamik und -produktivität beeinflussen.<ref name="Sumaila 2011" /> [[Bild:Verteilungsänderungen WORI.jpg|thumb|420px|Verteilung invasiver Fischarten in den Ozeanen. Regionen, in denen heimische Arten nicht verdrängt oder beeinträchtigt werden, sind grün. ]]

Fische, deren Habitate in Kaltwasserregionen sind, werden am meisten unter dem Stress der Klimaerwärmung leiden. Dieser abiotische Stress könnte dadurch verschärft werden, dass Veränderungen schneller eintreten, als sich die Arten daran anpassen können. Können sich Arten nicht anpassen, werden sie sich in günstigere Habitate zurückziehen müssen. Gelingt ihnen das nicht schnell genug oder können sie sich nicht hinreichend verbreiten oder in ihrer neuen Lebensgemeinschaft behaupten, werden sie aussterben. Beide Fälle haben lokale Artenverschiebungen zur Folge, die dazu führen, dass sensitive Arten verschwinden, während sich opportunistische, anpassungsfähigere Arten verbreiten werden.<ref name="WBGU 2013" />

Mit der verstärkten Schichtung der Meere wird die Primärproduktion verringert, global wird mit zunehmendem Klimawandel eine abnehmende aquatische Produktion einschließlich der Fischereiproduktion prognostiziert. Im wärmeren Klima treten möglicherweise El-Niño-Bedingungen immer häufiger und stärker auf, was die Verminderung der globalen Ozeanproduktion verstärkt.<ref name="WBGU 2013" />

Es gilt als sicher, dass wirbellose Tiere am meisten unter der Versauerung der Ozeane leiden werden.
Global gesehen werden Arten verloren gehen und Ökosysteme werden sich ändern. In einzelnen Fällen können Ökosysteme regionale Veränderungen der Artengemeinschaft, z.B. durch Zuwanderung, verkraften. In der Antarktis könnten Planktonalgen von der Meerwassererwärmung sogar profitieren, ebenfalls ist die Aussüßung der östlichen Ostsee ein Vorteil für süßwasserliebende Arten. Zusätzlich kann es durch die Einwanderung fremder Spezies in manchen Lebensräumen zu einer kurzfristigen Erhöhung der biologischen Vielfalt kommen. Generell sind die regionalen Auswirkungen jedoch sehr schwer abzuschätzen.<ref name="WOR I 2010" /> Da die Anpassungspotentiale unterschiedlich ausgeprägt sind, könnten sich die Konkurrenzverhältnisse zwischen den Arten drastisch verschieben, strukturelle Veränderungen im marinen Nahrungsnetz sind jedoch kaum vorhersagbar.<ref name="WBGU 2013" />

=== Auswirkungen auf die marine Fischerei ===

Die Fischerei wird stark beeinflusst, da sich sowohl die Quantität, Qualität und Vorhersagbarkeit des marinen Fischfangs ändern werden. Ein direkter Einfluss ist zum Beispiel die Ausbreitung von Sauerstoffminimumzonen, die sich auf die Physiologie und die Verteilung von pelagischen marinen Organismen auswirkt.<ref name="Sumaila 2011" /> Diese Verschiebungen werden in Gewinnen und Verlusten für die Spezies resultieren und die Strukturen der Fischbestände ändern. Allerdings können die Verteilungsverschiebungen auch neues Potential bieten. Durch die Ozeanerwärmung wird ein Anstieg bei der Menge der Hummer in den tieferen Gewässern vor West-Australien erwartet und auch in der Nordsee könnte es zu einem vermehrten Aufkommen von Warmwasserspezies wie dem Wolfsbarsch kommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Mögliche Konsequenzen für die Fischerei könnten sein, dass sich Preis und Wert der Fische, die Kosten, die Einkommen, der Gewinn für die Betriebe und die wirtschaftliche Rendite ändern. Die Auswirkungen könnten ähnlich ausfallen wie beim El-Niño-Phänomen: In El-Niño-Phasen werden vor Südamerika (Chile, Peru) weniger pelagische marine Spezies angelandet, dafür steigen die Anlandungen der Südostasiatischen Makrele. Es sollte zusätzlich beachtet werden, dass die Gewinne nicht nur von der Quantität, sondern auch von der Fangzusammensetzung abhängen. So ist beispielsweise im Keltischen Meer die Zahl der Fänge gestiegen; aber aufgrund der gehäuften kleineren, minderwertigen Spezies unter ihnen hat der Wert der Anlandungen insgesamt abgenommen.<ref name="Sumaila 2011" />

Zusätzlich wird eine stark steigende Nachfrage nach Fischprodukten prognostiziert, da die Weltbevölkerung steigt und immer mehr Menschen Fisch konsumieren. Dieser Konsum kann nicht allein durch Wildfischerei befriedigt werden, da die Fisch-Erträge nicht steigen werden. Stattdessen muss die Fischereiintensität vorübergehend gemindert werden, um eine Erholung der Bestände zu erreichen.<ref name="WBGU 2013" />

Auf den Kontinentalsockeln (bis auf hohe Breiten) werden die Fangpotentiale überall zurückgehen und auf Hoher See insgesamt eher zunehmen. Treiber hierfür sind Populationsverschiebungen und Änderungen in der Primärproduktion. In der Arktis und der Subarktis ist eine Zunahme der Fangpotentiale um 30 – 70% möglich, in den Tropen wird jedoch mit Abnahmen um bis zu 40% gerechnet.
Das erhöhte Fangpotential in der Arktis und Subarktis könnte auch durch die Versauerung der Ozeane und weniger gelöstem Sauerstoff wieder relativiert werden.<ref name="Sumaila 2011" /> Generell ist davon auszugehen, dass sich Warmwasserspezies durchsetzen werden.

=== Auswirkungen auf die Süßwasserfischerei ===

==== Fische in gemäßigten Regionen ====

Generell wird das Wachstum der Fische in gemäßigten Regionen mit der Temperatur steigen, bis die Umgebungstemperatur optimal für die jeweilige Spezies ist. Etwa 90% des jährlichen Wachstumsprozesses der Fische fällt in die Sommermonate, da hier die Futterverfügbarkeit maximal ist und die Wassertemperaturen optimal für das Wachstum der Fische ist. Die Erwärmung weitet diesen Zeitraum weiter aus und sorgt für weniger Winterstress.

Gleichzeitig führt die Erwärmung zu einem gesteigerten Energiebedarf, da sich mit steigenden Temperaturen auch der Stoffwechsel der Fische erhöht. Dieser zusätzliche Energiebedarf wird von den Fischen durch eine vermehrte Nahrungsaufnahme kompensiert, allerdings können Gebiete mit begrenzter Nahrungsverfügbarkeit nicht mit dem erhöhten Bedarf mithalten. Ein Anstieg der Menge der Kaltwasserfische ist also nur zu erwarten, wenn auch mehr Futter zur Verfügung steht.
Auch die Reproduktion könnte durch die erhöhten Temperaturen beeinträchtigt werden: Besonders verwundbar sind Spezies, die große Eier und ein kleines Gelege legen und erst spät die sexuelle Reife erreichen („equilibrium species“). Am wenigsten durch den Klimawandel betroffen sind sogenannten opportunistische Spezies (frühe Reife, kleine Eier, kleines Gelege, häufiges Laichen).<ref name="Ficke 2007" />

==== Tropische Fische ====

Tropische Süßwasser-Fische, die zum Beispiel im Victoriasee in Ostafrika zu finden sind, können sich gut an steigende Temperaturen anpassen. Da die Klimaerwärmung die Tropen ohnehin nicht stark treffen wird, ist es wahrscheinlich, dass tropische Fische im Gegensatz zu Fischen in polaren und gemäßigten Gebieten wenig durch die Erwärmung leiden werden. Außerdem suggerieren einige Studien, dass tropische Fische gegenüber geminderten gelösten Sauerstoffkonzentrationen sehr widerstandsfähig sind.<ref name="Ficke 2007" />

Insgesamt gilt es jedoch als sicher, dass geänderte Strömungsregime einen größeren Schaden anrichten werden als steigende Temperaturen. Außerdem ist es sehr wahrscheinlich, dass der Klimawandel in den Tropen durch andere Effekte wie der [[Deforestation_(Tropen)|Entwaldung]] und Änderungen in der Landnutzung überschattet wird. Eine Entwaldung im Amazonasgebiet könnte beispielsweise dazu führen, dass es in Parana und Paraguay zu erhöhtem Niederschlag und in Uruguay und Negro zu vermindertem Niederschlag kommen könnte. Bei diesem Szenario würde die Fischereiproduktivität dann durch Änderungen im Störmungsregime variieren.<ref name="Ficke 2007" />

==== Polare Fische und Fische in hohen Breiten ====

Viele Süßwasserfische in den hohen Breiten sind bis in gemäßigte Zonen verbreitet. Die Klimaerwärmung könnte für Fische in polaren Regionen und in hohen Breiten positiv sein, da sich aus der daraus folgenden Eisschmelze mehr Habitate für die Fische ergeben könnten. Während sie sich jedoch in höhere Breiten ausbreiten können, steigt die Konkurrenz an den äquatorwärtigen Grenzen der Habitate in den mittleren Breiten, da sich mehr Fische aus gemäßigten Regionen ansiedeln. Daher ist ebenso eine Reduzierung der Habitate für polare Fische durchaus möglich. Da die Fische an die kalten Temperaturen in polaren Gegenden gewöhnt sind, sind sie sehr empfindlich gegenüber Temperaturerhöhungen.<ref name="Ficke 2007" />

=== Aquakultur ===

[[Bild:Aquakultur_Vestmanna.jpg|thumb|420px|Aufzucht von Lachs vor Vestmanna/Färöer]] Der Haupteinfluss der globalen Erwärmung ist auch bei der Aquakultur die daraus resultierende steigende Wassertemperatur. Diese ist besonders bedeutsam für die Aquakultur in gemäßigten Regionen und kaltem Wasser. Die Erwärmung bietet länger optimale Konditionen für die Fischzucht, sodass der ökonomische Anreiz künftig steigen wird, da beispielsweise Energiekosten gesenkt werden können.

Der Meeresspiegelanstieg könnte in den Tropen und Subtropen dazu führen, dass es größeres Potential für Fischfarmen gibt.

Aber auch bei der Aquakultur hat der Klimawandel nicht nur Vorteile. So wird erwartet, dass die erhöhten Wassertemperaturen die Aquakultur in gemäßigten Zonen, insbesondere bei der Kultivierung von Lachs, einschränken wird. Das liegt daran, dass in diesen Zonen schon die ideale Zuchttemperatur vorliegt und diese durch die Erwärmung dann überschritten wird. Insgesamt könnten sich die Zuchtbedingungen polwärts verschieben.<ref name="WBGU 2013" />

Außerdem könnten in einigen Ländern und Regionen die steigenden Temperaturen zu einer vermehrten Algenblüte und der Verbreitung von Krankheiten führen. Das ist besonders problematisch, da Fische in Aquakulturen bereits eine verminderte genetische Variabilität vorweisen, die sie anfälliger für Erreger machen. Die verminderte genetische Variabilität verringert zusätzlich die Anpassungsfähigkeit an die veränderten Umweltbedingungen.<ref name="Ficke 2007" />

Die Aquakultur wird auch indirekt durch den Klimawandel betroffen: Die Auswirkungen, die dieser auf die marine Fischerei hat, beeinträchtigt auch die Aquakultur, da die Rohmaterialien für die Produktion von Fischmehl und -öl überwiegend aus der marinen Fischerei stammen.

== Fischerei als Klimafaktor ==

Es sollte nicht übersehen werden, dass die Fischerei durch ihren Verbrauch an fossilen Brennstoffen auch ein Verursacher von Emissionen ist. Allein die Fischereiflotte emittiert jährlich 43 – 134 Millionen Tonnen CO<sub>2</sub>. Umgerechnet bedeutet das, dass für 1t Lebendgewicht an angelandetem Fisch 1.7 Tonnen CO<sub>2</sub> freigesetzt werden.

Bei der Wildfischerei ist der Fischfang die Phase im Lebenszyklus, die der Umwelt am meisten schadet. Hierbei spielt der Brennstoffverbrauch der Fischerboote eine besonders große Rolle; Schleppnetzfischerei ist weit energieaufwändiger als Fischerei mit Ringwadennetzen. Passive Methoden wie Haken und Fallen sind besonders energieeffizient. Die stärkste Belastung wird durch die Hochseefischerei verursacht, die aufgrund der weiten Distanzen zwischen Fanggebieten und Häfen besonders emissionsintensiv sind.<ref name="WBGU 2013" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus verschiedenen Daten eigene Karten erzeuge.
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Hier finden Sie eine [http://bildungsserver.hamburg.de/daten-zum-klimawandel/4119542/arbeitsanweisungen-panoply/ '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113468/a44beae1ee55306f532152d2821770bb/data/2008-nordsee-klimawandel.pdf Auswirkungen des Klimawandels auf die Nordsee] (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113458/ed5b15bb3e6e76ba7c058834927cc5aa/data/2011-kabeljaubestand-in-der-nordsee.pdf Der Rückgang des Kabeljaubestands in der Nordsee] Anthropogene und klimabedingte Ursachen (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3874604/0494b9f686c7a83dda2ed7542b83c198/data/2012-nordatlantikstrom-und-aal.pdf Hat die Abschwächung des Nordatlantikstroms eine Auswirkung auf das Überleben der Europäischen Aale?] (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113416/1d90f5fd306f7a1b25e3236e8ce86085/data/2009-miesmuschel-auster.pdf Miesmuschel vs. Auster] Wird die Miesmuschel in der Nordsee aussterben und wird die Pazifische Auster stattdessen die Nordseeküste bevölkern? (Gymnasium Allee, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3460606/d43ffa344960a586685dc911d578308b/data/2012-ostseedorsch.pdf Müssen wir dem Ostseedorsch ein Denkmal setzen?] Direkte und indirekte anthropogene Einflüsse auf den Dorschbestand der Ostsee. (Stadtteilschule Bergstedt, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3946316/77db27e3695c730d477440bd2153a722/data/2013-pazifische-auster.pdf Wird die Pazifische Felsenauster die Miesmuschel aufgrund des Klimawandels aus der Nordsee verdrängen?] (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
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Arktisches Meereis

2023-10-12T16:57:18Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Arctic sea-ice 16.9.12.jpg|thumb|520 px|Abb. 1: Das Meereis-Minimum im September 2012 im Vergleich zu dem mittleren Minimum 1979-2000 (gelb).]]
== Veränderungen des arktischen Meereises ==
[[Bild:Arktis Meereis Ausdehnung aktuell.jpg|thumb|420 px|Abb. 2: Septembermittel der Meereisausdehnung in der Arktis 1979-2020. Meereisausdehnung: Fläche mit über 15 % Meereisbedeckung.]]
[[Bild:Arktis meereis Vergleich 9-2020.png|thumb|420 px|Abb. 3: Meereisausdehnung im Sept. 2020 im Vergleich mit weiteren Jahren und dem Mittel 1981-2010 (mit Schwankungsbreite) in Mio. km<sup>2</sup>.]]

=== Veränderungen der Ausdehnung===
Die Ausdehnung von [[Meereis]]<ref>Eine Ausdehnung von Meereis liegt nur dann vor, wenn eine Datenzelle zu mindestens 15 % mit Meereis bedeckt ist. Genaueres s.: [https://www.meereisportal.de/meereisbeobachtung/beobachtungsgroessen/meereisbedeckung/ meereisportal.de]</ref> lässt sich seit den 1970er Jahren ziemlich gut durch Satellitenbeobachtungen erfassen. Alle Beobachtungen zeigen für die letzten Jahrzehnte eine deutliche Abnahme der arktischen Meereisbedeckung, im spätsommerlichen Minimum im September um etwa 8 % pro Jahrzehnt. Die [[Antarktisches Meereis|Meereisdecke der Antarktis]] nimmt dagegen im Winter leicht um 0,5% pro Jahrzehnt zu und bleibt im Sommer ungefähr gleich. Der Trend in der Arktis hat sich in den letzten Jahren sogar verstärkt. Seit den 1950er und 1960er Jahren hat sich im September, dem Monat mit der geringsten Ausdehnung im Jahresverlauf, die Meereisausdehnung um mehr als die Hälfte verringert. Betrug sie damals noch etwa 8 Mio km<sup>2</sup>, so lag sie im September 2012 bei nur noch 3,4 Mio. km<sup>2</sup> und im September 2020 bei 3,7 Mio. km<sup>2</sup>.
[[Bild:Arktis meereis 9-2020.png|thumb|420 px|Abb. 4: Meereisausdehnung und -konzentration am 17.9.2020 in % ]]

Von 1979 bis 2006 betrug die Abnahme der Meereisbedeckung im September 8,9 % pro Jahrzehnt. Während 1982 die Ausdehnungen noch 7,5 Millionen km<sup>2</sup> betrug, waren es 2005 nur noch 5,6 Millionen km<sup>2</sup>, eine Differenz von 25 %.<ref>Gerland, S., Aars, J., Bracegirdle, T., Carmack, E., Hop, H., Hovelsrud, G.K., Kovacs, K.M., Lydersen, C., Perovich, D.K., Richter-Menge, J., Rybråten, S., Strøm, H., & Turner, J. (2007): Ice in the Sea. Chapter 5 of Global Outlook for Ice and Snow. UN Environment Program (UNEP), 63-96 [http://www.unep.org/geo/geo_ice/PDF/GEO_C5_LowRes.pdf online]</ref> Das Minimum von 2005 wurde jedoch noch bei weitem übertroffen von den Verhältnissen im Jahre 2007, als das Minimum am 16. September nur noch 4,14 Million km<sup>2</sup> betrug.<ref> National Snow and Ice Data Center: [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2007.html Arctic Sea Ice News Fall 2007]</ref> Die Nordwestpassage war seit Beginn der Satellitenmessungen zum ersten Mal eisfrei. 2008 wurde das Minimum von 2007 nur wenig verfehlt. Aber dieses Mal waren dafür beide Schiffspassagen, die Nordwest- und die Nordostpassage, offen.<ref name="Tagesschau">Vgl. tagesschau.de (Nachricht vom 28.08.2008): [http://www.tagesschau.de/ausland/eisschmelze100.html Eisschmelze in der Arktis • Nordost- und Nordwestpassage erstmals eisfrei]</ref> Die Minima 2007 und 2008 lagen sogar um 37 % unter dem Mittel von 1980-1999, was zur Folge hatte, dass 60 % des arktischen Ozeans nicht vom Eis bedeckt waren. Die Simulation von Klimamodellen hatte ein solches Minimum erst 30 Jahre später erwartet.<ref name="Wang">Wang, M., and J.E. Overland (2009): A sea ice free summer Arctic within 30 years? Geophys. Res. Lett., 36, L07502, doi: 10.1029/2009GL037820</ref>

Ein neues Rekordminimum, das noch einmal deutlich unter dem Wert von 2007 lag, wurde dann im September 2012 erreicht (Abb. 1 und 2). Die 4-Millionen-km<sup>2</sup>-Marke wurde deutlich unterschritten. Am 16. September betrug die Eisbedeckung 3,41 Mio. km<sup>2</sup> und lag damit um 760 000 km<sup>2</sup>, was etwa der doppelten Fläche Deutschlands entspricht, unter dem Minimum von 2007. Damit wurde der Mittelwert der Jahre 1979-2000 von 6,7 Mio. km<sup>2</sup> nahezu halbiert. Ein Grund für den starken Eisverlust 2012 ist darin zu sehen, dass das Meereis der Arktis zunehmend dünner geworden ist. Dieses dünne Eis kann leichter durch besondere Wetterereignisse aufgebrochen und abgeschmolzen werden. So hat Anfang August 2012 auch ein großes Tiefdruckgebiet mit starken Stürmen über der Arktis dazu beigetragen, dass das dünne Eis über weite Flächen zerstört wurde.<ref> National Snow and Ice Data Center: [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2012/09/arctic-sea-ice-extent-settles-at-record-seasonal-minimum/ Arctic sea ice extent settles at record seasonal minimum]</ref> Allerdings betrug der Anteil des Sturmtiefs an der Eis-Reduktion nur 4,4 %, so dass auch ohne das Sturmtief das Rekordminimum im Jahr 2012 erreicht worden wäre.<ref>J. Zhang, R. Lindsay, A. Schweiger and M. Steele (2013): The impact of an intense summer cyclone on 2012 Arctic sea ice retreat, Geophysical Research Letters, DOI: 10.1002/grl.50190</ref>

Nach 2012 hatte sich die Abnahme des arktischen Meereises etwas verlangsamt. Mitte September 2020 verringerte sich die Ausdehnung jedoch fast so stark wie 2012 (Abb. 3). Sie lag am 15. September bei 3,74 Mio. km<sup>2</sup> und fiel damit seit Beginn der Satellitenmessungen nach 2012 zum zweiten Mal unter 4 Mio. km<sup>2</sup>. Nördlich von Skandinavien und Russland bildete sich eine breite eisfreie Zone. Die Eiskante lag nördlich des 85. Breitengrads weit nördlich der Inselgruppen Spitzbergen, Franz-Josef-Land und Sewernaja Semlja und damit so weit im Norden wie bisher noch nie in der Satellitenära (Abb. 4).<ref>NASA National Snow & Ice Data Center (2020): [http://nsidc.org/arcticseaicenews/ Arctic Sea Ice News & Analysis]</ref>

=== Veränderungen von Eisdicke und -volumen===
Auch die Meereisdicke scheint in der Arktis deutlich abgenommen zu haben. Das Meereis der Arktis wird unter heutigen Klimabedingungen einige Dezimeter bis etwa drei Meter dick. Es bildet daher nur eine dünne Haut auf dem Arktischen Ozean und kann leicht durch Winde und Meeresströmungen bewegt und dabei auch aufgerissen oder zusammengeschoben werden. Regional und lokal kann das Eis infolgedessen sehr unterschiedlich dick sein. Dabei findet sich das dickste Eis nicht unbedingt in Gebieten mit den niedrigsten Temperaturen, sonder vielmehr dort, wo es durch Eisdrift zusammengeschoben wird. Im Arktischen Ozean gibt es entsprechend den mittleren Windsystemen zwei große Driftsysteme. Im Beaufortwirbel nördlich der Küsten Alaskas zirkuliert das Eis im Uhrzeigersinn. Im Transpolarstrom wird es von den Küsten Sibiriens über den Nordpol in die Framstraße zwischen Spitzbergen und Grönland transportiert.<ref>Tomczak, T., Godfrey, S. (2003): [http://www.es.flinders.edu.au/~mattom/regoc/pdfversion.html Regional Oceanography: an Introduction]. Daya Publishing House, Delhi</ref> Entsprechend finden sich großräumig gesehen das dünnste Eis vor den Küsten Sibiriens und das dickste Eis vor den Küsten Grönlands und Kanadas. Genauer findet sich das dickste Eis im Frühjahr mit rund 3 m in der Beaufortsee und im Gebiet des Nordpols, das dünnste mit rund 1 m zu Beginn des Herbstes in der Kara-, Laptew- und Tschuktschensee.<ref name="Liu 2020">Liu, Y., J.R. Key, X. Wang, and M. Tschudi (2020): Multidecadal Arctic sea ice thickness and volume derived from ice age, The Cryosphere, 14, 1325–1345, https://doi.org/10.5194/tc-14-1325-2020</ref> Außer durch punktuelle Bohrungen wurde die Eisdicke in der Vergangenheit vor allem durch Echolotmessungen von U-Booten aus gemessen. In jüngster Zeit sind elektromagnetische Induktionsmessungen durch Hubschraubersonden hinzugekommen. Die U-Boot-Messungen zeigen zwischen den 1950er und 1990er Jahren im zentralen Arktischen Ozean eine Abnahme der Eisdicke um 43% bzw. von 3,1 auf 1,8 m. Die Hubschrauber-Messungen ergaben eine Abnahme von 2,5 auf 1,95 m bzw. um 22% von 1991 bis 2001 zwischen Spitzbergen und dem Nordpol.<ref>Haas, C. (2005): Auf dünnem Eis? - Eisdickenänderungen im Nordpolarmeer, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 97-101</ref>
[[Bild:Arctic sea-ice-volume1984-2018.png|thumb|420 px|Abb. 5: Änderung des Meereisvolumens in der Arktis 1984 bis 2018 nach verschiedenen Messungen]]

Das Eisvolumen wird einerseits durch die Dicke des Eises bestimmt, andererseits durch seine Ausdehnung. Im Jahresverlauf zeigt das Eisvolumen über den ganzen Arktischen Ozean ein Minimum von 6770 km<sup>3</sup> im September sowie ein Maximum von 21 737 km<sup>3</sup> im Mai. Zwischen 1984 und 2018 hat das Volumen des Meereises des Arktischen Ozeans auf der Basis von Berechnungen aus dem Alter des Eises jährlich um -474 km<sup>3</sup>/Jahr abgenommen. Bei anderen Methoden liegen die Werte z.T. deutlich darunter. Die stärkste Abnahme wurde im Mai mit -537 km<sup>3</sup>/Jahr, die geringste im September mit -251 km<sup>3</sup>/Jahr festgestellt.<ref name="Liu 2020" /> Nach Modellsimulationen, die versuchen, die Meereisdicke und ihre Veränderungen und damit auch die Abnahme des Eisvolumens nachzubilden,<ref>Dirk Notz (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde-buch-kap-5-1 Das aktuelle Abschmelzen des arktischen Meereises], in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 199-203</ref> hat das Volumen des arktischen Meereises am Ende des Sommers von 20.000 km<sup>3</sup> in den 1980er Jahren auf bis zu 4000 km<sup>3</sup> in den 2010er Jahren abgenommen. Das bedeutet einen Verlust von Dreivierteln des Gesamtvolumens des Meereises. Andere Berechnungen kommen auf eine Halbierung des Eisvolumens zwischen den 1980er und 2010er Jahren (Abb. 5). Dabei wird die Änderung des Eisvolumens von November bis Mai zu 80% (im August und September zu 50%) durch die Abnahme der Eisdicke und nur zu 30% durch die Abnahme der Eisausdehnung verursacht.<ref name="Liu 2020" />

[[Bild:Arctic ice-age 1985-2019.jpg|thumb|420 px|Abb. 6: Änderung des arktischen Meereisalters in der Woche 22.-28. Oktober 1985 bis 2019. Ausdehnung in Mio. km<sup>2</sup>.]]

=== Ein- und mehrjähriges Eis ===
Satellitenbeobachtung und Bojen erlauben eine Bestimmung des Eisalters seit den 1980er Jahren. In den frühen und mittleren 1980er Jahren bestanden 38 % der Eisbedeckung im Frühling aus einjährigem Eis, der Rest aus älterem Eis, wovon 30 % fünf und mehr Jahre alt war.<ref name="Stroeve 2012">J.C. Stroeve, et al. (2012): The Arctic’s rapidly shrinking sea ice cover: a research synthesis, Climatic Change 110, 1005–1027</ref> 1985 war ca. ein Drittel der Eisausdehnung des Arktischen Ozeans bzw. 2,52 Mio. km<sup>2</sup> vier Jahre und älter, im März 2019 waren es nur noch 1,2% bzw. 0,09 Mio. km<sup>2</sup>. Heute wird die Meereisbedeckung durch einjähriges Eis dominiert. Es machte im März 2019 etwa 70% aus, im Vergleich zu 35-50% in den 1980er Jahren.<ref name="Perovich 2019">Perovich, D., W. Meier, M. Tschudi, et al. (2019): Sea Ice, in: Richter-Menge, J., M. L. Druckenmiller, and M. Jeffries, Eds., 2019: Arctic Report Card 2019, https://www.arctic.noaa.gov/Report-Card</ref> Von Jahr zu Jahr gibt es allerdings Schwankungen, die jedoch den langfristigen Trend nicht umkehren. So hatte sich 2020 der Anteil von vier- und mehrjährigem Eis auf 4.3% bzw. 326 km<sup>2</sup> gegenüber 2019 etwas erhöht.<ref>National Snow & Ice Data Center (2020): [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2020/05/storm-damage/ Storm Damage]</ref> Einjähriges Eis im Frühling bedeutet, dass dieses Eis sich im vorhergehenden Herbst und Winter gebildet hat. Mehrjähriges Eis ist im Allgemeinen dicker als einjähriges Eis und widerstandsfähiger gegenüber Veränderungen durch atmosphärische und ozeanische Antriebskräfte. Das einjährige Eis ist dünner und schmilzt leichter im Sommer.

== Ursachen der Eisschmelze ==
[[Bild:Eis-Albedo3.jpg|thumb|420px|Abb. 7: Reflexion und Absorption von Sonneneinstrahlung bei Meereis und eisfreiem Ozean]]
Für die beobachteten Veränderungen der Eisausdehnung und Meereisdicke kommen verschiedene Ursachen in Frage. Sie können sowohl thermischer wie dynamischer Natur und natürlich oder [[Anthropogen|anthropogen]] bedingt sein.

=== Änderungen des Klimas ===
* s. Hauptartikel [[Klimaänderungen in den Polargebieten]]
Die wichtigste Ursache des starken Abschmelzens des arktischen Meereises liegt in der globalen Erwärmung, die aufgrund verschiedener Mechanismen in der Arktis besonders stark ausfiel (s. [[Arktische Verstärkung]]). Bei einer globalen Erwärmung um 1 °C verringert sich im September die Eisausdehnung der Arktis auf längere Sicht um 3,3-4 Mio. km<sup>2</sup>, im März um ca. 1,6 Mio. km<sup>2</sup>. Der jährliche Eisverlust pro Tonne CO<sub>2</sub>-Emission reicht von 1 m<sup>2</sup> im Winter bis mehr als 3 m<sup>2</sup> im Sommer. Die Emission einer Tonne CO<sub>2</sub> wird z.B. bei einem Flug von London nach New York und zurück durch einen einzelnen Passagier verursacht. Bei weiteren Emissionen von 800 Gt CO<sub>2</sub> wird der Arktische Ozean im August und September eisfrei werden, bei einer Emissionen von 1400 GtC vom Juli bis Oktober. Die aktuelle Emissionsrate beträgt ca. 40 Gt CO<sub>2</sub> pro Jahr.<ref name="Stroeve 2018">Stroeve, J. and D. Notz (2018): Changing state of Arctic sea ice across all seasons. Environmental Research Letters, 13 (10), 103001, doi:10.1088/1748-9326/aade56.</ref>

Außerdem drang in den letzten zwei bis drei Jahrzehnten verstärkt warmes Meereswasser aus dem Atlantik und Pazifik in den Arktischen Ozean ein. Eine Folge der Erwärmung von Atmosphäre und Meerwasser war die Vorverlegung des Beginns der sommerlichen Eisschmelze und die Verschiebung ihres Endes in den späteren Herbst hinein. Die dadurch verkürzte winterliche Eisbildungsperiode erlaubte in vielen Regionen, in denen früher mehrjähriges Eis lag, keine Eisdicken mehr, die den nächsten Sommer überdauerten. Die Schmelzsaison beginnt um drei Tage pro Jahrzehnt früher und hört um 6 Tage pro Jahrzehnt später auf. Die größte Verlängerung der Schmelzsaison zeigt die Barentssee mit 40 Tagen/Jahrzehnt. Über die gesamte Zeit Satellitenbeobachtung von 40 Jahren kam es in der Arktis insgesamt zu einem früheren Schmelzbeginn von 12 Tagen und einem späteren Schmelzende von 28 Tagen bzw. zu einer Verlängerung der Schmelzsaison um 40 Tage.<ref name="Stroeve 2018" />

=== Änderungen der Albedo ===
Ein weiterer sehr wichtiger Effekt ist die Änderung der [[Albedo]]: Die Ausdehnung eisfreier Flächen reduziert großflächig die Reflexion und verstärkt die [[Absorption]] der [[Strahlung|solaren Einstrahlung]] durch das Meerwasser (Abb. 6). Offenes Wasser hat eine Albedo von lediglich 0,07 gegenüber 0,65 von unbedecktem und 0,85 bei schneebedecktem Eis.<ref name="Stroeve 2012" /> Dadurch erwärmt sich nicht nur das Meerwasser, sondern auch die darüber liegende Atmosphäre, wodurch weiteres Eis zum Schmelzen gebracht und die Eisbildung im Herbst verzögert wird. Die sich auf diese Weise selbst verstärkende [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Meereis-Albedo-Rückkopplung]] hat so von Jahr zu Jahr zu einer immer geringer werdenden Eisbedeckung geführt.

[[Bild:Arktis-Albedo.jpg|thumb|420 px|Abb. 8: Entwicklung der Meereis-Albedo (oben) und der Albedo des gesamten Gebietes von Meereis und offenem Ozean (unten) in der Arktis 1982-2009]]
Die Oberflächenalbedo des Arktischen Ozeans ist in den letzten Jahrzehnten deutlich zurückgegangen. Das betrifft sowohl die kombinierte Fläche von Offenem Ozean und Eisflächen als auch die Albedo auf den Eisflächen selbst. Zum einen ist der Rückgang der Albedo bedingt durch die Verringerung der Meereisfläche, durch die eine zunehmende Wasseroberfläche frei wird, die eine deutlich kleinere Albedo als Eis besitzt. Aber auch die Eisflächen selbst haben sich zunehmend in Richtung einer geringeren Albedo verändert. Das frühe Schmelzen im Jahresverlauf beseitigt den frisch gefallenen Schnee und gibt dunklere Eisflächen frei und es bilden sich Schmelzwasserflächen auf dem Eis.<ref name="Riihelä">Riihelä, A., T. Manninen and V. Laine (2013): Observed changes in the albedo of the Arctic sea-ice zone for the period 1982–2009, Nature Climate Change, online 4. August 2013, DOI: 10.1038/NCLIMATE1963</ref> Besonders extrem war die Eis-Albedo-Rückkopplung im Jahre 2007. Im Mittel überleben 40 % des einjährigen und 80 % des älteren Eises die Schmelzsaison. 2007 waren im September jedoch nur 16 % des einjährigen Eises übrig. Und in manchen Regionen nahm der obere Ozean fünf mal mehr solare Energie auf als im Durchschnitt der Jahre 1979-2005.<ref name="Stroeve 2012" />

Auch die Ablagerung von Ruß auf arktischem Eis und Schnee verringert die Albedo der Oberfläche und erhöht die Absorption von Strahlung, wodurch es ebenfalls zum Schmelzen von Eis und Schnee kommt. Die Masse des arktischen Rußes stammt aus Gebieten südlich des 60. Breitengrades, besonders aus Nordamerika, Europa, Russland und Asien. In Jahren verbreiteter Waldbrände stammen allein 30 % der arktischen Rußablagerungen aus Waldbränden in Nordamerika und Sibirien.<ref name="DeAngelo 2011">DeAngelo, B., Ed. (2011): [http://library.arcticportal.org/1210/ An Assessment of Emissions and Mitigation Options for Black Carbon for the Arctic Council]; Technical Report of the Arctic Council Task Force on Short´Lived Climate Forcers. Technical Report. Arctic Council</ref>

Die positive Rückkopplung durch den Eis-Albedo-Effekt führt jedoch in der Arktis nicht zu einem Kipppunkt, der das Abschmelzen durch Selbstverstärkung ungebremst beschleunigen würde. Ihr steht ein negativer Feedback-Prozess gegenüber. Bei einem starken Eisverlust im Sommer kommt es im darauf folgenden Winter in den Regionen, die im Sommer eisfrei geworden sind, zu einer starken Wärmeabgabe des Ozeans an die Atmosphäre. Das kühlere Meerwasser wiederum fördert im späteren Winter den Gefrierprozess. Der folgende Sommer zeigt daher gegenüber dem Vorjahr in der Regel wieder eine größere Eisbedeckung. Diese negative Rückkopplung schwächt sich jedoch mit der zunehmenden Erwärmung der Arktis auch im Winter ab.<ref name="Stroeve 2018" />

===Atmosphärische Dynamik===
Eine weitere Ursache sind Veränderungen in der atmosphärischen Dynamik hin zu einem positiven [[Arktische Oszillation|AO]]- und [[NAO]]-Index und zu einer negativen Phase der [[Pazifische Dekaden Oszillation|Pazifischen Dekadenoszillation]] (PDO). Diese Veränderungen hatten zur Folge, dass sich der Beaufortwirbel abschwächte und [[Zyklonal|Zyklonen]] zunehmend in das arktische Kerngebiet eindrangen. Das wiederum bewirkte, dass zunehmend Eis aus dem Arktischen Ozean in den Nordatlantik transportiert wurde. Auch der Zustrom wärmeren Wassers aus dem Atlantik könnte hiermit zusammenhängen.<ref>Bareiss, J., K. Görgen, A. Helbig (2005): Arktisches Meereis - Ursachen der Variabilität und Trends in den vergangenen 30 Jahren, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 218-225</ref> Da die Position der Eisgrenze im Ozean wiederum die Atmosphäre beeinflusst, ist es wahrscheinlich, dass das Zurückweichen des Eises auch das häufigere Vordringen von Zyklonen begünstigt. In den letzten Jahren haben sich der AO- wie der PDO-Index wieder normalisiert. Die Eisschmelze geht dennoch weiter.

Die Gründe dafür liegen möglicherweise darin, dass die Abschmelzvorgänge in den 1980er und 1990er Jahren durch das Zusammentreffen einer stärkeren Erwärmung und Veränderungen der AO und PDO zunächst angestoßen wurden, dann aber eine Eigendynamik entwickelt haben, die sich auch nach der Normalisierung von AO und PDO nicht wieder umkehren ließ. Zunächst haben nach dieser Theorie<ref>Lindsay, R.W. and J. Zhang, 2005: The thinning of Arctic sea sce, 1988-2003. Have we passed a tipping point? Journal of Climate 18, 4879-4894</ref> zwar externe Faktoren eine zunehmende Verringerung der Eisausdehnung und -dicke verursacht, die sich aber nach dem teilweisen Wegfall dieser Faktoren selbst trägt. D.h. der jüngste Rückzug des Eises ist nach diesere Auffassung nicht mehr primär auf den externen Antrieb zurückzuführen, sondern auf die Wirkung der Eis-Albedo-Rückkopplung.

== Klimatische Folgen ==
Die großen Meereisflächen der Arktis besitzen nicht nur einen Einfluss auf die [[Strahlung]] (s.o.), sondern auch auf die atmosphärische Dynamik. Aufgrund der tiefen Temperaturen über dem Eis rund um den Nordpol kommt es zum Absinken von Luftmassen. Dadurch bildet sich in der Höhe über dem arktischen Meereis ein [[Tiefdruckgebiet]]. Die in das Tief einströmende Luft wird durch die [[Corioliskraft]] zu einem sich gegen den Uhrzeigersinn drehenden zirkumpolaren Wirbel umgelenkt. Obwohl dieser Polarwirbel am Nordpol weniger stabil ist als am Südpol, verhindert er weitgehend den Luftmassenaustausch mit den niedrigeren Breiten. So kommt es vor allem im Winter selten zum Einstrom warmer, aber ebenfalls selten zum Ausstrom kalter Luft. Damit im Zusammenhang steht auch die Ausbildung eines starken Polarjets und einer starken [[NAO|Nordatlatischen Oszillation]].
[[Bild:Jetstream Meander.jpg|thumb|320 px|Abb. 9: Mögliche Änderung des Polarjets durch das Abschmelzen des arktischen Meereises: a) starker Jetstream durch starken Temperaturgegensatz zwischen Arktis und mittleren Breiten; b) schwacher und mäandrierender Jetstream durch Abschwächung des Temperaturgegensatzes.]]

Wenn sich wie in den letzten Jahren die Meereisausdehnung im Sommer stark verringert, kommt es im Endeffekt zu einer Schwächung des Polarwirbels: Warme Luft kann dann besser in das Polargebiet eindringen und kalte Luft in niedrigere Breiten ausströmen. Der Mechanismus ist etwa folgender: Das Nordpolarmeer nimmt im Sommer über die freien Wasserflächen mehr Wärme durch die Sonneneinstrahlung auf. Diese gibt es in den folgenden Monaten an die Atmosphäre ab. Durch die wärmere Atmosphäre wird der Temperaturgegensatz zwischen den polaren und den mittleren Breiten verringert und damit der Polar-Jet bzw. die Polarfront und die Nordatlantische Oszillation geschwächt. Als Folge können Kaltluftmassen aus den arktischen Breiten bis nach Europa und die USA vordringen.<ref>Francis, J.A., et al. (2009): Winter Northern Hemisphere weather patterns remember summer Arctic sea-ice extent. Geophys. Res. Lett., 36, L07503, doi:10.1029/2009GL037274</ref> Ein schwächerer Polarjet bewegt sich langsamer von Osten nach Westen und mäandriert stärker. Als Folge kommt es zu [[Blockierende Wetterlage|blockierenden Wetterlagen]], durch die Extremwetter längere Zeit stationär bleiben. Für Europa z.B. bedeutet das, dass sowohl Kälteperioden im Winter wie Hitzewellen im Sommer über einen längeren Zeitraum anhalten können. Allerdings sind diese Zusammenhänge wissenschaftlich noch umstritten.<ref>Dirk Notz (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde-buch-kap-5-1 Bedeutung des Meereises für das Weltklima], in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 189-193</ref>

Tatsächlich ist seit dem Jahr 2005 der sommerliche Eisrückgang deutlich beschleunigt, insbesondere in den Rekordjahren 2007 und 2012. Im Oktober 2009 wurden in der mittleren Troposphäre über große Teile des Nordpolarmeeres bis zu 5 °C höhere Temperaturen gemessen als im Mittel der Jahre 1968-96. Diese Erwärmung führte zur Destabilisierung des Polarwirbels und ließ kalte und feuchte Luft aus der Arktis bis nach Nordamerika, Nordeuropa und Nordostasien dringen. Während die Arktis im Winter Temperaturabweichungen von +4 bis +12 °C zu verzeichnen hatte, lagen die Temperaturen auf den südlich angrenzenden Kontinenten z.T. um -10 °C unter dem Mittelwert. Dieses als "Warme Arktis - Kalte Kontinente" bezeichnete Klimamuster ist in den letzten 160 Jahren nur vier Mal vorgekommen. Aufgrund des zu erwartenden weiteren Rückgangs der arktischen Eisbedeckung kann es in Zukunft häufiger geschehen, dass arktische Kaltluft weit nach Süden vordringt und z.B. in Europa für kalte und schneereiche Winter sorgt.<ref>Overland, J. E., Wood, K. R. and Wang, M. (2011): Warm Arctic–cold continents: climate impacts of the newly open Arctic Sea. Polar Res. 30, 15787. doi: 10.3402/polar.v30i0.15787</ref>

Die höheren Temperaturen in der Arktis ermöglichen gleichzeitig auch einen höheren Wasserdampfgehalt in der Luft. Einerseits führt dies zu mehr Niederschlag (in Form von Schnee, denn die Temperaturen sind im Winter ja immer noch unterhalb des Gefrierpunktes). Andererseits bedeutet mehr Wasserdampf auch eine stärkere Erwärmung der Atmosphäre, was wiederum mehr Wasserdampfgehalt ermöglichen würde usw. Diese Rückkopplung nennt man Wasserdampf-Rückkopplung.

Weniger Eisbildung im Winter führt zusammen mit mehr Süßwassereintrag aufgrund der Eisschmelze dazu, dass der Salzgehalt des polaren Ozeanwassers nicht mehr so stark erhöht wird und der Antrieb für das Absinken von W assermassen in der [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|thermohalinen Zirkulation]] verringert wird. Durch das Meereis wurden außerdem die arktischen Küsten bisher vor starken Wellengängen und Stürmen bewahrt. Je weniger Meereis nun vorhanden ist, desto mehr müssen die Küsten mit der Abtragung von Boden und Überschwemmungen rechnen; vor allem Permafrostböden sind hierdurch anfällig.

[[Bild:Arctic sea-ice temp projection.jpg|thumb|420 px|Abb. 10: Abnahme des arktischen Meereises nach Jahreszeit in Abhängigkeit von der globalen Erwärmung.]]
== Projektionen ==
Die Erwärmung der [[Atmosphäre]] in der Arktis setzt sich aus zwei Komponenten zusammen, aus der [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] wie aus der [[Klimawandel|globalen Erwärmung]] infolge des anthropogenen Anstiegs der [[Treibhausgase im Klimasystem|Treibhausgaskonzentration]]. Da damit zu rechnen ist, dass beide Faktoren auch weiterhin das Abschmelzen des arktischen Meereises voran treiben werden, wird die Eisbedeckung des arktischen Ozeans über kurz oder lang im Sommer ganz verschwinden. Alle [[Klimamodelle|Klimamodellrechnungen]] zeigen bis zum Ende des 21. Jahrhunderts eine starke Reduzierung der Eisfläche im Sommer, z.T. sogar ihr völliges Verschwinden schon zum Ende dieses Jahrhunderts. Dabei wird in der Regel als „eisfreier Sommer“ eine Eisbedeckung am Ende des Sommers von weniger als 1 Mio. km<sup>2</sup> definiert.<ref>Dunne, D., CarbonBrief (2019): Interactive: [https://interactive.carbonbrief.org/when-will-the-arctic-see-its-first-ice-free-summer/ When will the Arctic see its first ice-free summer?]</ref> Der Zeitpunkt, an dem es zu einem eisfreien Sommer kommt, wird von den Modellen jedoch sehr unterschiedlich eingeschätzt. Ein Grund ist die [[Natürliche Klimaschwankungen|natürliche Variabilität]] des arktischen Klimas (s.o.), die das Eintreten einer eisfreien Arktis im Sommer um bis zu 20 Jahre verschieben kann. Bei einer [[2-Grad-Ziel|Begrenzung der globalen Erwärmung auf 1,5 °C]] würde auch noch am Ende des 21. Jahrunderts arktisches Sommereis fast jährlich vorhandenen sein. Bei einer 2°C-Erwärmung wären eisfreie Sommer allerdings schon mit einer Wahrschenlichkeit von 10-35% zu erwarten (Abb. 10).<ref name="IPCC 2019">IPCC (2019): IPCC Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate, 3.2.2.1</ref>

Berücksichtigt man alle [[Feedback|Rückkopplungseffekte]] im arktischen Raum (s.o.), ist eine eisfreie Arktis auch bei einer stärkeren globalen Erwärmung in den nächsten Jahren keineswegs sicher bzw. stabil und unumkehrbar.<ref>Tietzsche, S., et al. (2011): Recovery mechanisms of Arctic summer sea ice, Geophysical research letters 38, doi: 10.1029/2010GL045698</ref> Zwar wärmt sich das Oberflächenwasser des Arktischen Ozeans im Sommer stark auf. Ab September und verstärkt in den folgenden Monaten, wenn die Sonne im arktischen Winter das Wasser nicht mehr erwärmt, gibt der eisfreie Ozean jedoch mehr Wärme an die Atmosphäre ab als ein teilweise mit Eis bedeckter Ozean, da die isolierende Eisbedeckung fehlt. Ab November bildet sich dann neues Eis in schnellem Tempo, da dünnes Eis schneller wächst als dickeres Eis. Hinzu kommt, dass die vom Ozean her aufgewärmte Atmosphäre das Eindringen von wärmerer Luft aus niederen Breiten in den arktischen Raum eher behindert. Das Abschmelzen des arktischen Eises wird demnach durch verschiedene und gegenläufige Rückkopplungsmechanismen bestimmt. Dass hier ein sog. [[Kipppunkte_im_Klimasystem|Kipp-Punkt]] vorliegt, hält die referierte Studie des Hamburger Max-Planck-Instituts für Meteorologie daher für unwahrscheinlich.

[[Bild:Arctic sea-ice mass1960-2100.jpg|thumb|420 px|Abb. 11: Änderung der Masse des arktisches Meereises 1960 bis 2100 nach verschiedenen CMIP6-Modellsimulationen in 1000 Gt]]
Dennoch ist bei Beibehaltung der gegenwärtigen Trends in einzelnen Regionen wie den Schelfmeeren des Arktischen Ozeans ein durchgehend eisfreier Sommer in nächster Zeit wahrscheinlich, wie es ihn im September ja z.T. bereits jetzt schon gibt. So werden nach Onarheim et al. (2018)<ref name="Onarheim 2018">Onarheim, I.H., T. Eldevik, L.H. Smedsrud, and J.C. Stroeve (2018): Seasonal and regional manifestation of Arctic sea ice loss, Journal of Climate, 31, 4917–32, DOI: 10.1175/JCLI-D-17-0427.1</ref> die Tschuktschen-, die Laptew-, Beaufort- und Ostsibirische See in den 2020er Jahren im Sommer eisfrei werden. Die Hudsonbai ist schon heute eisfrei im Sommer, wenn auch im Winter noch vollständig mit Eis bedeckt. Auch die Karasee ist gegenwärtig im Sommer eisfrei. Die Barents- und Grönlandsee werden um 2050 auch im Winter eisfrei werden. Beim Ochotskischen Meer, der Baffinbai und dem Golf von St. Lorenz ist in den 2080 Jahren damit zu rechnen.

Die neueste Generation von Klimamodellen, die Simulationen für den 6. Sachstandsbericht des Weltklimarats [[IPCC]] durchführen, der ab 2021 erscheinen soll, sind in der Lage, auch die Änderung der gesamten Masse des arktischen Meereises bis 2100 genauer zu berechnen (Abb. 11).<ref>Keen, A., Blockley, E., Bailey, D., et al. (2020): An inter-comparison of the mass budget of the Arctic sea ice in CMIP6 models, The Cryosphere Discuss., https://doi.org/10.5194/tc-2019-314, in review</ref> Danach hat sich die Eismasse im März von 15 000 bis 30 000 Gt um 1960 bis 2020 auf 10 000 bis 20 000 Gt verringert und wird gegen Ende des 21. Jahrhunderts nur noch 0 bis 5 000 Gt betragen. Das bedeutet, dass um 2100 selbst in dem Monat mit der stärksten Eisbedeckung fast nur noch einjähriges und dünnes Eis den Arktischen Ozean bedecken wird.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==

* Notz, D. (2011): Meereis in der Arktis und Antarktis, in: José L. Lozán et al. (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen und Risiken. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 96-101; aktualisierte Fassung [http://www.warnsignale.uni-hamburg.de/?page_id=1489 online]
* Haas, C. (2005): Auf dünnem Eis? - Eisdickenänderungen im Nordpolarmeer, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 97-101
* Bareiss, J., K. Görgen, A. Helbig (2005): Arktisches Meereis - Ursachen der Variabilität und Trends in den vergangenen 30 Jahren, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 218-225

== Weblinks ==
* [http://meereisportal.de/ meereisportal.de] Portal zum Meereis des Alfred-Wegener-Instituts, Helmholtz Zentrums für Polar- und Meeresforschung und der Universität Bremen, u.a. mit [http://www.meereisportal.de/de/meereisbeobachtung/aktuelle-beobachtungsergebnisse-aus-satellitenmessungen.html Karten zur aktuellen Meereisausdehnung in Arktis und Antarktis]
* [http://nsidc.org/arcticseaicenews/ Arctic Sea Ice News & Analysis] Aktuelle Meldungen und Bilder über das arktische Meereis
* [https://nsidc.org/arcticseaicenews/charctic-interactive-sea-ice-graph/ Charctic Interactive Sea Ice Graph] Interaktive Visualisierung der Ausdehnung des arktischen Meereises einzelner Jahre
* [http://www.arctic.noaa.gov/ Arctic Theme Page] Materialien zu Veränderungen in der Arktis
* [http://www.skepticalscience.com/translationblog.php?n=1620&l=6 Bericht einer Inuit über die Folgen des Klimawandels]
* M. Langer, S. Schwantz, K. Steinecke & J.-F. Venzke (2013): [http://www.warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/2013/02/Langer.pdf Perspektiven der arktischen Seefahrt in der Zukunft] (In: WARNSIGNAL KLIMA: Die Meere)

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Arktis_temperatur_1971-2000.jpg|Breite=200 px}} Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arktis '''Regionaldaten zur Arktis'''] mit dem Visualisierungsprogramm Panoply eigene Karten erzeugen.<br>
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].

