Antarktischer Eisschild

Aus Klimawandel
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Abb. 1: Satellitenbild der Antarktis

Gegenwärtig gibt es nur zwei Eisschilde auf der Erde, den Antarktischen und den Grönländischen Eisschild. Im Eiszeitalter waren zusätzlich weite Teile Nordamerikas und Eurasiens vereist. Der Niederschlag über der Antarktis ist der einer Wüste, mit 130 mm/Jahr. Dennoch befinden sich hier 70 % der weltweiten Süßwasservorräte.[1]

Abb. 2: Untergrund der Eisbedeckung

1 Der Antarktische Eisschild

Auf dem Höhepunkt des Südsommers sind die Antarktis und der umgebende Ozean von einer Eisfläche von 31,6 km2 bedeckt. Davon sind 18,5 Mio. km2 Meereis. Der auf Land und Ozeanboden ruhende Eisschild umfasst eine Fläche von 11,9 Mio. km2; und 1,6 Mio. km2 machen die auf dem Wasser schwimmenden Eisschelfgebiete aus. Der Antarktische Eisschild ist an seiner mächtigsten Stelle 4897 m dick und würde bei seinem vollständigen Abschmelzen den globalen Meeresspiegel um 58 m ansteigen lassen.[2] Mit 26,4 Millionen km3 ist das Eisvolumen der Antarktis[3] etwa neun Mal so groß wie das des grönländischen Eisschildes. Auch die Fläche des Eisschildes der Antarktis ist mit fast 14 Mio km2 etwa acht Mal größer als die Grönlands. Der Eisschild verteilt sich auf unterschiedliche Teile des antarktischen Kontinents (Abb. 1):

  • In der Ostantarktis liegt das Eis auf felsigem und gebirgigem Untergrund (Abb. 2) und erreicht eine maximale Eisdicke von fast 5 km (max. 4897 m).[2] Zum Rand hin behindern ähnlich wie auf Grönland Gebirgszüge den Eisabfluss, der über mehrere hundert Kilometer lange Eisströme und Auslassgletscher in den Südlichen Ozean erfolgt.
  • Der Westantarktische Eisschild ruht zu einem großen Teil auf Felsuntergrund, der über weite Teile unter dem Meeresspiegel liegt, weshalb er auch als mariner Eisschild bezeichnet wird (Abb. 2). Er ist von großen Schelfeisgebieten umgeben (Abb. 4), die etwa 11 % der Ausdehnung des Eisschildes ausmachen und in die relativ schnell fließende Gletscher aus dem Innern münden, vor allem in das Filchner-Ronne- und in das Ross-Schelfeisgebiet. Auch an der Küste zur Amundsensee gibt es einen bedeutenden Gletscherabfluss.
  • Eine Sonderstellung nimmt die Antarktische Halbinsel ein, die bis 62,5 oS nach Norden reicht und der klimatisch sensitivste Bereich ist. Auch hier spielen Schelfeisgebiete, inbesondere das Larsen-Schelf-Eis, eine wichtige Rolle (Abb. 9).

2 Beobachtungsmethoden

Abb. 3: Massenbilanz des Antarktischen Eisschilds. AES: Antarktischer Eisschild; OAES: Ostantarktischer Eisschild; WAES: Westantarktischer Eisschild; ESAH: Eisschild der Antarktischen Halbinsel. Säulen: Nettoverlust (-gewinn) an Eismasse in Gigatonnen pro Jahr in dem angegebenen Zeitraum
Abb. 4: Änderung der Oberflächenhöhe 2010-2017. Schwarze Linien: Abgrenzung der Drainagebecken, gestrichelte Linie: Abgrenzung des Gebietes mit sehr geringen Niederschlägen; grau: Schelfeis; Beschriftung: blau = Randmeere, schwarz = Schelfeis, weiß = wichtige Abflussgletscher

Die ersten direkten Beobachtungsdaten haben seit den 1940er Jahren Luftbilder geliefert. In den 1970er Jahren kamen Satellitenbilder hinzu, die in den 1990er Jahren durch Radarbilder von Satelliten ergänzt wurden, durch welche Daten auch bei Wolkenbedeckung gesammelt werden konnten. Hinzu kamen Messinstrumente auf dem Eis und Unterwasserfahrzeige zur Beobachtung des Meeresbodens, der Eisunterseite und der Eigenschaften des Ozeanwassers.[4]

