Klimaprojektionen Asien
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 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.[1]
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 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 Monsuns in einer wärmeren Welt gesehen, auf den daher im Folgenden näher eingegangen werden soll.[2]
Monsunentwicklung
In Ost-, Südost- und Südasien ist der 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.[3]
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-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.[4]
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.[5]
Einzelne Regionen
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 Nordatlantischen Oszillation und damit verbundenen blockierenden Wetterlagen. Die bisher beobachtete Klimaerwärmung in Nordasien ist weitgehend Teil der sogenannten "Arktischen Verstärkung". In den letzten 70 Jahren stiegen die Durchschnittstemperaturen über dem russischen Territorien um 0,22 °C pro Jahrzehnt an[6] und damit etwa doppelt so stark wie im globalen Durchschnitt.[7]
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.[8] 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.[8]
Einzelnachweise
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.4.3.1
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 11.4.3.2
- ↑ 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
- ↑ 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
- ↑ 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
- ↑ Blunden, J., and D. S. Arndt, Eds. (2013): State of the Climate in 2012. Bull. Amer. Meteor. Soc., 94 (8), Fig. 7.38
- ↑ IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, Table 2.7
- ↑ 8,0 8,1 IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change,14.8.8
Klimadaten zum Thema
Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus Regionaldaten zu West- und Südasien und Regionaldaten zu Ost- und Südostasien eigene Karten zur künftigen Klimaentwicklung erzeugen.
Hier finden Sie eine: Anleitung zur Visualisierung der Daten.
Klimamodell-Experimente zum Thema
Mit dem einfachen Klimamodell 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:
- Bedienungsanleitung Kurzanleitung zur Nutzung des MSCM
- Arbeitsblätter und Lehrerhandreichungen Anleitung zur Arbeit mit Schülern
- Experimente zur Änderung des globalen Klimas nach verschiedenen Szenarien
Schülerarbeiten zum Thema
Schülerarbeiten zum Thema des Artikels aus dem Schulprojekt Klimawandel:
- Indischer Sommermonsun (Johanneum zu Lübeck)
- Klimawandel und Gletscherschmelze über die Gletscherschmelze im Himalaya im Vergleich zum Kilimandscharo (Gymnasium Osterbek, Hamburg)
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