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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell/experimente-mittleres-klima Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264994/376c28fbd918ae6df7b85ec440e7de8a/2011-arktis-data.pdf Arktis] über Gefahren und Chancen durch den Klimawandel in der Arktis (Gymnasium Allee, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265248/e1f3aa27b4997ae4b9cd0b46ad3af55a/2014-nordpolareis-data.pdf Arktisches Meereis] Ursachen und Folgen der Eisschmelze (Schülerpraktikant am DKRZ)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265194/401bcd03b98c3621c73e61c45c1691bf/2014-nordostpassage-data.pdf Die Nordostpassage] über wirtschaftliche und ökologische Auswirkungen einer freien Nordostpassage (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Meereis (Bilder)]]
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== Lizenzangaben ==
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Teil von=Änderungen der Kryosphäre
|Regionales Beispiel von=Meereis
|Regionales Beispiel von=Kryosphäre im Klimasystem
|umfasst Prozess=Eis-Albedo-Rückkopplung
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Kryosphäre im Klimasystem, Eis-Albedo-Rückkopplung, Aktuelle Klimaänderungen, Meereis, Arktisches Meereis, Strahlung, Nordatlantische Oszillation</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]

Arktisches Meereis

2023-10-12T16:57:05Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Arctic sea-ice 16.9.12.jpg|thumb|520 px|Abb. 1: Das Meereis-Minimum im September 2012 im Vergleich zu dem mittleren Minimum 1979-2000 (gelb).]]
== Veränderungen des arktischen Meereises ==
[[Bild:Arktis Meereis Ausdehnung aktuell.jpg|thumb|420 px|Abb. 2: Septembermittel der Meereisausdehnung in der Arktis 1979-2020. Meereisausdehnung: Fläche mit über 15 % Meereisbedeckung.]]
[[Bild:Arktis meereis Vergleich 9-2020.png|thumb|420 px|Abb. 3: Meereisausdehnung im Sept. 2020 im Vergleich mit weiteren Jahren und dem Mittel 1981-2010 (mit Schwankungsbreite) in Mio. km<sup>2</sup>.]]

=== Veränderungen der Ausdehnung===
Die Ausdehnung von [[Meereis]]<ref>Eine Ausdehnung von Meereis liegt nur dann vor, wenn eine Datenzelle zu mindestens 15 % mit Meereis bedeckt ist. Genaueres s.: [https://www.meereisportal.de/meereisbeobachtung/beobachtungsgroessen/meereisbedeckung/ meereisportal.de]</ref> lässt sich seit den 1970er Jahren ziemlich gut durch Satellitenbeobachtungen erfassen. Alle Beobachtungen zeigen für die letzten Jahrzehnte eine deutliche Abnahme der arktischen Meereisbedeckung, im spätsommerlichen Minimum im September um etwa 8 % pro Jahrzehnt. Die [[Antarktisches Meereis|Meereisdecke der Antarktis]] nimmt dagegen im Winter leicht um 0,5% pro Jahrzehnt zu und bleibt im Sommer ungefähr gleich. Der Trend in der Arktis hat sich in den letzten Jahren sogar verstärkt. Seit den 1950er und 1960er Jahren hat sich im September, dem Monat mit der geringsten Ausdehnung im Jahresverlauf, die Meereisausdehnung um mehr als die Hälfte verringert. Betrug sie damals noch etwa 8 Mio km<sup>2</sup>, so lag sie im September 2012 bei nur noch 3,4 Mio. km<sup>2</sup> und im September 2020 bei 3,7 Mio. km<sup>2</sup>.
[[Bild:Arktis meereis 9-2020.png|thumb|420 px|Abb. 4: Meereisausdehnung und -konzentration am 17.9.2020 in % ]]

Von 1979 bis 2006 betrug die Abnahme der Meereisbedeckung im September 8,9 % pro Jahrzehnt. Während 1982 die Ausdehnungen noch 7,5 Millionen km<sup>2</sup> betrug, waren es 2005 nur noch 5,6 Millionen km<sup>2</sup>, eine Differenz von 25 %.<ref>Gerland, S., Aars, J., Bracegirdle, T., Carmack, E., Hop, H., Hovelsrud, G.K., Kovacs, K.M., Lydersen, C., Perovich, D.K., Richter-Menge, J., Rybråten, S., Strøm, H., & Turner, J. (2007): Ice in the Sea. Chapter 5 of Global Outlook for Ice and Snow. UN Environment Program (UNEP), 63-96 [http://www.unep.org/geo/geo_ice/PDF/GEO_C5_LowRes.pdf online]</ref> Das Minimum von 2005 wurde jedoch noch bei weitem übertroffen von den Verhältnissen im Jahre 2007, als das Minimum am 16. September nur noch 4,14 Million km<sup>2</sup> betrug.<ref> National Snow and Ice Data Center: [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2007.html Arctic Sea Ice News Fall 2007]</ref> Die Nordwestpassage war seit Beginn der Satellitenmessungen zum ersten Mal eisfrei. 2008 wurde das Minimum von 2007 nur wenig verfehlt. Aber dieses Mal waren dafür beide Schiffspassagen, die Nordwest- und die Nordostpassage, offen.<ref name="Tagesschau">Vgl. tagesschau.de (Nachricht vom 28.08.2008): [http://www.tagesschau.de/ausland/eisschmelze100.html Eisschmelze in der Arktis • Nordost- und Nordwestpassage erstmals eisfrei]</ref> Die Minima 2007 und 2008 lagen sogar um 37 % unter dem Mittel von 1980-1999, was zur Folge hatte, dass 60 % des arktischen Ozeans nicht vom Eis bedeckt waren. Die Simulation von Klimamodellen hatte ein solches Minimum erst 30 Jahre später erwartet.<ref name="Wang">Wang, M., and J.E. Overland (2009): A sea ice free summer Arctic within 30 years? Geophys. Res. Lett., 36, L07502, doi: 10.1029/2009GL037820</ref>

Ein neues Rekordminimum, das noch einmal deutlich unter dem Wert von 2007 lag, wurde dann im September 2012 erreicht (Abb. 1 und 2). Die 4-Millionen-km<sup>2</sup>-Marke wurde deutlich unterschritten. Am 16. September betrug die Eisbedeckung 3,41 Mio. km<sup>2</sup> und lag damit um 760 000 km<sup>2</sup>, was etwa der doppelten Fläche Deutschlands entspricht, unter dem Minimum von 2007. Damit wurde der Mittelwert der Jahre 1979-2000 von 6,7 Mio. km<sup>2</sup> nahezu halbiert. Ein Grund für den starken Eisverlust 2012 ist darin zu sehen, dass das Meereis der Arktis zunehmend dünner geworden ist. Dieses dünne Eis kann leichter durch besondere Wetterereignisse aufgebrochen und abgeschmolzen werden. So hat Anfang August 2012 auch ein großes Tiefdruckgebiet mit starken Stürmen über der Arktis dazu beigetragen, dass das dünne Eis über weite Flächen zerstört wurde.<ref> National Snow and Ice Data Center: [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2012/09/arctic-sea-ice-extent-settles-at-record-seasonal-minimum/ Arctic sea ice extent settles at record seasonal minimum]</ref> Allerdings betrug der Anteil des Sturmtiefs an der Eis-Reduktion nur 4,4 %, so dass auch ohne das Sturmtief das Rekordminimum im Jahr 2012 erreicht worden wäre.<ref>J. Zhang, R. Lindsay, A. Schweiger and M. Steele (2013): The impact of an intense summer cyclone on 2012 Arctic sea ice retreat, Geophysical Research Letters, DOI: 10.1002/grl.50190</ref>

Nach 2012 hatte sich die Abnahme des arktischen Meereises etwas verlangsamt. Mitte September 2020 verringerte sich die Ausdehnung jedoch fast so stark wie 2012 (Abb. 3). Sie lag am 15. September bei 3,74 Mio. km<sup>2</sup> und fiel damit seit Beginn der Satellitenmessungen nach 2012 zum zweiten Mal unter 4 Mio. km<sup>2</sup>. Nördlich von Skandinavien und Russland bildete sich eine breite eisfreie Zone. Die Eiskante lag nördlich des 85. Breitengrads weit nördlich der Inselgruppen Spitzbergen, Franz-Josef-Land und Sewernaja Semlja und damit so weit im Norden wie bisher noch nie in der Satellitenära (Abb. 4).<ref>NASA National Snow & Ice Data Center (2020): [http://nsidc.org/arcticseaicenews/ Arctic Sea Ice News & Analysis]</ref>

=== Veränderungen von Eisdicke und -volumen===
Auch die Meereisdicke scheint in der Arktis deutlich abgenommen zu haben. Das Meereis der Arktis wird unter heutigen Klimabedingungen einige Dezimeter bis etwa drei Meter dick. Es bildet daher nur eine dünne Haut auf dem Arktischen Ozean und kann leicht durch Winde und Meeresströmungen bewegt und dabei auch aufgerissen oder zusammengeschoben werden. Regional und lokal kann das Eis infolgedessen sehr unterschiedlich dick sein. Dabei findet sich das dickste Eis nicht unbedingt in Gebieten mit den niedrigsten Temperaturen, sonder vielmehr dort, wo es durch Eisdrift zusammengeschoben wird. Im Arktischen Ozean gibt es entsprechend den mittleren Windsystemen zwei große Driftsysteme. Im Beaufortwirbel nördlich der Küsten Alaskas zirkuliert das Eis im Uhrzeigersinn. Im Transpolarstrom wird es von den Küsten Sibiriens über den Nordpol in die Framstraße zwischen Spitzbergen und Grönland transportiert.<ref>Tomczak, T., Godfrey, S. (2003): [http://www.es.flinders.edu.au/~mattom/regoc/pdfversion.html Regional Oceanography: an Introduction]. Daya Publishing House, Delhi</ref> Entsprechend finden sich großräumig gesehen das dünnste Eis vor den Küsten Sibiriens und das dickste Eis vor den Küsten Grönlands und Kanadas. Genauer findet sich das dickste Eis im Frühjahr mit rund 3 m in der Beaufortsee und im Gebiet des Nordpols, das dünnste mit rund 1 m zu Beginn des Herbstes in der Kara-, Laptew- und Tschuktschensee.<ref name="Liu 2020">Liu, Y., J.R. Key, X. Wang, and M. Tschudi (2020): Multidecadal Arctic sea ice thickness and volume derived from ice age, The Cryosphere, 14, 1325–1345, https://doi.org/10.5194/tc-14-1325-2020</ref> Außer durch punktuelle Bohrungen wurde die Eisdicke in der Vergangenheit vor allem durch Echolotmessungen von U-Booten aus gemessen. In jüngster Zeit sind elektromagnetische Induktionsmessungen durch Hubschraubersonden hinzugekommen. Die U-Boot-Messungen zeigen zwischen den 1950er und 1990er Jahren im zentralen Arktischen Ozean eine Abnahme der Eisdicke um 43% bzw. von 3,1 auf 1,8 m. Die Hubschrauber-Messungen ergaben eine Abnahme von 2,5 auf 1,95 m bzw. um 22% von 1991 bis 2001 zwischen Spitzbergen und dem Nordpol.<ref>Haas, C. (2005): Auf dünnem Eis? - Eisdickenänderungen im Nordpolarmeer, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 97-101</ref>
[[Bild:Arctic sea-ice-volume1984-2018.png|thumb|420 px|Abb. 5: Änderung des Meereisvolumens in der Arktis 1984 bis 2018 nach verschiedenen Messungen]]

Das Eisvolumen wird einerseits durch die Dicke des Eises bestimmt, andererseits durch seine Ausdehnung. Im Jahresverlauf zeigt das Eisvolumen über den ganzen Arktischen Ozean ein Minimum von 6770 km<sup>3</sup> im September sowie ein Maximum von 21 737 km<sup>3</sup> im Mai. Zwischen 1984 und 2018 hat das Volumen des Meereises des Arktischen Ozeans auf der Basis von Berechnungen aus dem Alter des Eises jährlich um -474 km<sup>3</sup>/Jahr abgenommen. Bei anderen Methoden liegen die Werte z.T. deutlich darunter. Die stärkste Abnahme wurde im Mai mit -537 km<sup>3</sup>/Jahr, die geringste im September mit -251 km<sup>3</sup>/Jahr festgestellt.<ref name="Liu 2020" /> Nach Modellsimulationen, die versuchen, die Meereisdicke und ihre Veränderungen und damit auch die Abnahme des Eisvolumens nachzubilden,<ref>Dirk Notz (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde-buch-kap-5-1 Das aktuelle Abschmelzen des arktischen Meereises], in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 199-203</ref> hat das Volumen des arktischen Meereises am Ende des Sommers von 20.000 km<sup>3</sup> in den 1980er Jahren auf bis zu 4000 km<sup>3</sup> in den 2010er Jahren abgenommen. Das bedeutet einen Verlust von Dreivierteln des Gesamtvolumens des Meereises. Andere Berechnungen kommen auf eine Halbierung des Eisvolumens zwischen den 1980er und 2010er Jahren (Abb. 5). Dabei wird die Änderung des Eisvolumens von November bis Mai zu 80% (im August und September zu 50%) durch die Abnahme der Eisdicke und nur zu 30% durch die Abnahme der Eisausdehnung verursacht.<ref name="Liu 2020" />

[[Bild:Arctic ice-age 1985-2019.jpg|thumb|420 px|Abb. 6: Änderung des arktischen Meereisalters in der Woche 22.-28. Oktober 1985 bis 2019. Ausdehnung in Mio. km<sup>2</sup>.]]

=== Ein- und mehrjähriges Eis ===
Satellitenbeobachtung und Bojen erlauben eine Bestimmung des Eisalters seit den 1980er Jahren. In den frühen und mittleren 1980er Jahren bestanden 38 % der Eisbedeckung im Frühling aus einjährigem Eis, der Rest aus älterem Eis, wovon 30 % fünf und mehr Jahre alt war.<ref name="Stroeve 2012">J.C. Stroeve, et al. (2012): The Arctic’s rapidly shrinking sea ice cover: a research synthesis, Climatic Change 110, 1005–1027</ref> 1985 war ca. ein Drittel der Eisausdehnung des Arktischen Ozeans bzw. 2,52 Mio. km<sup>2</sup> vier Jahre und älter, im März 2019 waren es nur noch 1,2% bzw. 0,09 Mio. km<sup>2</sup>. Heute wird die Meereisbedeckung durch einjähriges Eis dominiert. Es machte im März 2019 etwa 70% aus, im Vergleich zu 35-50% in den 1980er Jahren.<ref name="Perovich 2019">Perovich, D., W. Meier, M. Tschudi, et al. (2019): Sea Ice, in: Richter-Menge, J., M. L. Druckenmiller, and M. Jeffries, Eds., 2019: Arctic Report Card 2019, https://www.arctic.noaa.gov/Report-Card</ref> Von Jahr zu Jahr gibt es allerdings Schwankungen, die jedoch den langfristigen Trend nicht umkehren. So hatte sich 2020 der Anteil von vier- und mehrjährigem Eis auf 4.3% bzw. 326 km<sup>2</sup> gegenüber 2019 etwas erhöht.<ref>National Snow & Ice Data Center (2020): [http://nsidc.org/arcticseaicenews/2020/05/storm-damage/ Storm Damage]</ref> Einjähriges Eis im Frühling bedeutet, dass dieses Eis sich im vorhergehenden Herbst und Winter gebildet hat. Mehrjähriges Eis ist im Allgemeinen dicker als einjähriges Eis und widerstandsfähiger gegenüber Veränderungen durch atmosphärische und ozeanische Antriebskräfte. Das einjährige Eis ist dünner und schmilzt leichter im Sommer.

== Ursachen der Eisschmelze ==
[[Bild:Eis-Albedo3.jpg|thumb|420px|Abb. 7: Reflexion und Absorption von Sonneneinstrahlung bei Meereis und eisfreiem Ozean]]
Für die beobachteten Veränderungen der Eisausdehnung und Meereisdicke kommen verschiedene Ursachen in Frage. Sie können sowohl thermischer wie dynamischer Natur und natürlich oder [[Anthropogen|anthropogen]] bedingt sein.

=== Änderungen des Klimas ===
* s. Hauptartikel [[Klimaänderungen in den Polargebieten]]
Die wichtigste Ursache des starken Abschmelzens des arktischen Meereises liegt in der globalen Erwärmung, die aufgrund verschiedener Mechanismen in der Arktis besonders stark ausfiel (s. [[Arktische Verstärkung]]). Bei einer globalen Erwärmung um 1 °C verringert sich im September die Eisausdehnung der Arktis auf längere Sicht um 3,3-4 Mio. km<sup>2</sup>, im März um ca. 1,6 Mio. km<sup>2</sup>. Der jährliche Eisverlust pro Tonne CO<sub>2</sub>-Emission reicht von 1 m<sup>2</sup> im Winter bis mehr als 3 m<sup>2</sup> im Sommer. Die Emission einer Tonne CO<sub>2</sub> wird z.B. bei einem Flug von London nach New York und zurück durch einen einzelnen Passagier verursacht. Bei weiteren Emissionen von 800 Gt CO<sub>2</sub> wird der Arktische Ozean im August und September eisfrei werden, bei einer Emissionen von 1400 GtC vom Juli bis Oktober. Die aktuelle Emissionsrate beträgt ca. 40 Gt CO<sub>2</sub> pro Jahr.<ref name="Stroeve 2018">Stroeve, J. and D. Notz (2018): Changing state of Arctic sea ice across all seasons. Environmental Research Letters, 13 (10), 103001, doi:10.1088/1748-9326/aade56.</ref>

Außerdem drang in den letzten zwei bis drei Jahrzehnten verstärkt warmes Meereswasser aus dem Atlantik und Pazifik in den Arktischen Ozean ein. Eine Folge der Erwärmung von Atmosphäre und Meerwasser war die Vorverlegung des Beginns der sommerlichen Eisschmelze und die Verschiebung ihres Endes in den späteren Herbst hinein. Die dadurch verkürzte winterliche Eisbildungsperiode erlaubte in vielen Regionen, in denen früher mehrjähriges Eis lag, keine Eisdicken mehr, die den nächsten Sommer überdauerten. Die Schmelzsaison beginnt um drei Tage pro Jahrzehnt früher und hört um 6 Tage pro Jahrzehnt später auf. Die größte Verlängerung der Schmelzsaison zeigt die Barentssee mit 40 Tagen/Jahrzehnt. Über die gesamte Zeit Satellitenbeobachtung von 40 Jahren kam es in der Arktis insgesamt zu einem früheren Schmelzbeginn von 12 Tagen und einem späteren Schmelzende von 28 Tagen bzw. zu einer Verlängerung der Schmelzsaison um 40 Tage.<ref name="Stroeve 2018" />

=== Änderungen der Albedo ===
Ein weiterer sehr wichtiger Effekt ist die Änderung der [[Albedo]]: Die Ausdehnung eisfreier Flächen reduziert großflächig die Reflexion und verstärkt die [[Absorption]] der [[Strahlung|solaren Einstrahlung]] durch das Meerwasser (Abb. 6). Offenes Wasser hat eine Albedo von lediglich 0,07 gegenüber 0,65 von unbedecktem und 0,85 bei schneebedecktem Eis.<ref name="Stroeve 2012" /> Dadurch erwärmt sich nicht nur das Meerwasser, sondern auch die darüber liegende Atmosphäre, wodurch weiteres Eis zum Schmelzen gebracht und die Eisbildung im Herbst verzögert wird. Die sich auf diese Weise selbst verstärkende [[Eis-Albedo-Rückkopplung|Meereis-Albedo-Rückkopplung]] hat so von Jahr zu Jahr zu einer immer geringer werdenden Eisbedeckung geführt.

[[Bild:Arktis-Albedo.jpg|thumb|420 px|Abb. 8: Entwicklung der Meereis-Albedo (oben) und der Albedo des gesamten Gebietes von Meereis und offenem Ozean (unten) in der Arktis 1982-2009]]
Die Oberflächenalbedo des Arktischen Ozeans ist in den letzten Jahrzehnten deutlich zurückgegangen. Das betrifft sowohl die kombinierte Fläche von Offenem Ozean und Eisflächen als auch die Albedo auf den Eisflächen selbst. Zum einen ist der Rückgang der Albedo bedingt durch die Verringerung der Meereisfläche, durch die eine zunehmende Wasseroberfläche frei wird, die eine deutlich kleinere Albedo als Eis besitzt. Aber auch die Eisflächen selbst haben sich zunehmend in Richtung einer geringeren Albedo verändert. Das frühe Schmelzen im Jahresverlauf beseitigt den frisch gefallenen Schnee und gibt dunklere Eisflächen frei und es bilden sich Schmelzwasserflächen auf dem Eis.<ref name="Riihelä">Riihelä, A., T. Manninen and V. Laine (2013): Observed changes in the albedo of the Arctic sea-ice zone for the period 1982–2009, Nature Climate Change, online 4. August 2013, DOI: 10.1038/NCLIMATE1963</ref> Besonders extrem war die Eis-Albedo-Rückkopplung im Jahre 2007. Im Mittel überleben 40 % des einjährigen und 80 % des älteren Eises die Schmelzsaison. 2007 waren im September jedoch nur 16 % des einjährigen Eises übrig. Und in manchen Regionen nahm der obere Ozean fünf mal mehr solare Energie auf als im Durchschnitt der Jahre 1979-2005.<ref name="Stroeve 2012" />

Auch die Ablagerung von Ruß auf arktischem Eis und Schnee verringert die Albedo der Oberfläche und erhöht die Absorption von Strahlung, wodurch es ebenfalls zum Schmelzen von Eis und Schnee kommt. Die Masse des arktischen Rußes stammt aus Gebieten südlich des 60. Breitengrades, besonders aus Nordamerika, Europa, Russland und Asien. In Jahren verbreiteter Waldbrände stammen allein 30 % der arktischen Rußablagerungen aus Waldbränden in Nordamerika und Sibirien.<ref name="DeAngelo 2011">DeAngelo, B., Ed. (2011): [http://library.arcticportal.org/1210/ An Assessment of Emissions and Mitigation Options for Black Carbon for the Arctic Council]; Technical Report of the Arctic Council Task Force on Short´Lived Climate Forcers. Technical Report. Arctic Council</ref>

Die positive Rückkopplung durch den Eis-Albedo-Effekt führt jedoch in der Arktis nicht zu einem Kipppunkt, der das Abschmelzen durch Selbstverstärkung ungebremst beschleunigen würde. Ihr steht ein negativer Feedback-Prozess gegenüber. Bei einem starken Eisverlust im Sommer kommt es im darauf folgenden Winter in den Regionen, die im Sommer eisfrei geworden sind, zu einer starken Wärmeabgabe des Ozeans an die Atmosphäre. Das kühlere Meerwasser wiederum fördert im späteren Winter den Gefrierprozess. Der folgende Sommer zeigt daher gegenüber dem Vorjahr in der Regel wieder eine größere Eisbedeckung. Diese negative Rückkopplung schwächt sich jedoch mit der zunehmenden Erwärmung der Arktis auch im Winter ab.<ref name="Stroeve 2018" />

===Atmosphärische Dynamik===
Eine weitere Ursache sind Veränderungen in der atmosphärischen Dynamik hin zu einem positiven [[Arktische Oszillation|AO]]- und [[NAO]]-Index und zu einer negativen Phase der [[Pazifische Dekaden Oszillation|Pazifischen Dekadenoszillation]] (PDO). Diese Veränderungen hatten zur Folge, dass sich der Beaufortwirbel abschwächte und [[Zyklonal|Zyklonen]] zunehmend in das arktische Kerngebiet eindrangen. Das wiederum bewirkte, dass zunehmend Eis aus dem Arktischen Ozean in den Nordatlantik transportiert wurde. Auch der Zustrom wärmeren Wassers aus dem Atlantik könnte hiermit zusammenhängen.<ref>Bareiss, J., K. Görgen, A. Helbig (2005): Arktisches Meereis - Ursachen der Variabilität und Trends in den vergangenen 30 Jahren, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 218-225</ref> Da die Position der Eisgrenze im Ozean wiederum die Atmosphäre beeinflusst, ist es wahrscheinlich, dass das Zurückweichen des Eises auch das häufigere Vordringen von Zyklonen begünstigt. In den letzten Jahren haben sich der AO- wie der PDO-Index wieder normalisiert. Die Eisschmelze geht dennoch weiter.

Die Gründe dafür liegen möglicherweise darin, dass die Abschmelzvorgänge in den 1980er und 1990er Jahren durch das Zusammentreffen einer stärkeren Erwärmung und Veränderungen der AO und PDO zunächst angestoßen wurden, dann aber eine Eigendynamik entwickelt haben, die sich auch nach der Normalisierung von AO und PDO nicht wieder umkehren ließ. Zunächst haben nach dieser Theorie<ref>Lindsay, R.W. and J. Zhang, 2005: The thinning of Arctic sea sce, 1988-2003. Have we passed a tipping point? Journal of Climate 18, 4879-4894</ref> zwar externe Faktoren eine zunehmende Verringerung der Eisausdehnung und -dicke verursacht, die sich aber nach dem teilweisen Wegfall dieser Faktoren selbst trägt. D.h. der jüngste Rückzug des Eises ist nach diesere Auffassung nicht mehr primär auf den externen Antrieb zurückzuführen, sondern auf die Wirkung der Eis-Albedo-Rückkopplung.

== Klimatische Folgen ==
Die großen Meereisflächen der Arktis besitzen nicht nur einen Einfluss auf die [[Strahlung]] (s.o.), sondern auch auf die atmosphärische Dynamik. Aufgrund der tiefen Temperaturen über dem Eis rund um den Nordpol kommt es zum Absinken von Luftmassen. Dadurch bildet sich in der Höhe über dem arktischen Meereis ein [[Tiefdruckgebiet]]. Die in das Tief einströmende Luft wird durch die [[Corioliskraft]] zu einem sich gegen den Uhrzeigersinn drehenden zirkumpolaren Wirbel umgelenkt. Obwohl dieser Polarwirbel am Nordpol weniger stabil ist als am Südpol, verhindert er weitgehend den Luftmassenaustausch mit den niedrigeren Breiten. So kommt es vor allem im Winter selten zum Einstrom warmer, aber ebenfalls selten zum Ausstrom kalter Luft. Damit im Zusammenhang steht auch die Ausbildung eines starken Polarjets und einer starken [[NAO|Nordatlatischen Oszillation]].
[[Bild:Jetstream Meander.jpg|thumb|320 px|Abb. 9: Mögliche Änderung des Polarjets durch das Abschmelzen des arktischen Meereises: a) starker Jetstream durch starken Temperaturgegensatz zwischen Arktis und mittleren Breiten; b) schwacher und mäandrierender Jetstream durch Abschwächung des Temperaturgegensatzes.]]

Wenn sich wie in den letzten Jahren die Meereisausdehnung im Sommer stark verringert, kommt es im Endeffekt zu einer Schwächung des Polarwirbels: Warme Luft kann dann besser in das Polargebiet eindringen und kalte Luft in niedrigere Breiten ausströmen. Der Mechanismus ist etwa folgender: Das Nordpolarmeer nimmt im Sommer über die freien Wasserflächen mehr Wärme durch die Sonneneinstrahlung auf. Diese gibt es in den folgenden Monaten an die Atmosphäre ab. Durch die wärmere Atmosphäre wird der Temperaturgegensatz zwischen den polaren und den mittleren Breiten verringert und damit der Polar-Jet bzw. die Polarfront und die Nordatlantische Oszillation geschwächt. Als Folge können Kaltluftmassen aus den arktischen Breiten bis nach Europa und die USA vordringen.<ref>Francis, J.A., et al. (2009): Winter Northern Hemisphere weather patterns remember summer Arctic sea-ice extent. Geophys. Res. Lett., 36, L07503, doi:10.1029/2009GL037274</ref> Ein schwächerer Polarjet bewegt sich langsamer von Osten nach Westen und mäandriert stärker. Als Folge kommt es zu [[Blockierende Wetterlage|blockierenden Wetterlagen]], durch die Extremwetter längere Zeit stationär bleiben. Für Europa z.B. bedeutet das, dass sowohl Kälteperioden im Winter wie Hitzewellen im Sommer über einen längeren Zeitraum anhalten können. Allerdings sind diese Zusammenhänge wissenschaftlich noch umstritten.<ref>Dirk Notz (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde/eis-der-erde-buch-kap-5-1 Bedeutung des Meereises für das Weltklima], in: Lozán, J.L., H. Graßl, D. Kasang, D. Notz und H. Escher-Vetter: Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg 2015, 189-193</ref>

Tatsächlich ist seit dem Jahr 2005 der sommerliche Eisrückgang deutlich beschleunigt, insbesondere in den Rekordjahren 2007 und 2012. Im Oktober 2009 wurden in der mittleren Troposphäre über große Teile des Nordpolarmeeres bis zu 5 °C höhere Temperaturen gemessen als im Mittel der Jahre 1968-96. Diese Erwärmung führte zur Destabilisierung des Polarwirbels und ließ kalte und feuchte Luft aus der Arktis bis nach Nordamerika, Nordeuropa und Nordostasien dringen. Während die Arktis im Winter Temperaturabweichungen von +4 bis +12 °C zu verzeichnen hatte, lagen die Temperaturen auf den südlich angrenzenden Kontinenten z.T. um -10 °C unter dem Mittelwert. Dieses als "Warme Arktis - Kalte Kontinente" bezeichnete Klimamuster ist in den letzten 160 Jahren nur vier Mal vorgekommen. Aufgrund des zu erwartenden weiteren Rückgangs der arktischen Eisbedeckung kann es in Zukunft häufiger geschehen, dass arktische Kaltluft weit nach Süden vordringt und z.B. in Europa für kalte und schneereiche Winter sorgt.<ref>Overland, J. E., Wood, K. R. and Wang, M. (2011): Warm Arctic–cold continents: climate impacts of the newly open Arctic Sea. Polar Res. 30, 15787. doi: 10.3402/polar.v30i0.15787</ref>

Die höheren Temperaturen in der Arktis ermöglichen gleichzeitig auch einen höheren Wasserdampfgehalt in der Luft. Einerseits führt dies zu mehr Niederschlag (in Form von Schnee, denn die Temperaturen sind im Winter ja immer noch unterhalb des Gefrierpunktes). Andererseits bedeutet mehr Wasserdampf auch eine stärkere Erwärmung der Atmosphäre, was wiederum mehr Wasserdampfgehalt ermöglichen würde usw. Diese Rückkopplung nennt man Wasserdampf-Rückkopplung.

Weniger Eisbildung im Winter führt zusammen mit mehr Süßwassereintrag aufgrund der Eisschmelze dazu, dass der Salzgehalt des polaren Ozeanwassers nicht mehr so stark erhöht wird und der Antrieb für das Absinken von W assermassen in der [[Abschwächung der thermohalinen Zirkulation|thermohalinen Zirkulation]] verringert wird. Durch das Meereis wurden außerdem die arktischen Küsten bisher vor starken Wellengängen und Stürmen bewahrt. Je weniger Meereis nun vorhanden ist, desto mehr müssen die Küsten mit der Abtragung von Boden und Überschwemmungen rechnen; vor allem Permafrostböden sind hierdurch anfällig.

[[Bild:Arctic sea-ice temp projection.jpg|thumb|420 px|Abb. 10: Abnahme des arktischen Meereises nach Jahreszeit in Abhängigkeit von der globalen Erwärmung.]]
== Projektionen ==
Die Erwärmung der [[Atmosphäre]] in der Arktis setzt sich aus zwei Komponenten zusammen, aus der [[Eis-Albedo-Rückkopplung]] wie aus der [[Klimawandel|globalen Erwärmung]] infolge des anthropogenen Anstiegs der [[Treibhausgase im Klimasystem|Treibhausgaskonzentration]]. Da damit zu rechnen ist, dass beide Faktoren auch weiterhin das Abschmelzen des arktischen Meereises voran treiben werden, wird die Eisbedeckung des arktischen Ozeans über kurz oder lang im Sommer ganz verschwinden. Alle [[Klimamodelle|Klimamodellrechnungen]] zeigen bis zum Ende des 21. Jahrhunderts eine starke Reduzierung der Eisfläche im Sommer, z.T. sogar ihr völliges Verschwinden schon zum Ende dieses Jahrhunderts. Dabei wird in der Regel als „eisfreier Sommer“ eine Eisbedeckung am Ende des Sommers von weniger als 1 Mio. km<sup>2</sup> definiert.<ref>Dunne, D., CarbonBrief (2019): Interactive: [https://interactive.carbonbrief.org/when-will-the-arctic-see-its-first-ice-free-summer/ When will the Arctic see its first ice-free summer?]</ref> Der Zeitpunkt, an dem es zu einem eisfreien Sommer kommt, wird von den Modellen jedoch sehr unterschiedlich eingeschätzt. Ein Grund ist die [[Natürliche Klimaschwankungen|natürliche Variabilität]] des arktischen Klimas (s.o.), die das Eintreten einer eisfreien Arktis im Sommer um bis zu 20 Jahre verschieben kann. Bei einer [[2-Grad-Ziel|Begrenzung der globalen Erwärmung auf 1,5 °C]] würde auch noch am Ende des 21. Jahrunderts arktisches Sommereis fast jährlich vorhandenen sein. Bei einer 2°C-Erwärmung wären eisfreie Sommer allerdings schon mit einer Wahrschenlichkeit von 10-35% zu erwarten (Abb. 10).<ref name="IPCC 2019">IPCC (2019): IPCC Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate, 3.2.2.1</ref>

Berücksichtigt man alle [[Feedback|Rückkopplungseffekte]] im arktischen Raum (s.o.), ist eine eisfreie Arktis auch bei einer stärkeren globalen Erwärmung in den nächsten Jahren keineswegs sicher bzw. stabil und unumkehrbar.<ref>Tietzsche, S., et al. (2011): Recovery mechanisms of Arctic summer sea ice, Geophysical research letters 38, doi: 10.1029/2010GL045698</ref> Zwar wärmt sich das Oberflächenwasser des Arktischen Ozeans im Sommer stark auf. Ab September und verstärkt in den folgenden Monaten, wenn die Sonne im arktischen Winter das Wasser nicht mehr erwärmt, gibt der eisfreie Ozean jedoch mehr Wärme an die Atmosphäre ab als ein teilweise mit Eis bedeckter Ozean, da die isolierende Eisbedeckung fehlt. Ab November bildet sich dann neues Eis in schnellem Tempo, da dünnes Eis schneller wächst als dickeres Eis. Hinzu kommt, dass die vom Ozean her aufgewärmte Atmosphäre das Eindringen von wärmerer Luft aus niederen Breiten in den arktischen Raum eher behindert. Das Abschmelzen des arktischen Eises wird demnach durch verschiedene und gegenläufige Rückkopplungsmechanismen bestimmt. Dass hier ein sog. [[Kipppunkte_im_Klimasystem|Kipp-Punkt]] vorliegt, hält die referierte Studie des Hamburger Max-Planck-Instituts für Meteorologie daher für unwahrscheinlich.

[[Bild:Arctic sea-ice mass1960-2100.jpg|thumb|420 px|Abb. 11: Änderung der Masse des arktisches Meereises 1960 bis 2100 nach verschiedenen CMIP6-Modellsimulationen in 1000 Gt]]
Dennoch ist bei Beibehaltung der gegenwärtigen Trends in einzelnen Regionen wie den Schelfmeeren des Arktischen Ozeans ein durchgehend eisfreier Sommer in nächster Zeit wahrscheinlich, wie es ihn im September ja z.T. bereits jetzt schon gibt. So werden nach Onarheim et al. (2018)<ref name="Onarheim 2018">Onarheim, I.H., T. Eldevik, L.H. Smedsrud, and J.C. Stroeve (2018): Seasonal and regional manifestation of Arctic sea ice loss, Journal of Climate, 31, 4917–32, DOI: 10.1175/JCLI-D-17-0427.1</ref> die Tschuktschen-, die Laptew-, Beaufort- und Ostsibirische See in den 2020er Jahren im Sommer eisfrei werden. Die Hudsonbai ist schon heute eisfrei im Sommer, wenn auch im Winter noch vollständig mit Eis bedeckt. Auch die Karasee ist gegenwärtig im Sommer eisfrei. Die Barents- und Grönlandsee werden um 2050 auch im Winter eisfrei werden. Beim Ochotskischen Meer, der Baffinbai und dem Golf von St. Lorenz ist in den 2080 Jahren damit zu rechnen.

Die neueste Generation von Klimamodellen, die Simulationen für den 6. Sachstandsbericht des Weltklimarats [[IPCC]] durchführen, der ab 2021 erscheinen soll, sind in der Lage, auch die Änderung der gesamten Masse des arktischen Meereises bis 2100 genauer zu berechnen (Abb. 11).<ref>Keen, A., Blockley, E., Bailey, D., et al. (2020): An inter-comparison of the mass budget of the Arctic sea ice in CMIP6 models, The Cryosphere Discuss., https://doi.org/10.5194/tc-2019-314, in review</ref> Danach hat sich die Eismasse im März von 15 000 bis 30 000 Gt um 1960 bis 2020 auf 10 000 bis 20 000 Gt verringert und wird gegen Ende des 21. Jahrhunderts nur noch 0 bis 5 000 Gt betragen. Das bedeutet, dass um 2100 selbst in dem Monat mit der stärksten Eisbedeckung fast nur noch einjähriges und dünnes Eis den Arktischen Ozean bedecken wird.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==

* Notz, D. (2011): Meereis in der Arktis und Antarktis, in: José L. Lozán et al. (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen und Risiken. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 96-101; aktualisierte Fassung [http://www.warnsignale.uni-hamburg.de/?page_id=1489 online]
* Haas, C. (2005): Auf dünnem Eis? - Eisdickenänderungen im Nordpolarmeer, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 97-101
* Bareiss, J., K. Görgen, A. Helbig (2005): Arktisches Meereis - Ursachen der Variabilität und Trends in den vergangenen 30 Jahren, in: José L. Lozán / Hartmut Graßl / Hans-W. Hubberten / Peter Hupfer / Ludwig Karbe / Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignale aus den Polarregionen. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 218-225

== Weblinks ==
* [http://meereisportal.de/ meereisportal.de] Portal zum Meereis des Alfred-Wegener-Instituts, Helmholtz Zentrums für Polar- und Meeresforschung und der Universität Bremen, u.a. mit [http://www.meereisportal.de/de/meereisbeobachtung/aktuelle-beobachtungsergebnisse-aus-satellitenmessungen.html Karten zur aktuellen Meereisausdehnung in Arktis und Antarktis]
* [http://nsidc.org/arcticseaicenews/ Arctic Sea Ice News & Analysis] Aktuelle Meldungen und Bilder über das arktische Meereis
* [https://nsidc.org/arcticseaicenews/charctic-interactive-sea-ice-graph/ Charctic Interactive Sea Ice Graph] Interaktive Visualisierung der Ausdehnung des arktischen Meereises einzelner Jahre
* [http://www.arctic.noaa.gov/ Arctic Theme Page] Materialien zu Veränderungen in der Arktis
* [http://www.skepticalscience.com/translationblog.php?n=1620&l=6 Bericht einer Inuit über die Folgen des Klimawandels]
* M. Langer, S. Schwantz, K. Steinecke & J.-F. Venzke (2013): [http://www.warnsignale.uni-hamburg.de/wp-content/uploads/2013/02/Langer.pdf Perspektiven der arktischen Seefahrt in der Zukunft] (In: WARNSIGNAL KLIMA: Die Meere)

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Arktis_temperatur_1971-2000.jpg|Breite=200 px}} Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arktis '''Regionaldaten zur Arktis'''] mit dem Visualisierungsprogramm Panoply eigene Karten erzeugen.<br>
Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Klimamodell-Experimente zum Thema==
Mit dem einfachen Klimamodell [http://mscm.dkrz.de/ '''Monash Simple Climate Model (MSCM)'''] können Experimente zur Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265776/d6b92ac0d85682416b49ae2b3967ed92/bedienungsanleitung-data.pdf Bedienungsanleitung] Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
* [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/mscm-klimamodell/experimente-mittleres-klima Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen] Anleitung zur Arbeit mit Schülern
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264994/376c28fbd918ae6df7b85ec440e7de8a/2011-arktis-data.pdf Arktis] über Gefahren und Chancen durch den Klimawandel in der Arktis (Gymnasium Allee, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265248/e1f3aa27b4997ae4b9cd0b46ad3af55a/2014-nordpolareis-data.pdf Arktisches Meereis] Ursachen und Folgen der Eisschmelze (Schülerpraktikant am DKRZ)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265194/401bcd03b98c3621c73e61c45c1691bf/2014-nordostpassage-data.pdf Die Nordostpassage] über wirtschaftliche und ökologische Auswirkungen einer freien Nordostpassage (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Meereis (Bilder)]]
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== Lizenzangaben ==
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Teil von=Änderungen der Kryosphäre
|Regionales Beispiel von=Meereis
|Regionales Beispiel von=Kryosphäre im Klimasystem
|umfasst Prozess=Eis-Albedo-Rückkopplung
|beeinflusst von=Aktuelle Klimaänderungen
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|beeinflusst=Klimaänderungen_in_Europa
|ähnlich wie=Antarktisches Meereis
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Kryosphäre im Klimasystem, Eis-Albedo-Rückkopplung, Aktuelle Klimaänderungen, Meereis, Arktisches Meereis, Strahlung, Nordatlantische Oszillation</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]

Hurrikane im Atlantik

2023-10-12T16:56:33Z

Ata Z.: /* Schülerarbeiten zum Thema */

[[Datei:Katrina SST 27.8.2005.jpg|thumb|520 px|Abb. 1: Hurrikan Katrina am 27.8.2005. Meeresoberflächentemperaturen (SST vom 25.-27.8.2005) vor dem Auftreffen auf Land von Hurrikan Katrina.]]
Von allen Wetterextremen besitzen [[tropische Wirbelstürme]] die stärkste Zerstörungskraft für natürliche und soziale Systeme. Sie treten in den tropischen Regionen aller drei Ozeane auf. Im nördlichen Atlantik und östlichen Pazifik heißen sie Hurrikane, im [[Taifune im Nordwest-Pazifik|westlichen Pazifik Taifune]], im nördlichen Indischen Ozean Zyklone.

== Namen und Zugbahnen ==
Wie die [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] in den mittleren Breiten werden auch Hurrikane mit Vornamen versehen. Dies vereinfacht die Kommunikation zwischen den Wetterdiensten und Behörden in verschiedenen Ländern und in der Schifffahrt. Seit 1953 werden alle Hurrikane im Atlantik nach einer [https://public.wmo.int/en/our-mandate/focus-areas/natural-hazards-and-disaster-risk-reduction/tropical-cyclones/Naming Liste] benannt, die von einem internationalen Komitee der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) erstellt wird. Auf der Liste stehen für jede Hurrikan-Saison 21 alphabetisch angeordnete weibliche und männliche Vornamen, die sich alle 6 Jahre wiederholen. Sollte es in einer Saison mehr als 21 Hurrikane geben, werden die folgenden nach griechischen Buchstaben benannt (Alpha, Beta, Gamma usw.). Das war bisher nur zweimal der Fall, 2005 und 2020.
[[Datei:Hurricane tracks september.jpg|thumb|420 px|Abb.2: Typische Zugbahnen von Hurrikanen im September]]

Die Hurrikane des Nordatlantiks bewegen sich auf Zugbahnen vom mittleren Atlantik oder der östlichen Karibik nach Westen und Norden Richtung Mittelamerika bzw. den Süden der USA. Im Südatlantik gibt es so gut wie keine Hurrikane, da dort zu geringe Meeresoberflächentemperaturen herrschen. Der Ursprung der atlantischen Hurrikane liegt zumeist in der [[Passat|Passatzone]] über dem äquatorialen Afrika, wo sich im tropischen Klima Gewitterzellen bilden, nach Westen driften und als kleine Tiefdruckgebiete den Atlantik erreichen. Vorläufer der Gewitterstörungen sind oft Luftströmungen über dem Golf von Aden, die über das äthiopische Hochland und dann über Westafrika Richtung Atlantik ziehen.<ref name="NASA 2004">NASA Scientific Visualization Studio (2004): [https://svs.gsfc.nasa.gov/vis/a000000/a002900/a002987/index.html Hurricane Isabel Genesis]</ref> Hurrikane selbst entstehen aus solchen Tiefs zumeist über dem mittleren und westlichen Atlantik oder der Karibik und dem Golf von Mexiko (Abb. 2).