Abschätzungen über Veränderungen des gesamten antarktischen Eisschildes sind in jüngster Zeit durch satellitengestützte Beobachtungen des Oberflächenniveaus und Bestimmungen der Schwerkraft des antarktischen Kontinents erfolgt. Höhendifferenzmessungen/Altimetermessungen sind für die Abschätzung der Massenbilanz jedoch nur begrenzt brauchbar. Sie zeigen nur den Höhenunterschied zwischen der Eisoberfläche und dem jeweiligen Satelliten, erfassen aber nicht die Dichteänderungen in einzelnen Schichten des Eises und damit auch nicht die Massenbilanz. Außerdem sind sie sehr ungenau in den steil abfallenden Küstenbereichen der Antarktis.[1] Und sie reichten lange Zeit nicht über den 82. Breitengrad hinaus.

Inzwischen sind allerdings die Messmethoden verbessert worden, indem die Beobachtung weiter an den Südpol heranrückte und an Hängen durch eine höhere Auflösung genauere Daten liefert, so dass auf der Grundlage der Höhenmessungen des Satelliten Cryosat-2 seit 2010 auch Massenveränderungen des Antarktischen Eisschildes bestimmt werden können.[5]

Seit 2002 bestimmen zwei Satelliten des GRACE-Projekts[6] das Schwerefeld der Erde mit bisher nicht da gewesener Genauigkeit. Dadurch können Veränderungen der Masse der Eisschilde recht genau ermittelt werden.[7] Bei diesen Gravimetermessungen werden auch die Regionen südlich des 82 oS berücksichtigt. Außerdem werden Massenveränderungen durch Messungen der Fließgeschwindigkeit des abfließenden Eises an den Rändern sowie des Schneefalls durch Satelliten und mit Hilfe von Klimamodellen festgestellt.

3 Massenbilanz des Antarktischen Eisschilds

Nach einer 2018 in der Zeitschrift Nature publizierten Zusammenfassung von zahlreichen Auswertungen von Satellitendaten und Modellsimulationen[8] zeigt der Antarktische Eisschild eine deutlich negative Massenbilanz (Abb. 3). Bereits 1992-2011 betrug der jährliche Verlust an Eis für die gesamte Antarktis 76 Gigatonnen[9] pro Jahr. 2012 bis 2017 hat sich die Verlustrate dann auf 219 Gt/Jahr gesteigert und damit fast verdreifacht. Über den gesamten Zeitraum von 1992 bis 2017 gemittelt waren es 109 Gigatonnen an Eis, die der Eisschild netto jedes Jahr verloren hat. An diesem Prozess waren die verschiedenen Teile des Antarktischen Eisschilds sehr unterschiedlich beteiligt (Abb. 4). Der Hauptanteil fiel dabei mit einem großen Abstand und 94 Gt/Jahr auf den Westantarktischen Eisschild. Der Ostantarktische Eisschild zeigte in den ersten beiden Jahrzehnten einen leichten Massengewinn, der sich aber für die letzten fünf Jahre des Zeitraums in einen Massenverlust von 28 Gt/Jahr verwandelt hat.[10]

Abb. 5: Topographie des Wilkesland unter der Eisbedeckung. Blaue Farben zeigen Gebiete unterhalb des Meeresspiegels an, grüne bis rote und weiße solche darüber. Gelbe Kreise zeigen eine Zunahme des Masesenabflusses von Eis in Gt/Jahr, blaue eine Abnahme.

4 Der Ostantarktische Eisschild

Die mit Abstand größte Masse des Antarktischen Eisschilds ist im Ostantarktischer Eisschild gebunden. Der Ostantarktischer Eisschild würde bei seinem vollständigen Abschmelzen den globalen Meeresspiegel um 53 m ansteigen lassen.[11] Der Boden unter dem Eisschild besteht aus Gebirgsketten, Hochebenen und Tälern. Einige Berge sind von über drei km dickem Eis bedeckt. Die Grenze zum Westantarktischen Eisschild wird durch eine bis 4 km hohe Gebirgskette, das Transantarktische Gebirge, gebildet (Abb. 1). Vor allem aufgrund der Höhe des Ostantarktischer Eisschilds herrscht hier ein eigenes, von äußeren Einflüssen wenig beeinflusstes Klima mit Temperaturen von bis zu -85 °C und großer Trockenheit.[11] Aufgrund der teilweise sehr geringen Niederschläge gibt es im südlichen Victorialand, wo lediglich 10 mm im Jahr fallen, sogar ein Gebiet ohne Eis. Andererseits liegen unter dem Eis der Ostantarktis zahlreiche subglaziale Seen, die dadurch entstanden sind, dass das Eis unter dem Druck der gewaltigen Eismassen auf der Unterseite, aber auch durch Wärme aus dem Untergrund zu schmelzen beginnt.[11]

