Kryosphäre im Klimasystem

Aus Klimawandel
Eis auf dem Land[1]
Eis im Ozean[1]
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.[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.[2] 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.[2] 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.[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 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 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. km3 Wasser bzw. 68,7% des globalen Süßwassers gebunden. Gegenüber den 1338 Mill. km3 Wasser des Ozeans ist das zwar wenig. Eine deutliche Erhöhung bzw. Verminderung der globalen Eis- und Schneemasse verändern dennoch merklich den Meeresspiegel und damit auch die Grenze zwischen Land und Meer. In der letzten 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.

Eis- und Schneebedeckung der Erde im Nord-Winter

Albedo

Die Eis-Albedo-Rückkopplung

Die Kryosphäre spielt eine bedeutende Rolle für den globalen Strahlungshaushalt und steht in wichtigen Wechselwirkungen mit Ozean und Atmosphäre. Von besonderer Bedeutung für den globalen Energiehaushalt ist das deutlich höhere 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 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 [3], also etwa 47 Mio km² [4]. 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 [4]. 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 [5] [6]. 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 [5]. 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 [6].

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 [7]. 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 [8]. 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 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 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

  1. ↑ 1,0 1,1 1,2 1,3 IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 4.1 - Landoberfläche = 147,6 km2, Ozeanoberfläche = 362,5 km2. Die Bandbreiten bei einigen Eis- und Schneeflächen beruhen einerseits auf jahreszeitlichen Schwankungen, andererseits auf Unsicherheiten der Schätzungen.
  2. ↑ 2,0 2,1 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
  3. ↑ French, H., Slaymaker, O.: Changing Cold Environments. A Canadian Perspective. Oktober 2011. Wiley Blackwell. eISBN: 9781119950165.
  4. ↑ 4,0 4,1 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
  5. ↑ 5,0 5,1 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
  6. ↑ 6,0 6,1 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.
  7. ↑ Schönwiese, C.-D.: Klimatologie (2008). 3. Auflage, Eugen Ulmer KG. ISBN: 978-3-8252-1793-8.
  8. ↑ 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.

Weblinks


Klimadaten zum Thema

Klimadaten zum Thema selbst auswerten? Hier können Sie aus globalen Daten eigene Karten 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 Bedeutung von Eis und Schnee im Klimasystem durchgeführt werden:

Schülerarbeiten zum Thema

Schülerarbeiten zum Thema des Artikels aus dem Schulprojekt Klimawandel:

Lizenzangaben

Dieser Artikel ist ein Originalartikel des Klima-Wiki und steht unter der Creative Commons Lizenz Namensnennung-Weitergabe unter gleichen Bedingungen 3.0 Deutschland. Informationen zum Lizenzstatus eingebundener Mediendateien (etwa Bilder oder Videos) können in den meisten Fällen durch Anklicken dieser Mediendateien abgerufen werden und sind andernfalls über Dieter Kasang zu erfragen.
Kontakt: Dieter Kasang

Abgerufen von „https://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Kryosphäre_im_Klimasystem&oldid=32342“