== Hurrikan-Saison ==
[[Datei:Hurricanes tropical-storms.jpg|thumb|420 px|Abb. 3: Anzahl von Hurrikanen (gelb, ab 116 km/h) und Tropischen Stürmen (rot, 56-117 km/h) nach Jahreszeit in 100 Jahren.]]
Die offizielle Hurrikan-Saison im Nordatlantik reicht vom 1. Juni bis zum 30. November. Der Höhepunkt liegt zwischen Mitte August und Ende Oktober. Im Spätsommer ist die Differenz zwischen den Meeresoberflächentemperaturen und den Temperaturen in der oberen Troposphäre am größten, wodurch der Auftrieb der warmen Luft und die Kondensation in der Höhe verstärkt wird. Von Mitte August bis Mitte Oktober reicht der intensivste Teil der atlantischen Hurrikan-Saison, mit 87% der Tage mit [[Tropische Wirbelstürme#Klassifizierung|Hurrikanen der Kategorie]] 1 (mit Windgeschwindigkeiten ab 117 km/h) und 2 (ab 154 km/h) sowie 97% der Tage mit schweren Hurrikanen der Kategorien 3 (ab 178 km/h), 4 (ab 209 km/h) und 5 (ab 252 km/h). In dieser Zeit nimmt die starke Windscherung<ref name="Windscherung">Der Wechsel der Windrichtung und -stärke mit der Höhe, durch den die Entstehung von Hurrikanen stark behindert werden kann.</ref> vom Mai nach und nach ab, was die Entwicklung von Hurrikanen begünstigt. Die Ozean-Temperaturen steigen stark an, ebenso die [[Lufttemperatur|Lufttemperaturen]] und die Luftfeuchtigkeit. Statistisch ist der 10. September der Höhepunkt der Hurrikan-Saison (Abb. 3). Ab Oktober fördern starke Höhenwinde die Windscherung, und Luft- und Wassertemperaturen nehmen wieder ab. Als Folge geht auch die Hurrikan-Aktivität zurück.<ref name="NOAA 2016">NOAA (2016): [https://www.noaa.gov/stories/peak-of-hurricane-season-why-now The peak of the hurricane season – why now?]</ref>

Seit dem Jahr 2000 gab es im tropischen Atlantik drei Hurrikan-Saisons, in denen besonders viele und intensive Hurrikane auftraten, von denen einige starke Zerstörungen bewirkten: 2005, 2017 und 2020. In allen drei Fällen schwächte sich ein El Niño ab und es entwickelten sich fast gleichzeitig mit den Hurrikanen La-Niña-Bedingungen. Während eines El Niños bilden sich über dem Atlantik stärkere Westwinde in der Höhe und stärkere Passate, wodurch die vertikale Windscherung verstärkt und die Hurrikan-Aktivität unterdrückt wird. La Niña besitzt eine entgegengesetzte Wirkung: Über der Karibik und dem westlichen tropischen Atlantik bildet sich ein Hochdruckrücken in der Höhe, wodurch schwächere Winde und eine geringe Windscherung auftreten, was die Entfaltung von Hurrikanen begünstigt.<ref name="NOAA 2014">NOAA; Climate.gov (2014): [https://www.climate.gov/news-features/blogs/enso/impacts-el-ni%C3%B1o-and-la-ni%C3%B1a-hurricane-season Impacts of El Niño and La Niña on the hurricane season]</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2005 ===
[[Datei:Hurricanes2005 tracking.jpg|thumb|420 px|Abb. 4: Hurrikan-Zugbahnen in der Hurrikan-Saison 2005. Lila: schwere Hurrikane (Kategorie 3-5), rot: schwächere Hurrikane (1 und 2), gelb: tropische Stürme; die eingerahmten Ziffern verweisen auf die einzelnen tropischen Wirbelstürme (Namen in den Kästchen).]]
Die Hurrikan-Saison 2005 ist in erster Linie mit dem Namen des Kategorie-5-Hurrikans '''Katrina''' verbunden (Abb. 1). Katrina traf Ende August 2005 zunächst auf den Süden Floridas und richtete dann starke Schäden im Mississippi-Delta und New Orleans an und forderte zahlreiche Todesopfer. Durch einen Dammbruch wurde New Orleans zu 80 % unter Wasser gesetzt und weitgehend unbewohnbar, 1836 Menschen verloren ihr Leben<ref name="Knabb 2011">Knabb, R.D; J.R. Rhome, D.P. Brown (2005/2011): [https://www.nhc.noaa.gov/data/tcr/AL122005_Katrina.pdf Tropical Cyclone Report, Hurricane Katrina]</ref> und der Sachschaden belief sich auf 125 Milliarden US-Dollar, womit Katrina zum teuersten Hurrikan der USA wurde.<ref name="Wikipedia 2020a">Wikipedia (2020): [https://en.wikipedia.org/wiki/List_of_Atlantic_hurricane_records List of Atlantic hurricane records]</ref> Katrina war zwar der teuerste, aber nicht der stärkste Sturm der Saison. Mit einem Zentraldruck von nur 882 hPa erwies sich Hurricane Wilma als der bis dahin stärkste je gemessene atlantische Hurrikan. Wilma traf vor allem die Küste der Halbinsel Yucatán (Mexiko) und zog anschließend über den Süden Floridas.<ref name="Wikipedia 2020c">Wikipedia (zuletzt geändert 2020): [https://de.wikipedia.org/wiki/Hurrikan_Wilma Hurrikan Wilma]</ref>

Insgesamt ging das Jahr 2005 in die Geschichte als das Jahr der bis dahin mit Abstand stärksten Hurrikan-Aktivität im Nordatlantik ein, mit 28 benannten tropischen Wirbelstürmen (ab 64 km/h) und 15 Hurrikanen, wovon sieben der Kategorie 3-5 und vier der Kategorie 5 angehörten (Abb. 4).<ref name="Wikipedia 2020b">Wikipedia (2020): List of Atlantic hurricane season, https://en.wikipedia.org/wiki/2005_Atlantic_hurricane_season</ref><ref name="Wikipedia 2020a" /> Damit brach 2005 den Rekord von 1933, als 21 tropische Wirbelstürme über den tropischen Nordatlantik zogen. Die Gründe für die starke Hurrikan-Saison lagen vor allem in den außergewöhnlich hohen Meeresoberflächentemperaturen in der Karibik und dem tropischen Atlantischen Ozean, die mit bis zu 30 °C und mehr Rekordwerte erreichten (Abb. 1). Die Temperaturen im Atlantik lagen ca. 1 °C über dem langjährigen Mittel.<ref name="Beven 2008">Beven, J.L; L.A. Avila, E.S. Blake, et al. (2008): Atlantic Hurricane Season of 2005. Monthly Weather Review. 136 (3): 1109–1173. doi:10.1175/2007MWR2074.1</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2017 ===
[[Datei:Hurricane-Harvey-rainfall.png|thumb|420 px|Abb. 5: Hurrikan Harvey: Gesamtniederschlag 25.-30.8.2017 in Inches (1 Inch = 25,4 mm).]]
Die atlantische Hurrikan-Saison 2017 war bestimmt durch zwei sehr starke Hurrikane der Kategorie 5 (Irma und Maria) und vier weitere Hurrikane der Kategorie 3 und 4 (Lee und Ophelia sowie Harvey und Jose). Insgesamt erreichten von 17 benannten tropischen Wirbelstürmen 10 die Stärke eines Hurrikans. Damit lag 2017 deutlich über dem Mittel der Jahre 1981-2010 mit 6,4 Hurrikanen und 2,7 schweren Hurrikanen, und das Jahr stand bei der Anzahl an schweren Hurrikanen an dritter Stelle der bis dahin erfolgten Messungen. Gemessen an dem ACE-Index, der die Hurrikan-Anzahl, ihre Lebensdauer und ihre Intensität berücksichtigt, übertraf 2017 den Mittelwert von 1981-2010 um das Doppelte. Daran waren vor allem die beiden Kategorie-5-Hurrkane Irma und Maria beteiligt.<ref name="NOAA 2017">NOAA National Centers for Environmental Information (2017): [https://www.ncdc.noaa.gov/sotc/tropical-cyclones/201713 Hurricanes and tropical Storms]</ref>

[[Datei:Harvey SST Aug.jpg|thumb|420 px|Abb. 6: Meeresoberflächentemperaturen während Hurrikan Harvey im August 2017 in °C.]]
2017 war zudem mit 265 US$ die teuerste Hurrikan-Saison für die USA. Die Schäden gingen vor allem von den drei schweren Hurrikanen Harvey, Irma und Maria aus. Der Schaden durch den Hurrikan Harvey von 125 Mrd. US$ wurde in den USA nur durch Katrina im Jahr 2005 übertroffen. Die Zerstörungen von Sachwerten waren weniger durch die Windstärke des Kategorie-4-Hurrikans Harvey verursacht als durch die gewaltigen Regenfälle, die über die texanische Küstenstadt Houston und Umgebung niedergingen, als Harvey auf Land traf (Abb. 5). Die katastrophalen Überschwemmungen zerstörten 9000 Wohnstätten und beschädigten weitere 185 000.<ref name="Wang 2018">Wang, S.-Y. S., Zhao, L., Yoon, J.-H., Klotzbach, P., & Gillies, R. R. (2018). Quantitative attribution of climate effects on Hurricane Harvey’s extreme rainfall in Texas. Environmental Research Letters, 13, 5. https://doi.org/10.1088/1748-9326/aabb85</ref> Aber auch Maria verursachte vor allem auf Puerto Rico und den US-amerikanischen Jungferninseln einen Schaden von über 90 Mrd. US$. Neben den hohen Sachschäden verloren mindestens 68 Menschen in Texas durch Harvey ihr Leben.<ref name="WMO 2018">WMO (2018): [https://public.wmo.int/en/media/news/wmo-hurricane-committee-reviews-devastating-2017-season-retires-names Hurricane Committee reviews devastating 2017 season]</ref>

Der Hurrikan '''Harvey''' wurde wegen seiner ungewöhnlich hohen Niederschläge Gegenstand mehrerer wissenschaftlicher Untersuchungen. Dabei stand die Frage im Mittelpunkt, wie stark die globale Erwärmung daran beteiligt war. In der Nähe von Houston wurde ein Niederschlag von 1043 mm in drei Tagen gemessen, ein Ereignis, das nach Oldenborgh et al. (2017) unter gegenwärtigen klimatischen Bedingungen nur einmal in 9000 Jahren vorkommen sollte.<ref name="Oldenborgh 2017">van Oldenborgh, G.J., et al (2017): Attribution of extreme rainfall from Hurricane Harvey, August 2017 Environ. Res. Lett. 12 124009</ref> Ein so hoher Niederschlag sei nach Modell-Berechnungen durch den anthropogenen Klimawandel drei Mal wahrscheinlicher geworden. Allgemein nehmen die Niederschläge allein durch die Erwärmung der Atmosphäre zu, weil der Wasserdampfgehalt der Luft nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung um 7% pro Grad Erwärmung steigt. Hurrikan Harvey hat dagegen durch die Wasserdampfzufuhr vom Meer nach Wang et al. (2018) eine Zunahme der Regenfälle um 20% erzeugt.<ref name="Wang 2018" />

Ein anderer Faktor, der durch die globale Erwärmung beeinflusst wird, ist die Wassertemperatur in den Entstehungsgebieten der Hurrikane. Der Wärmegehalt in der oberen Wasserschicht des Golfs von Mexiko erreichte 2017 Rekordwerte. Die [[Meeresoberflächentemperatur]] lag bei über 30 °C (Abb. 6). Im Zusammenspiel mit der stark erwärmten Atmosphäre führte das zu einer intensiven [[Verdunstung]]. In der Höhe kam es zu starken [[Kondensation|Kondensationsprozessen]] und ergiebigen Niederschlägen. Aufgrund der großen Ausdehnung von Harvey und seiner langsamen Vorwärtsbewegung kam es über mehrere Tage zu der Situation, dass Harvey z.T. über dem Meer lag und dort erhebliche Wassermassen durch Verdunstung aufnahm, die über einen anderen Teil des Hurrikans als heftige Niederschläge über dem Land niedergingen.<ref name="Trenberth 2018">Trenberth, K. E., Cheng, L., Jacobs, P., Zhang, Y., & Fasullo, J. (2018): Hurricane Harvey links to ocean heat content and climate change adaptation. Earth’s Future, 6, 730–744. https://doi.org/10.1029/2018EF000825</ref>

[[Datei:Hurricane Ophelia Ireland.jpg|thumb|420 px|Abb. 7: Ex-Hurrikan Ophelia über Irland am 16.10.2017]]
Ein weiterer besonderer Hurrikan der Saison 2017 war '''Ophelia''' (Abb. 7) Der Deutsche Wetterdienst nannte ihn einen "Hurrikan für die Geschichtsbücher".<ref name="DWD 2017">DWD (2017): [https://www.dwd.de/DE/wetter/thema_des_tages/2017/10/15.html Ophelia - Ein Hurrikan für die Geschichtsbücher]</ref> Ophelia erreichte nicht nur als zehnter aufeinanderfolgender Hurrikan in einer Saison einen neuen Rekord in der Satellitenära, sondern entstand auch außergewöhnlich weit nordöstlich von den üblichen Hurrikan-Entstehungsgebieten im subtropischen Atlantik westlich der Azoren. Der ungewöhnliche Entstehungsort hatte zur Folge, dass Ophelia nicht mit den [[Passat|Passatwinden]] nach Westen driftete, sondern sich nach Nordosten Richtung Europa bewegte. Zunächst als außertropisches Tiefdruckgebiet entstanden, entwickelte sich Ophelia schnell zum Hurrikan der Kategorie 3, was in dieser Region in der Nähe der Azoren noch nie beobachtet wurde. Auf dem weiteren Weg Richtung Irland wandelte sich Ophelia zu einem außertropischen Orkantief mit Windgeschwindigkeiten von bis zu 150 km/h, richtete auf der irischen Insel starke Verwüstungen an und forderte dort drei Todesopfer.

Eine Ursache der starken Hurrikan-Saison war das Fehlen von [[ENSO|El-Niño-Bedingungen]] im tropischen Pazifik und die beginnende Entwicklung einer La Niña gegen Ende des Jahres. Dadurch gab es allenfalls schwache vertikale Scherwinde<ref name="Windscherung" />, wodurch günstige Bedingungen für die Entwicklung von Hurrikanen im Atlantik vorlagen.<ref name="NOAA 2017" /> Andere natürliche Schwankungen spielten eine ebenso wichtige, wenn nicht sogar wichtigere Rolle. So wurden die hohen [[Meeresoberflächentemperatur|Meeresoberflächentemperaturen]] im Hauptentstehungsgebiet gerade der starken Hurrikane 2017 primär durch die Atlantische Multidekaden-Oszillation (AMO) beeinflusst. Dabei handelt es sich um Schwankungen der Wassertemperaturen über Jahre und Jahrzehnte im tropischen Atlantik.<ref name="Lim 2018">Lim, Y.K., S.D. Schubert, R. Kovach, et al. (2018): The Roles of Climate Change and Climate Variability in the 2017 Atlantic Hurricane Season. Sci Rep 8, 16172 (2018). https://doi.org/10.1038/s41598-018-34343-5</ref> Aber auch die Zunahme der [[Treibhausgase|anthropogenen Treibhausgase]] hat zu der höheren Meeresoberflächentemperatur beigetragen. Insgesamt wurde die erhöhte Aktivität starker Hurrikane 2017 nach Murakami et al. (2018) hauptsächlich durch die höhere Meeresoberflächentemperatur in der Hauptentwicklungsregion der Hurrikane verursacht, eher als durch die moderaten [[ENSO|La-Niña-Bedingungen]].<ref name="Murakami 2018">Murakami, H., E. Levin, T.L. Delworth, R. Gudgel, and P.-C. Hsu (2018): Dominant effect of relative tropical Atlantic warming on major hurricane occurrence. Science, 362, 794–799, https://doi.org/10.1126/science.aat6711.</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2020 ===

Nur drei Jahre nach der verheerenden Hurrikan-Saison 2017 erlebte der tropische Atlantik im Jahr 2020 ein neues Hurrikan-Rekordjahr, das in mancher Hinsicht auch 2005 noch übertraf. So gab es 2020 sogar 30 benannte Stürme, so viel wie nie seit Beginn der Beobachtungen, gegenüber 28 im Jahr 2005 und 17 in 2017. Das zweite Mal (nach 2005) musste in der Hurrikan-Zählung zur Benennung der tropischen Stürme auf das griechische Alphabet zurückgegriffen werden, weil die 21 Namen des lateinischen Alphabets nicht ausreichten. Das war bei 9 benannten Stürmen der Fall, gegenüber 7 im Jahr 2005. 13 Stürme erreichten die Stärke von Hurrikanen (Windgeschwindigkeiten ab 117 km/h) und 6 die von schweren Hurrikanen (Kategorie 3-5 mit Windgeschwindigkeiten ab 178 km/h). Zum ersten Mal entstanden mit Eta und Iota zwei schwere Hurrikane im November, dem letzten Monat der Hurrikan-Saison, Iota sogar als ein Hurrikan der Kategorie 5.<ref name="WMO 2020">WMO (2020): [https://public.wmo.int/en/media/news/record-breaking-atlantic-hurricane-season-ends Record-braking Atlantic hurricane season ends]</ref>

Die schweren Hurrikane Laura (Kategorie 4) und Eta (Kategorie 4) richteten wahrscheinlich mit 14,1 Mrd. US$ und 6,7 Mrd. US$ die stärksten Zerstörungen an. Betroffen waren vor allem die Antillen, die Halbinsel Yucatán und die südlichen Vereinigten Staaten. Laura fielen 77 und Eta 189 Menschen zum Opfer. Auch der späte Kategorie-5-Hurrikan Iota verursachte rund 60 Todesopfer. Insgesamt belief sich die Zahl der Toten auf über 400.<ref name="Wikipedia 2020">Wikipedia (2020): [https://en.wikipedia.org/wiki/2020_Atlantic_hurricane_season 2020 Atlantic hurricane season]</ref> Die Daten sind jedoch als vorläufig anzusehen. Eine endgültige Auswertung dieser Hurrikan-Saison steht noch aus.

Als Gründe für die außergewöhnlich aktive Hurrikan-Saison 2020 wird von der amerikanischen Wetterbehörde NOAA die Atlantische Multidekaden Schwankung (AMO) genannt, die sich seit 1995 in einer warmen Phase befindet. Verbunden damit sind hohe Meeresoberflächentemperaturen und schwächere Windscherungen. An letzteren waren auch beginnende La-Niña-Bedingungen beteiligt. Eine andere Besonderheit sind außerdem Hurrikane, die sich einerseits sehr langsam vorwärtsbewegen und andererseits sehr schnell intensivieren und in den letzten Jahrzehnten zunehmend auftraten. Das traf 2020 außer auf Eta und Iota auch auf andere Hurrikane zu, die dadurch, dass sie längere Zeit mit hohen Sturmstärken am selben Ort verharrten, sehr starke Zerstörungen durch Winde, Sturmfluten und Niederschläge anrichteten. Bei diesem Phänomen weisen Experten auf den Einfluss des Klimawandels hin.<ref>Nach WMO (2020): [https://public.wmo.int/en/media/news/record-breaking-atlantic-hurricane-season-ends Record-braking Atlantic hurricane season ends]</ref>

[[Datei:AdjustedTCCount 1878-2008.png|thumb|420 px|Abb. 8: Jährliche tropische Wirbelstürme im tropischen N-Atlantik 1878-2010. Stürme von weniger als 2 Tagen wurden ausgelassen und Stürme, die vor der Satellitenbeobachtung nicht erfasst wurden, hinzugefügt (s. Text). Rote Linie: Jahresmittel, schwarze Linie: 5-Jahresmittel, blaue Linie: Durchschnitt der Periode 1878-2008 ]]
[[Datei:Hurricanes Storms1950-2019.jpg|thumb|420 px|Abb. 9: Benannte tropische Stürme, Hurrikane und starke (Kategorie 3-5) Hurrikane]]

==Änderung der Hurrikan-Aktivität==
Die historischen Daten über die Anzahl tropischer Wirbelstürme bzw. Hurrikane während des letzten Jahrhunderts zeigen einen deutlichen Aufwärtstrend, der mit der zunehmenden Meeresoberflächentemperatur korreliert ist. Überlagert wird dieser Trend einerseits von starken Schwankungen von Jahr zu Jahr, andererseits von deutlichen Dekaden-Schwankungen. So war die Zeit zwischen 1910 und 1930 ausgesprochen ruhig, während die Hurrikan-Aktivität in den 1940ern bis 1960ern deutlich zugenommen hat. Über den gesamten Zeitraum 1878-2006 wurde ein Trend von +3,84 Stürme pro 100 Jahre geschätzt. Beginnt man die Zählung bei 1900 ergibt sich sogar ein Trend von +6 Stürmen pro 100 Jahre.<ref name="Vecchi 2008">Vecchi, G. A. & Knutson, T. R. (2008): On estimates of historical North Atlantic tropical cyclone activity. Journal of Climate 21, 3580–3600</ref>

Ein erheblicher Teil der Zunahme der Sturmhäufigkeit ist jedoch künstlich bedingt durch eine Veränderung in den Beobachtungsmethoden. Vor 1944 wurden die Stürme durch Schiffe oder durch das Zählen der auf Land treffenden Stürme erfasst. Nach dem 2. Weltkrieg kamen Beobachtungen durch Flurzeuge und erst ab Ende der 1960er Jahre durch Satelliten hinzu. Auf den Schiffsrouten über den Atlantik wurden vor allem die kleineren Stürme von weniger als zwei Tagen Dauer nicht erfasst. Auch entgingen der Beobachtung von Schiffen und von Land zahlreiche Hurrikane auf hoher See. Diese und die kleineren Stürme gingen aber später in die flächendeckenden Satelliten-Daten ein, wodurch die Gesamtzahl der Hurrikane allein durch die neue Beobachtungsmethode zunahm. Nach einer Anpassung der Daten durch Hinzufügen der geschätzten „fehlenden“ Stürme zeigt die Gesamtzahl aller Hurrikane nur noch einen sehr geringen positiven Trend zwischen 1878 und 2006, der sich kaum von Null unterscheidet (Abb. 8). Eine leichte Abnahme zeigt sich bei den auf Land treffenden Hurrikanen in den USA, die historisch relativ gut dokumentiert sind.<ref name="NOAA 2020">NOAA (2020): Global Warming and Hurricanes. An Overview of Current Research Results, https://www.gfdl.noaa.gov/global-warming-and-hurricanes/#wmo-expertteam-2010-assessment-of-tropical-cyclones-and-climate-change</ref>

Die korrigierten Daten zeigen Ende des 19. Jahrhunderts eine relativ hohe Anzahl an Hurrikanen, worauf bis ca. 1930 eine Abnahme folgt. Zwischen 1930 und den 1950er Jahren ist die Hurrikan-Anzahl wieder relativ hoch, bleibt aber dann zwischen 1960 und den 1980er Jahren unter dem Durchschnitt der Periode 1878-2008. Seit den 1990er Jahre folgt ein erneuter Anstieg der Zahl der Hurrikane. Eine aktuelle Untersuchung<ref name="Murakami 2020">Murakami, H., T.L. Delworth, W. Cooke, M. Zhao, B. Xiang & P.-C. Hsu (2020): Detected climatic change in global distribution of tropical cyclones. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 117(20), 10706–10714. https://doi.org/10.1073/pnas.1922500117</ref> der globalen Trends der Hurrikan-Zahl in den letzten vier Jahrzehnten zeigt für den Atlantik im Gegensatz etwa zum westlichen und östlichen Pazifik ebenfalls eine klare Zunahme. Die letzten 25 Jahre im tropischen Nordatlantik waren sowohl bei den tropischen Stürmen insgesamt wie bei den schwachen und starken Hurrikanen die aktivste Periode seit Mitte des 20. Jahrhunderts. Auch die Intensität der Hurrikane und vor allem die Intensität der stärksten Hurrikane ab Kategorie 3 ("major hurricanes") haben zugenommen (Abb. 9).<ref name="IPCC 2013">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.6.3, 14.6.1</ref><ref name="Walsh 2016">Walsh, K. J., J. Mcbride, P. J. Klotzbach, S. Balachandran, S. J. Camargo, G. Holland, Th. R Knutson, J. Kossin, T-C Lee, A. Sobel & M. Sugi (2016): Tropical cyclones and climate change. Wiley Interdisciplinary Reviews: ClimateChange, 7(1), DOI:10.1002/wcc.371.</ref>

==Die Ursachenfrage==
Die Zeitserie der Hurrikane zeigt starke jährliche und deutliche Dekadenschwankungen, jedoch keinen klaren langfristigen Trend, der mit dem der globalen Mitteltemperatur vergleichbar wäre. Es ist daher davon auszugehen, dass neben der globalen Erwärmung auch andere Ursachen für die langfristige Entwicklung der Hurrikan-Aktivität eine Rolle spielen. Die wichtigsten Faktoren, die tropische Hurrikane beeinflussen, sind bekannt. Günstige Bedingungen sind hohe Temperaturen in der oberen Ozeanschicht, eine instabile Atmosphäre (d.h. große Temperaturunterschiede zwischen unterer und höherer Atmosphäre) mit hohem Wasserdampfgehalt in der mittleren Troposphäre und schwache vertikale Scherwinde. Wie sich diese Faktoren verändern und welche dominieren, ist weniger bekannt. Und vor allem ist umstritten, welche Ursachen dafür in welchem Ausmaß anzunehmen sind. In Konkurrenz stehen dabei Klimaänderungen durch den Menschen durch anthropogene Treibhausgase und Aerosole sowie natürliche Schwankungen.

[[Datei:Atlantic Ocean temp1900-2020.jpg|thumb|420 px|Abb. 10: Änderung der Meeresoberflächentemperaturen im Atlantik 1900 bis 2020]]
===Meeresoberflächentemperatur===

Wie der Blick auf die starken Hurrikan-Saisons im 21. Jahrhundert gezeigt hat, war daran auch immer eine hohe Meeresoberflächentemperatur beteiligt. Die tropische Meeresoberflächentemperatur im Atlantik ist in den letzten 100 Jahren deutlich stärker angestiegen als in den anderen Ozeanen. Dabei lassen sich grob drei Phasen unterscheiden (Abb. 10): ein starker Anstieg von 1900 bis ca. 1940, dann ein leichter Abfall der Temperatur bis ca. 1980 und danach wieder ein deutlicher Anstieg. Wenn auch nicht die Anzahl, so kann nach Elsner et al. (2008) die Intensität tropischer Zyklonen auf eine steigende Wassertemperatur zurückgeführt werden. Höhere Wassertemperaturen fördern die Verdunstung und den Wasserdampfgehalt der darüber liegenden Atmosphäre und damit die Dynamik von Hurrikanen.
[[Datei:SST Golf von Mexiko.jpg|thumb|320 px|Abb. 11: Änderung der Meeresoberflächentemperatur im Golf von Mexiko im August]]

Blickt man auf den Verlauf der Temperaturänderung im Atlantik (Abb.) oder im Golf von Mexiko (Abb.), so fällt eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Verlauf der globalen Mitteltemperatur auf. Letztere wird insgesamt auf den Anstieg anthropogener Treibhausgase in der Atmosphäre zurückgeführt. Allerdings ist die leichte Temperaturabnahme seit den 1950er bis zu den 1970er Jahren, die sich auch bei den Meeresoberflächentemperaturen im tropischen Atlantik wiederfindet, damit nicht zu erklären, da die Treibhausgaskonzentrationen kontinuierlich ansteigen. Diese Temperaturdelle wird von der Forschung durch die zunehmende Belastung der Atmosphäre durch [[Sulfataerosole]] infolge der schmutzigen Industrialisierung nach dem 2. Weltkrieg in den westlichen Industriestaaten erklärt. Die Luftreinhaltepolitik ab den 1980er Jahren habe dann zu einem Wiederanstieg der globalen Mitteltemperatur geführt. Auf diesem Hintergrund liegt es nahe, auch für die Abnahme der Meeresoberflächentemperatur im tropischen Nordatlantik die Aerosolbelastung verantwortlich zu machen.

===Aerosole und Klimaschwankungen===
So führen Dunstone et al. (2013)<ref name="Dunstobe 2013">N. J. Dunstone, D. M. Smith, B. B. B. Booth, L. Hermanson, R. Eade (2013): Anthropogenic aerosol forcing of Atlantic tropical storms. Nat. Geosci. 6, 534–539</ref> kühlere Meeresoberflächentemperaturen und damit schwächere Perioden der Hurrikan-Aktivität in den 1970er und 1980er Jahren im Atlantik hauptsächlich auf eine zunehmende Aerosolkonzentration durch die Emissionen westlicher Industriestaaten zurück. Aerosole reflektieren Sonnenstrahlung und bewirken so eine Abkühlung der Atmosphäre wie der Wassertemperaturen der Ozeane. Die anschließenden wärmeren Wassertemperaturen und starken Hurrikan-Jahre wird mit der Luftreinhaltepolitik begründet. Auch für die nächsten Jahrzehnte sei mit einer Aerosol-Abnahme zu rechnen und daher mit entsprechend stärkeren Hurrikan-Aktivitäten. Die Bedeutung der Aerosole wird allerdings im Laufe des 21. Jahrhunderts zunehmend von der der Treibhausgase abgelöst. Spätere Untersuchungen haben den Aerosol-Einfluss auf die Zunahme der Hurrikan-Aktivität seit den 1970er Jahren auf ca. 25% quantifiziert.<ref name="Knutson 2019">Knutson, T., S.J. Camargo, J.C.L. Chan, et al. (2019): Tropical cyclones and climate change assessment: Part I. Detection and attribution. BAMS 100, 1987–2007</ref>

Da die Aerosolkonzentration über dem Nordatlantik auch nach 2005 weiter abgenommen habe (Abb.), die Anzahl der starken Hurrikane aber nicht zugenommen, sondern zurückgegangen sei, halten Yan et al. (2017)<ref name="Yan 2018">Yan, Zhang, and Knutson (2018): The role of Atlantic overturning circulation in the recent decline of Atlantic major hurricane frequency, Nature Communications, 2018, 8, 1695, DOI: 10.1038/s41467-017-01377-8</ref> die Aerosol-These für unzutreffend. Sie sehen die Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur über den Zeitraum 2005-2015 primär durch die Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation (AMOC) bestimmt. Sowohl Modellsimulationen wie Beobachtungen zeigten eine Abschwächung der Meeresoberflächenströmung vom Golf von Mexiko Richtung Nordatlantik, von der der Golf- und Nordatlantikstrom wichtige Teile sind. Das habe Auswirkungen sowohl auf die Meeresoberflächentemperatur als auch auf die Windscherung. Tatsächlich zeigt die Abb. unten, dass die natürlichen Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur im tropischen Atlantik (der Atlantischen Multidekaden-Oszillation, AMO) weitgehend mit der Zahl der tropischen Wirbelstürme korrelieren. Die AMO wiederum wird nach Yan et al. (2017) wesentlich von der Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation beeinflusst.

Die Rolle der anthropogenen Aerosole für die Zunahme der tropischen Wirbelstürme seit 1980 bleibt allerdings weiterhin Gegenstand der Forschung. So kommt eine Modelluntersuchung aus dem Jahr 2020 zu dem Ergebnis, dass ein teilweiser Einfluss der vom Menschen verursachten Aerosolbelastung über dem Atlantik auf die Hurrikane-Aktivität neben vulkanischen Aerosolen und den anthropogenen Treibhausgasen durchaus in Frage kommt.<ref name="Murakami 2020" />

===Einfluss des Klimawandels?===
Eine einfache Beziehung besteht zwischen der Zunahme der Hurrikan-Zahl in den letzten 30-40 Jahren und dem Einfluss des Menschen auf das Klima jedenfalls nicht. Man muss davon ausgehen, dass die Veränderungen der Hurrikane-Aktivität durch eine Vielzahl von anthropogenen und natürlichen Faktoren bestimmt werden. Das gilt nicht nur für die bloße Anzahl von tropischen Wirbelstürmen im Nordatlantik, sondern auch für andere Faktoren. So wurde in letzter Zeit beobachtet, dass Hurrikane sich zunehmend schneller intensivieren. Hurrikane der Kategorie 1 haben sich etwa häufiger als früher in wenigen Tagen zu Hurrikanen der Kategorie 5 entwickelt. Auch der Anteil von starken Hurrikanen an allen Hurrikanen hat in den letzten Jahrzehnten deutlich zugenommen.<ref name="Bhatia 2019">Bhatia, K. T. et al. (2019): Recent increases in tropical cyclone intensification rates. Nat. Commun. 10, 3942</ref> Eine aktuelle Untersuchung<ref name="Kossin 2020">Kossin, J.P., K.R. Knapp, T.L. Olander, C.S. Velden (2020): Global increase in major tropical cyclone exceedance probability over the past four decades, Proc Natl Acad Sci USA., https://doi.or/0.107/nas.1920849117</ref> über die letzten ca. 40 Jahre, bzw. des Satellitenzeitalters, stellt eine klare Veränderung zu einer größeren Intensität von Hurrikanen fest. Die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von schweren (Kategorie 3-5) Hurrikanen hat sich demnach global um 8%, im Nordatlantik sogar um 49% pro Jahrzehnt erhöht. Die Ursachen werden sowohl in natürlichen Schwankungen wie der [[Atlantische Umwälzzirkulation in der Gegenwart|AMOC]] als auch in anthropogenen [[Aerosole|Aerosolen]] und [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] gesehen. Eine genaue Quantifizierung der jeweiligen Anteile sei jedoch nicht möglich. Zumindest ist es unwahrscheinlich, dass die Zunahme anthropogener Treibhausgase der dominierende Faktor ist. Im westlichen Nordpazifik, dem Hauptgebiet tropischer Zyklonen, seien keine signifikanten Änderungen des Auftretens schwerer tropischer Wirbelstürme festzustellen. Da die langlebigen und wichtigsten Treibhausgase in der Atmosphäre gut durchmischt sind, müssten sie sich auch im westlichen Pazifik auswirken.<ref name="Kossin 2020" />

[[Datei:TC structure.jpg|thumb|420 px|Abb. 12: Ein Hurrikan beim Auftreffen auf Land. Ein Teil des Hurrikans liegt weiterhin über dem warmen Meer (orange). Die starke Verdunstung (Evaporation) lädt die Hurrikan-Luft mit Wasserdampf auf (dünne blaue Pfeile links). Die aufsteigende Feuchtigkeit kondensiert und verursacht heftige Niederschläge (blaue dicke Pfeile und Tropfen rechts). Sturmfluten (Storm surge) und Niederschläge (Rainfall) führen zu Überschwemmungen (Flooding). ]]

Neben der Verstärkung von Hurrikanen spielen weitere Veränderungen bei der Frage nach einem anthropogenen Einfluss eine wichtige Rolle: die Verstärkung von Niederschlägen, die von Hurrikanen ausgehen, und die Verzögerung der Abschwächung der Hurrikan-Intensität beim Auftreffen auf Land.<ref name="Kossin 2020" /> Als Beispiel für stärkere Niederschläge wurden u.a. die gewaltigen Niederschlagsmengen untersucht, die von Hurrikan Harvey 2017 über Houston niedergingen (s.o.). Damit in Verbindung wurden die hohen Ozeantemperaturen gebracht, die von manchen Autoren dem Klimawandel zugerechnet werden. Die Hurrikan-bedingten Niederschläge in der Region haben nach einigen Autoren durch die globale Erwärmung um bis zu 20% zugenommen. Andere fanden keine belastbaren Belege für einen anthropogenen Einfluss auf die Niederschlagszunahmen durch tropische Wirbelstürme.<ref name="Knutson 2019" /> Mit den höheren Niederschlägen in Verbindung steht eine beobachtete Verlangsamung der Abschwächung der Hurrikan-Intensität beim Auftreffen auf Land. Normalerweise verlieren die Hurikane über Land schnell an Energie, da der Wasserdampfnachschub nachlässt. Nach Li & Chakraborty<ref name="Li 2020">Li, L.,& P. Chakraborty (2020): Slower decay of landfalling hurricanes in a warming world, Nature 587, 230-234, https://doi.org/10.1038/s41586-020-2867-7</ref> hatte ein typischer Hurrikan in den 1960er Jahren beim Auftreffen auf Land innerhalb eines Tages 75% seiner Stärke verloren, gegenwärtig sind es nur noch 50%. Hauptgrund sei ein wärmerer Ozean und dadurch eine größere Wasserdampfmenge als Antrieb der Hurrikan-Intensität. Je mehr Wasserdampf ein Hurrikan aufgenommen hat, desto weniger verliert er an Stärke über Land. Die Folge sind höhere Niederschläge und heftigere Stürme über den betroffenen Landstrichen. Bei einem langsameren Hurrikan bleibt zudem ein Teil des Wirbelsturms auch nach dem Landfall länger über dem angrenzenden Meer und „tankt“ weiterhin Feuchtigkeit (Abb. 12).

==Einzelnachweise==
<references />

==Weblinks==
*Kasang, D. & F. Wachsmann (2018): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wetterextreme/wetterextreme_kap-5-2/ Tropische Wirbelstürme unter besonderer Berücksichtigung von Hurrikanen.] In: Lozán, J.L., S.-W. Breckle, H. Graßl, D. Kasang & R. Weisse (Hrsg.): Warnsignal Klima: Extremereignisse. pp. 207-212. doi:10.2312/warnsignal.klima.extremereignisse.30.
*[http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress23D.pdf Verstärkt die globale Erwärmung Wirbelstürme?] Climate Press Nr. 23

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Tropische Wirbelstürme (Bilder)|Tropische Wirbelstürme]]
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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264762/035fd2a5c1f5227daae4929745f0d711/2009-hurrikans-data.pdf '''globalen Daten'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265450/c3a69bc62f1464634129a773a5a8c457/2011-hurrikane-klimawandel-data.pdf Hurrikane im Klimawandel] Wie beeinflusst der Klimawandel die Hurrikane im Nordatlantik? (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265450/c3a69bc62f1464634129a773a5a8c457/2011-hurrikane-klimawandel-data.pdf Hurrikane] Über den Zusammenhang zwischen dem Klimawandel und der Ausbreitung bzw. Häufigkeit von Hurrikanen (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265474/5b509c88ee059ab5addf8d28421f5c77/2007-hurrikans-data.pdf Hurrikans] Wie ändert sich Anzahl und Stärke von Hurrikans? (Johanneum zu Lübeck, Lübeck)
*[https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265354/786fb201651b5dc750345dfb6be32bf0/2018-new-york-meeresspiegelanstieg-data.pdf Die Gefährdung New Yorks] Die Gefährdung New Yorks durch den Meeresspiegelanstieg und Hurrikane (Stadtteilschule Eidelstedt, Hamburg)

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==Literatur==
*Kasang, D. (2011): Tropische Wirbelstürme, in: Lozán, J.L., u.a. (Hrsg): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen & Risiken, Hamburg 2011, 144-148; aktualisierte Fassung [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/buchreihe/die-meere/kapitel-3-6-tropische-wirbelstuerme/ online]

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{{#set:
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|ähnlich wie=Außertropische Stürme
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Hitzewellen, Dürren, Starkniederschläge, Hochwasser, Außertropische Stürme, Tropische Wirbelstürme, Aktuelle Klimaänderungen, Erwärmung des Ozeans, ENSO-Folgen, Extremereignisse</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]

Hurrikane im Atlantik

2023-10-12T16:54:55Z

Ata Z.: /* Schülerarbeiten zum Thema */

[[Datei:Katrina SST 27.8.2005.jpg|thumb|520 px|Abb. 1: Hurrikan Katrina am 27.8.2005. Meeresoberflächentemperaturen (SST vom 25.-27.8.2005) vor dem Auftreffen auf Land von Hurrikan Katrina.]]
Von allen Wetterextremen besitzen [[tropische Wirbelstürme]] die stärkste Zerstörungskraft für natürliche und soziale Systeme. Sie treten in den tropischen Regionen aller drei Ozeane auf. Im nördlichen Atlantik und östlichen Pazifik heißen sie Hurrikane, im [[Taifune im Nordwest-Pazifik|westlichen Pazifik Taifune]], im nördlichen Indischen Ozean Zyklone.

== Namen und Zugbahnen ==
Wie die [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] in den mittleren Breiten werden auch Hurrikane mit Vornamen versehen. Dies vereinfacht die Kommunikation zwischen den Wetterdiensten und Behörden in verschiedenen Ländern und in der Schifffahrt. Seit 1953 werden alle Hurrikane im Atlantik nach einer [https://public.wmo.int/en/our-mandate/focus-areas/natural-hazards-and-disaster-risk-reduction/tropical-cyclones/Naming Liste] benannt, die von einem internationalen Komitee der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) erstellt wird. Auf der Liste stehen für jede Hurrikan-Saison 21 alphabetisch angeordnete weibliche und männliche Vornamen, die sich alle 6 Jahre wiederholen. Sollte es in einer Saison mehr als 21 Hurrikane geben, werden die folgenden nach griechischen Buchstaben benannt (Alpha, Beta, Gamma usw.). Das war bisher nur zweimal der Fall, 2005 und 2020.
[[Datei:Hurricane tracks september.jpg|thumb|420 px|Abb.2: Typische Zugbahnen von Hurrikanen im September]]

Die Hurrikane des Nordatlantiks bewegen sich auf Zugbahnen vom mittleren Atlantik oder der östlichen Karibik nach Westen und Norden Richtung Mittelamerika bzw. den Süden der USA. Im Südatlantik gibt es so gut wie keine Hurrikane, da dort zu geringe Meeresoberflächentemperaturen herrschen. Der Ursprung der atlantischen Hurrikane liegt zumeist in der [[Passat|Passatzone]] über dem äquatorialen Afrika, wo sich im tropischen Klima Gewitterzellen bilden, nach Westen driften und als kleine Tiefdruckgebiete den Atlantik erreichen. Vorläufer der Gewitterstörungen sind oft Luftströmungen über dem Golf von Aden, die über das äthiopische Hochland und dann über Westafrika Richtung Atlantik ziehen.<ref name="NASA 2004">NASA Scientific Visualization Studio (2004): [https://svs.gsfc.nasa.gov/vis/a000000/a002900/a002987/index.html Hurricane Isabel Genesis]</ref> Hurrikane selbst entstehen aus solchen Tiefs zumeist über dem mittleren und westlichen Atlantik oder der Karibik und dem Golf von Mexiko (Abb. 2).

== Hurrikan-Saison ==
[[Datei:Hurricanes tropical-storms.jpg|thumb|420 px|Abb. 3: Anzahl von Hurrikanen (gelb, ab 116 km/h) und Tropischen Stürmen (rot, 56-117 km/h) nach Jahreszeit in 100 Jahren.]]
Die offizielle Hurrikan-Saison im Nordatlantik reicht vom 1. Juni bis zum 30. November. Der Höhepunkt liegt zwischen Mitte August und Ende Oktober. Im Spätsommer ist die Differenz zwischen den Meeresoberflächentemperaturen und den Temperaturen in der oberen Troposphäre am größten, wodurch der Auftrieb der warmen Luft und die Kondensation in der Höhe verstärkt wird. Von Mitte August bis Mitte Oktober reicht der intensivste Teil der atlantischen Hurrikan-Saison, mit 87% der Tage mit [[Tropische Wirbelstürme#Klassifizierung|Hurrikanen der Kategorie]] 1 (mit Windgeschwindigkeiten ab 117 km/h) und 2 (ab 154 km/h) sowie 97% der Tage mit schweren Hurrikanen der Kategorien 3 (ab 178 km/h), 4 (ab 209 km/h) und 5 (ab 252 km/h). In dieser Zeit nimmt die starke Windscherung<ref name="Windscherung">Der Wechsel der Windrichtung und -stärke mit der Höhe, durch den die Entstehung von Hurrikanen stark behindert werden kann.</ref> vom Mai nach und nach ab, was die Entwicklung von Hurrikanen begünstigt. Die Ozean-Temperaturen steigen stark an, ebenso die [[Lufttemperatur|Lufttemperaturen]] und die Luftfeuchtigkeit. Statistisch ist der 10. September der Höhepunkt der Hurrikan-Saison (Abb. 3). Ab Oktober fördern starke Höhenwinde die Windscherung, und Luft- und Wassertemperaturen nehmen wieder ab. Als Folge geht auch die Hurrikan-Aktivität zurück.<ref name="NOAA 2016">NOAA (2016): [https://www.noaa.gov/stories/peak-of-hurricane-season-why-now The peak of the hurricane season – why now?]</ref>

Seit dem Jahr 2000 gab es im tropischen Atlantik drei Hurrikan-Saisons, in denen besonders viele und intensive Hurrikane auftraten, von denen einige starke Zerstörungen bewirkten: 2005, 2017 und 2020. In allen drei Fällen schwächte sich ein El Niño ab und es entwickelten sich fast gleichzeitig mit den Hurrikanen La-Niña-Bedingungen. Während eines El Niños bilden sich über dem Atlantik stärkere Westwinde in der Höhe und stärkere Passate, wodurch die vertikale Windscherung verstärkt und die Hurrikan-Aktivität unterdrückt wird. La Niña besitzt eine entgegengesetzte Wirkung: Über der Karibik und dem westlichen tropischen Atlantik bildet sich ein Hochdruckrücken in der Höhe, wodurch schwächere Winde und eine geringe Windscherung auftreten, was die Entfaltung von Hurrikanen begünstigt.<ref name="NOAA 2014">NOAA; Climate.gov (2014): [https://www.climate.gov/news-features/blogs/enso/impacts-el-ni%C3%B1o-and-la-ni%C3%B1a-hurricane-season Impacts of El Niño and La Niña on the hurricane season]</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2005 ===
[[Datei:Hurricanes2005 tracking.jpg|thumb|420 px|Abb. 4: Hurrikan-Zugbahnen in der Hurrikan-Saison 2005. Lila: schwere Hurrikane (Kategorie 3-5), rot: schwächere Hurrikane (1 und 2), gelb: tropische Stürme; die eingerahmten Ziffern verweisen auf die einzelnen tropischen Wirbelstürme (Namen in den Kästchen).]]
Die Hurrikan-Saison 2005 ist in erster Linie mit dem Namen des Kategorie-5-Hurrikans '''Katrina''' verbunden (Abb. 1). Katrina traf Ende August 2005 zunächst auf den Süden Floridas und richtete dann starke Schäden im Mississippi-Delta und New Orleans an und forderte zahlreiche Todesopfer. Durch einen Dammbruch wurde New Orleans zu 80 % unter Wasser gesetzt und weitgehend unbewohnbar, 1836 Menschen verloren ihr Leben<ref name="Knabb 2011">Knabb, R.D; J.R. Rhome, D.P. Brown (2005/2011): [https://www.nhc.noaa.gov/data/tcr/AL122005_Katrina.pdf Tropical Cyclone Report, Hurricane Katrina]</ref> und der Sachschaden belief sich auf 125 Milliarden US-Dollar, womit Katrina zum teuersten Hurrikan der USA wurde.<ref name="Wikipedia 2020a">Wikipedia (2020): [https://en.wikipedia.org/wiki/List_of_Atlantic_hurricane_records List of Atlantic hurricane records]</ref> Katrina war zwar der teuerste, aber nicht der stärkste Sturm der Saison. Mit einem Zentraldruck von nur 882 hPa erwies sich Hurricane Wilma als der bis dahin stärkste je gemessene atlantische Hurrikan. Wilma traf vor allem die Küste der Halbinsel Yucatán (Mexiko) und zog anschließend über den Süden Floridas.<ref name="Wikipedia 2020c">Wikipedia (zuletzt geändert 2020): [https://de.wikipedia.org/wiki/Hurrikan_Wilma Hurrikan Wilma]</ref>

Insgesamt ging das Jahr 2005 in die Geschichte als das Jahr der bis dahin mit Abstand stärksten Hurrikan-Aktivität im Nordatlantik ein, mit 28 benannten tropischen Wirbelstürmen (ab 64 km/h) und 15 Hurrikanen, wovon sieben der Kategorie 3-5 und vier der Kategorie 5 angehörten (Abb. 4).<ref name="Wikipedia 2020b">Wikipedia (2020): List of Atlantic hurricane season, https://en.wikipedia.org/wiki/2005_Atlantic_hurricane_season</ref><ref name="Wikipedia 2020a" /> Damit brach 2005 den Rekord von 1933, als 21 tropische Wirbelstürme über den tropischen Nordatlantik zogen. Die Gründe für die starke Hurrikan-Saison lagen vor allem in den außergewöhnlich hohen Meeresoberflächentemperaturen in der Karibik und dem tropischen Atlantischen Ozean, die mit bis zu 30 °C und mehr Rekordwerte erreichten (Abb. 1). Die Temperaturen im Atlantik lagen ca. 1 °C über dem langjährigen Mittel.<ref name="Beven 2008">Beven, J.L; L.A. Avila, E.S. Blake, et al. (2008): Atlantic Hurricane Season of 2005. Monthly Weather Review. 136 (3): 1109–1173. doi:10.1175/2007MWR2074.1</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2017 ===
[[Datei:Hurricane-Harvey-rainfall.png|thumb|420 px|Abb. 5: Hurrikan Harvey: Gesamtniederschlag 25.-30.8.2017 in Inches (1 Inch = 25,4 mm).]]
Die atlantische Hurrikan-Saison 2017 war bestimmt durch zwei sehr starke Hurrikane der Kategorie 5 (Irma und Maria) und vier weitere Hurrikane der Kategorie 3 und 4 (Lee und Ophelia sowie Harvey und Jose). Insgesamt erreichten von 17 benannten tropischen Wirbelstürmen 10 die Stärke eines Hurrikans. Damit lag 2017 deutlich über dem Mittel der Jahre 1981-2010 mit 6,4 Hurrikanen und 2,7 schweren Hurrikanen, und das Jahr stand bei der Anzahl an schweren Hurrikanen an dritter Stelle der bis dahin erfolgten Messungen. Gemessen an dem ACE-Index, der die Hurrikan-Anzahl, ihre Lebensdauer und ihre Intensität berücksichtigt, übertraf 2017 den Mittelwert von 1981-2010 um das Doppelte. Daran waren vor allem die beiden Kategorie-5-Hurrkane Irma und Maria beteiligt.<ref name="NOAA 2017">NOAA National Centers for Environmental Information (2017): [https://www.ncdc.noaa.gov/sotc/tropical-cyclones/201713 Hurricanes and tropical Storms]</ref>

[[Datei:Harvey SST Aug.jpg|thumb|420 px|Abb. 6: Meeresoberflächentemperaturen während Hurrikan Harvey im August 2017 in °C.]]
2017 war zudem mit 265 US$ die teuerste Hurrikan-Saison für die USA. Die Schäden gingen vor allem von den drei schweren Hurrikanen Harvey, Irma und Maria aus. Der Schaden durch den Hurrikan Harvey von 125 Mrd. US$ wurde in den USA nur durch Katrina im Jahr 2005 übertroffen. Die Zerstörungen von Sachwerten waren weniger durch die Windstärke des Kategorie-4-Hurrikans Harvey verursacht als durch die gewaltigen Regenfälle, die über die texanische Küstenstadt Houston und Umgebung niedergingen, als Harvey auf Land traf (Abb. 5). Die katastrophalen Überschwemmungen zerstörten 9000 Wohnstätten und beschädigten weitere 185 000.<ref name="Wang 2018">Wang, S.-Y. S., Zhao, L., Yoon, J.-H., Klotzbach, P., & Gillies, R. R. (2018). Quantitative attribution of climate effects on Hurricane Harvey’s extreme rainfall in Texas. Environmental Research Letters, 13, 5. https://doi.org/10.1088/1748-9326/aabb85</ref> Aber auch Maria verursachte vor allem auf Puerto Rico und den US-amerikanischen Jungferninseln einen Schaden von über 90 Mrd. US$. Neben den hohen Sachschäden verloren mindestens 68 Menschen in Texas durch Harvey ihr Leben.<ref name="WMO 2018">WMO (2018): [https://public.wmo.int/en/media/news/wmo-hurricane-committee-reviews-devastating-2017-season-retires-names Hurricane Committee reviews devastating 2017 season]</ref>

Der Hurrikan '''Harvey''' wurde wegen seiner ungewöhnlich hohen Niederschläge Gegenstand mehrerer wissenschaftlicher Untersuchungen. Dabei stand die Frage im Mittelpunkt, wie stark die globale Erwärmung daran beteiligt war. In der Nähe von Houston wurde ein Niederschlag von 1043 mm in drei Tagen gemessen, ein Ereignis, das nach Oldenborgh et al. (2017) unter gegenwärtigen klimatischen Bedingungen nur einmal in 9000 Jahren vorkommen sollte.<ref name="Oldenborgh 2017">van Oldenborgh, G.J., et al (2017): Attribution of extreme rainfall from Hurricane Harvey, August 2017 Environ. Res. Lett. 12 124009</ref> Ein so hoher Niederschlag sei nach Modell-Berechnungen durch den anthropogenen Klimawandel drei Mal wahrscheinlicher geworden. Allgemein nehmen die Niederschläge allein durch die Erwärmung der Atmosphäre zu, weil der Wasserdampfgehalt der Luft nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung um 7% pro Grad Erwärmung steigt. Hurrikan Harvey hat dagegen durch die Wasserdampfzufuhr vom Meer nach Wang et al. (2018) eine Zunahme der Regenfälle um 20% erzeugt.<ref name="Wang 2018" />

Ein anderer Faktor, der durch die globale Erwärmung beeinflusst wird, ist die Wassertemperatur in den Entstehungsgebieten der Hurrikane. Der Wärmegehalt in der oberen Wasserschicht des Golfs von Mexiko erreichte 2017 Rekordwerte. Die [[Meeresoberflächentemperatur]] lag bei über 30 °C (Abb. 6). Im Zusammenspiel mit der stark erwärmten Atmosphäre führte das zu einer intensiven [[Verdunstung]]. In der Höhe kam es zu starken [[Kondensation|Kondensationsprozessen]] und ergiebigen Niederschlägen. Aufgrund der großen Ausdehnung von Harvey und seiner langsamen Vorwärtsbewegung kam es über mehrere Tage zu der Situation, dass Harvey z.T. über dem Meer lag und dort erhebliche Wassermassen durch Verdunstung aufnahm, die über einen anderen Teil des Hurrikans als heftige Niederschläge über dem Land niedergingen.<ref name="Trenberth 2018">Trenberth, K. E., Cheng, L., Jacobs, P., Zhang, Y., & Fasullo, J. (2018): Hurricane Harvey links to ocean heat content and climate change adaptation. Earth’s Future, 6, 730–744. https://doi.org/10.1029/2018EF000825</ref>

[[Datei:Hurricane Ophelia Ireland.jpg|thumb|420 px|Abb. 7: Ex-Hurrikan Ophelia über Irland am 16.10.2017]]
Ein weiterer besonderer Hurrikan der Saison 2017 war '''Ophelia''' (Abb. 7) Der Deutsche Wetterdienst nannte ihn einen "Hurrikan für die Geschichtsbücher".<ref name="DWD 2017">DWD (2017): [https://www.dwd.de/DE/wetter/thema_des_tages/2017/10/15.html Ophelia - Ein Hurrikan für die Geschichtsbücher]</ref> Ophelia erreichte nicht nur als zehnter aufeinanderfolgender Hurrikan in einer Saison einen neuen Rekord in der Satellitenära, sondern entstand auch außergewöhnlich weit nordöstlich von den üblichen Hurrikan-Entstehungsgebieten im subtropischen Atlantik westlich der Azoren. Der ungewöhnliche Entstehungsort hatte zur Folge, dass Ophelia nicht mit den [[Passat|Passatwinden]] nach Westen driftete, sondern sich nach Nordosten Richtung Europa bewegte. Zunächst als außertropisches Tiefdruckgebiet entstanden, entwickelte sich Ophelia schnell zum Hurrikan der Kategorie 3, was in dieser Region in der Nähe der Azoren noch nie beobachtet wurde. Auf dem weiteren Weg Richtung Irland wandelte sich Ophelia zu einem außertropischen Orkantief mit Windgeschwindigkeiten von bis zu 150 km/h, richtete auf der irischen Insel starke Verwüstungen an und forderte dort drei Todesopfer.