Da der größte Teil des Eisschildes auf Felsen aufliegt, die sich deutlich über dem Meeresspiegel befinden, gilt der Ostantarktischer Eisschilds als wesentlich stabiler als das restliche Eis der Antarktis. Dennoch ist auch der Ostantarktischer Eisschild in Bewegung. Viele seiner Eisströme enden in Schelfeisgebieten. Und ähnlich wie das westantarktische Eis liegt auch das Eis der Ostantarktis zu einem nicht geringen Teil auf Felsuntergrund unterhalb des Meeresspiegels. Dieses submarine Eis der Ostantarktis würde bei seinem Abschmelzen den Meeresspiegel um 19,2 m ansteigen lassen, was fast dem Sechsfachen des westantarktischen submarinen Eises entspricht.[12] Als besonders aktiv gilt der Eisabfluss des subglazialen Aurora Beckens im westlichen Wilkes Land über den Totten-Gletscher und den Totten-Eisschelf in Richtung Sabrina Küste im Sektor des östlichen Indischen Ozeans. Die 2-4,5 km mächtigen Eisschichten des Eisbeckens, dessen Eisabfluss noch durch weitere Gletscher erfolgt, entsprechen einem Meeresspiegelanstieg von 9 m, also fast dem Dreifachen der möglichen Auswirkungen des Westantarktischen Eisschilds.[13] Das Einzugsgebiet des Tottten-Gletschers allein steht für einen Meeresspiegelanstieg von 3,5 m.[14] Ähnliches gilt auch für das Wilkes-Becken, dessen Eis über die Gletscher Mertz, Ninnis und Cook in den westlichen Pazifik abfließt.

Der Eisabfluss durch den Totten-Gletscher ist mit 70 km3/Jahr der höchste der Ostantarktis und nach dem Pine-Island- und Thwaites-Gletscher in der Westantarktis der dritthöchste der Antarktis überhaupt. Die Schmelzrate des Totten-Eisschelfs ist mit 10 m/Jahr Höhenverlust und fast 80 Gt/Jahr Verlust an Eismasse höher als bei jedem anderen größeren Eisschelf der Ostantarktis. Wichtigste Ursache ist das Eindringen von warmem Ozeanwasser mit hohem Salzgehalt in die Kaverne unterhalb des Schelfeises,[15] das über tiefe Kanäle bis zur Aufsetzlinie vordringt. Eine wichtige Rolle spielt dabei das glaziale Schmelzwasser, das als Süßwasser leichter ist als das wärmere, aber salzhaltige Meerwasser darunter. Die Folge ist eine Stabilisierung der Schichtung, die ein Absinken des kalten, aber leichten Schmelzwassers verhindert und es so dem warmen, aber schwereren Meerwasser ermöglicht, bis weit unter das Schelfeis vorzudringen und das Eis von unten her abzuschmelzen.[16]

Abb. 6: Profil durch die Westantarktis, von der Bellingshausensee zum Ross-Schelfeis.

5 Westantarktischer Eisschild

Der Westantarktische Eisschild bedeckt gegenwärtig eine Fläche von 2,25 Mio. km2 und umfasst eine Eismasse von 3,6 Mio km3.[4] Der größte Teil des Eises ruht auf einem Felsuntergrund, der bis in 2-3 km Tiefe reicht. Daher spricht man auch von einem marinen Eisschild (Abb. 6). Ohne Eisbedeckung würde die Westantarktis ein Insel-Archipel darstellen. Umgeben ist der Eisschild von fast 900 000 km2 Schelfeis, vor allem von dem Filchner-Ronne-Schelfeis im Weddellmeer und dem Ross-Schelfeis im Rossmeer. In diese Schelfeise, aber auch in die der Bellingshausen- und der Amundsensee, münden große Gletscherströme aus dem Landesinnern.[17]

Abb. 7: Geschwindigkeit der in die Amundsensee mündenden Gletscher Links: mittlere Geschwindigkeit in m/Jahr an der Oberfläche 2015; rechts: Änderung der Oberflächengeschwindigkeit in m/Jahr zwischen 2008 und 2015.

