Die Zukunft der Meere ? zu warm, zu hoch, zu sauer - WBGU

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a
Abschmelzfläche
b
1992 2005
Abschmelzfläche
April-September [Mio. km2 ]
Jahren verdoppelt hat. Dies wäre ein Sechstel des
aktuell gemessenen globalen Meeresspiegelanstiegs
(Abb. 3.1-4). Dem gegenüber stehen die Messungen
der Eishöhe mit Satellitenaltimetern (Johanessen et
al., 2005; Zwally et al., 2005), die auf eine Zunahme
der Masse des Grönlandeises hinweisen (entsprechend
einer Meeresspiegelveränderung von -0,03
mm pro Jahr), die aber die kleinräumigen Prozesse
an den Rändern nicht richtig erfassen. Da diese
Zunahme deutlich kleiner ist als der von Rignot und
Kanagaratnam beobachtete Verlust, muss man in der
Summe von einem Masseverlust des Grönlandeises
ausgehen, auch wenn noch erhebliche Unsicherheiten
in den Zahlen bestehen und die verschiedenen
Messmethoden noch besser miteinander abgeglichen
werden müssen.
Wichtiger als die aktuell noch kleinen und nur
ungenau erfassbaren Veränderungen der Massenbilanz
ist allerdings, was in Zukunft bei weiter fortschreitender
Erwärmung zu erwarten ist. Modellrechnungen
zeigen, dass bei einer Erwärmung der
oberflächennahen Luftschicht über Grönland um
2,7°C oder mehr wahrscheinlich der gesamte Eisschild
allmählich abschmelzen wird (Gregory et al.,
2004). Chylek und Lohmann (2005) schätzen, dass
die Erwärmung über Grönland das 2,2-fache der globalen
Erwärmung betragen dürfte (eine Folge der
Verstärkung von Klimaveränderungen in Polnähe),
so dass eine kritische Erwärmung über Grönland
bereits bei einer globalen Erwärmung von 1,2°C
erreicht werden könnte.
Wie schnell das Grönlandeis abschmelzen – und
damit der Meeresspiegel ansteigen – könnte, ist allerdings
derzeit offen. Der letzte IPCC-Bericht ging
noch von konservativen Schätzungen aus der Differenz
von Abschmelzen und Schneefall mit relativ
einfachen Modellen aus und kam auf eine Abschmelzdauer
von mehreren Jahrtausenden (IPCC,
20
16
12
Klimafaktoren 3.1
8
1979 1984 1989 1994
Jahr
1999 2004
Abbildung 3.1-2
Ausdehnung der Abschmelzfläche auf Grönland nach Satellitendaten. Gezeigt sind die beiden extremen Jahre 1992 (nach dem
Ausbruch des Pinatubo) und 2005 (a) sowie die zeitliche Entwicklung (b).
Quelle: Steffen und Huff, 2005
2001a). Dabei wurden aber die oben diskutierten,
inzwischen beobachteten dynamischen Abfließprozesse
nicht berücksichtigt, die einen wesentlich
schnelleren Abbau des Eises bedeuten könnten. Dieser
Prozess wird von derzeitigen Eismodellen noch
nicht richtig erfasst.
Für die antarktische Eismasse wurde im IPCC-
Bericht 2001 für die Zukunft kein Abschmelzen
erwartet, sondern im Gegenteil ein leichter Zuwachs
an Eis aufgrund erhöhter Schneefallmengen. Neuere
Daten zeigen jedoch auch in der Antarktis einen
Masseverlust und eine dynamische Reaktion des
Eises, insbesondere des kleineren westantarktischen
Eisschildes. Im Februar 2002 zerbarst das Jahrtausende
alte Larsen-B-Eisschelf vor der antarktischen
Halbinsel nach einer Erwärmung in dieser Region
auf spektakuläre Weise (Abb. 3.1-3). Dies hat zunächst
keine direkte Auswirkung auf den Meeresspiegel,
da Eisschelfe ohnehin auf dem Meer schwimmen
und ihrer Masse entsprechend Wasser verdrängen.
Offenbar hat es aber Auswirkungen auf das
Kontinentaleis: Die Eisströme, die hinter dem Larsen-B-Eisschelf
vom Kontinentaleis abfließen, haben
sich seither stark beschleunigt (bis zur 8-fachen
Geschwindigkeit: Rignot et al., 2004; Scambos et al.,
2004). Die schwimmenden Eisschelfe, die teilweise
auf Felsvorsprüngen festsitzen, bremsen also den
Abfluss der Eisströme ins Meer. Auch anderswo in
der Antarktis, z. B. in Pine Island Bay, hat sich der
Abfluss von Kontinentaleis beschleunigt (Rignot et
al., 2002). Zudem konnte gezeigt werden, dass die
Schmelzrate der Eisströme, dort wo sie ins Meer
münden, sehr empfindlich von den Meerestemperaturen
abhängt: Pro 0,1°C Anstieg der Wassertemperatur
erhöht sich die Schmelzrate um 1 m pro Jahr
(Rignot und Jacobs, 2002). Sollten sich also die Wassertemperaturen
um die Antarktis erhöhen oder sollten
größere Eisschelfe, etwa das Ross-Eisschelf, eines
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