Eine Ursache der starken Hurrikan-Saison war das Fehlen von [[ENSO|El-Niño-Bedingungen]] im tropischen Pazifik und die beginnende Entwicklung einer La Niña gegen Ende des Jahres. Dadurch gab es allenfalls schwache vertikale Scherwinde<ref name="Windscherung" />, wodurch günstige Bedingungen für die Entwicklung von Hurrikanen im Atlantik vorlagen.<ref name="NOAA 2017" /> Andere natürliche Schwankungen spielten eine ebenso wichtige, wenn nicht sogar wichtigere Rolle. So wurden die hohen [[Meeresoberflächentemperatur|Meeresoberflächentemperaturen]] im Hauptentstehungsgebiet gerade der starken Hurrikane 2017 primär durch die Atlantische Multidekaden-Oszillation (AMO) beeinflusst. Dabei handelt es sich um Schwankungen der Wassertemperaturen über Jahre und Jahrzehnte im tropischen Atlantik.<ref name="Lim 2018">Lim, Y.K., S.D. Schubert, R. Kovach, et al. (2018): The Roles of Climate Change and Climate Variability in the 2017 Atlantic Hurricane Season. Sci Rep 8, 16172 (2018). https://doi.org/10.1038/s41598-018-34343-5</ref> Aber auch die Zunahme der [[Treibhausgase|anthropogenen Treibhausgase]] hat zu der höheren Meeresoberflächentemperatur beigetragen. Insgesamt wurde die erhöhte Aktivität starker Hurrikane 2017 nach Murakami et al. (2018) hauptsächlich durch die höhere Meeresoberflächentemperatur in der Hauptentwicklungsregion der Hurrikane verursacht, eher als durch die moderaten [[ENSO|La-Niña-Bedingungen]].<ref name="Murakami 2018">Murakami, H., E. Levin, T.L. Delworth, R. Gudgel, and P.-C. Hsu (2018): Dominant effect of relative tropical Atlantic warming on major hurricane occurrence. Science, 362, 794–799, https://doi.org/10.1126/science.aat6711.</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2020 ===

Nur drei Jahre nach der verheerenden Hurrikan-Saison 2017 erlebte der tropische Atlantik im Jahr 2020 ein neues Hurrikan-Rekordjahr, das in mancher Hinsicht auch 2005 noch übertraf. So gab es 2020 sogar 30 benannte Stürme, so viel wie nie seit Beginn der Beobachtungen, gegenüber 28 im Jahr 2005 und 17 in 2017. Das zweite Mal (nach 2005) musste in der Hurrikan-Zählung zur Benennung der tropischen Stürme auf das griechische Alphabet zurückgegriffen werden, weil die 21 Namen des lateinischen Alphabets nicht ausreichten. Das war bei 9 benannten Stürmen der Fall, gegenüber 7 im Jahr 2005. 13 Stürme erreichten die Stärke von Hurrikanen (Windgeschwindigkeiten ab 117 km/h) und 6 die von schweren Hurrikanen (Kategorie 3-5 mit Windgeschwindigkeiten ab 178 km/h). Zum ersten Mal entstanden mit Eta und Iota zwei schwere Hurrikane im November, dem letzten Monat der Hurrikan-Saison, Iota sogar als ein Hurrikan der Kategorie 5.<ref name="WMO 2020">WMO (2020): [https://public.wmo.int/en/media/news/record-breaking-atlantic-hurricane-season-ends Record-braking Atlantic hurricane season ends]</ref>

Die schweren Hurrikane Laura (Kategorie 4) und Eta (Kategorie 4) richteten wahrscheinlich mit 14,1 Mrd. US$ und 6,7 Mrd. US$ die stärksten Zerstörungen an. Betroffen waren vor allem die Antillen, die Halbinsel Yucatán und die südlichen Vereinigten Staaten. Laura fielen 77 und Eta 189 Menschen zum Opfer. Auch der späte Kategorie-5-Hurrikan Iota verursachte rund 60 Todesopfer. Insgesamt belief sich die Zahl der Toten auf über 400.<ref name="Wikipedia 2020">Wikipedia (2020): [https://en.wikipedia.org/wiki/2020_Atlantic_hurricane_season 2020 Atlantic hurricane season]</ref> Die Daten sind jedoch als vorläufig anzusehen. Eine endgültige Auswertung dieser Hurrikan-Saison steht noch aus.

Als Gründe für die außergewöhnlich aktive Hurrikan-Saison 2020 wird von der amerikanischen Wetterbehörde NOAA die Atlantische Multidekaden Schwankung (AMO) genannt, die sich seit 1995 in einer warmen Phase befindet. Verbunden damit sind hohe Meeresoberflächentemperaturen und schwächere Windscherungen. An letzteren waren auch beginnende La-Niña-Bedingungen beteiligt. Eine andere Besonderheit sind außerdem Hurrikane, die sich einerseits sehr langsam vorwärtsbewegen und andererseits sehr schnell intensivieren und in den letzten Jahrzehnten zunehmend auftraten. Das traf 2020 außer auf Eta und Iota auch auf andere Hurrikane zu, die dadurch, dass sie längere Zeit mit hohen Sturmstärken am selben Ort verharrten, sehr starke Zerstörungen durch Winde, Sturmfluten und Niederschläge anrichteten. Bei diesem Phänomen weisen Experten auf den Einfluss des Klimawandels hin.<ref>Nach WMO (2020): [https://public.wmo.int/en/media/news/record-breaking-atlantic-hurricane-season-ends Record-braking Atlantic hurricane season ends]</ref>

[[Datei:AdjustedTCCount 1878-2008.png|thumb|420 px|Abb. 8: Jährliche tropische Wirbelstürme im tropischen N-Atlantik 1878-2010. Stürme von weniger als 2 Tagen wurden ausgelassen und Stürme, die vor der Satellitenbeobachtung nicht erfasst wurden, hinzugefügt (s. Text). Rote Linie: Jahresmittel, schwarze Linie: 5-Jahresmittel, blaue Linie: Durchschnitt der Periode 1878-2008 ]]
[[Datei:Hurricanes Storms1950-2019.jpg|thumb|420 px|Abb. 9: Benannte tropische Stürme, Hurrikane und starke (Kategorie 3-5) Hurrikane]]

==Änderung der Hurrikan-Aktivität==
Die historischen Daten über die Anzahl tropischer Wirbelstürme bzw. Hurrikane während des letzten Jahrhunderts zeigen einen deutlichen Aufwärtstrend, der mit der zunehmenden Meeresoberflächentemperatur korreliert ist. Überlagert wird dieser Trend einerseits von starken Schwankungen von Jahr zu Jahr, andererseits von deutlichen Dekaden-Schwankungen. So war die Zeit zwischen 1910 und 1930 ausgesprochen ruhig, während die Hurrikan-Aktivität in den 1940ern bis 1960ern deutlich zugenommen hat. Über den gesamten Zeitraum 1878-2006 wurde ein Trend von +3,84 Stürme pro 100 Jahre geschätzt. Beginnt man die Zählung bei 1900 ergibt sich sogar ein Trend von +6 Stürmen pro 100 Jahre.<ref name="Vecchi 2008">Vecchi, G. A. & Knutson, T. R. (2008): On estimates of historical North Atlantic tropical cyclone activity. Journal of Climate 21, 3580–3600</ref>

Ein erheblicher Teil der Zunahme der Sturmhäufigkeit ist jedoch künstlich bedingt durch eine Veränderung in den Beobachtungsmethoden. Vor 1944 wurden die Stürme durch Schiffe oder durch das Zählen der auf Land treffenden Stürme erfasst. Nach dem 2. Weltkrieg kamen Beobachtungen durch Flurzeuge und erst ab Ende der 1960er Jahre durch Satelliten hinzu. Auf den Schiffsrouten über den Atlantik wurden vor allem die kleineren Stürme von weniger als zwei Tagen Dauer nicht erfasst. Auch entgingen der Beobachtung von Schiffen und von Land zahlreiche Hurrikane auf hoher See. Diese und die kleineren Stürme gingen aber später in die flächendeckenden Satelliten-Daten ein, wodurch die Gesamtzahl der Hurrikane allein durch die neue Beobachtungsmethode zunahm. Nach einer Anpassung der Daten durch Hinzufügen der geschätzten „fehlenden“ Stürme zeigt die Gesamtzahl aller Hurrikane nur noch einen sehr geringen positiven Trend zwischen 1878 und 2006, der sich kaum von Null unterscheidet (Abb. 8). Eine leichte Abnahme zeigt sich bei den auf Land treffenden Hurrikanen in den USA, die historisch relativ gut dokumentiert sind.<ref name="NOAA 2020">NOAA (2020): Global Warming and Hurricanes. An Overview of Current Research Results, https://www.gfdl.noaa.gov/global-warming-and-hurricanes/#wmo-expertteam-2010-assessment-of-tropical-cyclones-and-climate-change</ref>

Die korrigierten Daten zeigen Ende des 19. Jahrhunderts eine relativ hohe Anzahl an Hurrikanen, worauf bis ca. 1930 eine Abnahme folgt. Zwischen 1930 und den 1950er Jahren ist die Hurrikan-Anzahl wieder relativ hoch, bleibt aber dann zwischen 1960 und den 1980er Jahren unter dem Durchschnitt der Periode 1878-2008. Seit den 1990er Jahre folgt ein erneuter Anstieg der Zahl der Hurrikane. Eine aktuelle Untersuchung<ref name="Murakami 2020">Murakami, H., T.L. Delworth, W. Cooke, M. Zhao, B. Xiang & P.-C. Hsu (2020): Detected climatic change in global distribution of tropical cyclones. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 117(20), 10706–10714. https://doi.org/10.1073/pnas.1922500117</ref> der globalen Trends der Hurrikan-Zahl in den letzten vier Jahrzehnten zeigt für den Atlantik im Gegensatz etwa zum westlichen und östlichen Pazifik ebenfalls eine klare Zunahme. Die letzten 25 Jahre im tropischen Nordatlantik waren sowohl bei den tropischen Stürmen insgesamt wie bei den schwachen und starken Hurrikanen die aktivste Periode seit Mitte des 20. Jahrhunderts. Auch die Intensität der Hurrikane und vor allem die Intensität der stärksten Hurrikane ab Kategorie 3 ("major hurricanes") haben zugenommen (Abb. 9).<ref name="IPCC 2013">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.6.3, 14.6.1</ref><ref name="Walsh 2016">Walsh, K. J., J. Mcbride, P. J. Klotzbach, S. Balachandran, S. J. Camargo, G. Holland, Th. R Knutson, J. Kossin, T-C Lee, A. Sobel & M. Sugi (2016): Tropical cyclones and climate change. Wiley Interdisciplinary Reviews: ClimateChange, 7(1), DOI:10.1002/wcc.371.</ref>

==Die Ursachenfrage==
Die Zeitserie der Hurrikane zeigt starke jährliche und deutliche Dekadenschwankungen, jedoch keinen klaren langfristigen Trend, der mit dem der globalen Mitteltemperatur vergleichbar wäre. Es ist daher davon auszugehen, dass neben der globalen Erwärmung auch andere Ursachen für die langfristige Entwicklung der Hurrikan-Aktivität eine Rolle spielen. Die wichtigsten Faktoren, die tropische Hurrikane beeinflussen, sind bekannt. Günstige Bedingungen sind hohe Temperaturen in der oberen Ozeanschicht, eine instabile Atmosphäre (d.h. große Temperaturunterschiede zwischen unterer und höherer Atmosphäre) mit hohem Wasserdampfgehalt in der mittleren Troposphäre und schwache vertikale Scherwinde. Wie sich diese Faktoren verändern und welche dominieren, ist weniger bekannt. Und vor allem ist umstritten, welche Ursachen dafür in welchem Ausmaß anzunehmen sind. In Konkurrenz stehen dabei Klimaänderungen durch den Menschen durch anthropogene Treibhausgase und Aerosole sowie natürliche Schwankungen.

[[Datei:Atlantic Ocean temp1900-2020.jpg|thumb|420 px|Abb. 10: Änderung der Meeresoberflächentemperaturen im Atlantik 1900 bis 2020]]
===Meeresoberflächentemperatur===

Wie der Blick auf die starken Hurrikan-Saisons im 21. Jahrhundert gezeigt hat, war daran auch immer eine hohe Meeresoberflächentemperatur beteiligt. Die tropische Meeresoberflächentemperatur im Atlantik ist in den letzten 100 Jahren deutlich stärker angestiegen als in den anderen Ozeanen. Dabei lassen sich grob drei Phasen unterscheiden (Abb. 10): ein starker Anstieg von 1900 bis ca. 1940, dann ein leichter Abfall der Temperatur bis ca. 1980 und danach wieder ein deutlicher Anstieg. Wenn auch nicht die Anzahl, so kann nach Elsner et al. (2008) die Intensität tropischer Zyklonen auf eine steigende Wassertemperatur zurückgeführt werden. Höhere Wassertemperaturen fördern die Verdunstung und den Wasserdampfgehalt der darüber liegenden Atmosphäre und damit die Dynamik von Hurrikanen.
[[Datei:SST Golf von Mexiko.jpg|thumb|320 px|Abb. 11: Änderung der Meeresoberflächentemperatur im Golf von Mexiko im August]]

Blickt man auf den Verlauf der Temperaturänderung im Atlantik (Abb.) oder im Golf von Mexiko (Abb.), so fällt eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Verlauf der globalen Mitteltemperatur auf. Letztere wird insgesamt auf den Anstieg anthropogener Treibhausgase in der Atmosphäre zurückgeführt. Allerdings ist die leichte Temperaturabnahme seit den 1950er bis zu den 1970er Jahren, die sich auch bei den Meeresoberflächentemperaturen im tropischen Atlantik wiederfindet, damit nicht zu erklären, da die Treibhausgaskonzentrationen kontinuierlich ansteigen. Diese Temperaturdelle wird von der Forschung durch die zunehmende Belastung der Atmosphäre durch [[Sulfataerosole]] infolge der schmutzigen Industrialisierung nach dem 2. Weltkrieg in den westlichen Industriestaaten erklärt. Die Luftreinhaltepolitik ab den 1980er Jahren habe dann zu einem Wiederanstieg der globalen Mitteltemperatur geführt. Auf diesem Hintergrund liegt es nahe, auch für die Abnahme der Meeresoberflächentemperatur im tropischen Nordatlantik die Aerosolbelastung verantwortlich zu machen.

===Aerosole und Klimaschwankungen===
So führen Dunstone et al. (2013)<ref name="Dunstobe 2013">N. J. Dunstone, D. M. Smith, B. B. B. Booth, L. Hermanson, R. Eade (2013): Anthropogenic aerosol forcing of Atlantic tropical storms. Nat. Geosci. 6, 534–539</ref> kühlere Meeresoberflächentemperaturen und damit schwächere Perioden der Hurrikan-Aktivität in den 1970er und 1980er Jahren im Atlantik hauptsächlich auf eine zunehmende Aerosolkonzentration durch die Emissionen westlicher Industriestaaten zurück. Aerosole reflektieren Sonnenstrahlung und bewirken so eine Abkühlung der Atmosphäre wie der Wassertemperaturen der Ozeane. Die anschließenden wärmeren Wassertemperaturen und starken Hurrikan-Jahre wird mit der Luftreinhaltepolitik begründet. Auch für die nächsten Jahrzehnte sei mit einer Aerosol-Abnahme zu rechnen und daher mit entsprechend stärkeren Hurrikan-Aktivitäten. Die Bedeutung der Aerosole wird allerdings im Laufe des 21. Jahrhunderts zunehmend von der der Treibhausgase abgelöst. Spätere Untersuchungen haben den Aerosol-Einfluss auf die Zunahme der Hurrikan-Aktivität seit den 1970er Jahren auf ca. 25% quantifiziert.<ref name="Knutson 2019">Knutson, T., S.J. Camargo, J.C.L. Chan, et al. (2019): Tropical cyclones and climate change assessment: Part I. Detection and attribution. BAMS 100, 1987–2007</ref>

Da die Aerosolkonzentration über dem Nordatlantik auch nach 2005 weiter abgenommen habe (Abb.), die Anzahl der starken Hurrikane aber nicht zugenommen, sondern zurückgegangen sei, halten Yan et al. (2017)<ref name="Yan 2018">Yan, Zhang, and Knutson (2018): The role of Atlantic overturning circulation in the recent decline of Atlantic major hurricane frequency, Nature Communications, 2018, 8, 1695, DOI: 10.1038/s41467-017-01377-8</ref> die Aerosol-These für unzutreffend. Sie sehen die Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur über den Zeitraum 2005-2015 primär durch die Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation (AMOC) bestimmt. Sowohl Modellsimulationen wie Beobachtungen zeigten eine Abschwächung der Meeresoberflächenströmung vom Golf von Mexiko Richtung Nordatlantik, von der der Golf- und Nordatlantikstrom wichtige Teile sind. Das habe Auswirkungen sowohl auf die Meeresoberflächentemperatur als auch auf die Windscherung. Tatsächlich zeigt die Abb. unten, dass die natürlichen Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur im tropischen Atlantik (der Atlantischen Multidekaden-Oszillation, AMO) weitgehend mit der Zahl der tropischen Wirbelstürme korrelieren. Die AMO wiederum wird nach Yan et al. (2017) wesentlich von der Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation beeinflusst.

Die Rolle der anthropogenen Aerosole für die Zunahme der tropischen Wirbelstürme seit 1980 bleibt allerdings weiterhin Gegenstand der Forschung. So kommt eine Modelluntersuchung aus dem Jahr 2020 zu dem Ergebnis, dass ein teilweiser Einfluss der vom Menschen verursachten Aerosolbelastung über dem Atlantik auf die Hurrikane-Aktivität neben vulkanischen Aerosolen und den anthropogenen Treibhausgasen durchaus in Frage kommt.<ref name="Murakami 2020" />

===Einfluss des Klimawandels?===
Eine einfache Beziehung besteht zwischen der Zunahme der Hurrikan-Zahl in den letzten 30-40 Jahren und dem Einfluss des Menschen auf das Klima jedenfalls nicht. Man muss davon ausgehen, dass die Veränderungen der Hurrikane-Aktivität durch eine Vielzahl von anthropogenen und natürlichen Faktoren bestimmt werden. Das gilt nicht nur für die bloße Anzahl von tropischen Wirbelstürmen im Nordatlantik, sondern auch für andere Faktoren. So wurde in letzter Zeit beobachtet, dass Hurrikane sich zunehmend schneller intensivieren. Hurrikane der Kategorie 1 haben sich etwa häufiger als früher in wenigen Tagen zu Hurrikanen der Kategorie 5 entwickelt. Auch der Anteil von starken Hurrikanen an allen Hurrikanen hat in den letzten Jahrzehnten deutlich zugenommen.<ref name="Bhatia 2019">Bhatia, K. T. et al. (2019): Recent increases in tropical cyclone intensification rates. Nat. Commun. 10, 3942</ref> Eine aktuelle Untersuchung<ref name="Kossin 2020">Kossin, J.P., K.R. Knapp, T.L. Olander, C.S. Velden (2020): Global increase in major tropical cyclone exceedance probability over the past four decades, Proc Natl Acad Sci USA., https://doi.or/0.107/nas.1920849117</ref> über die letzten ca. 40 Jahre, bzw. des Satellitenzeitalters, stellt eine klare Veränderung zu einer größeren Intensität von Hurrikanen fest. Die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von schweren (Kategorie 3-5) Hurrikanen hat sich demnach global um 8%, im Nordatlantik sogar um 49% pro Jahrzehnt erhöht. Die Ursachen werden sowohl in natürlichen Schwankungen wie der [[Atlantische Umwälzzirkulation in der Gegenwart|AMOC]] als auch in anthropogenen [[Aerosole|Aerosolen]] und [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] gesehen. Eine genaue Quantifizierung der jeweiligen Anteile sei jedoch nicht möglich. Zumindest ist es unwahrscheinlich, dass die Zunahme anthropogener Treibhausgase der dominierende Faktor ist. Im westlichen Nordpazifik, dem Hauptgebiet tropischer Zyklonen, seien keine signifikanten Änderungen des Auftretens schwerer tropischer Wirbelstürme festzustellen. Da die langlebigen und wichtigsten Treibhausgase in der Atmosphäre gut durchmischt sind, müssten sie sich auch im westlichen Pazifik auswirken.<ref name="Kossin 2020" />

[[Datei:TC structure.jpg|thumb|420 px|Abb. 12: Ein Hurrikan beim Auftreffen auf Land. Ein Teil des Hurrikans liegt weiterhin über dem warmen Meer (orange). Die starke Verdunstung (Evaporation) lädt die Hurrikan-Luft mit Wasserdampf auf (dünne blaue Pfeile links). Die aufsteigende Feuchtigkeit kondensiert und verursacht heftige Niederschläge (blaue dicke Pfeile und Tropfen rechts). Sturmfluten (Storm surge) und Niederschläge (Rainfall) führen zu Überschwemmungen (Flooding). ]]

Neben der Verstärkung von Hurrikanen spielen weitere Veränderungen bei der Frage nach einem anthropogenen Einfluss eine wichtige Rolle: die Verstärkung von Niederschlägen, die von Hurrikanen ausgehen, und die Verzögerung der Abschwächung der Hurrikan-Intensität beim Auftreffen auf Land.<ref name="Kossin 2020" /> Als Beispiel für stärkere Niederschläge wurden u.a. die gewaltigen Niederschlagsmengen untersucht, die von Hurrikan Harvey 2017 über Houston niedergingen (s.o.). Damit in Verbindung wurden die hohen Ozeantemperaturen gebracht, die von manchen Autoren dem Klimawandel zugerechnet werden. Die Hurrikan-bedingten Niederschläge in der Region haben nach einigen Autoren durch die globale Erwärmung um bis zu 20% zugenommen. Andere fanden keine belastbaren Belege für einen anthropogenen Einfluss auf die Niederschlagszunahmen durch tropische Wirbelstürme.<ref name="Knutson 2019" /> Mit den höheren Niederschlägen in Verbindung steht eine beobachtete Verlangsamung der Abschwächung der Hurrikan-Intensität beim Auftreffen auf Land. Normalerweise verlieren die Hurikane über Land schnell an Energie, da der Wasserdampfnachschub nachlässt. Nach Li & Chakraborty<ref name="Li 2020">Li, L.,& P. Chakraborty (2020): Slower decay of landfalling hurricanes in a warming world, Nature 587, 230-234, https://doi.org/10.1038/s41586-020-2867-7</ref> hatte ein typischer Hurrikan in den 1960er Jahren beim Auftreffen auf Land innerhalb eines Tages 75% seiner Stärke verloren, gegenwärtig sind es nur noch 50%. Hauptgrund sei ein wärmerer Ozean und dadurch eine größere Wasserdampfmenge als Antrieb der Hurrikan-Intensität. Je mehr Wasserdampf ein Hurrikan aufgenommen hat, desto weniger verliert er an Stärke über Land. Die Folge sind höhere Niederschläge und heftigere Stürme über den betroffenen Landstrichen. Bei einem langsameren Hurrikan bleibt zudem ein Teil des Wirbelsturms auch nach dem Landfall länger über dem angrenzenden Meer und „tankt“ weiterhin Feuchtigkeit (Abb. 12).

==Einzelnachweise==
<references />

==Weblinks==
*Kasang, D. & F. Wachsmann (2018): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wetterextreme/wetterextreme_kap-5-2/ Tropische Wirbelstürme unter besonderer Berücksichtigung von Hurrikanen.] In: Lozán, J.L., S.-W. Breckle, H. Graßl, D. Kasang & R. Weisse (Hrsg.): Warnsignal Klima: Extremereignisse. pp. 207-212. doi:10.2312/warnsignal.klima.extremereignisse.30.
*[http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress23D.pdf Verstärkt die globale Erwärmung Wirbelstürme?] Climate Press Nr. 23

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Tropische Wirbelstürme (Bilder)|Tropische Wirbelstürme]]
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Tos in SST global Diff2 RCP8.5 Jahr.png‎|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264762/035fd2a5c1f5227daae4929745f0d711/2009-hurrikans-data.pdf '''globalen Daten'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113426/b2607bc2add58ba114cb01d90a4afa93/data/2011-hurrikane-klimawandel.pdf Hurrikane im Klimawandel] Wie beeinflusst der Klimawandel die Hurrikane im Nordatlantik? (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113358/f66a0dddd6a50cd4268f67e3f5deb0eb/data/2009-hurrikans.pdf Hurrikane] Über den Zusammenhang zwischen dem Klimawandel und der Ausbreitung bzw. Häufigkeit von Hurrikanen (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113456/70f1f30e3b709f805bacbbb74611ebd5/data/2007-hurrikans.pdf Wetterextreme: Hurrikans] Wie ändert sich Anzahl und Stärke von Hurrikans? (Johanneum zu Lübeck, Lübeck)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/4300584/11c6eeea88908937c9227107a3ca2495/data/2014-new-york.pdf Die Gefährdung New Yorks] Die Gefährdung New Yorks durch den Meeresspiegelanstieg und Hurrikane (Stadtteilschule Eidelstedt, Hamburg)

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==Literatur==
*Kasang, D. (2011): Tropische Wirbelstürme, in: Lozán, J.L., u.a. (Hrsg): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen & Risiken, Hamburg 2011, 144-148; aktualisierte Fassung [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/buchreihe/die-meere/kapitel-3-6-tropische-wirbelstuerme/ online]

{{CC-Lizenz}}
{{#set:
ähnlich wie=Hitzewellen
|ähnlich wie=Außertropische Stürme
|Teil von=Tropische Wirbelstürme
|beeinflusst von=ENSO-Folgen: Nordamerika
|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_778/ Tropischer Wirbelsturm] Lernmodul über die Entstehung tropischer Wirbelstürme
}}
<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Hitzewellen, Dürren, Starkniederschläge, Hochwasser, Außertropische Stürme, Tropische Wirbelstürme, Aktuelle Klimaänderungen, Erwärmung des Ozeans, ENSO-Folgen, Extremereignisse</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]

Hurrikane im Atlantik

2023-10-12T16:54:45Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Datei:Katrina SST 27.8.2005.jpg|thumb|520 px|Abb. 1: Hurrikan Katrina am 27.8.2005. Meeresoberflächentemperaturen (SST vom 25.-27.8.2005) vor dem Auftreffen auf Land von Hurrikan Katrina.]]
Von allen Wetterextremen besitzen [[tropische Wirbelstürme]] die stärkste Zerstörungskraft für natürliche und soziale Systeme. Sie treten in den tropischen Regionen aller drei Ozeane auf. Im nördlichen Atlantik und östlichen Pazifik heißen sie Hurrikane, im [[Taifune im Nordwest-Pazifik|westlichen Pazifik Taifune]], im nördlichen Indischen Ozean Zyklone.

== Namen und Zugbahnen ==
Wie die [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] in den mittleren Breiten werden auch Hurrikane mit Vornamen versehen. Dies vereinfacht die Kommunikation zwischen den Wetterdiensten und Behörden in verschiedenen Ländern und in der Schifffahrt. Seit 1953 werden alle Hurrikane im Atlantik nach einer [https://public.wmo.int/en/our-mandate/focus-areas/natural-hazards-and-disaster-risk-reduction/tropical-cyclones/Naming Liste] benannt, die von einem internationalen Komitee der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) erstellt wird. Auf der Liste stehen für jede Hurrikan-Saison 21 alphabetisch angeordnete weibliche und männliche Vornamen, die sich alle 6 Jahre wiederholen. Sollte es in einer Saison mehr als 21 Hurrikane geben, werden die folgenden nach griechischen Buchstaben benannt (Alpha, Beta, Gamma usw.). Das war bisher nur zweimal der Fall, 2005 und 2020.
[[Datei:Hurricane tracks september.jpg|thumb|420 px|Abb.2: Typische Zugbahnen von Hurrikanen im September]]

Die Hurrikane des Nordatlantiks bewegen sich auf Zugbahnen vom mittleren Atlantik oder der östlichen Karibik nach Westen und Norden Richtung Mittelamerika bzw. den Süden der USA. Im Südatlantik gibt es so gut wie keine Hurrikane, da dort zu geringe Meeresoberflächentemperaturen herrschen. Der Ursprung der atlantischen Hurrikane liegt zumeist in der [[Passat|Passatzone]] über dem äquatorialen Afrika, wo sich im tropischen Klima Gewitterzellen bilden, nach Westen driften und als kleine Tiefdruckgebiete den Atlantik erreichen. Vorläufer der Gewitterstörungen sind oft Luftströmungen über dem Golf von Aden, die über das äthiopische Hochland und dann über Westafrika Richtung Atlantik ziehen.<ref name="NASA 2004">NASA Scientific Visualization Studio (2004): [https://svs.gsfc.nasa.gov/vis/a000000/a002900/a002987/index.html Hurricane Isabel Genesis]</ref> Hurrikane selbst entstehen aus solchen Tiefs zumeist über dem mittleren und westlichen Atlantik oder der Karibik und dem Golf von Mexiko (Abb. 2).

== Hurrikan-Saison ==
[[Datei:Hurricanes tropical-storms.jpg|thumb|420 px|Abb. 3: Anzahl von Hurrikanen (gelb, ab 116 km/h) und Tropischen Stürmen (rot, 56-117 km/h) nach Jahreszeit in 100 Jahren.]]
Die offizielle Hurrikan-Saison im Nordatlantik reicht vom 1. Juni bis zum 30. November. Der Höhepunkt liegt zwischen Mitte August und Ende Oktober. Im Spätsommer ist die Differenz zwischen den Meeresoberflächentemperaturen und den Temperaturen in der oberen Troposphäre am größten, wodurch der Auftrieb der warmen Luft und die Kondensation in der Höhe verstärkt wird. Von Mitte August bis Mitte Oktober reicht der intensivste Teil der atlantischen Hurrikan-Saison, mit 87% der Tage mit [[Tropische Wirbelstürme#Klassifizierung|Hurrikanen der Kategorie]] 1 (mit Windgeschwindigkeiten ab 117 km/h) und 2 (ab 154 km/h) sowie 97% der Tage mit schweren Hurrikanen der Kategorien 3 (ab 178 km/h), 4 (ab 209 km/h) und 5 (ab 252 km/h). In dieser Zeit nimmt die starke Windscherung<ref name="Windscherung">Der Wechsel der Windrichtung und -stärke mit der Höhe, durch den die Entstehung von Hurrikanen stark behindert werden kann.</ref> vom Mai nach und nach ab, was die Entwicklung von Hurrikanen begünstigt. Die Ozean-Temperaturen steigen stark an, ebenso die [[Lufttemperatur|Lufttemperaturen]] und die Luftfeuchtigkeit. Statistisch ist der 10. September der Höhepunkt der Hurrikan-Saison (Abb. 3). Ab Oktober fördern starke Höhenwinde die Windscherung, und Luft- und Wassertemperaturen nehmen wieder ab. Als Folge geht auch die Hurrikan-Aktivität zurück.<ref name="NOAA 2016">NOAA (2016): [https://www.noaa.gov/stories/peak-of-hurricane-season-why-now The peak of the hurricane season – why now?]</ref>

Seit dem Jahr 2000 gab es im tropischen Atlantik drei Hurrikan-Saisons, in denen besonders viele und intensive Hurrikane auftraten, von denen einige starke Zerstörungen bewirkten: 2005, 2017 und 2020. In allen drei Fällen schwächte sich ein El Niño ab und es entwickelten sich fast gleichzeitig mit den Hurrikanen La-Niña-Bedingungen. Während eines El Niños bilden sich über dem Atlantik stärkere Westwinde in der Höhe und stärkere Passate, wodurch die vertikale Windscherung verstärkt und die Hurrikan-Aktivität unterdrückt wird. La Niña besitzt eine entgegengesetzte Wirkung: Über der Karibik und dem westlichen tropischen Atlantik bildet sich ein Hochdruckrücken in der Höhe, wodurch schwächere Winde und eine geringe Windscherung auftreten, was die Entfaltung von Hurrikanen begünstigt.<ref name="NOAA 2014">NOAA; Climate.gov (2014): [https://www.climate.gov/news-features/blogs/enso/impacts-el-ni%C3%B1o-and-la-ni%C3%B1a-hurricane-season Impacts of El Niño and La Niña on the hurricane season]</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2005 ===
[[Datei:Hurricanes2005 tracking.jpg|thumb|420 px|Abb. 4: Hurrikan-Zugbahnen in der Hurrikan-Saison 2005. Lila: schwere Hurrikane (Kategorie 3-5), rot: schwächere Hurrikane (1 und 2), gelb: tropische Stürme; die eingerahmten Ziffern verweisen auf die einzelnen tropischen Wirbelstürme (Namen in den Kästchen).]]
Die Hurrikan-Saison 2005 ist in erster Linie mit dem Namen des Kategorie-5-Hurrikans '''Katrina''' verbunden (Abb. 1). Katrina traf Ende August 2005 zunächst auf den Süden Floridas und richtete dann starke Schäden im Mississippi-Delta und New Orleans an und forderte zahlreiche Todesopfer. Durch einen Dammbruch wurde New Orleans zu 80 % unter Wasser gesetzt und weitgehend unbewohnbar, 1836 Menschen verloren ihr Leben<ref name="Knabb 2011">Knabb, R.D; J.R. Rhome, D.P. Brown (2005/2011): [https://www.nhc.noaa.gov/data/tcr/AL122005_Katrina.pdf Tropical Cyclone Report, Hurricane Katrina]</ref> und der Sachschaden belief sich auf 125 Milliarden US-Dollar, womit Katrina zum teuersten Hurrikan der USA wurde.<ref name="Wikipedia 2020a">Wikipedia (2020): [https://en.wikipedia.org/wiki/List_of_Atlantic_hurricane_records List of Atlantic hurricane records]</ref> Katrina war zwar der teuerste, aber nicht der stärkste Sturm der Saison. Mit einem Zentraldruck von nur 882 hPa erwies sich Hurricane Wilma als der bis dahin stärkste je gemessene atlantische Hurrikan. Wilma traf vor allem die Küste der Halbinsel Yucatán (Mexiko) und zog anschließend über den Süden Floridas.<ref name="Wikipedia 2020c">Wikipedia (zuletzt geändert 2020): [https://de.wikipedia.org/wiki/Hurrikan_Wilma Hurrikan Wilma]</ref>

Insgesamt ging das Jahr 2005 in die Geschichte als das Jahr der bis dahin mit Abstand stärksten Hurrikan-Aktivität im Nordatlantik ein, mit 28 benannten tropischen Wirbelstürmen (ab 64 km/h) und 15 Hurrikanen, wovon sieben der Kategorie 3-5 und vier der Kategorie 5 angehörten (Abb. 4).<ref name="Wikipedia 2020b">Wikipedia (2020): List of Atlantic hurricane season, https://en.wikipedia.org/wiki/2005_Atlantic_hurricane_season</ref><ref name="Wikipedia 2020a" /> Damit brach 2005 den Rekord von 1933, als 21 tropische Wirbelstürme über den tropischen Nordatlantik zogen. Die Gründe für die starke Hurrikan-Saison lagen vor allem in den außergewöhnlich hohen Meeresoberflächentemperaturen in der Karibik und dem tropischen Atlantischen Ozean, die mit bis zu 30 °C und mehr Rekordwerte erreichten (Abb. 1). Die Temperaturen im Atlantik lagen ca. 1 °C über dem langjährigen Mittel.<ref name="Beven 2008">Beven, J.L; L.A. Avila, E.S. Blake, et al. (2008): Atlantic Hurricane Season of 2005. Monthly Weather Review. 136 (3): 1109–1173. doi:10.1175/2007MWR2074.1</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2017 ===
[[Datei:Hurricane-Harvey-rainfall.png|thumb|420 px|Abb. 5: Hurrikan Harvey: Gesamtniederschlag 25.-30.8.2017 in Inches (1 Inch = 25,4 mm).]]
Die atlantische Hurrikan-Saison 2017 war bestimmt durch zwei sehr starke Hurrikane der Kategorie 5 (Irma und Maria) und vier weitere Hurrikane der Kategorie 3 und 4 (Lee und Ophelia sowie Harvey und Jose). Insgesamt erreichten von 17 benannten tropischen Wirbelstürmen 10 die Stärke eines Hurrikans. Damit lag 2017 deutlich über dem Mittel der Jahre 1981-2010 mit 6,4 Hurrikanen und 2,7 schweren Hurrikanen, und das Jahr stand bei der Anzahl an schweren Hurrikanen an dritter Stelle der bis dahin erfolgten Messungen. Gemessen an dem ACE-Index, der die Hurrikan-Anzahl, ihre Lebensdauer und ihre Intensität berücksichtigt, übertraf 2017 den Mittelwert von 1981-2010 um das Doppelte. Daran waren vor allem die beiden Kategorie-5-Hurrkane Irma und Maria beteiligt.<ref name="NOAA 2017">NOAA National Centers for Environmental Information (2017): [https://www.ncdc.noaa.gov/sotc/tropical-cyclones/201713 Hurricanes and tropical Storms]</ref>

[[Datei:Harvey SST Aug.jpg|thumb|420 px|Abb. 6: Meeresoberflächentemperaturen während Hurrikan Harvey im August 2017 in °C.]]
2017 war zudem mit 265 US$ die teuerste Hurrikan-Saison für die USA. Die Schäden gingen vor allem von den drei schweren Hurrikanen Harvey, Irma und Maria aus. Der Schaden durch den Hurrikan Harvey von 125 Mrd. US$ wurde in den USA nur durch Katrina im Jahr 2005 übertroffen. Die Zerstörungen von Sachwerten waren weniger durch die Windstärke des Kategorie-4-Hurrikans Harvey verursacht als durch die gewaltigen Regenfälle, die über die texanische Küstenstadt Houston und Umgebung niedergingen, als Harvey auf Land traf (Abb. 5). Die katastrophalen Überschwemmungen zerstörten 9000 Wohnstätten und beschädigten weitere 185 000.<ref name="Wang 2018">Wang, S.-Y. S., Zhao, L., Yoon, J.-H., Klotzbach, P., & Gillies, R. R. (2018). Quantitative attribution of climate effects on Hurricane Harvey’s extreme rainfall in Texas. Environmental Research Letters, 13, 5. https://doi.org/10.1088/1748-9326/aabb85</ref> Aber auch Maria verursachte vor allem auf Puerto Rico und den US-amerikanischen Jungferninseln einen Schaden von über 90 Mrd. US$. Neben den hohen Sachschäden verloren mindestens 68 Menschen in Texas durch Harvey ihr Leben.<ref name="WMO 2018">WMO (2018): [https://public.wmo.int/en/media/news/wmo-hurricane-committee-reviews-devastating-2017-season-retires-names Hurricane Committee reviews devastating 2017 season]</ref>

Der Hurrikan '''Harvey''' wurde wegen seiner ungewöhnlich hohen Niederschläge Gegenstand mehrerer wissenschaftlicher Untersuchungen. Dabei stand die Frage im Mittelpunkt, wie stark die globale Erwärmung daran beteiligt war. In der Nähe von Houston wurde ein Niederschlag von 1043 mm in drei Tagen gemessen, ein Ereignis, das nach Oldenborgh et al. (2017) unter gegenwärtigen klimatischen Bedingungen nur einmal in 9000 Jahren vorkommen sollte.<ref name="Oldenborgh 2017">van Oldenborgh, G.J., et al (2017): Attribution of extreme rainfall from Hurricane Harvey, August 2017 Environ. Res. Lett. 12 124009</ref> Ein so hoher Niederschlag sei nach Modell-Berechnungen durch den anthropogenen Klimawandel drei Mal wahrscheinlicher geworden. Allgemein nehmen die Niederschläge allein durch die Erwärmung der Atmosphäre zu, weil der Wasserdampfgehalt der Luft nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung um 7% pro Grad Erwärmung steigt. Hurrikan Harvey hat dagegen durch die Wasserdampfzufuhr vom Meer nach Wang et al. (2018) eine Zunahme der Regenfälle um 20% erzeugt.<ref name="Wang 2018" />

Ein anderer Faktor, der durch die globale Erwärmung beeinflusst wird, ist die Wassertemperatur in den Entstehungsgebieten der Hurrikane. Der Wärmegehalt in der oberen Wasserschicht des Golfs von Mexiko erreichte 2017 Rekordwerte. Die [[Meeresoberflächentemperatur]] lag bei über 30 °C (Abb. 6). Im Zusammenspiel mit der stark erwärmten Atmosphäre führte das zu einer intensiven [[Verdunstung]]. In der Höhe kam es zu starken [[Kondensation|Kondensationsprozessen]] und ergiebigen Niederschlägen. Aufgrund der großen Ausdehnung von Harvey und seiner langsamen Vorwärtsbewegung kam es über mehrere Tage zu der Situation, dass Harvey z.T. über dem Meer lag und dort erhebliche Wassermassen durch Verdunstung aufnahm, die über einen anderen Teil des Hurrikans als heftige Niederschläge über dem Land niedergingen.<ref name="Trenberth 2018">Trenberth, K. E., Cheng, L., Jacobs, P., Zhang, Y., & Fasullo, J. (2018): Hurricane Harvey links to ocean heat content and climate change adaptation. Earth’s Future, 6, 730–744. https://doi.org/10.1029/2018EF000825</ref>

[[Datei:Hurricane Ophelia Ireland.jpg|thumb|420 px|Abb. 7: Ex-Hurrikan Ophelia über Irland am 16.10.2017]]
Ein weiterer besonderer Hurrikan der Saison 2017 war '''Ophelia''' (Abb. 7) Der Deutsche Wetterdienst nannte ihn einen "Hurrikan für die Geschichtsbücher".<ref name="DWD 2017">DWD (2017): [https://www.dwd.de/DE/wetter/thema_des_tages/2017/10/15.html Ophelia - Ein Hurrikan für die Geschichtsbücher]</ref> Ophelia erreichte nicht nur als zehnter aufeinanderfolgender Hurrikan in einer Saison einen neuen Rekord in der Satellitenära, sondern entstand auch außergewöhnlich weit nordöstlich von den üblichen Hurrikan-Entstehungsgebieten im subtropischen Atlantik westlich der Azoren. Der ungewöhnliche Entstehungsort hatte zur Folge, dass Ophelia nicht mit den [[Passat|Passatwinden]] nach Westen driftete, sondern sich nach Nordosten Richtung Europa bewegte. Zunächst als außertropisches Tiefdruckgebiet entstanden, entwickelte sich Ophelia schnell zum Hurrikan der Kategorie 3, was in dieser Region in der Nähe der Azoren noch nie beobachtet wurde. Auf dem weiteren Weg Richtung Irland wandelte sich Ophelia zu einem außertropischen Orkantief mit Windgeschwindigkeiten von bis zu 150 km/h, richtete auf der irischen Insel starke Verwüstungen an und forderte dort drei Todesopfer.

Eine Ursache der starken Hurrikan-Saison war das Fehlen von [[ENSO|El-Niño-Bedingungen]] im tropischen Pazifik und die beginnende Entwicklung einer La Niña gegen Ende des Jahres. Dadurch gab es allenfalls schwache vertikale Scherwinde<ref name="Windscherung" />, wodurch günstige Bedingungen für die Entwicklung von Hurrikanen im Atlantik vorlagen.<ref name="NOAA 2017" /> Andere natürliche Schwankungen spielten eine ebenso wichtige, wenn nicht sogar wichtigere Rolle. So wurden die hohen [[Meeresoberflächentemperatur|Meeresoberflächentemperaturen]] im Hauptentstehungsgebiet gerade der starken Hurrikane 2017 primär durch die Atlantische Multidekaden-Oszillation (AMO) beeinflusst. Dabei handelt es sich um Schwankungen der Wassertemperaturen über Jahre und Jahrzehnte im tropischen Atlantik.<ref name="Lim 2018">Lim, Y.K., S.D. Schubert, R. Kovach, et al. (2018): The Roles of Climate Change and Climate Variability in the 2017 Atlantic Hurricane Season. Sci Rep 8, 16172 (2018). https://doi.org/10.1038/s41598-018-34343-5</ref> Aber auch die Zunahme der [[Treibhausgase|anthropogenen Treibhausgase]] hat zu der höheren Meeresoberflächentemperatur beigetragen. Insgesamt wurde die erhöhte Aktivität starker Hurrikane 2017 nach Murakami et al. (2018) hauptsächlich durch die höhere Meeresoberflächentemperatur in der Hauptentwicklungsregion der Hurrikane verursacht, eher als durch die moderaten [[ENSO|La-Niña-Bedingungen]].<ref name="Murakami 2018">Murakami, H., E. Levin, T.L. Delworth, R. Gudgel, and P.-C. Hsu (2018): Dominant effect of relative tropical Atlantic warming on major hurricane occurrence. Science, 362, 794–799, https://doi.org/10.1126/science.aat6711.</ref>

=== Die Hurrikan-Saison 2020 ===

Nur drei Jahre nach der verheerenden Hurrikan-Saison 2017 erlebte der tropische Atlantik im Jahr 2020 ein neues Hurrikan-Rekordjahr, das in mancher Hinsicht auch 2005 noch übertraf. So gab es 2020 sogar 30 benannte Stürme, so viel wie nie seit Beginn der Beobachtungen, gegenüber 28 im Jahr 2005 und 17 in 2017. Das zweite Mal (nach 2005) musste in der Hurrikan-Zählung zur Benennung der tropischen Stürme auf das griechische Alphabet zurückgegriffen werden, weil die 21 Namen des lateinischen Alphabets nicht ausreichten. Das war bei 9 benannten Stürmen der Fall, gegenüber 7 im Jahr 2005. 13 Stürme erreichten die Stärke von Hurrikanen (Windgeschwindigkeiten ab 117 km/h) und 6 die von schweren Hurrikanen (Kategorie 3-5 mit Windgeschwindigkeiten ab 178 km/h). Zum ersten Mal entstanden mit Eta und Iota zwei schwere Hurrikane im November, dem letzten Monat der Hurrikan-Saison, Iota sogar als ein Hurrikan der Kategorie 5.<ref name="WMO 2020">WMO (2020): [https://public.wmo.int/en/media/news/record-breaking-atlantic-hurricane-season-ends Record-braking Atlantic hurricane season ends]</ref>

Die schweren Hurrikane Laura (Kategorie 4) und Eta (Kategorie 4) richteten wahrscheinlich mit 14,1 Mrd. US$ und 6,7 Mrd. US$ die stärksten Zerstörungen an. Betroffen waren vor allem die Antillen, die Halbinsel Yucatán und die südlichen Vereinigten Staaten. Laura fielen 77 und Eta 189 Menschen zum Opfer. Auch der späte Kategorie-5-Hurrikan Iota verursachte rund 60 Todesopfer. Insgesamt belief sich die Zahl der Toten auf über 400.<ref name="Wikipedia 2020">Wikipedia (2020): [https://en.wikipedia.org/wiki/2020_Atlantic_hurricane_season 2020 Atlantic hurricane season]</ref> Die Daten sind jedoch als vorläufig anzusehen. Eine endgültige Auswertung dieser Hurrikan-Saison steht noch aus.

Als Gründe für die außergewöhnlich aktive Hurrikan-Saison 2020 wird von der amerikanischen Wetterbehörde NOAA die Atlantische Multidekaden Schwankung (AMO) genannt, die sich seit 1995 in einer warmen Phase befindet. Verbunden damit sind hohe Meeresoberflächentemperaturen und schwächere Windscherungen. An letzteren waren auch beginnende La-Niña-Bedingungen beteiligt. Eine andere Besonderheit sind außerdem Hurrikane, die sich einerseits sehr langsam vorwärtsbewegen und andererseits sehr schnell intensivieren und in den letzten Jahrzehnten zunehmend auftraten. Das traf 2020 außer auf Eta und Iota auch auf andere Hurrikane zu, die dadurch, dass sie längere Zeit mit hohen Sturmstärken am selben Ort verharrten, sehr starke Zerstörungen durch Winde, Sturmfluten und Niederschläge anrichteten. Bei diesem Phänomen weisen Experten auf den Einfluss des Klimawandels hin.<ref>Nach WMO (2020): [https://public.wmo.int/en/media/news/record-breaking-atlantic-hurricane-season-ends Record-braking Atlantic hurricane season ends]</ref>

[[Datei:AdjustedTCCount 1878-2008.png|thumb|420 px|Abb. 8: Jährliche tropische Wirbelstürme im tropischen N-Atlantik 1878-2010. Stürme von weniger als 2 Tagen wurden ausgelassen und Stürme, die vor der Satellitenbeobachtung nicht erfasst wurden, hinzugefügt (s. Text). Rote Linie: Jahresmittel, schwarze Linie: 5-Jahresmittel, blaue Linie: Durchschnitt der Periode 1878-2008 ]]
[[Datei:Hurricanes Storms1950-2019.jpg|thumb|420 px|Abb. 9: Benannte tropische Stürme, Hurrikane und starke (Kategorie 3-5) Hurrikane]]

==Änderung der Hurrikan-Aktivität==
Die historischen Daten über die Anzahl tropischer Wirbelstürme bzw. Hurrikane während des letzten Jahrhunderts zeigen einen deutlichen Aufwärtstrend, der mit der zunehmenden Meeresoberflächentemperatur korreliert ist. Überlagert wird dieser Trend einerseits von starken Schwankungen von Jahr zu Jahr, andererseits von deutlichen Dekaden-Schwankungen. So war die Zeit zwischen 1910 und 1930 ausgesprochen ruhig, während die Hurrikan-Aktivität in den 1940ern bis 1960ern deutlich zugenommen hat. Über den gesamten Zeitraum 1878-2006 wurde ein Trend von +3,84 Stürme pro 100 Jahre geschätzt. Beginnt man die Zählung bei 1900 ergibt sich sogar ein Trend von +6 Stürmen pro 100 Jahre.<ref name="Vecchi 2008">Vecchi, G. A. & Knutson, T. R. (2008): On estimates of historical North Atlantic tropical cyclone activity. Journal of Climate 21, 3580–3600</ref>

Ein erheblicher Teil der Zunahme der Sturmhäufigkeit ist jedoch künstlich bedingt durch eine Veränderung in den Beobachtungsmethoden. Vor 1944 wurden die Stürme durch Schiffe oder durch das Zählen der auf Land treffenden Stürme erfasst. Nach dem 2. Weltkrieg kamen Beobachtungen durch Flurzeuge und erst ab Ende der 1960er Jahre durch Satelliten hinzu. Auf den Schiffsrouten über den Atlantik wurden vor allem die kleineren Stürme von weniger als zwei Tagen Dauer nicht erfasst. Auch entgingen der Beobachtung von Schiffen und von Land zahlreiche Hurrikane auf hoher See. Diese und die kleineren Stürme gingen aber später in die flächendeckenden Satelliten-Daten ein, wodurch die Gesamtzahl der Hurrikane allein durch die neue Beobachtungsmethode zunahm. Nach einer Anpassung der Daten durch Hinzufügen der geschätzten „fehlenden“ Stürme zeigt die Gesamtzahl aller Hurrikane nur noch einen sehr geringen positiven Trend zwischen 1878 und 2006, der sich kaum von Null unterscheidet (Abb. 8). Eine leichte Abnahme zeigt sich bei den auf Land treffenden Hurrikanen in den USA, die historisch relativ gut dokumentiert sind.<ref name="NOAA 2020">NOAA (2020): Global Warming and Hurricanes. An Overview of Current Research Results, https://www.gfdl.noaa.gov/global-warming-and-hurricanes/#wmo-expertteam-2010-assessment-of-tropical-cyclones-and-climate-change</ref>

Die korrigierten Daten zeigen Ende des 19. Jahrhunderts eine relativ hohe Anzahl an Hurrikanen, worauf bis ca. 1930 eine Abnahme folgt. Zwischen 1930 und den 1950er Jahren ist die Hurrikan-Anzahl wieder relativ hoch, bleibt aber dann zwischen 1960 und den 1980er Jahren unter dem Durchschnitt der Periode 1878-2008. Seit den 1990er Jahre folgt ein erneuter Anstieg der Zahl der Hurrikane. Eine aktuelle Untersuchung<ref name="Murakami 2020">Murakami, H., T.L. Delworth, W. Cooke, M. Zhao, B. Xiang & P.-C. Hsu (2020): Detected climatic change in global distribution of tropical cyclones. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 117(20), 10706–10714. https://doi.org/10.1073/pnas.1922500117</ref> der globalen Trends der Hurrikan-Zahl in den letzten vier Jahrzehnten zeigt für den Atlantik im Gegensatz etwa zum westlichen und östlichen Pazifik ebenfalls eine klare Zunahme. Die letzten 25 Jahre im tropischen Nordatlantik waren sowohl bei den tropischen Stürmen insgesamt wie bei den schwachen und starken Hurrikanen die aktivste Periode seit Mitte des 20. Jahrhunderts. Auch die Intensität der Hurrikane und vor allem die Intensität der stärksten Hurrikane ab Kategorie 3 ("major hurricanes") haben zugenommen (Abb. 9).<ref name="IPCC 2013">IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.6.3, 14.6.1</ref><ref name="Walsh 2016">Walsh, K. J., J. Mcbride, P. J. Klotzbach, S. Balachandran, S. J. Camargo, G. Holland, Th. R Knutson, J. Kossin, T-C Lee, A. Sobel & M. Sugi (2016): Tropical cyclones and climate change. Wiley Interdisciplinary Reviews: ClimateChange, 7(1), DOI:10.1002/wcc.371.</ref>

==Die Ursachenfrage==
Die Zeitserie der Hurrikane zeigt starke jährliche und deutliche Dekadenschwankungen, jedoch keinen klaren langfristigen Trend, der mit dem der globalen Mitteltemperatur vergleichbar wäre. Es ist daher davon auszugehen, dass neben der globalen Erwärmung auch andere Ursachen für die langfristige Entwicklung der Hurrikan-Aktivität eine Rolle spielen. Die wichtigsten Faktoren, die tropische Hurrikane beeinflussen, sind bekannt. Günstige Bedingungen sind hohe Temperaturen in der oberen Ozeanschicht, eine instabile Atmosphäre (d.h. große Temperaturunterschiede zwischen unterer und höherer Atmosphäre) mit hohem Wasserdampfgehalt in der mittleren Troposphäre und schwache vertikale Scherwinde. Wie sich diese Faktoren verändern und welche dominieren, ist weniger bekannt. Und vor allem ist umstritten, welche Ursachen dafür in welchem Ausmaß anzunehmen sind. In Konkurrenz stehen dabei Klimaänderungen durch den Menschen durch anthropogene Treibhausgase und Aerosole sowie natürliche Schwankungen.

[[Datei:Atlantic Ocean temp1900-2020.jpg|thumb|420 px|Abb. 10: Änderung der Meeresoberflächentemperaturen im Atlantik 1900 bis 2020]]
===Meeresoberflächentemperatur===

Wie der Blick auf die starken Hurrikan-Saisons im 21. Jahrhundert gezeigt hat, war daran auch immer eine hohe Meeresoberflächentemperatur beteiligt. Die tropische Meeresoberflächentemperatur im Atlantik ist in den letzten 100 Jahren deutlich stärker angestiegen als in den anderen Ozeanen. Dabei lassen sich grob drei Phasen unterscheiden (Abb. 10): ein starker Anstieg von 1900 bis ca. 1940, dann ein leichter Abfall der Temperatur bis ca. 1980 und danach wieder ein deutlicher Anstieg. Wenn auch nicht die Anzahl, so kann nach Elsner et al. (2008) die Intensität tropischer Zyklonen auf eine steigende Wassertemperatur zurückgeführt werden. Höhere Wassertemperaturen fördern die Verdunstung und den Wasserdampfgehalt der darüber liegenden Atmosphäre und damit die Dynamik von Hurrikanen.
[[Datei:SST Golf von Mexiko.jpg|thumb|320 px|Abb. 11: Änderung der Meeresoberflächentemperatur im Golf von Mexiko im August]]

Blickt man auf den Verlauf der Temperaturänderung im Atlantik (Abb.) oder im Golf von Mexiko (Abb.), so fällt eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Verlauf der globalen Mitteltemperatur auf. Letztere wird insgesamt auf den Anstieg anthropogener Treibhausgase in der Atmosphäre zurückgeführt. Allerdings ist die leichte Temperaturabnahme seit den 1950er bis zu den 1970er Jahren, die sich auch bei den Meeresoberflächentemperaturen im tropischen Atlantik wiederfindet, damit nicht zu erklären, da die Treibhausgaskonzentrationen kontinuierlich ansteigen. Diese Temperaturdelle wird von der Forschung durch die zunehmende Belastung der Atmosphäre durch [[Sulfataerosole]] infolge der schmutzigen Industrialisierung nach dem 2. Weltkrieg in den westlichen Industriestaaten erklärt. Die Luftreinhaltepolitik ab den 1980er Jahren habe dann zu einem Wiederanstieg der globalen Mitteltemperatur geführt. Auf diesem Hintergrund liegt es nahe, auch für die Abnahme der Meeresoberflächentemperatur im tropischen Nordatlantik die Aerosolbelastung verantwortlich zu machen.

===Aerosole und Klimaschwankungen===
So führen Dunstone et al. (2013)<ref name="Dunstobe 2013">N. J. Dunstone, D. M. Smith, B. B. B. Booth, L. Hermanson, R. Eade (2013): Anthropogenic aerosol forcing of Atlantic tropical storms. Nat. Geosci. 6, 534–539</ref> kühlere Meeresoberflächentemperaturen und damit schwächere Perioden der Hurrikan-Aktivität in den 1970er und 1980er Jahren im Atlantik hauptsächlich auf eine zunehmende Aerosolkonzentration durch die Emissionen westlicher Industriestaaten zurück. Aerosole reflektieren Sonnenstrahlung und bewirken so eine Abkühlung der Atmosphäre wie der Wassertemperaturen der Ozeane. Die anschließenden wärmeren Wassertemperaturen und starken Hurrikan-Jahre wird mit der Luftreinhaltepolitik begründet. Auch für die nächsten Jahrzehnte sei mit einer Aerosol-Abnahme zu rechnen und daher mit entsprechend stärkeren Hurrikan-Aktivitäten. Die Bedeutung der Aerosole wird allerdings im Laufe des 21. Jahrhunderts zunehmend von der der Treibhausgase abgelöst. Spätere Untersuchungen haben den Aerosol-Einfluss auf die Zunahme der Hurrikan-Aktivität seit den 1970er Jahren auf ca. 25% quantifiziert.<ref name="Knutson 2019">Knutson, T., S.J. Camargo, J.C.L. Chan, et al. (2019): Tropical cyclones and climate change assessment: Part I. Detection and attribution. BAMS 100, 1987–2007</ref>

Da die Aerosolkonzentration über dem Nordatlantik auch nach 2005 weiter abgenommen habe (Abb.), die Anzahl der starken Hurrikane aber nicht zugenommen, sondern zurückgegangen sei, halten Yan et al. (2017)<ref name="Yan 2018">Yan, Zhang, and Knutson (2018): The role of Atlantic overturning circulation in the recent decline of Atlantic major hurricane frequency, Nature Communications, 2018, 8, 1695, DOI: 10.1038/s41467-017-01377-8</ref> die Aerosol-These für unzutreffend. Sie sehen die Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur über den Zeitraum 2005-2015 primär durch die Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation (AMOC) bestimmt. Sowohl Modellsimulationen wie Beobachtungen zeigten eine Abschwächung der Meeresoberflächenströmung vom Golf von Mexiko Richtung Nordatlantik, von der der Golf- und Nordatlantikstrom wichtige Teile sind. Das habe Auswirkungen sowohl auf die Meeresoberflächentemperatur als auch auf die Windscherung. Tatsächlich zeigt die Abb. unten, dass die natürlichen Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur im tropischen Atlantik (der Atlantischen Multidekaden-Oszillation, AMO) weitgehend mit der Zahl der tropischen Wirbelstürme korrelieren. Die AMO wiederum wird nach Yan et al. (2017) wesentlich von der Atlantische Meridionale Umwälzzirkulation beeinflusst.

Die Rolle der anthropogenen Aerosole für die Zunahme der tropischen Wirbelstürme seit 1980 bleibt allerdings weiterhin Gegenstand der Forschung. So kommt eine Modelluntersuchung aus dem Jahr 2020 zu dem Ergebnis, dass ein teilweiser Einfluss der vom Menschen verursachten Aerosolbelastung über dem Atlantik auf die Hurrikane-Aktivität neben vulkanischen Aerosolen und den anthropogenen Treibhausgasen durchaus in Frage kommt.<ref name="Murakami 2020" />

===Einfluss des Klimawandels?===
Eine einfache Beziehung besteht zwischen der Zunahme der Hurrikan-Zahl in den letzten 30-40 Jahren und dem Einfluss des Menschen auf das Klima jedenfalls nicht. Man muss davon ausgehen, dass die Veränderungen der Hurrikane-Aktivität durch eine Vielzahl von anthropogenen und natürlichen Faktoren bestimmt werden. Das gilt nicht nur für die bloße Anzahl von tropischen Wirbelstürmen im Nordatlantik, sondern auch für andere Faktoren. So wurde in letzter Zeit beobachtet, dass Hurrikane sich zunehmend schneller intensivieren. Hurrikane der Kategorie 1 haben sich etwa häufiger als früher in wenigen Tagen zu Hurrikanen der Kategorie 5 entwickelt. Auch der Anteil von starken Hurrikanen an allen Hurrikanen hat in den letzten Jahrzehnten deutlich zugenommen.<ref name="Bhatia 2019">Bhatia, K. T. et al. (2019): Recent increases in tropical cyclone intensification rates. Nat. Commun. 10, 3942</ref> Eine aktuelle Untersuchung<ref name="Kossin 2020">Kossin, J.P., K.R. Knapp, T.L. Olander, C.S. Velden (2020): Global increase in major tropical cyclone exceedance probability over the past four decades, Proc Natl Acad Sci USA., https://doi.or/0.107/nas.1920849117</ref> über die letzten ca. 40 Jahre, bzw. des Satellitenzeitalters, stellt eine klare Veränderung zu einer größeren Intensität von Hurrikanen fest. Die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von schweren (Kategorie 3-5) Hurrikanen hat sich demnach global um 8%, im Nordatlantik sogar um 49% pro Jahrzehnt erhöht. Die Ursachen werden sowohl in natürlichen Schwankungen wie der [[Atlantische Umwälzzirkulation in der Gegenwart|AMOC]] als auch in anthropogenen [[Aerosole|Aerosolen]] und [[Treibhausgase|Treibhausgasen]] gesehen. Eine genaue Quantifizierung der jeweiligen Anteile sei jedoch nicht möglich. Zumindest ist es unwahrscheinlich, dass die Zunahme anthropogener Treibhausgase der dominierende Faktor ist. Im westlichen Nordpazifik, dem Hauptgebiet tropischer Zyklonen, seien keine signifikanten Änderungen des Auftretens schwerer tropischer Wirbelstürme festzustellen. Da die langlebigen und wichtigsten Treibhausgase in der Atmosphäre gut durchmischt sind, müssten sie sich auch im westlichen Pazifik auswirken.<ref name="Kossin 2020" />

[[Datei:TC structure.jpg|thumb|420 px|Abb. 12: Ein Hurrikan beim Auftreffen auf Land. Ein Teil des Hurrikans liegt weiterhin über dem warmen Meer (orange). Die starke Verdunstung (Evaporation) lädt die Hurrikan-Luft mit Wasserdampf auf (dünne blaue Pfeile links). Die aufsteigende Feuchtigkeit kondensiert und verursacht heftige Niederschläge (blaue dicke Pfeile und Tropfen rechts). Sturmfluten (Storm surge) und Niederschläge (Rainfall) führen zu Überschwemmungen (Flooding). ]]

Neben der Verstärkung von Hurrikanen spielen weitere Veränderungen bei der Frage nach einem anthropogenen Einfluss eine wichtige Rolle: die Verstärkung von Niederschlägen, die von Hurrikanen ausgehen, und die Verzögerung der Abschwächung der Hurrikan-Intensität beim Auftreffen auf Land.<ref name="Kossin 2020" /> Als Beispiel für stärkere Niederschläge wurden u.a. die gewaltigen Niederschlagsmengen untersucht, die von Hurrikan Harvey 2017 über Houston niedergingen (s.o.). Damit in Verbindung wurden die hohen Ozeantemperaturen gebracht, die von manchen Autoren dem Klimawandel zugerechnet werden. Die Hurrikan-bedingten Niederschläge in der Region haben nach einigen Autoren durch die globale Erwärmung um bis zu 20% zugenommen. Andere fanden keine belastbaren Belege für einen anthropogenen Einfluss auf die Niederschlagszunahmen durch tropische Wirbelstürme.<ref name="Knutson 2019" /> Mit den höheren Niederschlägen in Verbindung steht eine beobachtete Verlangsamung der Abschwächung der Hurrikan-Intensität beim Auftreffen auf Land. Normalerweise verlieren die Hurikane über Land schnell an Energie, da der Wasserdampfnachschub nachlässt. Nach Li & Chakraborty<ref name="Li 2020">Li, L.,& P. Chakraborty (2020): Slower decay of landfalling hurricanes in a warming world, Nature 587, 230-234, https://doi.org/10.1038/s41586-020-2867-7</ref> hatte ein typischer Hurrikan in den 1960er Jahren beim Auftreffen auf Land innerhalb eines Tages 75% seiner Stärke verloren, gegenwärtig sind es nur noch 50%. Hauptgrund sei ein wärmerer Ozean und dadurch eine größere Wasserdampfmenge als Antrieb der Hurrikan-Intensität. Je mehr Wasserdampf ein Hurrikan aufgenommen hat, desto weniger verliert er an Stärke über Land. Die Folge sind höhere Niederschläge und heftigere Stürme über den betroffenen Landstrichen. Bei einem langsameren Hurrikan bleibt zudem ein Teil des Wirbelsturms auch nach dem Landfall länger über dem angrenzenden Meer und „tankt“ weiterhin Feuchtigkeit (Abb. 12).

==Einzelnachweise==
<references />

==Weblinks==
*Kasang, D. & F. Wachsmann (2018): [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/wetterextreme/wetterextreme_kap-5-2/ Tropische Wirbelstürme unter besonderer Berücksichtigung von Hurrikanen.] In: Lozán, J.L., S.-W. Breckle, H. Graßl, D. Kasang & R. Weisse (Hrsg.): Warnsignal Klima: Extremereignisse. pp. 207-212. doi:10.2312/warnsignal.klima.extremereignisse.30.
*[http://www.proclim.ch/Products/ClimatePress/ClimatePress23D.pdf Verstärkt die globale Erwärmung Wirbelstürme?] Climate Press Nr. 23

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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Tropische Wirbelstürme (Bilder)|Tropische Wirbelstürme]]
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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264762/035fd2a5c1f5227daae4929745f0d711/2009-hurrikans-data.pdf '''globalen Daten'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113426/b2607bc2add58ba114cb01d90a4afa93/data/2011-hurrikane-klimawandel.pdf Hurrikane im Klimawandel] Wie beeinflusst der Klimawandel die Hurrikane im Nordatlantik? (Gymnasium Lohbrügge, Hamburg)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113358/f66a0dddd6a50cd4268f67e3f5deb0eb/data/2009-hurrikans.pdf Hurrikane] Über den Zusammenhang zwischen dem Klimawandel und der Ausbreitung bzw. Häufigkeit von Hurrikanen (Anne-Frank-Schule, Bargteheide)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3113456/70f1f30e3b709f805bacbbb74611ebd5/data/2007-hurrikans.pdf Wetterextreme: Hurrikans] Wie ändert sich Anzahl und Stärke von Hurrikans? (Johanneum zu Lübeck, Lübeck)
*[http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/4300584/11c6eeea88908937c9227107a3ca2495/data/2014-new-york.pdf Die Gefährdung New Yorks] Die Gefährdung New Yorks durch den Meeresspiegelanstieg und Hurrikane (Stadtteilschule Eidelstedt, Hamburg)

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==Literatur==
*Kasang, D. (2011): Tropische Wirbelstürme, in: Lozán, J.L., u.a. (Hrsg): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen & Risiken, Hamburg 2011, 144-148; aktualisierte Fassung [https://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/buchreihe/die-meere/kapitel-3-6-tropische-wirbelstuerme/ online]

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{{#set:
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|ähnlich wie=Außertropische Stürme
|Teil von=Tropische Wirbelstürme
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|Unterrichtsmaterial=[http://www.webgeo.de/k_778/ Tropischer Wirbelsturm] Lernmodul über die Entstehung tropischer Wirbelstürme
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Hitzewellen, Dürren, Starkniederschläge, Hochwasser, Außertropische Stürme, Tropische Wirbelstürme, Aktuelle Klimaänderungen, Erwärmung des Ozeans, ENSO-Folgen, Extremereignisse</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]

Starkregen und Hochwasser in Südasien

2023-10-12T16:53:40Z

Ata Z.: /* Schülerarbeiten zum Thema */

[[Bild:Pakistan Sindh flood2010.jpg|thumb|420px|Zerstörungen durch Überschwemmungen in der Provinz Sindh, Pakistan, im Oktober 2010]]
In den großen Stromsystemen des Indus, Ganges und Brahmaputras in Südasien, deren hydrologische Regime stark unter dem Einfluss des Indischen Monsuns stehen, ereignen sich immer wieder Hochwasserkatastrophen, die jährlich Millionen von Menschen betreffen. Beispiele sind die extremen Überschwemmungen von 1988 in Bangladesch, 2010 in Pakistan und 2015 in Südostindien.

==Flusssysteme in Südasien==

[[Bild:Indus-Becken Geographie.jpg|thumb|420px|Geographische Merkmale des Indus-Beckens. Die Grundfarben geben die Höhe an (0 bis >5000 m). Oben rechts sind die Größe des Beckens und die Anteile der Staaten China, Afghanistan, Indien und Pakistan in % angegeben, daneben die Anteile an den Gebieten über 2000 m Höhe. Unten rechts wird in der schwarz-weiß Karte die Bevölkerungsdichte (POPD) des Indus-Beckens dargestellt, mit Angaben zu den teilhabenden einzelnen Staaten.]]
Die großen Flussbecken von Indus, Ganges und Brahmaputra mit ihren fruchtbaren Schwemmlandböden und ausgedehnten Bewässerungssystemen gehören zu den am dichtesten besiedelten Regionen der Welt. Im Indus-Becken leben etwa 200 Mio. Menschen, 72 % davon in Pakistan und 35 % in Indien. Das gesamte Einzugsgebiet des Indus umfasst 1,14 Mio. km<sup>2</sup>, wovon über die Hälfte zu Pakistan gehört, ein Drittel zu Indien und der Rest zu Afghanistan und China.<ref name="Laghari 2012">Laghari, A. N., Vanham, D., and Rauch, W. (2012): [https://doi.org/10.5194/hess-16-1063-2012 The Indus basin in the framework of current and future water resources management], Hydrol. Earth Syst. Sci., 16, 1063-1083</ref> Die saisonalen Abflüsse des Hauptstroms schwanken zwischen 3000 m<sup>3</sup>/sec und 34000 m<sup>3</sup>/sec., wobei 82 % des jährlichen Abflusses in der [[Indischer Monsun|Monsunzeit]] während der Sommermonate stattfinden. Der mittlere Teil des Indus-Beckens besitzt mit 144.900 ha Land eines der größten Bewässerungsnetzwerke der Welt, das in Pakistan und Indien Grundlage einer intensiven Landwirtschaft ist.<ref name="Tariq 2012">Tariq, M.A.U.R., N. van de Giesen (2012): Floods and flood management in Pakistan, Physics and Chemistry of the Earth 47–48, 11–20</ref>

[[Bild:Ganges-Brahmaputra-Meghna basins.jpg|thumb|420px|Das Ganges-Brahmaputra-Meghna-Flusssystem]]
Das Ganges-Brahmaputra-Meghna-Becken erstreckt sich über 1,7 Mio. km<sup>2</sup>, wovon fast Zweidrittel in Indien liegen. Ganges und Brahmaputra entspringen im Himalaya, fließen in Bangladesch zusammen, heißen dann Padma und fließen als Meghna in den Golf von Bengalen. In dem Flusssystem leben insgesamt 630 Mio. Menschen, über 400 Mio. davon in Indien. Die Bevölkerungsdichte in den tiefer liegenden Becken der großen Ströme ist sehr hoch und beträgt in Indien 432 und in Bangladesch sogar 1013 Einwohner pro km<sup>2</sup> (Deutschland: 231).<ref name="Frenken 2012">Frenken, K. (Hg., FAO 2012): [http://www.fao.org/nr/water/aquastat/basins/gbm/ Irrigation in Southern and Eastern Asia in Figures.] AQUASTAT Survey – 2011. FAO Water Reports 37</ref> Im Ganges-Becken leben 75 % der Bewohner auf dem Land. Die Hälfte der Fläche des Ganges-Beckens ist bewirtschaftet, ein Drittel davon wird bewässert. Der Abfluss des Ganges wird hauptsächlich durch Niederschläge gespeist, nur 10 % durch Schmelzwasser von [[Gletscher im Himalaya|Gletschern und Schneeflächen im Himalaya]]. Der mittlere Niederschlag liegt bei 600-800 mm im Jahr und fällt hauptsächlich während der Monsunzeit.<ref name="Harding 2013">Harding, RJ, E.M. Blyth, O.A. Tuinenburg, A. Wiltshire (2013): Land atmosphere feedbacks and their role in the water resources of the Ganges basin. Science of the Total Environment, doi:10.1016/j.scitotenv.2013.03.016</ref>

== Klimatische Grundlagen ==
Im Indus-Einzugsgebiet fallen 50 % der Niederschläge in der Monsunzeit, 40 % im Winter und Frühling. Die feuchten Luftmassen stammen hauptsächlich vom Golf von Bengalen, daneben von Westwinden und gelegentlichen Zyklonen vom Arabischen Meer.<ref name="Tariq 2012" /> Die mittleren Niederschläge reichen von 100-500 mm im Jahr in den Tiefländern und bis 2000 mm an den Hängen des Himalaya im Nordwesten. Sie zeigen über die letzten Jahrzehnte keinen klaren Trend bzw. widersprüchliche Untersuchungsergebnisse.<ref name="Nepal 2015">Nepal, S., & A.B. Shrestha (2015): [https://doi.org/10.1080/07900627.2015.1030494 Impact of climate change on the hydrological regime of the Indus, Ganges and Brahmaputra river basins: a review of the literature], International Journal of Water Resources Development, 31:2, 201-218, DOI: 10.1080/07900627.2015.1030494</ref>

[[Bild:Indus-Becken Jahresniederschlag.jpg|thumb|420px|Mittlerer Jahresniederschlag im Indus-Becken in mm]]
Das Wasserregime von Indus, Ganges und Brahmaputra und von deren Oberläufen ist bestimmt durch den südasiatischen und vom Golf von Bengalen in den Indischen Subkontinent eindringenden Sommermonsun. Er beeinflusst in erster Linie den östlichen Teil des Himalayas, wo die meisten Niederschläge in der Zeit von Juni bis September fallen. Nach Westen hin gewinnen die Westwinde zunehmend an Bedeutung. So verteilen sich im Hindukusch und Karakorum die Niederschläge auf [[Tiefdruckgebiet|Tiefdrucksysteme]] vom Westen im Winter und auf Monsunniederschläge im Sommer. Im gesamten Einzugsgebiete der drei großen Ströme fallen die geringsten Niederschläge im Hochland von Tibet mit 100 mm im Jahr und die höchsten mit ca. 5500 mm/Jahr am Südrand des oberen Brahmaputra-Beckens. Ein Teil des Zuflusses besteht aus Schmelzwasser der Eis- und Schneereserven im Oberlauf der Flusssysteme.<ref name="Wijngaard 2017">Wijngaard, R.R., A.F. Lutz, S. Nepal, S. Khanal, S. Pradhananga, A.B. Shrestha, and W.A. Immerzeel (2017): [https://doi.org/10.1371/journal.pone.0190224 Future changes in hydro-climatic extremes in the Upper Indus, Ganges, and Brahmaputra River basins], PLoS ONE 12(12): e0190224</ref>

Die Hauptquelle des Wassers im Ganges-Becken ist der Monsun-Regen im Juni bis September, dem 80 % des jährlichen Niederschlags und ebenfalls 80 % des jährlichen Abflusses entstammen.<ref>Muthuwatta, L., U.A. Amarasinghe, A. Sood, and S. Lagudu (2017): [http://dx.doi.org/10.5194/hess-21-2545-2017 Reviving the “Ganges Water Machine”: where and how much?] Hydrology and Earth System Sciences, 21:2545-2557</ref> Am stärksten unter dem Einfluss der Monsun-Niederschläge steht mit einem mittleren Jahreswert von 2300 mm im gesamten Becken und mehr als 6000 mm an den Südhängen des Himalayas das Brahmaputra-Becken. Über die letzten 50-100 Jahre gab es auch hier keine signifikanten Veränderungen.<ref name="Nepal 2015"/> Während der letzten Jahrzehnte haben sich hier die Jahresmittelwerte wie im Einzugsgebiet des Indus kaum verändert.

Anders sieht die Entwicklung bei den extremen Niederschlägen aus. Nach Beobachtungsdaten und Modellsimulationen hat die Anzahl extremer Niederschlagsereignisse in den letzten Jahrzehnten über dem größten Teil Indiens zugenommen, in einigen Gebieten sogar um bis zu 30 %. Allerdings sind die Extremniederschläge in der Gangesebene, Nordostindien und Jammu zwischen 20 und 30 % zurückgegangen. Der Rückgang in der Gangesebene beruht auf geringeren Monsunniederschlägen durch eine Erwärmung des Indischen Ozeans und Abkühlung über dem Land durch atmosphärische [[Aerosolwirkung in Asien|Aerosole]]. Dadurch verringert sich der Temperaturgegensatz zwischen Land und Ozean und damit schwächt sich der Sommermonsun ab. [[Klimamodelle|Modellsimulationen]] zeigen, dass die beobachtete Anzahl der extremen Niederschlagsereignisse 1959-2005 unter den tatsächlichen Bedingungen über dem größten Teil Indiens höher ist als im selben Zeitraum ohne anthropogene Erwärmung. Das zeigt nach Mukherjee (2017) einen deutlichen Einfluss der [[Klimawandel|anthropogenen Erwärmung]] auf die extremen Niederschläge in Indien.<ref name="Mukherjee 2017">Mukherjee, S., S. Aadhar, D. Stone, and V. Mishra (2017): [https://doi.org/10.1016/j.wace.2018.03.005 Increase in extreme precipitation events under anthropogenic warming in India], Weather and Climate Extremes</ref>

== Hochwasser und Hochwasserereignisse ==
Pakistan, Indien und Bangladesch sind immer wieder von Hochwasserereignissen betroffen, deren verheerende Auswirkungen in den Medien weltweit thematisiert werden. Eine der schwersten Überschwemmungen der Region ereignete sich im Sommer 2010 in Pakistan, als schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser gesetzt wurde und fast 2000 Menschen den Fluten zum Opfer fielen.<ref name="Webster 2011">Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref> Auch in Indien kam es in den letzten Jahren zu großen Hochwasserereignissen. So bewirkten außerordentlich starke Regenfälle im Winter 2015 im südwestindischen Staat Tamil Nadu gewaltige Überschwemmungen mit über 400 Toten.<ref name="Blunden 2016">Blunden, J., and D.S. Arndt, Eds. (2016): State of the Climate in 2015. Bull. Amer. Meteor. Soc., 97 (8), S1–S275, DOI:10.1175/2016BAMSStateoftheClimate.1</ref>

=== Pakistan ===
==== Hochwasserkatastrophen in Pakistan ====
Überschwemmungen sind die verheerendsten Naturkatastrophen in Pakistan. Von allen durch Naturkatastrophen betroffenen Menschen sind 90 % Opfer von Überschwemmungen.<ref name="Tariq 2012" /> In den hochgelegenen nordwestlichen Grenzregionen Pakistans sowie in Kaschmir und Balutschistan kommt es häufig zu Sturzfluten, die sehr plötzlich zu starken Zerstörungen von Brücken und Siedlungen sowie zu Todesopfern führen können. Sie sind nicht selten mit starker Erosion und Hangrutschungen verbunden.<ref name="Tariq 2012" /> An einigen Flussläufen fehlen Dämme und andere Schutzbauten zur Kontrolle der Wasserniveaus völlig, so am Chenab, einem 1200 km langen Nebenfluss des Indus, der weitgehend durch Bergland fließt.

Am Indus selbst fallen die Hochwasser je nach Terrain verschieden aus. Am Oberlauf liegt das Flussbett unterhalb der umgebenden Landschaft, so dass nach einem Hochwasser das Wasser wieder direkt in das Flussbett zurückfließen kann. Am mittleren und unteren Indus hat sich über die Jahrtausende das Niveau des Flussbetts langsam angehoben. Der Indus zählt zu den sedimentreichsten Flüssen der Welt.<ref name="Laghari 2012"/> Das hat einerseits mit den hohen Erosionsraten durch das starke Gefälle im Himalaya zu tun, ist aber andererseits auch durch menschliche Eingriffe in das Flusssystem bedingt. So verstärken die Abholzungen im Oberlauf die Erosion und die Sedimentfracht. Und am unteren Indus sorgen Dämme dafür, dass der Fluss die Sedimente nicht über die umliegenden Flächen verteilen kann, sondern damit sein Bett zunehmend erhöht. Wenn es dann doch zu einem Dammbruch kommt, werden umso größere Gebiete des stark bevölkerten und wirtschaftlich intensiv genutzten Landes überschwemmt. Das hochliegende Flussbett, Dämme, Straßen und Eisenbahnlinien verhindern, dass die Wassermassen wieder in das alte Flussbett zurückfließen können und sich neue Wege suchen müssen.

Monsunregen sind die Hauptquelle für Hochwasser in Pakistan. Wenn im Sommer Schmelzwasser und Monsunniederschläge zusammen kommen, sind die stärksten Überschwemmungen sowohl in den Bergregionen wie in der tiefer liegenden ausgedehnten Indus-Ebene zu erwarten.<ref name="Laghari 2012"/> In den hoch gelegenen Einzugsgebieten des Indus und seiner Zuflüsse trägt die Schneeschmelze besonders stark zu Hochwasserereignissen bei. An den trockenen Küsten Pakistans kommt es zu Überflutungen dagegen durch niederschlagsreiche [[Tropische Wirbelstürme|tropische Zyklonen]], die über dem Arabischen Meer entstehen. Sie kommen zwar selten vor, können aber erhebliche Zerstörungen anrichten, wie z.B. zwei Zyklonen im Juni 2007 mit Regenfällen von 172 mm in zwei Tagen.<ref name="Tariq 2012" />

Durch Schutzmaßnahmen zeigt sich zwischen 1950 und 2009 ein abnehmender Trend der Todesfälle und zerstörten Siedlungen durch Überschwemmungen, der aber durch die Katastrophe von 2010 unterbrochen wurde.<ref name="Tariq 2012" />

==== Das Hochwasser im Sommer 2010 ====
[[Bild:Pakistan Niederschläge2010 DWD.jpg|thumb|420px|Niederschlagssummen des Zeitraums 1. Juli bis 10. August 2010 in Pakistan]]
[[Bild:Hochwasser unterer Indus 2010.jpg|thumb|420px|Flussverlauf und Hochwassergebiete am unteren Indus bei Sukkur am 19. Juli und 7. September 2010]]
Im Sommer 2010 hat das Hochwasser in Pakistan, das schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser setzte, fast 2000 Tote verursacht, insgesamt waren 20 Millionen Menschen davon betroffen, und der Schaden wird auf 40 Milliarden US$ geschätzt.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

Die Hochwasserkatastrophe in Pakistan wurde hauptsächlich durch [[Starkniederschläge und Hochwasser|extrem hohe Niederschläge]] verursacht.<ref name="DWD2010">DWD Pressemitteilung vom 12.8.2010: [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=dwdwww_menu2_presse&T98029gsbDocumentPath=Content%2FPresse%2FPressemitteilungen%2F2010%2F20100812__HochwasserPakistan__news.html Flutkatastrophe in Pakistan aus klimatologischer Sicht]</ref> Besonders stark waren die Niederschläge in den vier Tagen zwischen dem 27. und und 30. Juli. An zwei Messstationen fielen in diesen vier Tagen über 400 mm Niederschlag.<ref name="Rahman 2013">Atta-ur-Rahman, Amir Nawaz Khan (2013): Analysis of 2010-flood causes, nature and magnitude in the Khyber Pakhtunkhwa, Pakistan, Natural Hazards 66, 887–904</ref>, z.T. lagen die Niederschläge sogar an einem einzige Tag schon bei 280 mm. Das entspricht ungefähr der Menge, die in Deutschland im Mittel über einen ganzen Sommer fällt. Über den ganzen Monat Juli fielen an etlichen Orten über 500 mm Niederschlag, was drei- bis zehnmal soviel ist wie im langjährigen Julimittel.<ref name="DWD2010" />

Unmittelbare Ursache der starken Niederschläge war der [[Indischer Monsun|Indische Sommermonsun]]. Der [[Globaler Monsun|Monsun]] wird angetrieben durch den Temperatur- und Druckgegensatz zwischen Land und Meer, der je nach Jahreszeit wechselt. Im Winter herrschen tiefere Temperaturen und höherer Druck über dem Land, im Sommer über dem Meer. Der Monsun weht daher im Winter vom Land aufs Meer, im Sommer vom Meer aufs Land. Während der Wintermonsun trocken ist, bringt der Sommermonsun starke Niederschläge über die an den Indischen Ozean angrenzenden Landmassen. Die meisten Niederschläge fallen durch eine Monsunströmung, die über den Golf von Bengalen und Bangladesch bis in den Nordwesten Indiens reicht. Dabei sind die Regenfälle mit 1400 mm während der Sommermonsunzeit besonders ergiebig über dem Nordosten Indiens, während im Nordwesten nach Pakistan hin nur etwa 480 mm fallen.<ref>Dash, S.K. (2009): Changes in the characteristics of rain events in India, Journal of Geophysical Research 114, doi:10.1029/2008JD010572</ref> In der Regel reicht die Monsunströmung auch nicht wie im Sommer 2010 bis nach Nordost-Pakistan hinein. Der Monsun war also im Sommer 2010 im Nordosten Pakistans besonders stark ausgebildet und besonders niederschlagsreich. Hinzu kam, dass gleichzeitig vom Arabischen Meer her ein mit viel Feuchtigkeit aufgeladenes Tiefdruckgebiet Richtung Pakistan zog und sich im nordwestlichen Indien mit der Monsunströmung vereinte.<ref name="Rahman 2013" />

Worin liegen die Gründe für die besondere Monsunsituation im Sommer 2010 über dem Nordosten Pakistans? Im Allgemeinen wird als Erklärung der Einfluss des [[ENSO|La-Niña-Phänomens]] herangezogen.<ref name="DWD2010" /> Dabei handelt es sich um eine ungewöhnliche Abkühlung der Meeresoberflächentemperatur im östlichen äquatorialen Pazifik, dem Gegenpol von El Niño. Während El-Niño-Ereignisse in der Regel eine Schwächung der indischen Monsunströmung im Sommer verursachen, bewirkt ein La-Niña-Ereignis das Gegenteil. Ein solches Ereignis hat im Sommer 2010 im Golf von Bengalen für die Bildung von starken Monsuntiefs gesorgt, die dann regenreiche Luft bis nach Nordost-Pakistan transportiert haben. In der zweiten Juli-Hälfte bildete sich zudem ein stationäres Tief über dem Nordwesten Indiens aus, das feuchte Luftmassen in den Norden Pakistans lenkte.<ref name="Khandekar">Khandekar, M.L. (2010): 2010 Pakistan Floods: Climate Change or Natural Variability?, CMOS Bulletin SCMO Vol.38, No.5, October 2010, 165-167</ref> Zuvor schon hatte im Mai eine Hitzewelle über Pakstin mit Rekordtemperaturen von max. 53,5 °C ein starkes Tiefdruckgebiet über Mittel- und später über Nord-Pakistan entstehen lassen.<ref name="Rahman 2013" /> So gesehen sind die starken Regenfälle das Resultat eines Zusammentreffens mehrerer natürlicher Wetterereignisse und direkt nicht auf den anthropogenen [[Treibhauseffekt]] zurückzuführen. Ein Trend zu mehr starken Niederschlägen sei über Indien während der letzten 150 Jahre auch nicht festzustellen.<ref name="Khandekar" /> Pakistanische Daten zu Starkregentagen zeigen dagegen durchaus einen Anstieg seit 1998, sind aber für eine Trendfeststellung zu kurz.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

Eine andere Erklärung der starken Niederschläge in Pakistan im Sommer 2010 bringt sie mit einer [[blockierende Wetterlage|blockierenden Wetterlage]] des [[Jetstream|Polarjetstreams]] in Zusammenhang, die auch für die gleichzeitige [[Hitzewelle_2003#Hitzewelle_in_Russland_2010|russische Hitzewelle]] verantwortlich gewesen sei.<ref>Hong, C.-C., H.-H. Hsu, N.-H. Lin, and H. Chiu (2011): Roles of European blocking and tropical‐extratropical interaction in the 2010 Pakistan flooding, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2011GL047583</ref> Bei einer Blockierenden Wetterlage setzen sich größere [[Hochdruckgebiet|Hoch-]] und [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] über mehrere Tage fest und können im Sommer [[Hitzewellen]] auf der einen und Starkniederschläge auf der anderen Seite bewirken. So lag im Sommer 2010 ein Tiefdruckgebiet über Mitteleuropa und Pakistan/Indien und dazwischen eine [[Hitzewellen_Europa#Hitzewelle_in_Russland_2010|Hochdruckzelle über Russland]]. Ein Zusammenhang der ungewöhnlichen Blockierenden Wetterlage mit der globalen Erwärmung ist umstritten.

Neben Luftströmungen und Tiefdrucklagen spielten für das Hochwasser auch andere teils meteorologische, teils unmittelbar auf menschliche Einwirkungen zurückzuführende Gründe eine Rolle. So hat es in Nord-Pakistan im vorausgegangenen Winter hohe Schneefälle gegeben, deren starkes Abschmelzen im Sommer erheblich zu den katastrophalen Wasserständen der Flüsse beigetragen hatte. Außerdem ist es im Einzugsgebiet der nordpakistanischen Flüsse zu starken Abholzungen gekommen, durch die der Niederschlag ungehindert in Bächen und Flüssen abfließen konnte. Hintergrund ist, dass die wachsende Bevölkerung immer mehr Holz als Feuerholz brauchte und ihre Ackerflächen immer mehr auf Kosten von Waldbeständen ausdehnte.<ref name="Rahman 2013" />

[[Bild:Pakistan 2022 flooding.jpg|thumb|520px|Überschwemmungen in Pakistan 2022]]
==== Das Hochwasser im Sommer 2022 ====
Von Mitte Juni 2022 bis Ende August fielen in Pakistan Rekord-Niederschläge. Der Indus überflutete Tausende von Quadratkilometern und setzte ein Drittel des Landes unter Wasser.<ref name="Nature 2022">Nature (2022): [https://www.nature.com/articles/d41586-022-02813-6 Why are Pakistan’s floods so extreme this year?]</ref> Starkregen führten außerdem zu Sturzfluten in Städten und es kam zu zahlreichen Erdrutschen und Ausbrüchen von Gletscherseen. Betroffen waren vor allem die Provinzen Sindh und Belutschistan im Süden des Landes mit 726% und 590% des normalen Augustniederschlags. Von den Überschwemmungen waren 33 Mio. Menschen betroffen, 1,7 Mio. Häuser wurden zerstört, 1500 Menschen starben. Stark betroffen war die Landwirtschaft mit 750.000 toten Rindern und dem Verlust von 45% der Baumwollernte. Die Schäden wurden vorläufig auf 30 Mrd. US$ beziffert.<ref name="Otto 2022">Otto, F.E.L. M. Zachariah, F. Saeed et al. (2022): [https://www.worldweatherattribution.org/wp-content/uploads/Scientific-report-Pakistan-floods.pdf Climate Change made devastating early heat in India and Pakistan 30 times more likely], World Weather Attribution</ref>

Starkniederschläge sind in Pakistan in der Regel mit dem südasiatischen (indischen) Sommermonsun verbunden, durch den sich Tiefs über dem Golf von Bengalen bilden, die feuchte Luftmassen quer über Indien bis nach Pakistan transportieren. Wie weit diese Tiefs nach Pakistan vordringen, hängt von den Luftdruckverhältnissen über Pakistan selbst ab. Im Mai 2022 litt Pakistan unter einer starken Hitzewelle, die mit einem Hitzetief verbunden war, das wiederum die Monsun-Tiefs vom Golf von Bengalen weit nach Nordwesten lenkte. Ein weiterer verstärkender Faktor für die Niederschläge waren, wie schon 2010, La-Niña-Verhältnisse, die jene von 2010 noch übertrafen und zu wärmeren Meeresoberflächentemperaturen im östlichen Indischen Ozean führten. Die hohen Wassertemperaturen bewirkten eine starke Verdunstung, die den Monsun-Tiefs sehr viel Wasserdampf zuführten. Einen ähnlichen Effekt hatte zudem noch ein negativer Indian Ocean Dipole (IOD).<ref name="IPCC 2022 2.4.3">IPCC AR6, WGI, Ch. 2 (2022): The Physical Science Basis, 2.4.3</ref> Beim IOD handelt es sich um eine Temperaturschwankung zwischen dem westlichen und östlichen Indischen Ozean, die in ihrer negativen Phase ebenfalls höhere Wassertemperaturen im östlichen Indischen Ozean bewirkt. Diese IOD-Verhältnisse gab es während der Überschwemmungen 2010 nicht, weshalb möglicherweise die Überschwemmungen 2020 noch höher ausgefallen sind als 2010. Ähnlich wie 2010 spielten aber 2020 an den Jetstream der mittleren Breiten gebundene Tiefruckgebiete, die Pakistan Ende August vom Mittelmeer her erreichten, für Niederschläge im Norden des Landes eine Rolle. Verstärkend für die Überschwemmungen wirkten sich wie schon bei früheren Hochwasserkatastrophen zahlreiche Mängel des Be- und Entwässerungssystems am unteren Indus aus. Das Hochwasser betraf vor allem die landwirtschaftlichen Gebiete, wo 64% der Bevölkerung Pakistans leben und das Flusswasser ein entscheidender Faktor für die Produktion darstellt.<ref name="Otto 2022" />

Nach Einschätzungen der WWA-Initiative ([https://www.worldweatherattribution.org World Weather Attribution]) könnte der Klimawandel die Wahrscheinlichkeit der Intensität der Niederschläge über Pakistan um 50 % erhöht haben.<ref name="Otto 2022" /> Eine deutlich stärkere Rolle spielte der Klimawandel für die Hitzewelle im Frühjahr 2022, die dadurch 30 Mal wahrscheinlicher geworden ist und einen wichtigen Einfluss auf die Zugbahnen der Tiefs vom Golf von Bengalen nach Pakistan gespielt hat.<ref name="WWA 2022">WWA (2022): [https://www.worldweatherattribution.org/wp-content/uploads/India_Pak-Heatwave-scientific-report.pdf Climate Change made devastating early heat in India and Pakistan 30 times more likely]</ref>

=== Indien ===
[[Bild:India rain 9-16 nov 2015.jpg|thumb|420px|Niederschläge 9.-16. November 2015 in mm in SO-Indien]]
Nach Bangladesch ist Indien das am stärksten durch Überschwemmungen gefährdete Land der Welt. Im Hinblick auf die Opfer von Menschenleben und die ökonomischen Verluste sind Hochwasser die gefährlichsten Naturkatastrophen in Indien. Ein Achtel des Landes ist durch Hochwasser gefährdet, insbesondere die Flussbecken von Ganges und Brahmaputra. In den 100 Jahren von 1915 bis 2015 hat Indien 649 Naturkatastrophen erlebt, wovon fast die Hälfte (302) Hochwasserkatastrophen waren.<ref name="Tripathi 2015">Tripathi, P. (2015): Flood Disaster in India: An Analysis of trend and Preparedness, Interdisciplinary Journal of Contemporary Research, Vol. 2, No. 4, 91-98</ref> Ungefähr 30 Mio. Menschen sind jedes Jahr durch Hochwasser betroffen, bei 1500 Todesopfern jährlich, was etwa einem Fünftel der weltweiten Todesopfer durch Hochwasser entspricht. Die Anzahl der Todesopfer ist in den letzten 50 Jahren stark angestiegen, z.B. von 1000 pro Jahr im Jahrzehnt 1965-1975 auf 1700 pro Jahr in 2005-2015. Im selben Zeitraum waren 78 Mio. Inder, die hauptsächlich zur armen Bevölkerungsschicht gehörten, durch Zerstörung ihrer Wohngebäude, Ernteverluste etc. von Überschwemmungen betroffen. Die ökonomischen Verluste haben sich von 1995-2005 auf 2005-2015 auf 34,5 Mrd. US$ nahezu verdreifacht.<ref name="Tripathi 2015" />

Auch in jüngster Zeit hat Indien eine Reihe von verheerenden Hochwasserkatastrophen erlebt. So fielen dem Hochwasser in Kerala im August 2018 nach vorläufigen Schätzungen 440 Menschen zum Opfer, und die ökonomischen Verluste beliefen sich auf ca. 3 Mrd. US$.<ref>Mishra, V., Aaadhar, S., Shah, H., Kumar, R., Pattanaik, D. R., and Tiwari, A. D. (2018): [https://doi.org/10.5194/hess-2018-480 The Kerala flood of 2018: combined impact of extreme rainfall and reservoir storage], Hydrol. Earth Syst. Sci. Discuss.</ref> Weitere Hochwasserkatastrophen ereigneten sich in Bangalore im Juli 2016, im Nov./Dez. 2015 in Tamil Nadu und Andhra Pradesh in Südindien, wovon 4 Mio. Menschen betroffen waren, 2005 in Mumbai mit 1094 Toten, in Jammu und Kaschmir im September 2014 mit über 500 Opfern und einem Schaden von 1,5 Mrd. US$.<ref name="Mukherjee 2017" />

Vom 1. zum 2. Dezember 2015 fielen in Tamil Nadu, einem Staat im Südosten Indiens, an einigen Messstellen über 400 mm Niederschlag in 24 Stunden. Ein so extremer Niederschlag kommt in der Region statistisch nur knapp alle 100 Jahre einmal vor. Vorausgegangen war die Entwicklung eines ausgeprägten Tiefdruckgebietes über dem Golf von Bengalen, das sehr viel Feuchtigkeit über die Küste von Südost-Indien brachte. Wahrscheinlich haben das sehr starke El-Niño-Phänomen und das warme Oberflächenwasser im Golf von Bengalen das Ereignis verursacht. Der starke El Niño 2015 bewirkte im Golf von Bengalen starke Ostwinde, die feuchte Luftmassen an die Ostküste Indiens heran transportierten. Aufgrund der hohen Temperaturen des Oberflächenwassers vor der Küste verdunstete sehr viel Wasser, so dass die Luft stark mit [[Wasserdampf]] angereichert war. Möglicherweise sind diese Temperaturen auf die globale Erwärmung zurückzuführen. Die Meeresoberflächentemperaturen des Golf von Bengalen zeigen über die letzten 100 Jahre einen deutlichen Anstieg von ca. 27,5 auf 28,5 °C. Ein weiterer möglicher Faktor ist die Urbanisierung mit ihrer Ausbildung städtischer Hitzeinseln, wie sie besonders für Chennai zutrifft.<ref name="Narasimhan 2016">Narasimhan, B., et al. (2016): Chennai Floods 2015. A rapid Assessment (Interdisciplinary Centre for Water Research Indian Institute of Science, Bangalore May 2016)</ref>

=== Bangladesch ===
Bangladesch und Nepal gehören zu den Regionen des Indischen Monsungebiets mit starken Niederschlägen und häufigen Überschwemmungen. Die geographischen Bedingungen stellen für Bangladesch ein hohes Risiko gegenüber Hochwasser dar. Das Land ist sowohl von Fluten durch das große Stromsystem des Ganges, Brahmaputra und Meghna bedroht als auch über das flache und ausgedehnte Delta vom Meer her. Ein großer Teil des Landes liegt sehr tief, 80 % sind potentielles Überschwemmungsgebiet. Hochwasser in Bangladesch sind normal, von Sturzfluten von den überfließenden, hochgelegenen Flüssen, Überschwemmungen durch starke Niederschläge, Monsunfluten durch die Hauptströme Ganges, Brahmaputra und Meghna bis zu Sturmfluten vom Golf von Bengalen in den Küstengebieten. In normalen Jahren stehen zeitweilig 20-25 % des Landes unter Wasser, in den extremen Jahren 1987, 1988 und 1998 waren es 60 %. Das Hochwasser von 1998 forderte 1100 Tote, und 30 Mio. Menschen wurden obdachlos. Hochwasser zerstören auch häufig die Lebensgrundlagen der Menschen wie Ernten, landwirtschaftliche Betriebe, Industriebetriebe, Häuser und Infrastrukturanlagen. Die Menschen verlieren nicht nur ihr Leben und ihre Heimat, sondern häufig auch ihre Arbeit. Die Flut von 1998 bedeutete außerdem für das ganze Land eine Hungerkrise, da die Reisernte zu einem großen Teil ausfiel.<ref name="Dewan 2015">Dewan, T.H. (2015): Societal impacts and vulnerability to floods in Bangladesh and Nepal, Weather and Climate Extremes 7, 36–42</ref>

[[Bild:S-Asia wet days SSP5-8.5.jpg|thumb|420px|Änderung der Anzahl der Tage mit Niederschlägen von >1 mm („feuchte Tage“) während des Sommer-Monsuns zwischen 1965-2015 und 2050-2100]]
[[Bild:Indian Monsoon rain 1860-2090.png|thumb|420px|Änderung der Niederschläge während des Indischen Sommermonsuns 1860-2090 in mm/Tag nach verschiedenen Szenarien im Vergleich zum Mittel 1985-2015]]
==Projektionen==
Jüngste Studien stimmen weitgehend darin überein, dass die Niederschlage des Indische Sommermonsuns durch den Klimawandel im 21. Jahrhundert zunehmen werden. Bei dem hohen Szenario RCP8.5 könnten das 19% gegenüber der Zeit 1961-1999 sein. Dieser Trend wird als Folge einer Erwärmung des Indischen Ozeans durch die globale Erwärmung gesehen, durch die mehr Wasser verdunstet, das durch den Monsun als Wasserdampf Richtung Land transportiert wird. Dieser sogenannte thermodynamische Effekt wirkt sich stärker aus als die dynamische Abschwächung der Monsunzirkulation durch einen geringeren Gegensatz zwischen Land- und Ozeantemperaturen.<ref name="Katzenberger 2021">Katzenberger, A., Schewe, J., Pongratz, J., and Levermann, A. (2021): [https://doi.org/10.5194/esd-12-367-2021 Robust increase of Indian monsoon rainfall and its variability under future warming in CMIP6 models], Earth Syst. Dynam., 12, 367–386</ref>

Simulationen mit 32 Modellen der neuesten Generation CMIP6<ref>Coupled Model Intercomparison Project Phase 6 - die Modellgeneration, die für den 6. Sachstandsbericht des Weltklimarates IPCC (2021/2022) entwickelt wurde.</ref> haben gezeigt, dass die Sommerniederschläge über dem Indischen Subkontinent bis zum Ende des 21. Jahrhunderts deutlich zunehmen werden. Das Mittel der Modelle zeigt für die Monate Juni-September eine Zunahme von 0,33 mm/Tag. Das ist signifikant höher als in früheren Modellberechnungen und beruht auf weniger Unsicherheiten. Relativ gesehen nehmen danach die Niederschläge zwischen 1985-2015 und 2070-2100 bei dem hohen Szenario SSP5-8.5 um 24%, bei dem moderaten Szenario SSP2-4.5 um fast 10% zu. Dabei zeigt sich eine lineare Abhängigkeit von der globalen Mitteltemperatur von 5% pro 1 °C Erwärmung über alle Szenarien und Modelle gemittelt.<ref name="Katzenberger 2021" />

Der deutliche Wandel zu feuchteren Jahreszeiten wird verbunden sein mit einer Zunahme von Jahreszeiten mit häufigeren und intensiveren Starkregen. Sehr feuchte Monsun-Jahreszeiten, die es im Zeitraum 1965-2015 in 5 von 50 Jahren gegeben hat, werden 2050-2100 achtmal häufiger vorkommen. Auch die Veränderung der Starkregen weist eine fast lineare Beziehung zwischen der Anzahl sehr feuchter Jahreszeiten und der Zunahme der globalen Mitteltemperatur auf. D.h. bei einer Temperaturzunahme von 1 °C wird es fast 10 sehr feuchte Jahreszeiten mehr geben. Die Tage mit schwachen bis mittleren Niederschlägen während des Sommermonsuns werden vor allem im nordwestlichen Indien und Pakistan zunehmen, Tage mit starken Regenfällen in den Westghats, an der Südküste von Bangladesch und im Himalaya.<ref name="Katzenberger 2022">Katzenberger, A., Levermann, A., Schewe, J., & Pongratz, J. (2022): [https://doi.org/10.1029/2022GL098856 Intensification of very wet monsoon seasons in India under global warming.] Geophysical Research Letters, 49, e2022GL098856.</ref>

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimafolgen/extremereignisse/starkniederschlaege/starkniederschlag-suedasien-254382/ '''Regionaldaten zu Asien'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel/ergebnisse-des-schulprojekts Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265476/83fc0b91c0e43a9d3b494d6dbc9784d4/2011-indischer-monsun-data.pdf Der indische Sommermonsum] Indien - Flucht vor dem Monsun? Führt die Klimaerwärmung zur Unbewohnbarkeit von Teilen des indischen Sommermonsungebietes? (Johanneum zu Lübeck,2011)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Starkniederschläge_und_Hochwasser_(Bilder)#Starkniederschl.C3.A4ge_und_Hochwasser_in_S.C3.BCdasien|Starkniederschläge und Hochwasser in Südasien]]
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== Lizenzhinweis ==

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Folge von=Indischer Monsun
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Indischer Monsun, Tropen, ENSO, blockierende Wetterlage, Starkniederschläge, Hochwasser, Extremereignisse, Regionale Klimaänderungen, Regionale Klimafolgen</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]

Starkregen und Hochwasser in Südasien

2023-10-12T16:52:59Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Pakistan Sindh flood2010.jpg|thumb|420px|Zerstörungen durch Überschwemmungen in der Provinz Sindh, Pakistan, im Oktober 2010]]
In den großen Stromsystemen des Indus, Ganges und Brahmaputras in Südasien, deren hydrologische Regime stark unter dem Einfluss des Indischen Monsuns stehen, ereignen sich immer wieder Hochwasserkatastrophen, die jährlich Millionen von Menschen betreffen. Beispiele sind die extremen Überschwemmungen von 1988 in Bangladesch, 2010 in Pakistan und 2015 in Südostindien.

==Flusssysteme in Südasien==

[[Bild:Indus-Becken Geographie.jpg|thumb|420px|Geographische Merkmale des Indus-Beckens. Die Grundfarben geben die Höhe an (0 bis >5000 m). Oben rechts sind die Größe des Beckens und die Anteile der Staaten China, Afghanistan, Indien und Pakistan in % angegeben, daneben die Anteile an den Gebieten über 2000 m Höhe. Unten rechts wird in der schwarz-weiß Karte die Bevölkerungsdichte (POPD) des Indus-Beckens dargestellt, mit Angaben zu den teilhabenden einzelnen Staaten.]]
Die großen Flussbecken von Indus, Ganges und Brahmaputra mit ihren fruchtbaren Schwemmlandböden und ausgedehnten Bewässerungssystemen gehören zu den am dichtesten besiedelten Regionen der Welt. Im Indus-Becken leben etwa 200 Mio. Menschen, 72 % davon in Pakistan und 35 % in Indien. Das gesamte Einzugsgebiet des Indus umfasst 1,14 Mio. km<sup>2</sup>, wovon über die Hälfte zu Pakistan gehört, ein Drittel zu Indien und der Rest zu Afghanistan und China.<ref name="Laghari 2012">Laghari, A. N., Vanham, D., and Rauch, W. (2012): [https://doi.org/10.5194/hess-16-1063-2012 The Indus basin in the framework of current and future water resources management], Hydrol. Earth Syst. Sci., 16, 1063-1083</ref> Die saisonalen Abflüsse des Hauptstroms schwanken zwischen 3000 m<sup>3</sup>/sec und 34000 m<sup>3</sup>/sec., wobei 82 % des jährlichen Abflusses in der [[Indischer Monsun|Monsunzeit]] während der Sommermonate stattfinden. Der mittlere Teil des Indus-Beckens besitzt mit 144.900 ha Land eines der größten Bewässerungsnetzwerke der Welt, das in Pakistan und Indien Grundlage einer intensiven Landwirtschaft ist.<ref name="Tariq 2012">Tariq, M.A.U.R., N. van de Giesen (2012): Floods and flood management in Pakistan, Physics and Chemistry of the Earth 47–48, 11–20</ref>

[[Bild:Ganges-Brahmaputra-Meghna basins.jpg|thumb|420px|Das Ganges-Brahmaputra-Meghna-Flusssystem]]
Das Ganges-Brahmaputra-Meghna-Becken erstreckt sich über 1,7 Mio. km<sup>2</sup>, wovon fast Zweidrittel in Indien liegen. Ganges und Brahmaputra entspringen im Himalaya, fließen in Bangladesch zusammen, heißen dann Padma und fließen als Meghna in den Golf von Bengalen. In dem Flusssystem leben insgesamt 630 Mio. Menschen, über 400 Mio. davon in Indien. Die Bevölkerungsdichte in den tiefer liegenden Becken der großen Ströme ist sehr hoch und beträgt in Indien 432 und in Bangladesch sogar 1013 Einwohner pro km<sup>2</sup> (Deutschland: 231).<ref name="Frenken 2012">Frenken, K. (Hg., FAO 2012): [http://www.fao.org/nr/water/aquastat/basins/gbm/ Irrigation in Southern and Eastern Asia in Figures.] AQUASTAT Survey – 2011. FAO Water Reports 37</ref> Im Ganges-Becken leben 75 % der Bewohner auf dem Land. Die Hälfte der Fläche des Ganges-Beckens ist bewirtschaftet, ein Drittel davon wird bewässert. Der Abfluss des Ganges wird hauptsächlich durch Niederschläge gespeist, nur 10 % durch Schmelzwasser von [[Gletscher im Himalaya|Gletschern und Schneeflächen im Himalaya]]. Der mittlere Niederschlag liegt bei 600-800 mm im Jahr und fällt hauptsächlich während der Monsunzeit.<ref name="Harding 2013">Harding, RJ, E.M. Blyth, O.A. Tuinenburg, A. Wiltshire (2013): Land atmosphere feedbacks and their role in the water resources of the Ganges basin. Science of the Total Environment, doi:10.1016/j.scitotenv.2013.03.016</ref>

== Klimatische Grundlagen ==
Im Indus-Einzugsgebiet fallen 50 % der Niederschläge in der Monsunzeit, 40 % im Winter und Frühling. Die feuchten Luftmassen stammen hauptsächlich vom Golf von Bengalen, daneben von Westwinden und gelegentlichen Zyklonen vom Arabischen Meer.<ref name="Tariq 2012" /> Die mittleren Niederschläge reichen von 100-500 mm im Jahr in den Tiefländern und bis 2000 mm an den Hängen des Himalaya im Nordwesten. Sie zeigen über die letzten Jahrzehnte keinen klaren Trend bzw. widersprüchliche Untersuchungsergebnisse.<ref name="Nepal 2015">Nepal, S., & A.B. Shrestha (2015): [https://doi.org/10.1080/07900627.2015.1030494 Impact of climate change on the hydrological regime of the Indus, Ganges and Brahmaputra river basins: a review of the literature], International Journal of Water Resources Development, 31:2, 201-218, DOI: 10.1080/07900627.2015.1030494</ref>

[[Bild:Indus-Becken Jahresniederschlag.jpg|thumb|420px|Mittlerer Jahresniederschlag im Indus-Becken in mm]]
Das Wasserregime von Indus, Ganges und Brahmaputra und von deren Oberläufen ist bestimmt durch den südasiatischen und vom Golf von Bengalen in den Indischen Subkontinent eindringenden Sommermonsun. Er beeinflusst in erster Linie den östlichen Teil des Himalayas, wo die meisten Niederschläge in der Zeit von Juni bis September fallen. Nach Westen hin gewinnen die Westwinde zunehmend an Bedeutung. So verteilen sich im Hindukusch und Karakorum die Niederschläge auf [[Tiefdruckgebiet|Tiefdrucksysteme]] vom Westen im Winter und auf Monsunniederschläge im Sommer. Im gesamten Einzugsgebiete der drei großen Ströme fallen die geringsten Niederschläge im Hochland von Tibet mit 100 mm im Jahr und die höchsten mit ca. 5500 mm/Jahr am Südrand des oberen Brahmaputra-Beckens. Ein Teil des Zuflusses besteht aus Schmelzwasser der Eis- und Schneereserven im Oberlauf der Flusssysteme.<ref name="Wijngaard 2017">Wijngaard, R.R., A.F. Lutz, S. Nepal, S. Khanal, S. Pradhananga, A.B. Shrestha, and W.A. Immerzeel (2017): [https://doi.org/10.1371/journal.pone.0190224 Future changes in hydro-climatic extremes in the Upper Indus, Ganges, and Brahmaputra River basins], PLoS ONE 12(12): e0190224</ref>

Die Hauptquelle des Wassers im Ganges-Becken ist der Monsun-Regen im Juni bis September, dem 80 % des jährlichen Niederschlags und ebenfalls 80 % des jährlichen Abflusses entstammen.<ref>Muthuwatta, L., U.A. Amarasinghe, A. Sood, and S. Lagudu (2017): [http://dx.doi.org/10.5194/hess-21-2545-2017 Reviving the “Ganges Water Machine”: where and how much?] Hydrology and Earth System Sciences, 21:2545-2557</ref> Am stärksten unter dem Einfluss der Monsun-Niederschläge steht mit einem mittleren Jahreswert von 2300 mm im gesamten Becken und mehr als 6000 mm an den Südhängen des Himalayas das Brahmaputra-Becken. Über die letzten 50-100 Jahre gab es auch hier keine signifikanten Veränderungen.<ref name="Nepal 2015"/> Während der letzten Jahrzehnte haben sich hier die Jahresmittelwerte wie im Einzugsgebiet des Indus kaum verändert.

Anders sieht die Entwicklung bei den extremen Niederschlägen aus. Nach Beobachtungsdaten und Modellsimulationen hat die Anzahl extremer Niederschlagsereignisse in den letzten Jahrzehnten über dem größten Teil Indiens zugenommen, in einigen Gebieten sogar um bis zu 30 %. Allerdings sind die Extremniederschläge in der Gangesebene, Nordostindien und Jammu zwischen 20 und 30 % zurückgegangen. Der Rückgang in der Gangesebene beruht auf geringeren Monsunniederschlägen durch eine Erwärmung des Indischen Ozeans und Abkühlung über dem Land durch atmosphärische [[Aerosolwirkung in Asien|Aerosole]]. Dadurch verringert sich der Temperaturgegensatz zwischen Land und Ozean und damit schwächt sich der Sommermonsun ab. [[Klimamodelle|Modellsimulationen]] zeigen, dass die beobachtete Anzahl der extremen Niederschlagsereignisse 1959-2005 unter den tatsächlichen Bedingungen über dem größten Teil Indiens höher ist als im selben Zeitraum ohne anthropogene Erwärmung. Das zeigt nach Mukherjee (2017) einen deutlichen Einfluss der [[Klimawandel|anthropogenen Erwärmung]] auf die extremen Niederschläge in Indien.<ref name="Mukherjee 2017">Mukherjee, S., S. Aadhar, D. Stone, and V. Mishra (2017): [https://doi.org/10.1016/j.wace.2018.03.005 Increase in extreme precipitation events under anthropogenic warming in India], Weather and Climate Extremes</ref>

== Hochwasser und Hochwasserereignisse ==
Pakistan, Indien und Bangladesch sind immer wieder von Hochwasserereignissen betroffen, deren verheerende Auswirkungen in den Medien weltweit thematisiert werden. Eine der schwersten Überschwemmungen der Region ereignete sich im Sommer 2010 in Pakistan, als schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser gesetzt wurde und fast 2000 Menschen den Fluten zum Opfer fielen.<ref name="Webster 2011">Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref> Auch in Indien kam es in den letzten Jahren zu großen Hochwasserereignissen. So bewirkten außerordentlich starke Regenfälle im Winter 2015 im südwestindischen Staat Tamil Nadu gewaltige Überschwemmungen mit über 400 Toten.<ref name="Blunden 2016">Blunden, J., and D.S. Arndt, Eds. (2016): State of the Climate in 2015. Bull. Amer. Meteor. Soc., 97 (8), S1–S275, DOI:10.1175/2016BAMSStateoftheClimate.1</ref>

=== Pakistan ===
==== Hochwasserkatastrophen in Pakistan ====
Überschwemmungen sind die verheerendsten Naturkatastrophen in Pakistan. Von allen durch Naturkatastrophen betroffenen Menschen sind 90 % Opfer von Überschwemmungen.<ref name="Tariq 2012" /> In den hochgelegenen nordwestlichen Grenzregionen Pakistans sowie in Kaschmir und Balutschistan kommt es häufig zu Sturzfluten, die sehr plötzlich zu starken Zerstörungen von Brücken und Siedlungen sowie zu Todesopfern führen können. Sie sind nicht selten mit starker Erosion und Hangrutschungen verbunden.<ref name="Tariq 2012" /> An einigen Flussläufen fehlen Dämme und andere Schutzbauten zur Kontrolle der Wasserniveaus völlig, so am Chenab, einem 1200 km langen Nebenfluss des Indus, der weitgehend durch Bergland fließt.

Am Indus selbst fallen die Hochwasser je nach Terrain verschieden aus. Am Oberlauf liegt das Flussbett unterhalb der umgebenden Landschaft, so dass nach einem Hochwasser das Wasser wieder direkt in das Flussbett zurückfließen kann. Am mittleren und unteren Indus hat sich über die Jahrtausende das Niveau des Flussbetts langsam angehoben. Der Indus zählt zu den sedimentreichsten Flüssen der Welt.<ref name="Laghari 2012"/> Das hat einerseits mit den hohen Erosionsraten durch das starke Gefälle im Himalaya zu tun, ist aber andererseits auch durch menschliche Eingriffe in das Flusssystem bedingt. So verstärken die Abholzungen im Oberlauf die Erosion und die Sedimentfracht. Und am unteren Indus sorgen Dämme dafür, dass der Fluss die Sedimente nicht über die umliegenden Flächen verteilen kann, sondern damit sein Bett zunehmend erhöht. Wenn es dann doch zu einem Dammbruch kommt, werden umso größere Gebiete des stark bevölkerten und wirtschaftlich intensiv genutzten Landes überschwemmt. Das hochliegende Flussbett, Dämme, Straßen und Eisenbahnlinien verhindern, dass die Wassermassen wieder in das alte Flussbett zurückfließen können und sich neue Wege suchen müssen.

Monsunregen sind die Hauptquelle für Hochwasser in Pakistan. Wenn im Sommer Schmelzwasser und Monsunniederschläge zusammen kommen, sind die stärksten Überschwemmungen sowohl in den Bergregionen wie in der tiefer liegenden ausgedehnten Indus-Ebene zu erwarten.<ref name="Laghari 2012"/> In den hoch gelegenen Einzugsgebieten des Indus und seiner Zuflüsse trägt die Schneeschmelze besonders stark zu Hochwasserereignissen bei. An den trockenen Küsten Pakistans kommt es zu Überflutungen dagegen durch niederschlagsreiche [[Tropische Wirbelstürme|tropische Zyklonen]], die über dem Arabischen Meer entstehen. Sie kommen zwar selten vor, können aber erhebliche Zerstörungen anrichten, wie z.B. zwei Zyklonen im Juni 2007 mit Regenfällen von 172 mm in zwei Tagen.<ref name="Tariq 2012" />

Durch Schutzmaßnahmen zeigt sich zwischen 1950 und 2009 ein abnehmender Trend der Todesfälle und zerstörten Siedlungen durch Überschwemmungen, der aber durch die Katastrophe von 2010 unterbrochen wurde.<ref name="Tariq 2012" />

==== Das Hochwasser im Sommer 2010 ====
[[Bild:Pakistan Niederschläge2010 DWD.jpg|thumb|420px|Niederschlagssummen des Zeitraums 1. Juli bis 10. August 2010 in Pakistan]]
[[Bild:Hochwasser unterer Indus 2010.jpg|thumb|420px|Flussverlauf und Hochwassergebiete am unteren Indus bei Sukkur am 19. Juli und 7. September 2010]]
Im Sommer 2010 hat das Hochwasser in Pakistan, das schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser setzte, fast 2000 Tote verursacht, insgesamt waren 20 Millionen Menschen davon betroffen, und der Schaden wird auf 40 Milliarden US$ geschätzt.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

Die Hochwasserkatastrophe in Pakistan wurde hauptsächlich durch [[Starkniederschläge und Hochwasser|extrem hohe Niederschläge]] verursacht.<ref name="DWD2010">DWD Pressemitteilung vom 12.8.2010: [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=dwdwww_menu2_presse&T98029gsbDocumentPath=Content%2FPresse%2FPressemitteilungen%2F2010%2F20100812__HochwasserPakistan__news.html Flutkatastrophe in Pakistan aus klimatologischer Sicht]</ref> Besonders stark waren die Niederschläge in den vier Tagen zwischen dem 27. und und 30. Juli. An zwei Messstationen fielen in diesen vier Tagen über 400 mm Niederschlag.<ref name="Rahman 2013">Atta-ur-Rahman, Amir Nawaz Khan (2013): Analysis of 2010-flood causes, nature and magnitude in the Khyber Pakhtunkhwa, Pakistan, Natural Hazards 66, 887–904</ref>, z.T. lagen die Niederschläge sogar an einem einzige Tag schon bei 280 mm. Das entspricht ungefähr der Menge, die in Deutschland im Mittel über einen ganzen Sommer fällt. Über den ganzen Monat Juli fielen an etlichen Orten über 500 mm Niederschlag, was drei- bis zehnmal soviel ist wie im langjährigen Julimittel.<ref name="DWD2010" />

Unmittelbare Ursache der starken Niederschläge war der [[Indischer Monsun|Indische Sommermonsun]]. Der [[Globaler Monsun|Monsun]] wird angetrieben durch den Temperatur- und Druckgegensatz zwischen Land und Meer, der je nach Jahreszeit wechselt. Im Winter herrschen tiefere Temperaturen und höherer Druck über dem Land, im Sommer über dem Meer. Der Monsun weht daher im Winter vom Land aufs Meer, im Sommer vom Meer aufs Land. Während der Wintermonsun trocken ist, bringt der Sommermonsun starke Niederschläge über die an den Indischen Ozean angrenzenden Landmassen. Die meisten Niederschläge fallen durch eine Monsunströmung, die über den Golf von Bengalen und Bangladesch bis in den Nordwesten Indiens reicht. Dabei sind die Regenfälle mit 1400 mm während der Sommermonsunzeit besonders ergiebig über dem Nordosten Indiens, während im Nordwesten nach Pakistan hin nur etwa 480 mm fallen.<ref>Dash, S.K. (2009): Changes in the characteristics of rain events in India, Journal of Geophysical Research 114, doi:10.1029/2008JD010572</ref> In der Regel reicht die Monsunströmung auch nicht wie im Sommer 2010 bis nach Nordost-Pakistan hinein. Der Monsun war also im Sommer 2010 im Nordosten Pakistans besonders stark ausgebildet und besonders niederschlagsreich. Hinzu kam, dass gleichzeitig vom Arabischen Meer her ein mit viel Feuchtigkeit aufgeladenes Tiefdruckgebiet Richtung Pakistan zog und sich im nordwestlichen Indien mit der Monsunströmung vereinte.<ref name="Rahman 2013" />

Worin liegen die Gründe für die besondere Monsunsituation im Sommer 2010 über dem Nordosten Pakistans? Im Allgemeinen wird als Erklärung der Einfluss des [[ENSO|La-Niña-Phänomens]] herangezogen.<ref name="DWD2010" /> Dabei handelt es sich um eine ungewöhnliche Abkühlung der Meeresoberflächentemperatur im östlichen äquatorialen Pazifik, dem Gegenpol von El Niño. Während El-Niño-Ereignisse in der Regel eine Schwächung der indischen Monsunströmung im Sommer verursachen, bewirkt ein La-Niña-Ereignis das Gegenteil. Ein solches Ereignis hat im Sommer 2010 im Golf von Bengalen für die Bildung von starken Monsuntiefs gesorgt, die dann regenreiche Luft bis nach Nordost-Pakistan transportiert haben. In der zweiten Juli-Hälfte bildete sich zudem ein stationäres Tief über dem Nordwesten Indiens aus, das feuchte Luftmassen in den Norden Pakistans lenkte.<ref name="Khandekar">Khandekar, M.L. (2010): 2010 Pakistan Floods: Climate Change or Natural Variability?, CMOS Bulletin SCMO Vol.38, No.5, October 2010, 165-167</ref> Zuvor schon hatte im Mai eine Hitzewelle über Pakstin mit Rekordtemperaturen von max. 53,5 °C ein starkes Tiefdruckgebiet über Mittel- und später über Nord-Pakistan entstehen lassen.<ref name="Rahman 2013" /> So gesehen sind die starken Regenfälle das Resultat eines Zusammentreffens mehrerer natürlicher Wetterereignisse und direkt nicht auf den anthropogenen [[Treibhauseffekt]] zurückzuführen. Ein Trend zu mehr starken Niederschlägen sei über Indien während der letzten 150 Jahre auch nicht festzustellen.<ref name="Khandekar" /> Pakistanische Daten zu Starkregentagen zeigen dagegen durchaus einen Anstieg seit 1998, sind aber für eine Trendfeststellung zu kurz.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

Eine andere Erklärung der starken Niederschläge in Pakistan im Sommer 2010 bringt sie mit einer [[blockierende Wetterlage|blockierenden Wetterlage]] des [[Jetstream|Polarjetstreams]] in Zusammenhang, die auch für die gleichzeitige [[Hitzewelle_2003#Hitzewelle_in_Russland_2010|russische Hitzewelle]] verantwortlich gewesen sei.<ref>Hong, C.-C., H.-H. Hsu, N.-H. Lin, and H. Chiu (2011): Roles of European blocking and tropical‐extratropical interaction in the 2010 Pakistan flooding, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2011GL047583</ref> Bei einer Blockierenden Wetterlage setzen sich größere [[Hochdruckgebiet|Hoch-]] und [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] über mehrere Tage fest und können im Sommer [[Hitzewellen]] auf der einen und Starkniederschläge auf der anderen Seite bewirken. So lag im Sommer 2010 ein Tiefdruckgebiet über Mitteleuropa und Pakistan/Indien und dazwischen eine [[Hitzewellen_Europa#Hitzewelle_in_Russland_2010|Hochdruckzelle über Russland]]. Ein Zusammenhang der ungewöhnlichen Blockierenden Wetterlage mit der globalen Erwärmung ist umstritten.

Neben Luftströmungen und Tiefdrucklagen spielten für das Hochwasser auch andere teils meteorologische, teils unmittelbar auf menschliche Einwirkungen zurückzuführende Gründe eine Rolle. So hat es in Nord-Pakistan im vorausgegangenen Winter hohe Schneefälle gegeben, deren starkes Abschmelzen im Sommer erheblich zu den katastrophalen Wasserständen der Flüsse beigetragen hatte. Außerdem ist es im Einzugsgebiet der nordpakistanischen Flüsse zu starken Abholzungen gekommen, durch die der Niederschlag ungehindert in Bächen und Flüssen abfließen konnte. Hintergrund ist, dass die wachsende Bevölkerung immer mehr Holz als Feuerholz brauchte und ihre Ackerflächen immer mehr auf Kosten von Waldbeständen ausdehnte.<ref name="Rahman 2013" />

[[Bild:Pakistan 2022 flooding.jpg|thumb|520px|Überschwemmungen in Pakistan 2022]]
==== Das Hochwasser im Sommer 2022 ====
Von Mitte Juni 2022 bis Ende August fielen in Pakistan Rekord-Niederschläge. Der Indus überflutete Tausende von Quadratkilometern und setzte ein Drittel des Landes unter Wasser.<ref name="Nature 2022">Nature (2022): [https://www.nature.com/articles/d41586-022-02813-6 Why are Pakistan’s floods so extreme this year?]</ref> Starkregen führten außerdem zu Sturzfluten in Städten und es kam zu zahlreichen Erdrutschen und Ausbrüchen von Gletscherseen. Betroffen waren vor allem die Provinzen Sindh und Belutschistan im Süden des Landes mit 726% und 590% des normalen Augustniederschlags. Von den Überschwemmungen waren 33 Mio. Menschen betroffen, 1,7 Mio. Häuser wurden zerstört, 1500 Menschen starben. Stark betroffen war die Landwirtschaft mit 750.000 toten Rindern und dem Verlust von 45% der Baumwollernte. Die Schäden wurden vorläufig auf 30 Mrd. US$ beziffert.<ref name="Otto 2022">Otto, F.E.L. M. Zachariah, F. Saeed et al. (2022): [https://www.worldweatherattribution.org/wp-content/uploads/Scientific-report-Pakistan-floods.pdf Climate Change made devastating early heat in India and Pakistan 30 times more likely], World Weather Attribution</ref>

Starkniederschläge sind in Pakistan in der Regel mit dem südasiatischen (indischen) Sommermonsun verbunden, durch den sich Tiefs über dem Golf von Bengalen bilden, die feuchte Luftmassen quer über Indien bis nach Pakistan transportieren. Wie weit diese Tiefs nach Pakistan vordringen, hängt von den Luftdruckverhältnissen über Pakistan selbst ab. Im Mai 2022 litt Pakistan unter einer starken Hitzewelle, die mit einem Hitzetief verbunden war, das wiederum die Monsun-Tiefs vom Golf von Bengalen weit nach Nordwesten lenkte. Ein weiterer verstärkender Faktor für die Niederschläge waren, wie schon 2010, La-Niña-Verhältnisse, die jene von 2010 noch übertrafen und zu wärmeren Meeresoberflächentemperaturen im östlichen Indischen Ozean führten. Die hohen Wassertemperaturen bewirkten eine starke Verdunstung, die den Monsun-Tiefs sehr viel Wasserdampf zuführten. Einen ähnlichen Effekt hatte zudem noch ein negativer Indian Ocean Dipole (IOD).<ref name="IPCC 2022 2.4.3">IPCC AR6, WGI, Ch. 2 (2022): The Physical Science Basis, 2.4.3</ref> Beim IOD handelt es sich um eine Temperaturschwankung zwischen dem westlichen und östlichen Indischen Ozean, die in ihrer negativen Phase ebenfalls höhere Wassertemperaturen im östlichen Indischen Ozean bewirkt. Diese IOD-Verhältnisse gab es während der Überschwemmungen 2010 nicht, weshalb möglicherweise die Überschwemmungen 2020 noch höher ausgefallen sind als 2010. Ähnlich wie 2010 spielten aber 2020 an den Jetstream der mittleren Breiten gebundene Tiefruckgebiete, die Pakistan Ende August vom Mittelmeer her erreichten, für Niederschläge im Norden des Landes eine Rolle. Verstärkend für die Überschwemmungen wirkten sich wie schon bei früheren Hochwasserkatastrophen zahlreiche Mängel des Be- und Entwässerungssystems am unteren Indus aus. Das Hochwasser betraf vor allem die landwirtschaftlichen Gebiete, wo 64% der Bevölkerung Pakistans leben und das Flusswasser ein entscheidender Faktor für die Produktion darstellt.<ref name="Otto 2022" />

Nach Einschätzungen der WWA-Initiative ([https://www.worldweatherattribution.org World Weather Attribution]) könnte der Klimawandel die Wahrscheinlichkeit der Intensität der Niederschläge über Pakistan um 50 % erhöht haben.<ref name="Otto 2022" /> Eine deutlich stärkere Rolle spielte der Klimawandel für die Hitzewelle im Frühjahr 2022, die dadurch 30 Mal wahrscheinlicher geworden ist und einen wichtigen Einfluss auf die Zugbahnen der Tiefs vom Golf von Bengalen nach Pakistan gespielt hat.<ref name="WWA 2022">WWA (2022): [https://www.worldweatherattribution.org/wp-content/uploads/India_Pak-Heatwave-scientific-report.pdf Climate Change made devastating early heat in India and Pakistan 30 times more likely]</ref>

=== Indien ===
[[Bild:India rain 9-16 nov 2015.jpg|thumb|420px|Niederschläge 9.-16. November 2015 in mm in SO-Indien]]
Nach Bangladesch ist Indien das am stärksten durch Überschwemmungen gefährdete Land der Welt. Im Hinblick auf die Opfer von Menschenleben und die ökonomischen Verluste sind Hochwasser die gefährlichsten Naturkatastrophen in Indien. Ein Achtel des Landes ist durch Hochwasser gefährdet, insbesondere die Flussbecken von Ganges und Brahmaputra. In den 100 Jahren von 1915 bis 2015 hat Indien 649 Naturkatastrophen erlebt, wovon fast die Hälfte (302) Hochwasserkatastrophen waren.<ref name="Tripathi 2015">Tripathi, P. (2015): Flood Disaster in India: An Analysis of trend and Preparedness, Interdisciplinary Journal of Contemporary Research, Vol. 2, No. 4, 91-98</ref> Ungefähr 30 Mio. Menschen sind jedes Jahr durch Hochwasser betroffen, bei 1500 Todesopfern jährlich, was etwa einem Fünftel der weltweiten Todesopfer durch Hochwasser entspricht. Die Anzahl der Todesopfer ist in den letzten 50 Jahren stark angestiegen, z.B. von 1000 pro Jahr im Jahrzehnt 1965-1975 auf 1700 pro Jahr in 2005-2015. Im selben Zeitraum waren 78 Mio. Inder, die hauptsächlich zur armen Bevölkerungsschicht gehörten, durch Zerstörung ihrer Wohngebäude, Ernteverluste etc. von Überschwemmungen betroffen. Die ökonomischen Verluste haben sich von 1995-2005 auf 2005-2015 auf 34,5 Mrd. US$ nahezu verdreifacht.<ref name="Tripathi 2015" />

Auch in jüngster Zeit hat Indien eine Reihe von verheerenden Hochwasserkatastrophen erlebt. So fielen dem Hochwasser in Kerala im August 2018 nach vorläufigen Schätzungen 440 Menschen zum Opfer, und die ökonomischen Verluste beliefen sich auf ca. 3 Mrd. US$.<ref>Mishra, V., Aaadhar, S., Shah, H., Kumar, R., Pattanaik, D. R., and Tiwari, A. D. (2018): [https://doi.org/10.5194/hess-2018-480 The Kerala flood of 2018: combined impact of extreme rainfall and reservoir storage], Hydrol. Earth Syst. Sci. Discuss.</ref> Weitere Hochwasserkatastrophen ereigneten sich in Bangalore im Juli 2016, im Nov./Dez. 2015 in Tamil Nadu und Andhra Pradesh in Südindien, wovon 4 Mio. Menschen betroffen waren, 2005 in Mumbai mit 1094 Toten, in Jammu und Kaschmir im September 2014 mit über 500 Opfern und einem Schaden von 1,5 Mrd. US$.<ref name="Mukherjee 2017" />

Vom 1. zum 2. Dezember 2015 fielen in Tamil Nadu, einem Staat im Südosten Indiens, an einigen Messstellen über 400 mm Niederschlag in 24 Stunden. Ein so extremer Niederschlag kommt in der Region statistisch nur knapp alle 100 Jahre einmal vor. Vorausgegangen war die Entwicklung eines ausgeprägten Tiefdruckgebietes über dem Golf von Bengalen, das sehr viel Feuchtigkeit über die Küste von Südost-Indien brachte. Wahrscheinlich haben das sehr starke El-Niño-Phänomen und das warme Oberflächenwasser im Golf von Bengalen das Ereignis verursacht. Der starke El Niño 2015 bewirkte im Golf von Bengalen starke Ostwinde, die feuchte Luftmassen an die Ostküste Indiens heran transportierten. Aufgrund der hohen Temperaturen des Oberflächenwassers vor der Küste verdunstete sehr viel Wasser, so dass die Luft stark mit [[Wasserdampf]] angereichert war. Möglicherweise sind diese Temperaturen auf die globale Erwärmung zurückzuführen. Die Meeresoberflächentemperaturen des Golf von Bengalen zeigen über die letzten 100 Jahre einen deutlichen Anstieg von ca. 27,5 auf 28,5 °C. Ein weiterer möglicher Faktor ist die Urbanisierung mit ihrer Ausbildung städtischer Hitzeinseln, wie sie besonders für Chennai zutrifft.<ref name="Narasimhan 2016">Narasimhan, B., et al. (2016): Chennai Floods 2015. A rapid Assessment (Interdisciplinary Centre for Water Research Indian Institute of Science, Bangalore May 2016)</ref>

=== Bangladesch ===
Bangladesch und Nepal gehören zu den Regionen des Indischen Monsungebiets mit starken Niederschlägen und häufigen Überschwemmungen. Die geographischen Bedingungen stellen für Bangladesch ein hohes Risiko gegenüber Hochwasser dar. Das Land ist sowohl von Fluten durch das große Stromsystem des Ganges, Brahmaputra und Meghna bedroht als auch über das flache und ausgedehnte Delta vom Meer her. Ein großer Teil des Landes liegt sehr tief, 80 % sind potentielles Überschwemmungsgebiet. Hochwasser in Bangladesch sind normal, von Sturzfluten von den überfließenden, hochgelegenen Flüssen, Überschwemmungen durch starke Niederschläge, Monsunfluten durch die Hauptströme Ganges, Brahmaputra und Meghna bis zu Sturmfluten vom Golf von Bengalen in den Küstengebieten. In normalen Jahren stehen zeitweilig 20-25 % des Landes unter Wasser, in den extremen Jahren 1987, 1988 und 1998 waren es 60 %. Das Hochwasser von 1998 forderte 1100 Tote, und 30 Mio. Menschen wurden obdachlos. Hochwasser zerstören auch häufig die Lebensgrundlagen der Menschen wie Ernten, landwirtschaftliche Betriebe, Industriebetriebe, Häuser und Infrastrukturanlagen. Die Menschen verlieren nicht nur ihr Leben und ihre Heimat, sondern häufig auch ihre Arbeit. Die Flut von 1998 bedeutete außerdem für das ganze Land eine Hungerkrise, da die Reisernte zu einem großen Teil ausfiel.<ref name="Dewan 2015">Dewan, T.H. (2015): Societal impacts and vulnerability to floods in Bangladesh and Nepal, Weather and Climate Extremes 7, 36–42</ref>

[[Bild:S-Asia wet days SSP5-8.5.jpg|thumb|420px|Änderung der Anzahl der Tage mit Niederschlägen von >1 mm („feuchte Tage“) während des Sommer-Monsuns zwischen 1965-2015 und 2050-2100]]
[[Bild:Indian Monsoon rain 1860-2090.png|thumb|420px|Änderung der Niederschläge während des Indischen Sommermonsuns 1860-2090 in mm/Tag nach verschiedenen Szenarien im Vergleich zum Mittel 1985-2015]]
==Projektionen==
Jüngste Studien stimmen weitgehend darin überein, dass die Niederschlage des Indische Sommermonsuns durch den Klimawandel im 21. Jahrhundert zunehmen werden. Bei dem hohen Szenario RCP8.5 könnten das 19% gegenüber der Zeit 1961-1999 sein. Dieser Trend wird als Folge einer Erwärmung des Indischen Ozeans durch die globale Erwärmung gesehen, durch die mehr Wasser verdunstet, das durch den Monsun als Wasserdampf Richtung Land transportiert wird. Dieser sogenannte thermodynamische Effekt wirkt sich stärker aus als die dynamische Abschwächung der Monsunzirkulation durch einen geringeren Gegensatz zwischen Land- und Ozeantemperaturen.<ref name="Katzenberger 2021">Katzenberger, A., Schewe, J., Pongratz, J., and Levermann, A. (2021): [https://doi.org/10.5194/esd-12-367-2021 Robust increase of Indian monsoon rainfall and its variability under future warming in CMIP6 models], Earth Syst. Dynam., 12, 367–386</ref>

Simulationen mit 32 Modellen der neuesten Generation CMIP6<ref>Coupled Model Intercomparison Project Phase 6 - die Modellgeneration, die für den 6. Sachstandsbericht des Weltklimarates IPCC (2021/2022) entwickelt wurde.</ref> haben gezeigt, dass die Sommerniederschläge über dem Indischen Subkontinent bis zum Ende des 21. Jahrhunderts deutlich zunehmen werden. Das Mittel der Modelle zeigt für die Monate Juni-September eine Zunahme von 0,33 mm/Tag. Das ist signifikant höher als in früheren Modellberechnungen und beruht auf weniger Unsicherheiten. Relativ gesehen nehmen danach die Niederschläge zwischen 1985-2015 und 2070-2100 bei dem hohen Szenario SSP5-8.5 um 24%, bei dem moderaten Szenario SSP2-4.5 um fast 10% zu. Dabei zeigt sich eine lineare Abhängigkeit von der globalen Mitteltemperatur von 5% pro 1 °C Erwärmung über alle Szenarien und Modelle gemittelt.<ref name="Katzenberger 2021" />

Der deutliche Wandel zu feuchteren Jahreszeiten wird verbunden sein mit einer Zunahme von Jahreszeiten mit häufigeren und intensiveren Starkregen. Sehr feuchte Monsun-Jahreszeiten, die es im Zeitraum 1965-2015 in 5 von 50 Jahren gegeben hat, werden 2050-2100 achtmal häufiger vorkommen. Auch die Veränderung der Starkregen weist eine fast lineare Beziehung zwischen der Anzahl sehr feuchter Jahreszeiten und der Zunahme der globalen Mitteltemperatur auf. D.h. bei einer Temperaturzunahme von 1 °C wird es fast 10 sehr feuchte Jahreszeiten mehr geben. Die Tage mit schwachen bis mittleren Niederschlägen während des Sommermonsuns werden vor allem im nordwestlichen Indien und Pakistan zunehmen, Tage mit starken Regenfällen in den Westghats, an der Südküste von Bangladesch und im Himalaya.<ref name="Katzenberger 2022">Katzenberger, A., Levermann, A., Schewe, J., & Pongratz, J. (2022): [https://doi.org/10.1029/2022GL098856 Intensification of very wet monsoon seasons in India under global warming.] Geophysical Research Letters, 49, e2022GL098856.</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

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==Klimadaten zum Thema==
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Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimafolgen/extremereignisse/starkniederschlaege/starkniederschlag-suedasien-254382/ '''Regionaldaten zu Asien'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
* [http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3158620/76ff3f8c25cefa78042f98b0b41530ab/data/2011-indischer-monsun.pdf Der indische Sommermonsum] Indien - Flucht vor dem Monsun? Führt die Klimaerwärmung zur Unbewohnbarkeit von Teilen des indischen Sommermonsungebietes? (Johanneum zu Lübeck,2011)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Starkniederschläge_und_Hochwasser_(Bilder)#Starkniederschl.C3.A4ge_und_Hochwasser_in_S.C3.BCdasien|Starkniederschläge und Hochwasser in Südasien]]
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== Lizenzhinweis ==

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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Indischer Monsun, Tropen, ENSO, blockierende Wetterlage, Starkniederschläge, Hochwasser, Extremereignisse, Regionale Klimaänderungen, Regionale Klimafolgen</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]

Starkregen und Hochwasser in Südasien

2023-10-12T16:52:53Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Pakistan Sindh flood2010.jpg|thumb|420px|Zerstörungen durch Überschwemmungen in der Provinz Sindh, Pakistan, im Oktober 2010]]
In den großen Stromsystemen des Indus, Ganges und Brahmaputras in Südasien, deren hydrologische Regime stark unter dem Einfluss des Indischen Monsuns stehen, ereignen sich immer wieder Hochwasserkatastrophen, die jährlich Millionen von Menschen betreffen. Beispiele sind die extremen Überschwemmungen von 1988 in Bangladesch, 2010 in Pakistan und 2015 in Südostindien.

==Flusssysteme in Südasien==

[[Bild:Indus-Becken Geographie.jpg|thumb|420px|Geographische Merkmale des Indus-Beckens. Die Grundfarben geben die Höhe an (0 bis >5000 m). Oben rechts sind die Größe des Beckens und die Anteile der Staaten China, Afghanistan, Indien und Pakistan in % angegeben, daneben die Anteile an den Gebieten über 2000 m Höhe. Unten rechts wird in der schwarz-weiß Karte die Bevölkerungsdichte (POPD) des Indus-Beckens dargestellt, mit Angaben zu den teilhabenden einzelnen Staaten.]]
Die großen Flussbecken von Indus, Ganges und Brahmaputra mit ihren fruchtbaren Schwemmlandböden und ausgedehnten Bewässerungssystemen gehören zu den am dichtesten besiedelten Regionen der Welt. Im Indus-Becken leben etwa 200 Mio. Menschen, 72 % davon in Pakistan und 35 % in Indien. Das gesamte Einzugsgebiet des Indus umfasst 1,14 Mio. km<sup>2</sup>, wovon über die Hälfte zu Pakistan gehört, ein Drittel zu Indien und der Rest zu Afghanistan und China.<ref name="Laghari 2012">Laghari, A. N., Vanham, D., and Rauch, W. (2012): [https://doi.org/10.5194/hess-16-1063-2012 The Indus basin in the framework of current and future water resources management], Hydrol. Earth Syst. Sci., 16, 1063-1083</ref> Die saisonalen Abflüsse des Hauptstroms schwanken zwischen 3000 m<sup>3</sup>/sec und 34000 m<sup>3</sup>/sec., wobei 82 % des jährlichen Abflusses in der [[Indischer Monsun|Monsunzeit]] während der Sommermonate stattfinden. Der mittlere Teil des Indus-Beckens besitzt mit 144.900 ha Land eines der größten Bewässerungsnetzwerke der Welt, das in Pakistan und Indien Grundlage einer intensiven Landwirtschaft ist.<ref name="Tariq 2012">Tariq, M.A.U.R., N. van de Giesen (2012): Floods and flood management in Pakistan, Physics and Chemistry of the Earth 47–48, 11–20</ref>

[[Bild:Ganges-Brahmaputra-Meghna basins.jpg|thumb|420px|Das Ganges-Brahmaputra-Meghna-Flusssystem]]
Das Ganges-Brahmaputra-Meghna-Becken erstreckt sich über 1,7 Mio. km<sup>2</sup>, wovon fast Zweidrittel in Indien liegen. Ganges und Brahmaputra entspringen im Himalaya, fließen in Bangladesch zusammen, heißen dann Padma und fließen als Meghna in den Golf von Bengalen. In dem Flusssystem leben insgesamt 630 Mio. Menschen, über 400 Mio. davon in Indien. Die Bevölkerungsdichte in den tiefer liegenden Becken der großen Ströme ist sehr hoch und beträgt in Indien 432 und in Bangladesch sogar 1013 Einwohner pro km<sup>2</sup> (Deutschland: 231).<ref name="Frenken 2012">Frenken, K. (Hg., FAO 2012): [http://www.fao.org/nr/water/aquastat/basins/gbm/ Irrigation in Southern and Eastern Asia in Figures.] AQUASTAT Survey – 2011. FAO Water Reports 37</ref> Im Ganges-Becken leben 75 % der Bewohner auf dem Land. Die Hälfte der Fläche des Ganges-Beckens ist bewirtschaftet, ein Drittel davon wird bewässert. Der Abfluss des Ganges wird hauptsächlich durch Niederschläge gespeist, nur 10 % durch Schmelzwasser von [[Gletscher im Himalaya|Gletschern und Schneeflächen im Himalaya]]. Der mittlere Niederschlag liegt bei 600-800 mm im Jahr und fällt hauptsächlich während der Monsunzeit.<ref name="Harding 2013">Harding, RJ, E.M. Blyth, O.A. Tuinenburg, A. Wiltshire (2013): Land atmosphere feedbacks and their role in the water resources of the Ganges basin. Science of the Total Environment, doi:10.1016/j.scitotenv.2013.03.016</ref>

== Klimatische Grundlagen ==
Im Indus-Einzugsgebiet fallen 50 % der Niederschläge in der Monsunzeit, 40 % im Winter und Frühling. Die feuchten Luftmassen stammen hauptsächlich vom Golf von Bengalen, daneben von Westwinden und gelegentlichen Zyklonen vom Arabischen Meer.<ref name="Tariq 2012" /> Die mittleren Niederschläge reichen von 100-500 mm im Jahr in den Tiefländern und bis 2000 mm an den Hängen des Himalaya im Nordwesten. Sie zeigen über die letzten Jahrzehnte keinen klaren Trend bzw. widersprüchliche Untersuchungsergebnisse.<ref name="Nepal 2015">Nepal, S., & A.B. Shrestha (2015): [https://doi.org/10.1080/07900627.2015.1030494 Impact of climate change on the hydrological regime of the Indus, Ganges and Brahmaputra river basins: a review of the literature], International Journal of Water Resources Development, 31:2, 201-218, DOI: 10.1080/07900627.2015.1030494</ref>

[[Bild:Indus-Becken Jahresniederschlag.jpg|thumb|420px|Mittlerer Jahresniederschlag im Indus-Becken in mm]]
Das Wasserregime von Indus, Ganges und Brahmaputra und von deren Oberläufen ist bestimmt durch den südasiatischen und vom Golf von Bengalen in den Indischen Subkontinent eindringenden Sommermonsun. Er beeinflusst in erster Linie den östlichen Teil des Himalayas, wo die meisten Niederschläge in der Zeit von Juni bis September fallen. Nach Westen hin gewinnen die Westwinde zunehmend an Bedeutung. So verteilen sich im Hindukusch und Karakorum die Niederschläge auf [[Tiefdruckgebiet|Tiefdrucksysteme]] vom Westen im Winter und auf Monsunniederschläge im Sommer. Im gesamten Einzugsgebiete der drei großen Ströme fallen die geringsten Niederschläge im Hochland von Tibet mit 100 mm im Jahr und die höchsten mit ca. 5500 mm/Jahr am Südrand des oberen Brahmaputra-Beckens. Ein Teil des Zuflusses besteht aus Schmelzwasser der Eis- und Schneereserven im Oberlauf der Flusssysteme.<ref name="Wijngaard 2017">Wijngaard, R.R., A.F. Lutz, S. Nepal, S. Khanal, S. Pradhananga, A.B. Shrestha, and W.A. Immerzeel (2017): [https://doi.org/10.1371/journal.pone.0190224 Future changes in hydro-climatic extremes in the Upper Indus, Ganges, and Brahmaputra River basins], PLoS ONE 12(12): e0190224</ref>

Die Hauptquelle des Wassers im Ganges-Becken ist der Monsun-Regen im Juni bis September, dem 80 % des jährlichen Niederschlags und ebenfalls 80 % des jährlichen Abflusses entstammen.<ref>Muthuwatta, L., U.A. Amarasinghe, A. Sood, and S. Lagudu (2017): [http://dx.doi.org/10.5194/hess-21-2545-2017 Reviving the “Ganges Water Machine”: where and how much?] Hydrology and Earth System Sciences, 21:2545-2557</ref> Am stärksten unter dem Einfluss der Monsun-Niederschläge steht mit einem mittleren Jahreswert von 2300 mm im gesamten Becken und mehr als 6000 mm an den Südhängen des Himalayas das Brahmaputra-Becken. Über die letzten 50-100 Jahre gab es auch hier keine signifikanten Veränderungen.<ref name="Nepal 2015"/> Während der letzten Jahrzehnte haben sich hier die Jahresmittelwerte wie im Einzugsgebiet des Indus kaum verändert.

Anders sieht die Entwicklung bei den extremen Niederschlägen aus. Nach Beobachtungsdaten und Modellsimulationen hat die Anzahl extremer Niederschlagsereignisse in den letzten Jahrzehnten über dem größten Teil Indiens zugenommen, in einigen Gebieten sogar um bis zu 30 %. Allerdings sind die Extremniederschläge in der Gangesebene, Nordostindien und Jammu zwischen 20 und 30 % zurückgegangen. Der Rückgang in der Gangesebene beruht auf geringeren Monsunniederschlägen durch eine Erwärmung des Indischen Ozeans und Abkühlung über dem Land durch atmosphärische [[Aerosolwirkung in Asien|Aerosole]]. Dadurch verringert sich der Temperaturgegensatz zwischen Land und Ozean und damit schwächt sich der Sommermonsun ab. [[Klimamodelle|Modellsimulationen]] zeigen, dass die beobachtete Anzahl der extremen Niederschlagsereignisse 1959-2005 unter den tatsächlichen Bedingungen über dem größten Teil Indiens höher ist als im selben Zeitraum ohne anthropogene Erwärmung. Das zeigt nach Mukherjee (2017) einen deutlichen Einfluss der [[Klimawandel|anthropogenen Erwärmung]] auf die extremen Niederschläge in Indien.<ref name="Mukherjee 2017">Mukherjee, S., S. Aadhar, D. Stone, and V. Mishra (2017): [https://doi.org/10.1016/j.wace.2018.03.005 Increase in extreme precipitation events under anthropogenic warming in India], Weather and Climate Extremes</ref>

== Hochwasser und Hochwasserereignisse ==
Pakistan, Indien und Bangladesch sind immer wieder von Hochwasserereignissen betroffen, deren verheerende Auswirkungen in den Medien weltweit thematisiert werden. Eine der schwersten Überschwemmungen der Region ereignete sich im Sommer 2010 in Pakistan, als schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser gesetzt wurde und fast 2000 Menschen den Fluten zum Opfer fielen.<ref name="Webster 2011">Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref> Auch in Indien kam es in den letzten Jahren zu großen Hochwasserereignissen. So bewirkten außerordentlich starke Regenfälle im Winter 2015 im südwestindischen Staat Tamil Nadu gewaltige Überschwemmungen mit über 400 Toten.<ref name="Blunden 2016">Blunden, J., and D.S. Arndt, Eds. (2016): State of the Climate in 2015. Bull. Amer. Meteor. Soc., 97 (8), S1–S275, DOI:10.1175/2016BAMSStateoftheClimate.1</ref>

=== Pakistan ===
==== Hochwasserkatastrophen in Pakistan ====
Überschwemmungen sind die verheerendsten Naturkatastrophen in Pakistan. Von allen durch Naturkatastrophen betroffenen Menschen sind 90 % Opfer von Überschwemmungen.<ref name="Tariq 2012" /> In den hochgelegenen nordwestlichen Grenzregionen Pakistans sowie in Kaschmir und Balutschistan kommt es häufig zu Sturzfluten, die sehr plötzlich zu starken Zerstörungen von Brücken und Siedlungen sowie zu Todesopfern führen können. Sie sind nicht selten mit starker Erosion und Hangrutschungen verbunden.<ref name="Tariq 2012" /> An einigen Flussläufen fehlen Dämme und andere Schutzbauten zur Kontrolle der Wasserniveaus völlig, so am Chenab, einem 1200 km langen Nebenfluss des Indus, der weitgehend durch Bergland fließt.

Am Indus selbst fallen die Hochwasser je nach Terrain verschieden aus. Am Oberlauf liegt das Flussbett unterhalb der umgebenden Landschaft, so dass nach einem Hochwasser das Wasser wieder direkt in das Flussbett zurückfließen kann. Am mittleren und unteren Indus hat sich über die Jahrtausende das Niveau des Flussbetts langsam angehoben. Der Indus zählt zu den sedimentreichsten Flüssen der Welt.<ref name="Laghari 2012"/> Das hat einerseits mit den hohen Erosionsraten durch das starke Gefälle im Himalaya zu tun, ist aber andererseits auch durch menschliche Eingriffe in das Flusssystem bedingt. So verstärken die Abholzungen im Oberlauf die Erosion und die Sedimentfracht. Und am unteren Indus sorgen Dämme dafür, dass der Fluss die Sedimente nicht über die umliegenden Flächen verteilen kann, sondern damit sein Bett zunehmend erhöht. Wenn es dann doch zu einem Dammbruch kommt, werden umso größere Gebiete des stark bevölkerten und wirtschaftlich intensiv genutzten Landes überschwemmt. Das hochliegende Flussbett, Dämme, Straßen und Eisenbahnlinien verhindern, dass die Wassermassen wieder in das alte Flussbett zurückfließen können und sich neue Wege suchen müssen.

Monsunregen sind die Hauptquelle für Hochwasser in Pakistan. Wenn im Sommer Schmelzwasser und Monsunniederschläge zusammen kommen, sind die stärksten Überschwemmungen sowohl in den Bergregionen wie in der tiefer liegenden ausgedehnten Indus-Ebene zu erwarten.<ref name="Laghari 2012"/> In den hoch gelegenen Einzugsgebieten des Indus und seiner Zuflüsse trägt die Schneeschmelze besonders stark zu Hochwasserereignissen bei. An den trockenen Küsten Pakistans kommt es zu Überflutungen dagegen durch niederschlagsreiche [[Tropische Wirbelstürme|tropische Zyklonen]], die über dem Arabischen Meer entstehen. Sie kommen zwar selten vor, können aber erhebliche Zerstörungen anrichten, wie z.B. zwei Zyklonen im Juni 2007 mit Regenfällen von 172 mm in zwei Tagen.<ref name="Tariq 2012" />

Durch Schutzmaßnahmen zeigt sich zwischen 1950 und 2009 ein abnehmender Trend der Todesfälle und zerstörten Siedlungen durch Überschwemmungen, der aber durch die Katastrophe von 2010 unterbrochen wurde.<ref name="Tariq 2012" />

==== Das Hochwasser im Sommer 2010 ====
[[Bild:Pakistan Niederschläge2010 DWD.jpg|thumb|420px|Niederschlagssummen des Zeitraums 1. Juli bis 10. August 2010 in Pakistan]]
[[Bild:Hochwasser unterer Indus 2010.jpg|thumb|420px|Flussverlauf und Hochwassergebiete am unteren Indus bei Sukkur am 19. Juli und 7. September 2010]]
Im Sommer 2010 hat das Hochwasser in Pakistan, das schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser setzte, fast 2000 Tote verursacht, insgesamt waren 20 Millionen Menschen davon betroffen, und der Schaden wird auf 40 Milliarden US$ geschätzt.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

Die Hochwasserkatastrophe in Pakistan wurde hauptsächlich durch [[Starkniederschläge und Hochwasser|extrem hohe Niederschläge]] verursacht.<ref name="DWD2010">DWD Pressemitteilung vom 12.8.2010: [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=dwdwww_menu2_presse&T98029gsbDocumentPath=Content%2FPresse%2FPressemitteilungen%2F2010%2F20100812__HochwasserPakistan__news.html Flutkatastrophe in Pakistan aus klimatologischer Sicht]</ref> Besonders stark waren die Niederschläge in den vier Tagen zwischen dem 27. und und 30. Juli. An zwei Messstationen fielen in diesen vier Tagen über 400 mm Niederschlag.<ref name="Rahman 2013">Atta-ur-Rahman, Amir Nawaz Khan (2013): Analysis of 2010-flood causes, nature and magnitude in the Khyber Pakhtunkhwa, Pakistan, Natural Hazards 66, 887–904</ref>, z.T. lagen die Niederschläge sogar an einem einzige Tag schon bei 280 mm. Das entspricht ungefähr der Menge, die in Deutschland im Mittel über einen ganzen Sommer fällt. Über den ganzen Monat Juli fielen an etlichen Orten über 500 mm Niederschlag, was drei- bis zehnmal soviel ist wie im langjährigen Julimittel.<ref name="DWD2010" />

Unmittelbare Ursache der starken Niederschläge war der [[Indischer Monsun|Indische Sommermonsun]]. Der [[Globaler Monsun|Monsun]] wird angetrieben durch den Temperatur- und Druckgegensatz zwischen Land und Meer, der je nach Jahreszeit wechselt. Im Winter herrschen tiefere Temperaturen und höherer Druck über dem Land, im Sommer über dem Meer. Der Monsun weht daher im Winter vom Land aufs Meer, im Sommer vom Meer aufs Land. Während der Wintermonsun trocken ist, bringt der Sommermonsun starke Niederschläge über die an den Indischen Ozean angrenzenden Landmassen. Die meisten Niederschläge fallen durch eine Monsunströmung, die über den Golf von Bengalen und Bangladesch bis in den Nordwesten Indiens reicht. Dabei sind die Regenfälle mit 1400 mm während der Sommermonsunzeit besonders ergiebig über dem Nordosten Indiens, während im Nordwesten nach Pakistan hin nur etwa 480 mm fallen.<ref>Dash, S.K. (2009): Changes in the characteristics of rain events in India, Journal of Geophysical Research 114, doi:10.1029/2008JD010572</ref> In der Regel reicht die Monsunströmung auch nicht wie im Sommer 2010 bis nach Nordost-Pakistan hinein. Der Monsun war also im Sommer 2010 im Nordosten Pakistans besonders stark ausgebildet und besonders niederschlagsreich. Hinzu kam, dass gleichzeitig vom Arabischen Meer her ein mit viel Feuchtigkeit aufgeladenes Tiefdruckgebiet Richtung Pakistan zog und sich im nordwestlichen Indien mit der Monsunströmung vereinte.<ref name="Rahman 2013" />

Worin liegen die Gründe für die besondere Monsunsituation im Sommer 2010 über dem Nordosten Pakistans? Im Allgemeinen wird als Erklärung der Einfluss des [[ENSO|La-Niña-Phänomens]] herangezogen.<ref name="DWD2010" /> Dabei handelt es sich um eine ungewöhnliche Abkühlung der Meeresoberflächentemperatur im östlichen äquatorialen Pazifik, dem Gegenpol von El Niño. Während El-Niño-Ereignisse in der Regel eine Schwächung der indischen Monsunströmung im Sommer verursachen, bewirkt ein La-Niña-Ereignis das Gegenteil. Ein solches Ereignis hat im Sommer 2010 im Golf von Bengalen für die Bildung von starken Monsuntiefs gesorgt, die dann regenreiche Luft bis nach Nordost-Pakistan transportiert haben. In der zweiten Juli-Hälfte bildete sich zudem ein stationäres Tief über dem Nordwesten Indiens aus, das feuchte Luftmassen in den Norden Pakistans lenkte.<ref name="Khandekar">Khandekar, M.L. (2010): 2010 Pakistan Floods: Climate Change or Natural Variability?, CMOS Bulletin SCMO Vol.38, No.5, October 2010, 165-167</ref> Zuvor schon hatte im Mai eine Hitzewelle über Pakstin mit Rekordtemperaturen von max. 53,5 °C ein starkes Tiefdruckgebiet über Mittel- und später über Nord-Pakistan entstehen lassen.<ref name="Rahman 2013" /> So gesehen sind die starken Regenfälle das Resultat eines Zusammentreffens mehrerer natürlicher Wetterereignisse und direkt nicht auf den anthropogenen [[Treibhauseffekt]] zurückzuführen. Ein Trend zu mehr starken Niederschlägen sei über Indien während der letzten 150 Jahre auch nicht festzustellen.<ref name="Khandekar" /> Pakistanische Daten zu Starkregentagen zeigen dagegen durchaus einen Anstieg seit 1998, sind aber für eine Trendfeststellung zu kurz.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

Eine andere Erklärung der starken Niederschläge in Pakistan im Sommer 2010 bringt sie mit einer [[blockierende Wetterlage|blockierenden Wetterlage]] des [[Jetstream|Polarjetstreams]] in Zusammenhang, die auch für die gleichzeitige [[Hitzewelle_2003#Hitzewelle_in_Russland_2010|russische Hitzewelle]] verantwortlich gewesen sei.<ref>Hong, C.-C., H.-H. Hsu, N.-H. Lin, and H. Chiu (2011): Roles of European blocking and tropical‐extratropical interaction in the 2010 Pakistan flooding, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2011GL047583</ref> Bei einer Blockierenden Wetterlage setzen sich größere [[Hochdruckgebiet|Hoch-]] und [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebiete]] über mehrere Tage fest und können im Sommer [[Hitzewellen]] auf der einen und Starkniederschläge auf der anderen Seite bewirken. So lag im Sommer 2010 ein Tiefdruckgebiet über Mitteleuropa und Pakistan/Indien und dazwischen eine [[Hitzewellen_Europa#Hitzewelle_in_Russland_2010|Hochdruckzelle über Russland]]. Ein Zusammenhang der ungewöhnlichen Blockierenden Wetterlage mit der globalen Erwärmung ist umstritten.

Neben Luftströmungen und Tiefdrucklagen spielten für das Hochwasser auch andere teils meteorologische, teils unmittelbar auf menschliche Einwirkungen zurückzuführende Gründe eine Rolle. So hat es in Nord-Pakistan im vorausgegangenen Winter hohe Schneefälle gegeben, deren starkes Abschmelzen im Sommer erheblich zu den katastrophalen Wasserständen der Flüsse beigetragen hatte. Außerdem ist es im Einzugsgebiet der nordpakistanischen Flüsse zu starken Abholzungen gekommen, durch die der Niederschlag ungehindert in Bächen und Flüssen abfließen konnte. Hintergrund ist, dass die wachsende Bevölkerung immer mehr Holz als Feuerholz brauchte und ihre Ackerflächen immer mehr auf Kosten von Waldbeständen ausdehnte.<ref name="Rahman 2013" />

[[Bild:Pakistan 2022 flooding.jpg|thumb|520px|Überschwemmungen in Pakistan 2022]]
==== Das Hochwasser im Sommer 2022 ====
Von Mitte Juni 2022 bis Ende August fielen in Pakistan Rekord-Niederschläge. Der Indus überflutete Tausende von Quadratkilometern und setzte ein Drittel des Landes unter Wasser.<ref name="Nature 2022">Nature (2022): [https://www.nature.com/articles/d41586-022-02813-6 Why are Pakistan’s floods so extreme this year?]</ref> Starkregen führten außerdem zu Sturzfluten in Städten und es kam zu zahlreichen Erdrutschen und Ausbrüchen von Gletscherseen. Betroffen waren vor allem die Provinzen Sindh und Belutschistan im Süden des Landes mit 726% und 590% des normalen Augustniederschlags. Von den Überschwemmungen waren 33 Mio. Menschen betroffen, 1,7 Mio. Häuser wurden zerstört, 1500 Menschen starben. Stark betroffen war die Landwirtschaft mit 750.000 toten Rindern und dem Verlust von 45% der Baumwollernte. Die Schäden wurden vorläufig auf 30 Mrd. US$ beziffert.<ref name="Otto 2022">Otto, F.E.L. M. Zachariah, F. Saeed et al. (2022): [https://www.worldweatherattribution.org/wp-content/uploads/Scientific-report-Pakistan-floods.pdf Climate Change made devastating early heat in India and Pakistan 30 times more likely], World Weather Attribution</ref>

Starkniederschläge sind in Pakistan in der Regel mit dem südasiatischen (indischen) Sommermonsun verbunden, durch den sich Tiefs über dem Golf von Bengalen bilden, die feuchte Luftmassen quer über Indien bis nach Pakistan transportieren. Wie weit diese Tiefs nach Pakistan vordringen, hängt von den Luftdruckverhältnissen über Pakistan selbst ab. Im Mai 2022 litt Pakistan unter einer starken Hitzewelle, die mit einem Hitzetief verbunden war, das wiederum die Monsun-Tiefs vom Golf von Bengalen weit nach Nordwesten lenkte. Ein weiterer verstärkender Faktor für die Niederschläge waren, wie schon 2010, La-Niña-Verhältnisse, die jene von 2010 noch übertrafen und zu wärmeren Meeresoberflächentemperaturen im östlichen Indischen Ozean führten. Die hohen Wassertemperaturen bewirkten eine starke Verdunstung, die den Monsun-Tiefs sehr viel Wasserdampf zuführten. Einen ähnlichen Effekt hatte zudem noch ein negativer Indian Ocean Dipole (IOD).<ref name="IPCC 2022 2.4.3">IPCC AR6, WGI, Ch. 2 (2022): The Physical Science Basis, 2.4.3</ref> Beim IOD handelt es sich um eine Temperaturschwankung zwischen dem westlichen und östlichen Indischen Ozean, die in ihrer negativen Phase ebenfalls höhere Wassertemperaturen im östlichen Indischen Ozean bewirkt. Diese IOD-Verhältnisse gab es während der Überschwemmungen 2010 nicht, weshalb möglicherweise die Überschwemmungen 2020 noch höher ausgefallen sind als 2010. Ähnlich wie 2010 spielten aber 2020 an den Jetstream der mittleren Breiten gebundene Tiefruckgebiete, die Pakistan Ende August vom Mittelmeer her erreichten, für Niederschläge im Norden des Landes eine Rolle. Verstärkend für die Überschwemmungen wirkten sich wie schon bei früheren Hochwasserkatastrophen zahlreiche Mängel des Be- und Entwässerungssystems am unteren Indus aus. Das Hochwasser betraf vor allem die landwirtschaftlichen Gebiete, wo 64% der Bevölkerung Pakistans leben und das Flusswasser ein entscheidender Faktor für die Produktion darstellt.<ref name="Otto 2022" />

Nach Einschätzungen der WWA-Initiative ([https://www.worldweatherattribution.org World Weather Attribution]) könnte der Klimawandel die Wahrscheinlichkeit der Intensität der Niederschläge über Pakistan um 50 % erhöht haben.<ref name="Otto 2022" /> Eine deutlich stärkere Rolle spielte der Klimawandel für die Hitzewelle im Frühjahr 2022, die dadurch 30 Mal wahrscheinlicher geworden ist und einen wichtigen Einfluss auf die Zugbahnen der Tiefs vom Golf von Bengalen nach Pakistan gespielt hat.<ref name="WWA 2022">WWA (2022): [https://www.worldweatherattribution.org/wp-content/uploads/India_Pak-Heatwave-scientific-report.pdf Climate Change made devastating early heat in India and Pakistan 30 times more likely]</ref>

=== Indien ===
[[Bild:India rain 9-16 nov 2015.jpg|thumb|420px|Niederschläge 9.-16. November 2015 in mm in SO-Indien]]
Nach Bangladesch ist Indien das am stärksten durch Überschwemmungen gefährdete Land der Welt. Im Hinblick auf die Opfer von Menschenleben und die ökonomischen Verluste sind Hochwasser die gefährlichsten Naturkatastrophen in Indien. Ein Achtel des Landes ist durch Hochwasser gefährdet, insbesondere die Flussbecken von Ganges und Brahmaputra. In den 100 Jahren von 1915 bis 2015 hat Indien 649 Naturkatastrophen erlebt, wovon fast die Hälfte (302) Hochwasserkatastrophen waren.<ref name="Tripathi 2015">Tripathi, P. (2015): Flood Disaster in India: An Analysis of trend and Preparedness, Interdisciplinary Journal of Contemporary Research, Vol. 2, No. 4, 91-98</ref> Ungefähr 30 Mio. Menschen sind jedes Jahr durch Hochwasser betroffen, bei 1500 Todesopfern jährlich, was etwa einem Fünftel der weltweiten Todesopfer durch Hochwasser entspricht. Die Anzahl der Todesopfer ist in den letzten 50 Jahren stark angestiegen, z.B. von 1000 pro Jahr im Jahrzehnt 1965-1975 auf 1700 pro Jahr in 2005-2015. Im selben Zeitraum waren 78 Mio. Inder, die hauptsächlich zur armen Bevölkerungsschicht gehörten, durch Zerstörung ihrer Wohngebäude, Ernteverluste etc. von Überschwemmungen betroffen. Die ökonomischen Verluste haben sich von 1995-2005 auf 2005-2015 auf 34,5 Mrd. US$ nahezu verdreifacht.<ref name="Tripathi 2015" />

Auch in jüngster Zeit hat Indien eine Reihe von verheerenden Hochwasserkatastrophen erlebt. So fielen dem Hochwasser in Kerala im August 2018 nach vorläufigen Schätzungen 440 Menschen zum Opfer, und die ökonomischen Verluste beliefen sich auf ca. 3 Mrd. US$.<ref>Mishra, V., Aaadhar, S., Shah, H., Kumar, R., Pattanaik, D. R., and Tiwari, A. D. (2018): [https://doi.org/10.5194/hess-2018-480 The Kerala flood of 2018: combined impact of extreme rainfall and reservoir storage], Hydrol. Earth Syst. Sci. Discuss.</ref> Weitere Hochwasserkatastrophen ereigneten sich in Bangalore im Juli 2016, im Nov./Dez. 2015 in Tamil Nadu und Andhra Pradesh in Südindien, wovon 4 Mio. Menschen betroffen waren, 2005 in Mumbai mit 1094 Toten, in Jammu und Kaschmir im September 2014 mit über 500 Opfern und einem Schaden von 1,5 Mrd. US$.<ref name="Mukherjee 2017" />

Vom 1. zum 2. Dezember 2015 fielen in Tamil Nadu, einem Staat im Südosten Indiens, an einigen Messstellen über 400 mm Niederschlag in 24 Stunden. Ein so extremer Niederschlag kommt in der Region statistisch nur knapp alle 100 Jahre einmal vor. Vorausgegangen war die Entwicklung eines ausgeprägten Tiefdruckgebietes über dem Golf von Bengalen, das sehr viel Feuchtigkeit über die Küste von Südost-Indien brachte. Wahrscheinlich haben das sehr starke El-Niño-Phänomen und das warme Oberflächenwasser im Golf von Bengalen das Ereignis verursacht. Der starke El Niño 2015 bewirkte im Golf von Bengalen starke Ostwinde, die feuchte Luftmassen an die Ostküste Indiens heran transportierten. Aufgrund der hohen Temperaturen des Oberflächenwassers vor der Küste verdunstete sehr viel Wasser, so dass die Luft stark mit [[Wasserdampf]] angereichert war. Möglicherweise sind diese Temperaturen auf die globale Erwärmung zurückzuführen. Die Meeresoberflächentemperaturen des Golf von Bengalen zeigen über die letzten 100 Jahre einen deutlichen Anstieg von ca. 27,5 auf 28,5 °C. Ein weiterer möglicher Faktor ist die Urbanisierung mit ihrer Ausbildung städtischer Hitzeinseln, wie sie besonders für Chennai zutrifft.<ref name="Narasimhan 2016">Narasimhan, B., et al. (2016): Chennai Floods 2015. A rapid Assessment (Interdisciplinary Centre for Water Research Indian Institute of Science, Bangalore May 2016)</ref>

=== Bangladesch ===
Bangladesch und Nepal gehören zu den Regionen des Indischen Monsungebiets mit starken Niederschlägen und häufigen Überschwemmungen. Die geographischen Bedingungen stellen für Bangladesch ein hohes Risiko gegenüber Hochwasser dar. Das Land ist sowohl von Fluten durch das große Stromsystem des Ganges, Brahmaputra und Meghna bedroht als auch über das flache und ausgedehnte Delta vom Meer her. Ein großer Teil des Landes liegt sehr tief, 80 % sind potentielles Überschwemmungsgebiet. Hochwasser in Bangladesch sind normal, von Sturzfluten von den überfließenden, hochgelegenen Flüssen, Überschwemmungen durch starke Niederschläge, Monsunfluten durch die Hauptströme Ganges, Brahmaputra und Meghna bis zu Sturmfluten vom Golf von Bengalen in den Küstengebieten. In normalen Jahren stehen zeitweilig 20-25 % des Landes unter Wasser, in den extremen Jahren 1987, 1988 und 1998 waren es 60 %. Das Hochwasser von 1998 forderte 1100 Tote, und 30 Mio. Menschen wurden obdachlos. Hochwasser zerstören auch häufig die Lebensgrundlagen der Menschen wie Ernten, landwirtschaftliche Betriebe, Industriebetriebe, Häuser und Infrastrukturanlagen. Die Menschen verlieren nicht nur ihr Leben und ihre Heimat, sondern häufig auch ihre Arbeit. Die Flut von 1998 bedeutete außerdem für das ganze Land eine Hungerkrise, da die Reisernte zu einem großen Teil ausfiel.<ref name="Dewan 2015">Dewan, T.H. (2015): Societal impacts and vulnerability to floods in Bangladesh and Nepal, Weather and Climate Extremes 7, 36–42</ref>

[[Bild:S-Asia wet days SSP5-8.5.jpg|thumb|420px|Änderung der Anzahl der Tage mit Niederschlägen von >1 mm („feuchte Tage“) während des Sommer-Monsuns zwischen 1965-2015 und 2050-2100]]
[[Bild:Indian Monsoon rain 1860-2090.png|thumb|420px|Änderung der Niederschläge während des Indischen Sommermonsuns 1860-2090 in mm/Tag nach verschiedenen Szenarien im Vergleich zum Mittel 1985-2015]]
==Projektionen==
Jüngste Studien stimmen weitgehend darin überein, dass die Niederschlage des Indische Sommermonsuns durch den Klimawandel im 21. Jahrhundert zunehmen werden. Bei dem hohen Szenario RCP8.5 könnten das 19% gegenüber der Zeit 1961-1999 sein. Dieser Trend wird als Folge einer Erwärmung des Indischen Ozeans durch die globale Erwärmung gesehen, durch die mehr Wasser verdunstet, das durch den Monsun als Wasserdampf Richtung Land transportiert wird. Dieser sogenannte thermodynamische Effekt wirkt sich stärker aus als die dynamische Abschwächung der Monsunzirkulation durch einen geringeren Gegensatz zwischen Land- und Ozeantemperaturen.<ref name="Katzenberger 2021">Katzenberger, A., Schewe, J., Pongratz, J., and Levermann, A. (2021): [https://doi.org/10.5194/esd-12-367-2021 Robust increase of Indian monsoon rainfall and its variability under future warming in CMIP6 models], Earth Syst. Dynam., 12, 367–386</ref>

Simulationen mit 32 Modellen der neuesten Generation CMIP6<ref>Coupled Model Intercomparison Project Phase 6 - die Modellgeneration, die für den 6. Sachstandsbericht des Weltklimarates IPCC (2021/2022) entwickelt wurde.</ref> haben gezeigt, dass die Sommerniederschläge über dem Indischen Subkontinent bis zum Ende des 21. Jahrhunderts deutlich zunehmen werden. Das Mittel der Modelle zeigt für die Monate Juni-September eine Zunahme von 0,33 mm/Tag. Das ist signifikant höher als in früheren Modellberechnungen und beruht auf weniger Unsicherheiten. Relativ gesehen nehmen danach die Niederschläge zwischen 1985-2015 und 2070-2100 bei dem hohen Szenario SSP5-8.5 um 24%, bei dem moderaten Szenario SSP2-4.5 um fast 10% zu. Dabei zeigt sich eine lineare Abhängigkeit von der globalen Mitteltemperatur von 5% pro 1 °C Erwärmung über alle Szenarien und Modelle gemittelt.<ref name="Katzenberger 2021" />

Der deutliche Wandel zu feuchteren Jahreszeiten wird verbunden sein mit einer Zunahme von Jahreszeiten mit häufigeren und intensiveren Starkregen. Sehr feuchte Monsun-Jahreszeiten, die es im Zeitraum 1965-2015 in 5 von 50 Jahren gegeben hat, werden 2050-2100 achtmal häufiger vorkommen. Auch die Veränderung der Starkregen weist eine fast lineare Beziehung zwischen der Anzahl sehr feuchter Jahreszeiten und der Zunahme der globalen Mitteltemperatur auf. D.h. bei einer Temperaturzunahme von 1 °C wird es fast 10 sehr feuchte Jahreszeiten mehr geben. Die Tage mit schwachen bis mittleren Niederschlägen während des Sommermonsuns werden vor allem im nordwestlichen Indien und Pakistan zunehmen, Tage mit starken Regenfällen in den Westghats, an der Südküste von Bangladesch und im Himalaya.<ref name="Katzenberger 2022">Katzenberger, A., Levermann, A., Schewe, J., & Pongratz, J. (2022): [https://doi.org/10.1029/2022GL098856 Intensification of very wet monsoon seasons in India under global warming.] Geophysical Research Letters, 49, e2022GL098856.</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Niederschlag in Niederschlag DiffII West-Suedasi.png|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/klimafolgen/extremereignisse/starkniederschlaege/starkniederschlag-suedasien-254382/ '''Regionaldaten zu Asien'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
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Hier finden Sie eine [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''].
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [http://klimaprojekt.de Schulprojekt Klimawandel]:
* [http://bildungsserver.hamburg.de/contentblob/3158620/76ff3f8c25cefa78042f98b0b41530ab/data/2011-indischer-monsun.pdf Der indische Sommermonsum] Indien - Flucht vor dem Monsun? Führt die Klimaerwärmung zur Unbewohnbarkeit von Teilen des indischen Sommermonsungebietes? (Johanneum zu Lübeck,2011)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Starkniederschläge_und_Hochwasser_(Bilder)#Starkniederschl.C3.A4ge_und_Hochwasser_in_S.C3.BCdasien|Starkniederschläge und Hochwasser in Südasien]]
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== Lizenzhinweis ==

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[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]

Gletscher in den Alpen

2023-10-12T16:51:36Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Rhonegletscher 1900.jpeg|thumb|520px|Der Rhonegletscher um 1900]]
[[Bild:Rhoneglacier 2005.JPG|thumb|520px|Der Rhonegletscher im Jahr 2005]]
[[Bild:Überblick über die Gletscherbedeckung und die Gletschermassenbilanz in den Europäischen Alpen.jpg|thumb|450px|Überblick über die Gletscherbedeckung und wichtige Gletscheruntersuchungen in den Europäischen Alpen]]
Die Alpen erstrecken sich mit einer Länge von 1200 km über die Schweiz, Deutschland, Slowenien, Italien, Liechtenstein, Österreich und Frankreich. Sie nehmen eine Fläche von ungefähr 190.000 km² ein und werden von rund 15 Millionen Menschen bewohnt.<ref name="Agrawala 2007">Agrawala, S. (2007): Climate Change in the European Alps. ADAPATING WINTER TOURISM AND NATURAL WINTER HAZARDS, OECD publishing, 17–23</ref> Sie werden üblicherweise in die westlichen und östlichen Alpen aufgeteilt. Die Westalpen sind höher als die Ostalpen und besitzen zahlreiche Gipfel mit über 4000 m Höhe. In den Westalpen liegt mit dem Mont Blanc (4810 m) der höchste Berg der Alpen und Europas. Hier befinden sich mit dem Monte-Rosa-Massiv (4634 m), Matterhorn (4478), Jungfrau (4158 m) u.a. auch die meisten anderen Viertausender der Alpen. In den Ostalpen erreicht nur die Bernina-Gruppe (4049 m) eine Höhe von knapp über 4000 m. Der höchste Berg Österreichs, der Großglockner, ist dagegen lediglich 3797 m hoch. Westen und Osten werden durch den Rhein und den Splügenpass abgegrenzt.
== Gletscher und Klima in den Alpen ==
===Gletscher===

Zurzeit beherbergen die Alpen ungefähr 5000 Gletscher,<ref name="Zemp 2006a">Zemp, M. (2006): [http://www.geo.uzh.ch/fileadmin/files/content/abteilungen/phys3g/docs/phd/2006_Diss_Zemp_Michael.pdf Glaciers and climate change – Spatio-temporal analysis of glacier fluctuations in the European Alps after 1850]. PhD thesis, Universität von Zürich</ref> die noch in den 1970er Jahren eine Fläche von fast 3000 km² bedeckten.<ref name="Haeberli 2013">Haeberli, W., F. Paul and M. Zemp (2013): Vanishing Glaciers in the European Alps, Fate of Mountain Glaciers in the Anthropocene Pontifical Academy of Sciences, Scripta Varia 118, 2013, www.pas.va/content/dam/accademia/pdf/sv118/sv118-haeberli-paul-zemp.pdf</ref> Davon sind nur fünf in den Bayerischen Alpen zu finden, die ungefähr 1 km² Fläche beanspruchen. Der größte Talgletscher in den Alpen ist der Aletsch-Gletscher, der als UNESCO-Weltnaturerbe deklariert wurde und sich mit einer Länge von 23 km in den Berner Alpen erstreckt. Die Gletscher der Alpen sind Hauptquellort für den Rhein, die Rhône, den Po und die Donau; daher werden die Berge der Alpen auch als „Wassertürme“ Europas bezeichnet.<ref name="Agrawala 2007" /> Insgesamt befinden sich zwei Drittel der beständigen Eisoberflächen der Gebirge Mittel-Europas (Alpen, Pyrenäen, Kaukasus) in den Alpen.<ref name="UNEP 2008">UNEP, WGMS (2008): [http://www.grid.unep.ch/glaciers/pdfs/glaciers.pdf Global Glacier Changes: Facts and Figures]</ref>

=== Das Klima der Alpen ===

Die Alpen unterliegen vier verschiedenen Klimaeinflüssen: Vom Atlantik im Westen strömt milde, feuchte Luft in den Alpenraum, aus dem Süden warme mediterrane Luft, aus dem Norden kalte Polarluft und aus dem Osten kontinentale Luftmassen.

[[Bild:Temp2m 1971 2000 Alpen Jahr.jpg|thumb|520px|Jahresmitteltemperatur in den Alpen und Umgebung 1971-2000 nach Modelldaten]]

Die räumliche Änderung des Klimas sowie die Physiogeographie der Alpen beeinflussen die Temperaturverteilung und den [[Niederschlag]]. Durch ihre Höhe, Vegetation und Schneebedeckung üben die Alpen selbst einen Einfluss auf das Wetter aus.<ref name="Agrawala 2007" /> Auf der Nord- und Südseite der Alpen fallen in ca. 2000 m Höhe jährlich 2000-2800 mm Niederschlag, in den Zentralalpen dagegen nur 800 bis 1800 mm. Die Sommertemperaturen der Südalpen liegen um 1 °C höher als auf der Nordseite. Im Norden herrscht ein mitteleuropäisch-ozeanisches Klima, in den Zentralalpen sind eher kontinentale Witterungsbedingungen bestimmend.<ref name="Escher-Vetter 2015">Escher-Vetter, H. & J. L. Lozán (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde-buch-kap-4-8/ Veränderungen der Schweizer Gletscher]. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.): Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, 155-158, doi:10.2312/warnsignal.klima.eis-der-erde.23</ref>

Temperatur und Niederschlag sind maßgeblich für die Entwicklung von Gletschern in den Alpen. Die Temperatur in den Alpen ist jahreszeiten- und höhenabhängig. Die Höhenabhängigkeit wirkt sich am stärksten vom Herbst bis zum frühen Winter hin aus. Gletscher, die sich in feuchteren Regionen mit viel Niederschlag, einer hohen Luftfeuchtigkeit und einer hohen Umwälzung von Luftmassen befinden, reagieren sensibler auf Änderungen der Temperatur als Gletscher, die in einer trockenen Umgebung gelegen sind.

Die Saisonabhängigkeit des Niederschlags ist räumlich variabel und hängt von dem Ort und der Orographie ab. Jedoch ist in den Alpen ein Ost-West-Gradient zu erkennen: Im Osten der Alpen kommt es zu weniger Niederschlag als im Westen, was durch die Nähe des Westens zum Atlantik begründet werden kann.
Im Winter fällt fast der gesamte Niederschlag ab 1500 m in Form von [[Schnee]]; der Schnee bleibt in 2000 m Höhe von Mitte November bis Ende Mai liegen.<ref name="Agrawala 2007" />

Schwankungen in der großskaligen [[Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Zirkulation]] prägen ebenfalls das Klimas in den Alpen. Damit sind vor allem Änderungen der hemisphärischen Rossby-Wellen und der dazugehörigen Position des hohen troposphärischen [[Jetstream|Jet-Streams]] gemeint. Die Auswirkungen dieser Änderungen zeigen sich regional: Sie sind verantwortlich für die Entwicklung von Hoch- und Tiefdruckgebieten und damit auch für die den Transport (Advektion) von Luftmassen in die Alpen. Ein [[Hochdruckgebiet]] im Sommer führt beispielsweise zu absinkenden trockenen Luftmassen, die mit wenig Bewölkung und Niederschlag einhergehen. Dadurch erhöht sich die solare Einstrahlung, die Temperatur steigt und führt damit zu einer stark ausgeprägten negativen Massenbilanz. Die Eisschmelze wird vor allem während des Spätsommers zusätzlich dadurch verstärkt, dass das Eis der Abschmelzregion direkt der Kurzwellenstrahlung ausgesetzt wird. Der Schnee in diesem Gebiet ist alt und dreckig, damit hat er eine geringe Albedo, die den Schmelzprozess verstärkt.

Im Winter ist ein [[Tiefdruckgebiet]] über den Britischen Inseln und über der Nordsee mit einer südlichen Advektion von warmer und feuchter Luft verbunden. Ist das Tiefdruckgebiet weiter östlich angesiedelt, kommt es zu einer Kaltluftadvektion, die feuchte Luftmassen aus polaren Regionen in die nördlichen Alpen transportiert. Das führt zu verstärktem Niederschlag und verstärkter [[Wolken|Wolkenbildung]]. Beides führt zu einer Verminderung der eintreffenden solaren Strahlung und zu geringen Temperaturen und schließlich zu einer positiven Massenbilanz. Durch den Massenzuwachs durch Schnee erhöht sich dann auch wieder die [[Albedo|Albedo]]. Die Position und die Stärke von Tief- und Hochdruckgebieten über der Nordatlantikregion in Europa und der Zeitpunkt ihres Auftretens sind also maßgeblich für die Luftmassenadvektion und damit für die Massenbilanz der Gletscher.<ref name="Springer 2013">Springer, C., Matulla, C., Schöner, W., Steinacker, R., Wagner, S. (2013): Downscaled GCM projections of winter and summer mass balance for Central European glaciers (2000–2100) from ensemble simulations with ECHAM5-MPIOM, International Journal of Climatology, 33, 1270 – 1279</ref>

Vor allem im Winter steht das Klima stark unter dem Einfluss der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] (NAO), die sich besonders im Westen und in hohen Lagen auf Temperatur und Niederschlag auswirkt. Eine stärkere NAO sorgt für den Transport warmer und feuchter Luftmassen vom Atlantik Richtung Alpen. Die gleichzeitig höheren Niederschläge fallen zu einem erheblichen Teil aufgrund der höheren Temperaturen als Regen statt als Schnee, so dass die Gletscher an Masse verlieren. Im Osten hingegen fällt mit einem höheren Winterniederschlag entlang der nördlichen Grenze der Alpen bei einem steigenden NAO-Index auch mehr Schnee, da die Temperaturen hier aufgrund der kontinentaleren Lage geringer als im Westen sind. Im Zentrum und im Süden der Alpen fallen bei einer starken NAO weniger Niederschläge, da die Regionen im Lee der Hauptluftströmungen liegen. Das wirkt sich negativ auf die Gletscherbildung aus.

=== Klimaänderungen in den Alpen ===
[[Bild:Alpen Temperatur1770-2003.jpg|thumb|468px|Temperaturveränderungen in der Alpen-Region relativ zu 1901-2000]]
* Hauptartikel: [[Klimaänderungen in den Alpen]]
Der beobachtete Klimatrend in den Alpen zeigt, dass sich die Nachttemperaturen im Winter im Vergleich vom 20. Jahrhundert zu 1900 um bis zu 2 °C erhöht haben. Bei den Tagestemperaturen ist der Anstieg geringer. Seit 1980 geht die Erwärmung in den Alpen mit der globalen Erwärmung einher; sie ist in den Alpen jedoch etwa dreimal höher als der globale Durchschnitt. Besonders starke Temperaturzunahmen konnten in den Jahren 1994, 2000, 2002 und besonders in 2003 beobachtet werden.<ref name="Agrawala 2007" />

Die Temperaturzunahme in den Alpen hat mehrere Ursachen. Bis 1950 können Temperaturschwankungen vor allem durch natürliche Einflüsse wie eine verstärkte solare Strahlung begründet werden. Ab 1950 wirkten anthropogene Aerosole und Treibhausgasemissionen etwa im gleichen Maß wie die natürlichen Einflüsse. So kam es zwischen 1950 und 1970 zu einer leichten Abkühlung des Alpenklimas, da hier der Einfluss durch anthropogene Aerosole dominierte; ab 1970 gewannen die anthropogenen Treibhausgase die Oberhand und es kam zu einer Erwärmung.<ref name="European Environment Agency">European Environment Agency (2009): [http://www.eea.europa.eu/publications/alps-climate-change-and-adaptation-2009 Regional climate change and adaption. The Alps facing the challenge of changing water resources] </ref>

Über den Niederschlag lässt sich sagen, dass im Nordwesten der Alpen der Niederschlag speziell im Winter zunahm, während im südlichen und östlichen Teil der Alpen im Herbst ein Rückgang verzeichnet wurde. Für die Schneefälle lässt sich feststellen, dass in den tieferen Lagen der Alpen (< 300 m) die Schneedeckendauer um 30 – 40 % zurückgegangen ist, in höheren Lagen hat sie sich jedoch nur um 10% vermindert. Dieser negative Trend scheint sich also mit zunehmender Höhe abzuschwächen.<ref name="Disch, D. 2008">Disch, D., Reppe, S., Jacob, D., Göttel, H., Kotlarski, S. und Lorenz, P. (2008): [http://www.alpconv.org/en/publications/other/Documents/klimawandel_bmu_de.pdf?AspxAutoDetectCookieSupport=1 Klimawandel in den Alpen: Fakten – Folgen – Anpassung, BMU, 1 -23] </ref>

== Veränderungen der Alpinen Gletscher ==
[[Bild:MB Alpen-Gletscher1964-2014.jpg|thumb|420px|Änderungen der kummulativen jährlichen Massenbilanz relativ zu 1964 in Wasseräquivalenten]]
[[Bild:Rotmoosferner und Wasserfallferner.jpg|thumb|420px|Rotmoosferner und Wasserfallferner]]
Die Gletscher der Alpen sind mit einer mehr als hundertjährigen Beobachtung die am besten dokumentierten Gletscher der Welt.<ref name="Haeberli 2013" /> Zu 25 Gletschern in den Alpen gibt es kontinuierliche Massenbilanz-Messungen über mindestens 10 Jahre und zu 11 davon über mehr als 30 Jahre.<ref name="Carturan 2016">Carturan, L., C. Baroni, M. Brunetti, A. Carton, G. Dalla Fontana, M. C. Salvatore, T. Zanoner, and G. Zuecco (2016), Analysis of the mass balance time series of glaciers in the Italian Alps, Cryosphere, 10, 695–712, doi:10.5194/tc-10-695-2016</ref> In der Schweiz wurde bereits um 1880 an 10 Gletschern mit der Vermessung der Gletscherlänge und 1914 mit der Bestimmung der Massenbilanz des Claridenfirns begonnen.<ref name="Escher-Vetter 2015" />

Die maximale Oberfläche und das maximale Volumen der Alpengletscher wurden im letzten Jahrtausend am Ende der [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Kleine_Eiszeit|Kleinen Eiszeit]] in der Mitte des 19. Jahrhunderts erreicht,<ref name="UNEP 2008" /> als die gesamte vergletscherte Fläche rund 4500 km<sup>2</sup> betrug. Seitdem hat sich die Gletscheroberfläche bis in die 1970er Jahre auf 2900 km<sup>2</sup>, bis 2003 auf wenig mehr als 2000 km<sup>2</sup> und bis 2010 auf 1800 km<sup>2</sup> reduziert. Während der ersten 130 Jahre betrug die Verlustrate 10-15 km<sup>2</sup> pro Jahr und steigerte sich nach 1985 auf 40-45 km<sup>2</sup>/Jahr. Ähnlich schrumpfte seit der Mitte des 19. Jahrhunderts auch das Gletschervolumen. Während es für die Zeit um 1850 auf 200-300 km<sup>3</sup> geschätzt wurde, beliefen sich die Berechnungen für die Jahrtausendwende auf rund die Hälfte und für 2011 auf nur noch 80 km<sup>3</sup>.<ref name="Haeberli 2013" /> Seit 1980 ist ein beschleunigter Eisverlust zu beobachten, der in dem Rekordsommer 2003 in einem Volumenverlust von 5 – 10 % im Vergleich zu dem Gesamtvolumen aus dem Jahr 2000 gipfelte.<ref name="UNEP 2008" /> Das jetzige Gletschervolumen liegt bei einem Drittel des ursprünglichen Volumens von 1850<ref name="Zemp 2006b">Zemp, M., Haeberli, W., Hoelzle, M., Paule, F. (2006): Alpine glaciers to disappear within decades? Geophysical Research Letters Vol. 33, doi:10.1029/2006GL026319</ref> und wurde erst für das Jahr 2025 erwartet.<ref name="Paul 2004">Paul, F., Kääb, A., Maisch, M., Kellenberger, T., Haeberli, W. (2004): Rapid disintegration of Alpine glaciers observed with satellite data, Geophysical Research Letters Volume 31, Issue 21, November 2004</ref> Untersuchungen in den Ötztaler Alpen ergaben, dass sich das mittlere jährliche Volumen und die Dicke stärker ändern als die Fläche. Besonders bei Gletschern mit einer Oberfläche von 0.5 km² – 1 km² wurde beobachtet, dass die relative jährliche Flächenänderung gleich blieb, während sich die Abnahme des Volumens und der Eisdicke der Gletscher verdoppelte (Vergleich der Zeiträume 1969 – 1997 und 1997 - 2006). Ein umgekehrter Effekt ist dann zu erwarten, wenn die Gletscherzunge so dünn ist, dass sie abschmilzt. Damit verschwindet dann eine große Fläche des Gletschers, die aber nur ein sehr geringes Volumen besitzt.<ref name="Abermann 2009"> Abermann, J., Lambrecht, A., Fischer, A., Kuhn, M. (2009): Quantifying changes and trends in glacier area and volume in the Austrian Ötztal Alps (1969-1997-2006), The Cyrosphere, 3, 205 - 215 </ref>

Die Abschätzungen sind jedoch mit großen Unsicherheiten behaftet. Einzelne Jahre können von dem Gesamttrend abweichen. In 1910 und 1970 konnte eine positive Massenbilanz und damit ein Eisgewinn in den Alpen verzeichnet werden, sodass kleine Gletscher sogar wuchsen. In 1940 und 1980 wurde eine extreme negative Massenbilanz beobachtet und es kam zu einem rapiden Eisverlust.<ref name="Schiermeier 2010">Schiermeier, Q. (2010): Glaciers' Wane not all down to humans, NATURE 465, 677</ref> Besonders die größeren Gletscher befinden sich außerdem nicht in Übereinstimmung mit dem heutigen Klima. Wahrscheinlich müssten diese noch ein weiteres Drittel ihrer Fläche verlieren, um sich mit dem Klima zu Beginn des 21. Jahrhunderts im Gleichgewicht zu befinden.<ref name="Haeberli 2013" /> Der Vergleich von Oberflächenänderungen der Gletscher in den Ötztaler Alpen lässt annehmen, dass die Gletscher, deren Fläche kleiner als 0.1 km² ist, sich dagegen auf das aktuelle Klima eingestellt haben.<ref name="Abermann 2009" />

Untersuchungen in einzelnen Regionen und auch einzelner Gletscher zeigen zwar teilweise unterschiedliche Entwicklungen, aber überall ist der Trend des Gletscherrückzugs seit dem Ende der Kleinen Eiszeit und der verstärkste Rückgang seit den 1980er Jahren zu erkennen. So zeigt die Änderung der kumulativen Massenbilanz von sechs ausgewählten alpinen Gletschern in den französichen, schweizer und österreicheischen Alpen teilweise deutliche Unterschiede von -1,14 m Wasseräquivalente (w.e.) pro Jahr für den Sarennes-Gletscher in den Westalpen und -0,38 m w.e./Jahr für den Silvrettagletscher in den nördlichen Ostalpen. Und selbst die nur 3 km voneinander entfernt liegenden Gletscher Sarennes und St Sorlin schmelzen unterschiedlich stark ab. Alle sechs Gletscher hatten jedoch seit seit ca. 1980 einen beschleunigten Massenverlust auf.<ref name="Vincent 2017">Vincent, C., A. Fischer, C. Mayer, A. Bauder, S. P. Galos, M. Funk, E. Thibert, D. Six, L. Braun, and M. Huss (2017): Common climatic signal from glaciers in the European Alps over the last 50 years, Geophysical Research Letters 44, 1376–1383, doi: 10.1002/2016GL072094.</ref>

Wie in anderen Gebieten besaßen auch die schweizer Gletscher ihre größte Ausdehnung während der letzten 1000 Jahre mit 1735 km² am Ende der Kleinen Eiszeit um 1850. Anfang der 1970er Jahre waren davon noch 1300 km² übrig, was einen Flächenverlust von rund 25 % bedeutete. Bis zur Mitte der 1980er Jahre änderte sich die Fläche dann kaum noch, um danach aber beschleunigt abzunehmen. 2010 betrug die gesamte Gletscherfläche der Schweiz nur noch 944 km², womit sich die Gesamtfläche gegenüber der Mitte des 19. Jahrhunderts fast halbiert hat. In den letzten Jahrzehnten beschleunigte sich der Flächenverlust also deutlich. Auch die Anzahl der Gletscher ging von 2155 im Jahr 19713 auf 1420 in 2010 deutlich zurück, was einen Verlust von 735 Gletschern bedeutet.<ref name="Escher-Vetter 2015" /> Die längste Serie in den italienischen Alpen gibt es zum Careser Gletscher in der Ortles-Cevedale-Gruppe. Die Gletscherfläche hat hier von 5 km² in 1967 auf 1,6 km² in 2012 abgenommen. Insgesamt zeigen auch die italienischen Alpengletscher einen klaren Trend zu einer negativen jährlichen Massenbilanz. Die 112 Gletscher in der Ortles-Cevedale-Gruppe haben zwischen 1980er Jahren und den 2000er Jahren mit jährlich 0,69 m Wasseräquivalent besonders viel an Masse verloren. Zahlreche beobachtete Gletscher besitzen keine Ablationszone mehr und drohen zu verschwinden.<ref name="Carturan 2016" />

== Ursachen ==

Als Ursachen für den Rückgang der Gletscher in den Alpen kommen sowohl natürliche Schwankungen des Klimas wie der Klimawandel durch den Menschen in Frage; beides trägt jeweils etwa je zur Hälfte zu dem Rückgang der Gletscher bei.<ref name="Schiermeier 2010" />; <ref name="Vincent 2017" />

=== Globale Erwärmung ===
[[Bild:Temp Careser Gletscher.jpg|thumb|420px|Tage pro Jahr mit einer maximalen Temperatur über 0 °C bei 3000 m Höhe in der Ortles-Cevedale-Gruppe, Italien ]]
Ab 1970 konnte in den Alpen eine anthropogene Erwärmung (siehe oben) beobachtet werden, die maßgeblich zu der Gletscherschmelze beitrug. Doch bereits vor diesem Zeitpunkt zeigen Aufzeichnungen, dass die Gletscher der Alpen von 1860 – 1930 im Durchschnitt um rund einen Kilometer zurückgewichen sind. Das steht im Gegensatz dazu, dass niedrige Temperaturen und ausreichender Niederschlag ein Wachstum der Gletscher bis ungefähr 1910 hätten begünstigen sollen. Der Rückzug der Gletscher in dieser Zeit kann sehr wahrscheinlich durch die Industrialisierung erklärt werden: Mit ihr stieg der Ausstoß von Ruß rapide. Rußpartikel konzentrieren sich in den unteren Schichten der Atmosphäre und lagern sich auf den Gletscheroberflächen ab. Die natürliche Schmelze während des Sommers wurde durch die Rußpartikel verstärkt: Durch die abgelagerten Rußpartikel wird die Oberflächenalbedo der Gletscher geringer und damit die absorbierte solare Strahlung größer, das Eis nimmt also Wärme auf. Ein direkter anthropogener Einfluss auf die Gletscher hat also bereits vor dem anthropogenen Anstieg der Temperaturen im 20. Jahrhundert stattgefunden. Der beschriebene Effekt wird zusätzlich bei Schönwetterlagen (die generell mit Jahren negativer Massenbilanz in Verbindung gebracht werden) verstärkt. Das Eis ist dann direkt der Kurzwellenstrahlung ausgesetzt; außerdem haben die Rußpartikel die Eigenschaft, in die Eisoberflächen einzuschmelzen, sodass sie nur durch starken Regen wieder aus den Oberflächen entfernt werden können.<ref name="Paul 2007">Paul, F., Käab, A., Haeberli, W. (2007): Recent glacier changes in the Alps observed by satellite: Consequences for future monitoring strategies, Elsevier Volume 56, Issues 1 – 2, Pages 111 – 122</ref> <ref name="Painter 2013">Painter, T., Flanner, M., Kaser, G., Marzeion, B., VanCuren, R., Abdalati, W. (2013): End of the Little Ice Age in the Alps forced by industrial black carbon, PNAS Vol. 110 No. 38</ref> Auch in den letzten 20 Jahren hat die Albedo der Gletscher in den graduell abgenommen; die abnehmende Albedo ist Teil eines positiven Feedback-Prozesses, der die Gletscherschmelze weiter verstärkt. In den Alpen übt die Albedo einen starken Einfluss auf die Energiebilanz und damit auch auf die Sommerschmelze aus, welche die Variabilität der Jahresbilanz für die meisten Gletscher bestimmt.<ref name="Paul 2007" /> <ref name="Painter 2013" />

In den letzten Jahrzehnten hat sich jedoch zunehmend der Anstieg der Sommertemperaturen als der wichtigste Faktor für das Abschmelzen der Gletscher gezeigt. Zwischen 1961 und 2013 haben die Temperaturen zwischen Juni und September um fast 0,4 °C pro Jahrzehnt zugenommen. Dadurch hat sich z.B. die Anzahl der Tage mit mehr als 0 °C maximaler Temperatur in 3000 m Höhe in den Ortler-Alpen, einer italienischen Gebirgsgruppe nördlich des Gardasees, von ca. 160 in den 1960er Jahren auf etwa 190 in den 2000er Jahren erhöht (Abb.). Als Folge hat sich auch die Ablationszeit verlängert.<ref name="Haeberli 2013" /> Die Niederschläge zeigen dagegen keinen signifikanten Trend in der Akkumulationszeit im Winter. Sie sind stark von der NAO und der Häufigkeit [[Blockierende Wetterlage|blockierender Wetterlagen]] auf der Nordhemisphäre beeinflusst. Dabei zeigen Nord- und Südalpen ein gegensätzliches Verhalten. Die Tendenz zu einem abnehmenden NAO-Index in den letzten zwei Jahrzehnten hatte einen zunehmenden Winterniederschlag auf der Alpen-Südseite zur Folge, während auf der Nordseite das Umgekehrte der Fall ist.<ref name="Carturan 2016" />

=== Nordatlantische Oszillation ===

Gletscher reagieren außerdem sehr empfindlich auf [[Natürliche Klimaschwankungen|natürliche Schwankungen]] wie zum Beispiel die [[Nordatlantische Oszillation|NAO]] (= Nordatlantische Oszillation). Die NAO bestimmt vor allem den winterlichen Niederschlag im Alpenraum. Der Einfluss der NAO ist in den hohen Regionen der Alpen sowie im Winter besonders stark. In den westlichen Alpen verursachen Niederschlags- und Temperaturanomalien im Winter eine schwache Antikorrelation zwischen Massenbilanz und NAO, sodass mit steigendem [[NAO-Index]] die Massenbilanz sinkt. Eine stärkere NAO sorgt für den Transport warmer und feuchter Luftmassen vom Atlantik Richtung Alpen. Die gleichzeitig höheren Niederschläge fallen zu einem erheblichen Teil aufgrund der höheren Temperaturen als Regen statt als Schnee. Im Osten hingegen fällt mit einem höheren Winterniederschlag entlang der nördlichen Grenze der Alpen mit einem steigenden NAO-Index auch mehr Schnee, da die Temperaturen hier aufgrund der kontinentaleren Lage geringer als im Westen sind. Z.T. wird diese schwache Korrelation jedoch durch die Temperaturerhöhung bei einer starken NAO wieder ausbalanciert. Im Zentrum und im Süden der Alpen fallen bei einer starken NAO weniger Niederschläge. Dieser Mangel an Niederschlag führt zu einer schwachen Antikorrelation zwischen Massenbilanz und NAO, sodass mit steigendem NAO-Index die Massenbilanz sinkt, ähnlich wie im Westen, allerdings aus anderen Gründen.<ref name="Marzeion 2012">B. Marzeion, A. Nesje (2012): Spatial patterns of North Atlantic Oscillation influence on mass balance variability of European glaciers, The Cyrosphere, 6, 661 – 673</ref>

Der Schneefall weist also eine Abhängigkeit gegenüber der NAO auf und unterliegt damit hohen dekadischen Schwankungen. Damit sind für den Schneefall weniger lokale als großräumige Kräfte von Relevanz.<ref name="Disch, D. 2008" />

Bis jetzt ist es noch nicht gelungen, bei der Klimaänderung den Einfluss der NAO und den der globalen Erwärmung eindeutig zu unterscheiden. Es wird aber vermutet, dass die NAO die Erhöhung der Minimumtemperaturen zumindest seit Mitte der 1980er Jahre verstärkt hat; in Abwesenheit der NAO hätten sich die Minimumtemperaturen in den Alpen anstatt um 1.5 °C nur um 0.5 °C erhöht, was dem globalen Durchschnitt entspräche. Die NAO und das alpine Klima sind, bei Betrachtung über einen langen Zeitraum, nicht eindeutig miteinander verbunden. Ein Zusammenhang zwischen positivem NAO-Index und alpinem Klima wurde nur für bestimmte Zeiträume während der letzten 500 Jahre beobachtet, der sich dann durch erhöhte Temperaturen oder verminderten Niederschlag auszeichnete.<ref name="Agrawala 2007" />

=== Atlantische Multidekaden Oszillation ===

Neben der NAO übt auch die AMO (Atlantische Multidekaden Oszillation) Einfluss auf das Wettergeschehen und damit auf die Temperatur und den Niederschlag in Europa aus. Bei der AMO handelt es sich um eine Schwankung der Oberflächentemperatur des Nordatlantiks, die alle 60 Jahre rhythmisch um 1 °C steigt bzw. sinkt. Sie wird durch Änderungen in den Strömungen des Ozeans verursacht und beeinflusst unter anderem den Niederschlag in Europa.

In den Schweizer Alpen wurde beobachtet, dass die Massenbilanz zwar starken Schwankungen unterliegt, aber der Langzeit-Trend der AMO folgt.<ref name="Schiermeier 2010" /> Beispiele für eine Übereinstimmung von AMO und Massenbilanz sind die Jahre 1910 und 1970, in denen eine positive Massenbilanz und damit ein Eisgewinn in den Alpen gemessen wurde, sowie die Jahre 1940 und 1980, in denen eine extrem negative Massenbilanz beobachtet wurde und es zu einem rapiden Eisverlust kam. Diese Werte korrelieren mit den AMO-Schwankungen: In 1910 und 1970 wurden kühle AMO–Phasen beobachtet, während in 1940 und 1980 die warme AMO–Phase mit erhöhten Temperaturen und mehr Niederschlag in Form von Regen als in Form von Schnee einherging.<ref name="Schiermeier 2010" />

Neben der atmosphärischen Zirkulationsdynamik führt auch die Häufigkeit von Nebelereignissen zu der beobachteten Erwärmung im Frühling, Sommer und Herbst. Die Anzahl der Nebeltage ist aufgrund der Luftqualität und Abnahme der [[Aerosole|Aerosolkonzentrationen]] zurückgegangen. Das führt zu einer lokalen Erwärmung, da der Nebel die solare Strahlung blockiert und damit niedrige Höhen abkühlt.<ref name="Painter 2013" />

Untersuchungen in den Ötztaler Alpen in Österreich haben ergeben, dass höher gelegene Gletscher langsamer schmelzen als niedrig gelegene. Das kann sowohl an Änderungen in der Energiebilanz als auch an dem Anteil des Niederschlags in fester Form am Gesamtniederschlag liegen. Niederschlag in fester Form hat einen stärkeren Effekt auf Gletscheränderungen in niedrigen Höhen, da die Gletscher hier eher zur Schmelze neigen als in höheren Regionen.<ref name="Marzeion 2012" />

[[Bild:Alps glaciers1900-2100.jpg|thumb|420px|Veränderung der Gletscherfläche (oben) und des kumulierten Eisvolumens aller Gletscher der europäischen Alpen 1900-2100]]
[[Bild:Gornergletscher2100.jpg|thumb|420px|Projektionen der Gletscherausdehnung des Gornergletschers in der südwestlichen Schweiz nach dem Szenario RCP6.0 bis 2100]]
== Zukünftige Entwicklung ==

Nach Modellberechnungen mit dem [[Regionale Klimamodelle|regionalen Klimamodell REMO]] kann es im Alpenraum bis zum Ende des 21. Jahrhunderts zu einer erheblichen Erwärmung von 3 °C bis 4,5 °C kommen.<ref name="Bundesministerium 2007">Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (2007): [http://www.alpconv.org/en/publications/other/Documents/klimawandel_bmu_de.pdf Klimawandel in den Alpen. Fakten – Folgen – Anpassung]</ref> Für die Sommer wird davon ausgegangen, dass die Erwärmung über dem Westen der Alpen stärker sein wird als über dem Osten. Ebenfalls wird eine Höhenabhängigkeit bei der Erwärmung vorhergesagt, in den Alpen könnten die Temperaturen mit der Höhe also stärker steigen.<ref name="Agrawala 2007" />

Die Menge der Jahresniederschläge ändert sich wenig, die jahreszeitlichen Unterschiede können sich allerdings weiter verstärken. Im Sommer werden die Niederschläge nach [[Klimamodelle|Modellprognosen]] um 30% abnehmen, im Winter um 5-10% zunehmen.<ref name="Disch, D. 2008" /> Aufgrund der steigenden Temperaturen ergeben sich dabei vor allem deutliche Abnahmen bei der Schneefallmenge und der Zahl der Schneetage, da der Niederschlag zunehmnd als Regen fallen wird. Die Nullgradgrenze kann in den Wintermonaten bis zum Ende des Jahrhunderts um ca. 650 m steigen. Das bedeutet für Regionen, die zwischen 1000 und 1500 m liegen, eine Abnahme der Schneefallmenge um bis zu 60%. Selbst über 2000 m kann die Schneefallmenge immer noch um 20-30% abnehmen.<ref name="Bundesministerium 2007" />

Diese Trends sind maßgebliche Einflüsse auf die Massenbilanz von Gletschern und die Schneebedeckung in den Alpen.<ref name="Agrawala 2007" /> Der Eisverlust der Alpengletscher wird weiter zunehmen. In den 2000er Jahren betrug die Massenbilanz der Gletscher in den Alpen -1 m Wasseräquivalent (w.e.) pro Jahr. Für 2050 wurde eine Abnahme von -1,3 m w.e./Jahr berechnet. Die vergletscherte Fläche wird sich nach dem hohen [[RCP-Szenarien|Szenario RCP8.5]] auf 4 % der Fläche von 2003 und auf 18 % nach dem niedrigen Szenario RCP2.6 verringern. Auch nach dem Szenario RCP2.6 könnten also mehr als 80 % der Gletscheroberfläche von 2003 bis zum Ende des 21. Jahrhunderts verschwunden sein.<ref name="Huss 2012">Huss, M. (2012): Extrapolating glacier mass balance to the mountain-range scale: the European Alps 1900–2100, The Cryosphere, 6, 713–727, doi:10.5194/tc-6-713-2012</ref>

Viele kleine Gletscher in niedrigerer Lage werden ganz abschmelzen. Sehr kleine Gletscher mit unter 0,5 km<sup>2</sup> Fläche haben bereits in den letzten 30 Jahren 60 % ihres Volumens verloren und werden bis 2040 noch einmal 90 % ihres gegenwärtigen Volumens verlieren. 71 % dieser Gletscher werden dann komplett verschwunden sein.<ref name="Huss 2016">Huss, M. and M. Fischer (2016): Sensitivity of Very Small Glaciers in the Swiss Alps to Future Climate Change. Frontiers in Earth Science 4:34. doi: 10.3389/feart.2016.00034</ref> Sehr große Gletscher zeigen dagegen aufgrund ihrer längeren Reaktionszeit einen geringeren Anteil an Flächenverlust. Das Abschmelzen von Talgletschern, von denen einige immer noch mehrere hundert Meter mächtig sind, dauert viele Jahrzehnte, so dass von einigen der großen Talgletscher auch am Ende des 21. Jahrhunderts noch Reste existieren werden. So wird nach Modellsimulationen der zweitgrößte Gletscher der Alpen, der Gornergletscher in der südwestlichen Schweiz, zwar kurz nach der Jahrhunderthälfte in verschiedene Teile zerfallen sein, um 2100 aber immer noch größere Eismassen im heutigen Firngebiet aufweisen (vgl. Abb.).<ref name="Huss 2012" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Schneebedeckung Alpen2100 RCP8.5.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/europa-rcp-daten '''Regionaldaten zu Europa'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung im Alpenraum erzeugen. Der Alpenraum kann mit dem Visualisierungsprogramm Panoply aus den Europadaten ausgeschnitten werden.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''] mit Panoply.
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264938/d253e6f6ba12afc1c113bb169f2160db/2011-klimawandel-alpen-data.pdf Klimawandel in den Alpen] über die Folgen für den Skitourismus (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265164/e32392f20a5127bf88cbf2746dd409b1/2011-skifahren-alpen-data.pdf Skifahren in den Alpen] über die Auswirkungen des Klimawandels auf den Skitourismus in den Alpen (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Gletscher_(Bilder)#Alpen|Gletscher in den Alpen]]
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|ähnlich wie=Gletscher (Polare Gebiete)
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimaänderungen in Europa, Kryosphäre, Regionale Klimafolgen</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]

Gletscher in den Alpen

2023-10-12T16:51:29Z

Ata Z.: /* Klimadaten zum Thema */

[[Bild:Rhonegletscher 1900.jpeg|thumb|520px|Der Rhonegletscher um 1900]]
[[Bild:Rhoneglacier 2005.JPG|thumb|520px|Der Rhonegletscher im Jahr 2005]]
[[Bild:Überblick über die Gletscherbedeckung und die Gletschermassenbilanz in den Europäischen Alpen.jpg|thumb|450px|Überblick über die Gletscherbedeckung und wichtige Gletscheruntersuchungen in den Europäischen Alpen]]
Die Alpen erstrecken sich mit einer Länge von 1200 km über die Schweiz, Deutschland, Slowenien, Italien, Liechtenstein, Österreich und Frankreich. Sie nehmen eine Fläche von ungefähr 190.000 km² ein und werden von rund 15 Millionen Menschen bewohnt.<ref name="Agrawala 2007">Agrawala, S. (2007): Climate Change in the European Alps. ADAPATING WINTER TOURISM AND NATURAL WINTER HAZARDS, OECD publishing, 17–23</ref> Sie werden üblicherweise in die westlichen und östlichen Alpen aufgeteilt. Die Westalpen sind höher als die Ostalpen und besitzen zahlreiche Gipfel mit über 4000 m Höhe. In den Westalpen liegt mit dem Mont Blanc (4810 m) der höchste Berg der Alpen und Europas. Hier befinden sich mit dem Monte-Rosa-Massiv (4634 m), Matterhorn (4478), Jungfrau (4158 m) u.a. auch die meisten anderen Viertausender der Alpen. In den Ostalpen erreicht nur die Bernina-Gruppe (4049 m) eine Höhe von knapp über 4000 m. Der höchste Berg Österreichs, der Großglockner, ist dagegen lediglich 3797 m hoch. Westen und Osten werden durch den Rhein und den Splügenpass abgegrenzt.
== Gletscher und Klima in den Alpen ==
===Gletscher===

Zurzeit beherbergen die Alpen ungefähr 5000 Gletscher,<ref name="Zemp 2006a">Zemp, M. (2006): [http://www.geo.uzh.ch/fileadmin/files/content/abteilungen/phys3g/docs/phd/2006_Diss_Zemp_Michael.pdf Glaciers and climate change – Spatio-temporal analysis of glacier fluctuations in the European Alps after 1850]. PhD thesis, Universität von Zürich</ref> die noch in den 1970er Jahren eine Fläche von fast 3000 km² bedeckten.<ref name="Haeberli 2013">Haeberli, W., F. Paul and M. Zemp (2013): Vanishing Glaciers in the European Alps, Fate of Mountain Glaciers in the Anthropocene Pontifical Academy of Sciences, Scripta Varia 118, 2013, www.pas.va/content/dam/accademia/pdf/sv118/sv118-haeberli-paul-zemp.pdf</ref> Davon sind nur fünf in den Bayerischen Alpen zu finden, die ungefähr 1 km² Fläche beanspruchen. Der größte Talgletscher in den Alpen ist der Aletsch-Gletscher, der als UNESCO-Weltnaturerbe deklariert wurde und sich mit einer Länge von 23 km in den Berner Alpen erstreckt. Die Gletscher der Alpen sind Hauptquellort für den Rhein, die Rhône, den Po und die Donau; daher werden die Berge der Alpen auch als „Wassertürme“ Europas bezeichnet.<ref name="Agrawala 2007" /> Insgesamt befinden sich zwei Drittel der beständigen Eisoberflächen der Gebirge Mittel-Europas (Alpen, Pyrenäen, Kaukasus) in den Alpen.<ref name="UNEP 2008">UNEP, WGMS (2008): [http://www.grid.unep.ch/glaciers/pdfs/glaciers.pdf Global Glacier Changes: Facts and Figures]</ref>

=== Das Klima der Alpen ===

Die Alpen unterliegen vier verschiedenen Klimaeinflüssen: Vom Atlantik im Westen strömt milde, feuchte Luft in den Alpenraum, aus dem Süden warme mediterrane Luft, aus dem Norden kalte Polarluft und aus dem Osten kontinentale Luftmassen.

[[Bild:Temp2m 1971 2000 Alpen Jahr.jpg|thumb|520px|Jahresmitteltemperatur in den Alpen und Umgebung 1971-2000 nach Modelldaten]]

Die räumliche Änderung des Klimas sowie die Physiogeographie der Alpen beeinflussen die Temperaturverteilung und den [[Niederschlag]]. Durch ihre Höhe, Vegetation und Schneebedeckung üben die Alpen selbst einen Einfluss auf das Wetter aus.<ref name="Agrawala 2007" /> Auf der Nord- und Südseite der Alpen fallen in ca. 2000 m Höhe jährlich 2000-2800 mm Niederschlag, in den Zentralalpen dagegen nur 800 bis 1800 mm. Die Sommertemperaturen der Südalpen liegen um 1 °C höher als auf der Nordseite. Im Norden herrscht ein mitteleuropäisch-ozeanisches Klima, in den Zentralalpen sind eher kontinentale Witterungsbedingungen bestimmend.<ref name="Escher-Vetter 2015">Escher-Vetter, H. & J. L. Lozán (2015): [http://www.klima-warnsignale.uni-hamburg.de/eis-der-erde-buch-kap-4-8/ Veränderungen der Schweizer Gletscher]. In: Lozán, J. L., H. Grassl, D. Kasang, D. Notz & H. Escher-Vetter (Hrsg.): Warnsignal Klima: Das Eis der Erde, 155-158, doi:10.2312/warnsignal.klima.eis-der-erde.23</ref>

Temperatur und Niederschlag sind maßgeblich für die Entwicklung von Gletschern in den Alpen. Die Temperatur in den Alpen ist jahreszeiten- und höhenabhängig. Die Höhenabhängigkeit wirkt sich am stärksten vom Herbst bis zum frühen Winter hin aus. Gletscher, die sich in feuchteren Regionen mit viel Niederschlag, einer hohen Luftfeuchtigkeit und einer hohen Umwälzung von Luftmassen befinden, reagieren sensibler auf Änderungen der Temperatur als Gletscher, die in einer trockenen Umgebung gelegen sind.

Die Saisonabhängigkeit des Niederschlags ist räumlich variabel und hängt von dem Ort und der Orographie ab. Jedoch ist in den Alpen ein Ost-West-Gradient zu erkennen: Im Osten der Alpen kommt es zu weniger Niederschlag als im Westen, was durch die Nähe des Westens zum Atlantik begründet werden kann.
Im Winter fällt fast der gesamte Niederschlag ab 1500 m in Form von [[Schnee]]; der Schnee bleibt in 2000 m Höhe von Mitte November bis Ende Mai liegen.<ref name="Agrawala 2007" />

Schwankungen in der großskaligen [[Atmosphärische Zirkulation|atmosphärischen Zirkulation]] prägen ebenfalls das Klimas in den Alpen. Damit sind vor allem Änderungen der hemisphärischen Rossby-Wellen und der dazugehörigen Position des hohen troposphärischen [[Jetstream|Jet-Streams]] gemeint. Die Auswirkungen dieser Änderungen zeigen sich regional: Sie sind verantwortlich für die Entwicklung von Hoch- und Tiefdruckgebieten und damit auch für die den Transport (Advektion) von Luftmassen in die Alpen. Ein [[Hochdruckgebiet]] im Sommer führt beispielsweise zu absinkenden trockenen Luftmassen, die mit wenig Bewölkung und Niederschlag einhergehen. Dadurch erhöht sich die solare Einstrahlung, die Temperatur steigt und führt damit zu einer stark ausgeprägten negativen Massenbilanz. Die Eisschmelze wird vor allem während des Spätsommers zusätzlich dadurch verstärkt, dass das Eis der Abschmelzregion direkt der Kurzwellenstrahlung ausgesetzt wird. Der Schnee in diesem Gebiet ist alt und dreckig, damit hat er eine geringe Albedo, die den Schmelzprozess verstärkt.

Im Winter ist ein [[Tiefdruckgebiet]] über den Britischen Inseln und über der Nordsee mit einer südlichen Advektion von warmer und feuchter Luft verbunden. Ist das Tiefdruckgebiet weiter östlich angesiedelt, kommt es zu einer Kaltluftadvektion, die feuchte Luftmassen aus polaren Regionen in die nördlichen Alpen transportiert. Das führt zu verstärktem Niederschlag und verstärkter [[Wolken|Wolkenbildung]]. Beides führt zu einer Verminderung der eintreffenden solaren Strahlung und zu geringen Temperaturen und schließlich zu einer positiven Massenbilanz. Durch den Massenzuwachs durch Schnee erhöht sich dann auch wieder die [[Albedo|Albedo]]. Die Position und die Stärke von Tief- und Hochdruckgebieten über der Nordatlantikregion in Europa und der Zeitpunkt ihres Auftretens sind also maßgeblich für die Luftmassenadvektion und damit für die Massenbilanz der Gletscher.<ref name="Springer 2013">Springer, C., Matulla, C., Schöner, W., Steinacker, R., Wagner, S. (2013): Downscaled GCM projections of winter and summer mass balance for Central European glaciers (2000–2100) from ensemble simulations with ECHAM5-MPIOM, International Journal of Climatology, 33, 1270 – 1279</ref>

Vor allem im Winter steht das Klima stark unter dem Einfluss der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] (NAO), die sich besonders im Westen und in hohen Lagen auf Temperatur und Niederschlag auswirkt. Eine stärkere NAO sorgt für den Transport warmer und feuchter Luftmassen vom Atlantik Richtung Alpen. Die gleichzeitig höheren Niederschläge fallen zu einem erheblichen Teil aufgrund der höheren Temperaturen als Regen statt als Schnee, so dass die Gletscher an Masse verlieren. Im Osten hingegen fällt mit einem höheren Winterniederschlag entlang der nördlichen Grenze der Alpen bei einem steigenden NAO-Index auch mehr Schnee, da die Temperaturen hier aufgrund der kontinentaleren Lage geringer als im Westen sind. Im Zentrum und im Süden der Alpen fallen bei einer starken NAO weniger Niederschläge, da die Regionen im Lee der Hauptluftströmungen liegen. Das wirkt sich negativ auf die Gletscherbildung aus.

=== Klimaänderungen in den Alpen ===
[[Bild:Alpen Temperatur1770-2003.jpg|thumb|468px|Temperaturveränderungen in der Alpen-Region relativ zu 1901-2000]]
* Hauptartikel: [[Klimaänderungen in den Alpen]]
Der beobachtete Klimatrend in den Alpen zeigt, dass sich die Nachttemperaturen im Winter im Vergleich vom 20. Jahrhundert zu 1900 um bis zu 2 °C erhöht haben. Bei den Tagestemperaturen ist der Anstieg geringer. Seit 1980 geht die Erwärmung in den Alpen mit der globalen Erwärmung einher; sie ist in den Alpen jedoch etwa dreimal höher als der globale Durchschnitt. Besonders starke Temperaturzunahmen konnten in den Jahren 1994, 2000, 2002 und besonders in 2003 beobachtet werden.<ref name="Agrawala 2007" />

Die Temperaturzunahme in den Alpen hat mehrere Ursachen. Bis 1950 können Temperaturschwankungen vor allem durch natürliche Einflüsse wie eine verstärkte solare Strahlung begründet werden. Ab 1950 wirkten anthropogene Aerosole und Treibhausgasemissionen etwa im gleichen Maß wie die natürlichen Einflüsse. So kam es zwischen 1950 und 1970 zu einer leichten Abkühlung des Alpenklimas, da hier der Einfluss durch anthropogene Aerosole dominierte; ab 1970 gewannen die anthropogenen Treibhausgase die Oberhand und es kam zu einer Erwärmung.<ref name="European Environment Agency">European Environment Agency (2009): [http://www.eea.europa.eu/publications/alps-climate-change-and-adaptation-2009 Regional climate change and adaption. The Alps facing the challenge of changing water resources] </ref>

Über den Niederschlag lässt sich sagen, dass im Nordwesten der Alpen der Niederschlag speziell im Winter zunahm, während im südlichen und östlichen Teil der Alpen im Herbst ein Rückgang verzeichnet wurde. Für die Schneefälle lässt sich feststellen, dass in den tieferen Lagen der Alpen (< 300 m) die Schneedeckendauer um 30 – 40 % zurückgegangen ist, in höheren Lagen hat sie sich jedoch nur um 10% vermindert. Dieser negative Trend scheint sich also mit zunehmender Höhe abzuschwächen.<ref name="Disch, D. 2008">Disch, D., Reppe, S., Jacob, D., Göttel, H., Kotlarski, S. und Lorenz, P. (2008): [http://www.alpconv.org/en/publications/other/Documents/klimawandel_bmu_de.pdf?AspxAutoDetectCookieSupport=1 Klimawandel in den Alpen: Fakten – Folgen – Anpassung, BMU, 1 -23] </ref>

== Veränderungen der Alpinen Gletscher ==
[[Bild:MB Alpen-Gletscher1964-2014.jpg|thumb|420px|Änderungen der kummulativen jährlichen Massenbilanz relativ zu 1964 in Wasseräquivalenten]]
[[Bild:Rotmoosferner und Wasserfallferner.jpg|thumb|420px|Rotmoosferner und Wasserfallferner]]
Die Gletscher der Alpen sind mit einer mehr als hundertjährigen Beobachtung die am besten dokumentierten Gletscher der Welt.<ref name="Haeberli 2013" /> Zu 25 Gletschern in den Alpen gibt es kontinuierliche Massenbilanz-Messungen über mindestens 10 Jahre und zu 11 davon über mehr als 30 Jahre.<ref name="Carturan 2016">Carturan, L., C. Baroni, M. Brunetti, A. Carton, G. Dalla Fontana, M. C. Salvatore, T. Zanoner, and G. Zuecco (2016), Analysis of the mass balance time series of glaciers in the Italian Alps, Cryosphere, 10, 695–712, doi:10.5194/tc-10-695-2016</ref> In der Schweiz wurde bereits um 1880 an 10 Gletschern mit der Vermessung der Gletscherlänge und 1914 mit der Bestimmung der Massenbilanz des Claridenfirns begonnen.<ref name="Escher-Vetter 2015" />

Die maximale Oberfläche und das maximale Volumen der Alpengletscher wurden im letzten Jahrtausend am Ende der [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Kleine_Eiszeit|Kleinen Eiszeit]] in der Mitte des 19. Jahrhunderts erreicht,<ref name="UNEP 2008" /> als die gesamte vergletscherte Fläche rund 4500 km<sup>2</sup> betrug. Seitdem hat sich die Gletscheroberfläche bis in die 1970er Jahre auf 2900 km<sup>2</sup>, bis 2003 auf wenig mehr als 2000 km<sup>2</sup> und bis 2010 auf 1800 km<sup>2</sup> reduziert. Während der ersten 130 Jahre betrug die Verlustrate 10-15 km<sup>2</sup> pro Jahr und steigerte sich nach 1985 auf 40-45 km<sup>2</sup>/Jahr. Ähnlich schrumpfte seit der Mitte des 19. Jahrhunderts auch das Gletschervolumen. Während es für die Zeit um 1850 auf 200-300 km<sup>3</sup> geschätzt wurde, beliefen sich die Berechnungen für die Jahrtausendwende auf rund die Hälfte und für 2011 auf nur noch 80 km<sup>3</sup>.<ref name="Haeberli 2013" /> Seit 1980 ist ein beschleunigter Eisverlust zu beobachten, der in dem Rekordsommer 2003 in einem Volumenverlust von 5 – 10 % im Vergleich zu dem Gesamtvolumen aus dem Jahr 2000 gipfelte.<ref name="UNEP 2008" /> Das jetzige Gletschervolumen liegt bei einem Drittel des ursprünglichen Volumens von 1850<ref name="Zemp 2006b">Zemp, M., Haeberli, W., Hoelzle, M., Paule, F. (2006): Alpine glaciers to disappear within decades? Geophysical Research Letters Vol. 33, doi:10.1029/2006GL026319</ref> und wurde erst für das Jahr 2025 erwartet.<ref name="Paul 2004">Paul, F., Kääb, A., Maisch, M., Kellenberger, T., Haeberli, W. (2004): Rapid disintegration of Alpine glaciers observed with satellite data, Geophysical Research Letters Volume 31, Issue 21, November 2004</ref> Untersuchungen in den Ötztaler Alpen ergaben, dass sich das mittlere jährliche Volumen und die Dicke stärker ändern als die Fläche. Besonders bei Gletschern mit einer Oberfläche von 0.5 km² – 1 km² wurde beobachtet, dass die relative jährliche Flächenänderung gleich blieb, während sich die Abnahme des Volumens und der Eisdicke der Gletscher verdoppelte (Vergleich der Zeiträume 1969 – 1997 und 1997 - 2006). Ein umgekehrter Effekt ist dann zu erwarten, wenn die Gletscherzunge so dünn ist, dass sie abschmilzt. Damit verschwindet dann eine große Fläche des Gletschers, die aber nur ein sehr geringes Volumen besitzt.<ref name="Abermann 2009"> Abermann, J., Lambrecht, A., Fischer, A., Kuhn, M. (2009): Quantifying changes and trends in glacier area and volume in the Austrian Ötztal Alps (1969-1997-2006), The Cyrosphere, 3, 205 - 215 </ref>

Die Abschätzungen sind jedoch mit großen Unsicherheiten behaftet. Einzelne Jahre können von dem Gesamttrend abweichen. In 1910 und 1970 konnte eine positive Massenbilanz und damit ein Eisgewinn in den Alpen verzeichnet werden, sodass kleine Gletscher sogar wuchsen. In 1940 und 1980 wurde eine extreme negative Massenbilanz beobachtet und es kam zu einem rapiden Eisverlust.<ref name="Schiermeier 2010">Schiermeier, Q. (2010): Glaciers' Wane not all down to humans, NATURE 465, 677</ref> Besonders die größeren Gletscher befinden sich außerdem nicht in Übereinstimmung mit dem heutigen Klima. Wahrscheinlich müssten diese noch ein weiteres Drittel ihrer Fläche verlieren, um sich mit dem Klima zu Beginn des 21. Jahrhunderts im Gleichgewicht zu befinden.<ref name="Haeberli 2013" /> Der Vergleich von Oberflächenänderungen der Gletscher in den Ötztaler Alpen lässt annehmen, dass die Gletscher, deren Fläche kleiner als 0.1 km² ist, sich dagegen auf das aktuelle Klima eingestellt haben.<ref name="Abermann 2009" />

Untersuchungen in einzelnen Regionen und auch einzelner Gletscher zeigen zwar teilweise unterschiedliche Entwicklungen, aber überall ist der Trend des Gletscherrückzugs seit dem Ende der Kleinen Eiszeit und der verstärkste Rückgang seit den 1980er Jahren zu erkennen. So zeigt die Änderung der kumulativen Massenbilanz von sechs ausgewählten alpinen Gletschern in den französichen, schweizer und österreicheischen Alpen teilweise deutliche Unterschiede von -1,14 m Wasseräquivalente (w.e.) pro Jahr für den Sarennes-Gletscher in den Westalpen und -0,38 m w.e./Jahr für den Silvrettagletscher in den nördlichen Ostalpen. Und selbst die nur 3 km voneinander entfernt liegenden Gletscher Sarennes und St Sorlin schmelzen unterschiedlich stark ab. Alle sechs Gletscher hatten jedoch seit seit ca. 1980 einen beschleunigten Massenverlust auf.<ref name="Vincent 2017">Vincent, C., A. Fischer, C. Mayer, A. Bauder, S. P. Galos, M. Funk, E. Thibert, D. Six, L. Braun, and M. Huss (2017): Common climatic signal from glaciers in the European Alps over the last 50 years, Geophysical Research Letters 44, 1376–1383, doi: 10.1002/2016GL072094.</ref>

Wie in anderen Gebieten besaßen auch die schweizer Gletscher ihre größte Ausdehnung während der letzten 1000 Jahre mit 1735 km² am Ende der Kleinen Eiszeit um 1850. Anfang der 1970er Jahre waren davon noch 1300 km² übrig, was einen Flächenverlust von rund 25 % bedeutete. Bis zur Mitte der 1980er Jahre änderte sich die Fläche dann kaum noch, um danach aber beschleunigt abzunehmen. 2010 betrug die gesamte Gletscherfläche der Schweiz nur noch 944 km², womit sich die Gesamtfläche gegenüber der Mitte des 19. Jahrhunderts fast halbiert hat. In den letzten Jahrzehnten beschleunigte sich der Flächenverlust also deutlich. Auch die Anzahl der Gletscher ging von 2155 im Jahr 19713 auf 1420 in 2010 deutlich zurück, was einen Verlust von 735 Gletschern bedeutet.<ref name="Escher-Vetter 2015" /> Die längste Serie in den italienischen Alpen gibt es zum Careser Gletscher in der Ortles-Cevedale-Gruppe. Die Gletscherfläche hat hier von 5 km² in 1967 auf 1,6 km² in 2012 abgenommen. Insgesamt zeigen auch die italienischen Alpengletscher einen klaren Trend zu einer negativen jährlichen Massenbilanz. Die 112 Gletscher in der Ortles-Cevedale-Gruppe haben zwischen 1980er Jahren und den 2000er Jahren mit jährlich 0,69 m Wasseräquivalent besonders viel an Masse verloren. Zahlreche beobachtete Gletscher besitzen keine Ablationszone mehr und drohen zu verschwinden.<ref name="Carturan 2016" />

== Ursachen ==

Als Ursachen für den Rückgang der Gletscher in den Alpen kommen sowohl natürliche Schwankungen des Klimas wie der Klimawandel durch den Menschen in Frage; beides trägt jeweils etwa je zur Hälfte zu dem Rückgang der Gletscher bei.<ref name="Schiermeier 2010" />; <ref name="Vincent 2017" />

=== Globale Erwärmung ===
[[Bild:Temp Careser Gletscher.jpg|thumb|420px|Tage pro Jahr mit einer maximalen Temperatur über 0 °C bei 3000 m Höhe in der Ortles-Cevedale-Gruppe, Italien ]]
Ab 1970 konnte in den Alpen eine anthropogene Erwärmung (siehe oben) beobachtet werden, die maßgeblich zu der Gletscherschmelze beitrug. Doch bereits vor diesem Zeitpunkt zeigen Aufzeichnungen, dass die Gletscher der Alpen von 1860 – 1930 im Durchschnitt um rund einen Kilometer zurückgewichen sind. Das steht im Gegensatz dazu, dass niedrige Temperaturen und ausreichender Niederschlag ein Wachstum der Gletscher bis ungefähr 1910 hätten begünstigen sollen. Der Rückzug der Gletscher in dieser Zeit kann sehr wahrscheinlich durch die Industrialisierung erklärt werden: Mit ihr stieg der Ausstoß von Ruß rapide. Rußpartikel konzentrieren sich in den unteren Schichten der Atmosphäre und lagern sich auf den Gletscheroberflächen ab. Die natürliche Schmelze während des Sommers wurde durch die Rußpartikel verstärkt: Durch die abgelagerten Rußpartikel wird die Oberflächenalbedo der Gletscher geringer und damit die absorbierte solare Strahlung größer, das Eis nimmt also Wärme auf. Ein direkter anthropogener Einfluss auf die Gletscher hat also bereits vor dem anthropogenen Anstieg der Temperaturen im 20. Jahrhundert stattgefunden. Der beschriebene Effekt wird zusätzlich bei Schönwetterlagen (die generell mit Jahren negativer Massenbilanz in Verbindung gebracht werden) verstärkt. Das Eis ist dann direkt der Kurzwellenstrahlung ausgesetzt; außerdem haben die Rußpartikel die Eigenschaft, in die Eisoberflächen einzuschmelzen, sodass sie nur durch starken Regen wieder aus den Oberflächen entfernt werden können.<ref name="Paul 2007">Paul, F., Käab, A., Haeberli, W. (2007): Recent glacier changes in the Alps observed by satellite: Consequences for future monitoring strategies, Elsevier Volume 56, Issues 1 – 2, Pages 111 – 122</ref> <ref name="Painter 2013">Painter, T., Flanner, M., Kaser, G., Marzeion, B., VanCuren, R., Abdalati, W. (2013): End of the Little Ice Age in the Alps forced by industrial black carbon, PNAS Vol. 110 No. 38</ref> Auch in den letzten 20 Jahren hat die Albedo der Gletscher in den graduell abgenommen; die abnehmende Albedo ist Teil eines positiven Feedback-Prozesses, der die Gletscherschmelze weiter verstärkt. In den Alpen übt die Albedo einen starken Einfluss auf die Energiebilanz und damit auch auf die Sommerschmelze aus, welche die Variabilität der Jahresbilanz für die meisten Gletscher bestimmt.<ref name="Paul 2007" /> <ref name="Painter 2013" />

In den letzten Jahrzehnten hat sich jedoch zunehmend der Anstieg der Sommertemperaturen als der wichtigste Faktor für das Abschmelzen der Gletscher gezeigt. Zwischen 1961 und 2013 haben die Temperaturen zwischen Juni und September um fast 0,4 °C pro Jahrzehnt zugenommen. Dadurch hat sich z.B. die Anzahl der Tage mit mehr als 0 °C maximaler Temperatur in 3000 m Höhe in den Ortler-Alpen, einer italienischen Gebirgsgruppe nördlich des Gardasees, von ca. 160 in den 1960er Jahren auf etwa 190 in den 2000er Jahren erhöht (Abb.). Als Folge hat sich auch die Ablationszeit verlängert.<ref name="Haeberli 2013" /> Die Niederschläge zeigen dagegen keinen signifikanten Trend in der Akkumulationszeit im Winter. Sie sind stark von der NAO und der Häufigkeit [[Blockierende Wetterlage|blockierender Wetterlagen]] auf der Nordhemisphäre beeinflusst. Dabei zeigen Nord- und Südalpen ein gegensätzliches Verhalten. Die Tendenz zu einem abnehmenden NAO-Index in den letzten zwei Jahrzehnten hatte einen zunehmenden Winterniederschlag auf der Alpen-Südseite zur Folge, während auf der Nordseite das Umgekehrte der Fall ist.<ref name="Carturan 2016" />

=== Nordatlantische Oszillation ===

Gletscher reagieren außerdem sehr empfindlich auf [[Natürliche Klimaschwankungen|natürliche Schwankungen]] wie zum Beispiel die [[Nordatlantische Oszillation|NAO]] (= Nordatlantische Oszillation). Die NAO bestimmt vor allem den winterlichen Niederschlag im Alpenraum. Der Einfluss der NAO ist in den hohen Regionen der Alpen sowie im Winter besonders stark. In den westlichen Alpen verursachen Niederschlags- und Temperaturanomalien im Winter eine schwache Antikorrelation zwischen Massenbilanz und NAO, sodass mit steigendem [[NAO-Index]] die Massenbilanz sinkt. Eine stärkere NAO sorgt für den Transport warmer und feuchter Luftmassen vom Atlantik Richtung Alpen. Die gleichzeitig höheren Niederschläge fallen zu einem erheblichen Teil aufgrund der höheren Temperaturen als Regen statt als Schnee. Im Osten hingegen fällt mit einem höheren Winterniederschlag entlang der nördlichen Grenze der Alpen mit einem steigenden NAO-Index auch mehr Schnee, da die Temperaturen hier aufgrund der kontinentaleren Lage geringer als im Westen sind. Z.T. wird diese schwache Korrelation jedoch durch die Temperaturerhöhung bei einer starken NAO wieder ausbalanciert. Im Zentrum und im Süden der Alpen fallen bei einer starken NAO weniger Niederschläge. Dieser Mangel an Niederschlag führt zu einer schwachen Antikorrelation zwischen Massenbilanz und NAO, sodass mit steigendem NAO-Index die Massenbilanz sinkt, ähnlich wie im Westen, allerdings aus anderen Gründen.<ref name="Marzeion 2012">B. Marzeion, A. Nesje (2012): Spatial patterns of North Atlantic Oscillation influence on mass balance variability of European glaciers, The Cyrosphere, 6, 661 – 673</ref>

Der Schneefall weist also eine Abhängigkeit gegenüber der NAO auf und unterliegt damit hohen dekadischen Schwankungen. Damit sind für den Schneefall weniger lokale als großräumige Kräfte von Relevanz.<ref name="Disch, D. 2008" />

Bis jetzt ist es noch nicht gelungen, bei der Klimaänderung den Einfluss der NAO und den der globalen Erwärmung eindeutig zu unterscheiden. Es wird aber vermutet, dass die NAO die Erhöhung der Minimumtemperaturen zumindest seit Mitte der 1980er Jahre verstärkt hat; in Abwesenheit der NAO hätten sich die Minimumtemperaturen in den Alpen anstatt um 1.5 °C nur um 0.5 °C erhöht, was dem globalen Durchschnitt entspräche. Die NAO und das alpine Klima sind, bei Betrachtung über einen langen Zeitraum, nicht eindeutig miteinander verbunden. Ein Zusammenhang zwischen positivem NAO-Index und alpinem Klima wurde nur für bestimmte Zeiträume während der letzten 500 Jahre beobachtet, der sich dann durch erhöhte Temperaturen oder verminderten Niederschlag auszeichnete.<ref name="Agrawala 2007" />

=== Atlantische Multidekaden Oszillation ===

Neben der NAO übt auch die AMO (Atlantische Multidekaden Oszillation) Einfluss auf das Wettergeschehen und damit auf die Temperatur und den Niederschlag in Europa aus. Bei der AMO handelt es sich um eine Schwankung der Oberflächentemperatur des Nordatlantiks, die alle 60 Jahre rhythmisch um 1 °C steigt bzw. sinkt. Sie wird durch Änderungen in den Strömungen des Ozeans verursacht und beeinflusst unter anderem den Niederschlag in Europa.

In den Schweizer Alpen wurde beobachtet, dass die Massenbilanz zwar starken Schwankungen unterliegt, aber der Langzeit-Trend der AMO folgt.<ref name="Schiermeier 2010" /> Beispiele für eine Übereinstimmung von AMO und Massenbilanz sind die Jahre 1910 und 1970, in denen eine positive Massenbilanz und damit ein Eisgewinn in den Alpen gemessen wurde, sowie die Jahre 1940 und 1980, in denen eine extrem negative Massenbilanz beobachtet wurde und es zu einem rapiden Eisverlust kam. Diese Werte korrelieren mit den AMO-Schwankungen: In 1910 und 1970 wurden kühle AMO–Phasen beobachtet, während in 1940 und 1980 die warme AMO–Phase mit erhöhten Temperaturen und mehr Niederschlag in Form von Regen als in Form von Schnee einherging.<ref name="Schiermeier 2010" />

Neben der atmosphärischen Zirkulationsdynamik führt auch die Häufigkeit von Nebelereignissen zu der beobachteten Erwärmung im Frühling, Sommer und Herbst. Die Anzahl der Nebeltage ist aufgrund der Luftqualität und Abnahme der [[Aerosole|Aerosolkonzentrationen]] zurückgegangen. Das führt zu einer lokalen Erwärmung, da der Nebel die solare Strahlung blockiert und damit niedrige Höhen abkühlt.<ref name="Painter 2013" />

Untersuchungen in den Ötztaler Alpen in Österreich haben ergeben, dass höher gelegene Gletscher langsamer schmelzen als niedrig gelegene. Das kann sowohl an Änderungen in der Energiebilanz als auch an dem Anteil des Niederschlags in fester Form am Gesamtniederschlag liegen. Niederschlag in fester Form hat einen stärkeren Effekt auf Gletscheränderungen in niedrigen Höhen, da die Gletscher hier eher zur Schmelze neigen als in höheren Regionen.<ref name="Marzeion 2012" />

[[Bild:Alps glaciers1900-2100.jpg|thumb|420px|Veränderung der Gletscherfläche (oben) und des kumulierten Eisvolumens aller Gletscher der europäischen Alpen 1900-2100]]
[[Bild:Gornergletscher2100.jpg|thumb|420px|Projektionen der Gletscherausdehnung des Gornergletschers in der südwestlichen Schweiz nach dem Szenario RCP6.0 bis 2100]]
== Zukünftige Entwicklung ==

Nach Modellberechnungen mit dem [[Regionale Klimamodelle|regionalen Klimamodell REMO]] kann es im Alpenraum bis zum Ende des 21. Jahrhunderts zu einer erheblichen Erwärmung von 3 °C bis 4,5 °C kommen.<ref name="Bundesministerium 2007">Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (2007): [http://www.alpconv.org/en/publications/other/Documents/klimawandel_bmu_de.pdf Klimawandel in den Alpen. Fakten – Folgen – Anpassung]</ref> Für die Sommer wird davon ausgegangen, dass die Erwärmung über dem Westen der Alpen stärker sein wird als über dem Osten. Ebenfalls wird eine Höhenabhängigkeit bei der Erwärmung vorhergesagt, in den Alpen könnten die Temperaturen mit der Höhe also stärker steigen.<ref name="Agrawala 2007" />

Die Menge der Jahresniederschläge ändert sich wenig, die jahreszeitlichen Unterschiede können sich allerdings weiter verstärken. Im Sommer werden die Niederschläge nach [[Klimamodelle|Modellprognosen]] um 30% abnehmen, im Winter um 5-10% zunehmen.<ref name="Disch, D. 2008" /> Aufgrund der steigenden Temperaturen ergeben sich dabei vor allem deutliche Abnahmen bei der Schneefallmenge und der Zahl der Schneetage, da der Niederschlag zunehmnd als Regen fallen wird. Die Nullgradgrenze kann in den Wintermonaten bis zum Ende des Jahrhunderts um ca. 650 m steigen. Das bedeutet für Regionen, die zwischen 1000 und 1500 m liegen, eine Abnahme der Schneefallmenge um bis zu 60%. Selbst über 2000 m kann die Schneefallmenge immer noch um 20-30% abnehmen.<ref name="Bundesministerium 2007" />

Diese Trends sind maßgebliche Einflüsse auf die Massenbilanz von Gletschern und die Schneebedeckung in den Alpen.<ref name="Agrawala 2007" /> Der Eisverlust der Alpengletscher wird weiter zunehmen. In den 2000er Jahren betrug die Massenbilanz der Gletscher in den Alpen -1 m Wasseräquivalent (w.e.) pro Jahr. Für 2050 wurde eine Abnahme von -1,3 m w.e./Jahr berechnet. Die vergletscherte Fläche wird sich nach dem hohen [[RCP-Szenarien|Szenario RCP8.5]] auf 4 % der Fläche von 2003 und auf 18 % nach dem niedrigen Szenario RCP2.6 verringern. Auch nach dem Szenario RCP2.6 könnten also mehr als 80 % der Gletscheroberfläche von 2003 bis zum Ende des 21. Jahrhunderts verschwunden sein.<ref name="Huss 2012">Huss, M. (2012): Extrapolating glacier mass balance to the mountain-range scale: the European Alps 1900–2100, The Cryosphere, 6, 713–727, doi:10.5194/tc-6-713-2012</ref>

Viele kleine Gletscher in niedrigerer Lage werden ganz abschmelzen. Sehr kleine Gletscher mit unter 0,5 km<sup>2</sup> Fläche haben bereits in den letzten 30 Jahren 60 % ihres Volumens verloren und werden bis 2040 noch einmal 90 % ihres gegenwärtigen Volumens verlieren. 71 % dieser Gletscher werden dann komplett verschwunden sein.<ref name="Huss 2016">Huss, M. and M. Fischer (2016): Sensitivity of Very Small Glaciers in the Swiss Alps to Future Climate Change. Frontiers in Earth Science 4:34. doi: 10.3389/feart.2016.00034</ref> Sehr große Gletscher zeigen dagegen aufgrund ihrer längeren Reaktionszeit einen geringeren Anteil an Flächenverlust. Das Abschmelzen von Talgletschern, von denen einige immer noch mehrere hundert Meter mächtig sind, dauert viele Jahrzehnte, so dass von einigen der großen Talgletscher auch am Ende des 21. Jahrhunderts noch Reste existieren werden. So wird nach Modellsimulationen der zweitgrößte Gletscher der Alpen, der Gornergletscher in der südwestlichen Schweiz, zwar kurz nach der Jahrhunderthälfte in verschiedene Teile zerfallen sein, um 2100 aber immer noch größere Eismassen im heutigen Firngebiet aufweisen (vgl. Abb.).<ref name="Huss 2012" />

== Einzelnachweise ==
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==Klimadaten zum Thema==
{{Bild-links|Bild=Schneebedeckung Alpen2100 RCP8.5.jpg|Breite=200px}}
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/europa-rcp-daten '''Regionaldaten zu Europa'''] eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung im Alpenraum erzeugen. Der Alpenraum kann mit dem Visualisierungsprogramm Panoply aus den Europadaten ausgeschnitten werden.
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Hier finden Sie eine: [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/daten-zum-klimawandel/daten-zu-klimaprojektionen/arbeitsanweisungen-panoply-263990 '''Anleitung zur Visualisierung der Daten'''] mit Panoply.
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==Schülerarbeiten zum Thema==
'''Schülerarbeiten zum Thema des Artikels''' aus dem [https://bildungsserver.hamburg.de/themenschwerpunkte/klimawandel-und-klimafolgen/schulprojekt-klimawandel Schulprojekt Klimawandel]:
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/264938/d253e6f6ba12afc1c113bb169f2160db/2011-klimawandel-alpen-data.pdf Klimawandel in den Alpen] über die Folgen für den Skitourismus (Stadtteilschule Walddörfer, Hamburg)
* [https://bildungsserver.hamburg.de/resource/blob/265164/e32392f20a5127bf88cbf2746dd409b1/2011-skifahren-alpen-data.pdf Skifahren in den Alpen] über die Auswirkungen des Klimawandels auf den Skitourismus in den Alpen (Gymnasium Grootmoor, Hamburg)
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==Bildergalerie zum Thema==
* Bilder zu: [[Gletscher_(Bilder)#Alpen|Gletscher in den Alpen]]
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|Regionales Beispiel von=Gletscher im Klimawandel
|Folge von=Klimaänderungen in Europa
|beeinflusst von=Nordatlantische Oszillation
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Klimaänderungen in Europa, Kryosphäre, Regionale Klimafolgen</metakeywords>

[[Kategorie:Kryosphäre]]
[[Kategorie:Regionale Klimafolgen]]