Die Westantarktis gilt als der für die nächste 100 Jahre am stärksten gefährdete Teil des gesamten antarktischen Eisschildes und würde bei einem vollständigen Abschmelzen den globalen Meeresspiegel um 4,3 m ansteigen lassen.[4] Allein die marinen Teile des Eisschildes beinhalten ein Eisvolumen, das einem globalen Meeresspiegelanstieg von 3,3 m entspricht. Der Untergrund fällt an vielen Stellen nach innen hin ab. Die Aufsetzlinie (die Linie, die den auf dem Fels ruhenden Eisschild von dem schwimmenden Eisschelf trennt) unter dem Meeresspiegel ist in solchen Fällen besonders instabil. Die abfließenden Gletscher werden zwar durch anschließende Schelfeisgebiete gebremst und stabil gehalten, können bei deren Auflösung aber schneller ins Meer abfließen. Solche Prozesse sind rund um die Amundsensee in der Westantarktis auch schon beobachtet worden, ausgelöst vor allem durch das Eindringen von warmem Meerwasser unter dem Eisschelf. Dadurch hat sich auch die Aufsetzlinie einiger Gletscher bereits deutlich zurückgezogen.[18]

Abb. 8: Änderung des Eisabflusses von Pine-Island- und Thwaites-Gletscher in Gt/Jahr

Besonders betroffen von diesen Prozessen sind die großen in die Amundsensee mündenden Gletscher Pine Island und der Thwaites, aber auch die benachbarten kleinerer Gletscher Haynes, Smith, Pope und Kohler (Abb. 7). Über diese Gletscher fließt das Eis von einem Drittel der Westantarktis bzw. von einer Eisfläche von 393 Mio km2 über das vorgelagerte Schelfeis in die Amundsensee. Allein im Jahr 2013 betrug der Massenabfluss 334 Gigatonnen. Damit ist das Eis der Amundsensee-Sektors mit etwa 10 % am aktuellen globalen Meeresspiegelanstieg beteiligt.[4] Die Abflussgeschwindigkeit der Gletscher nimmt tendenziell zu (Abb. 8), die Gletscher werden dünner und ihre Aufsetzlinie zieht sich um etwa 1 km/Jahr zurück.[19]

Der Pine-Island-Gletscher gründet bis zu 1500 m unter dem Meeresspiegel. Er fließt in einen Eisschelf von etwa 55 km Länge und 30 km Breite. Sein Eisabfluss nahm von ca. 78 Gt/Jahr in den 1970er Jahren auf 133 Gt/Jahr im Zeitraum 2010-2013 zu. Der Nettoverlust wurde für 2007 auf 46 Gt geschätzt. Seine Abflussgeschwindigkeit hat sich von 2,3 km/Jahr in 1973 auf 4,0 km/Jahr 2013 erhöht. Die Aufsetzlinie zog sich 1992-2000 insgesamt um ca. 3 km zurück, 2000-2009 sogar um 20 km.[4]

Der Thwaites-Gletscher liegt ebenfalls auf Felsboden unter dem Meeresspiegel auf. Er besitzt eine sehr breite Eisfront von ca. 120 km.[20] Der Eisabfluss des Thwaites-Gletschers betrug in den 1970er Jahren 72 Gt/Jahr, in den 2010er Jahren 126 Gt/Jahr, bei einem Massenverlust 2002-2010 von 54 Gt/Jahr. Die Reaktion des Thwaites-Gletschers ist zeitlich und räumlich jedoch unterschiedlich, indem der östliche und westliche Teil in den letzten Jahrzehnten zu verschiedenen Zeiten einen beschleunigten und einen kaum veränderten Abfluss gezeigt haben.[4]

Als wichtigste Ursache für die beobachteten Veränderungen der Gletscher und Eisschelfe des Amundsenseesektors wird das Eindringen von ozeanischem Tiefenwasser bis auf den Kontinentalschelf und in die Eiskavernen unter dem Schelfeis angenommen. Die Temperaturen des in den Schelfbereich eindringenden Ozeanwassers liegen bei 3,5 °C und mehr über dem Gefrierpunkt vor Ort (der auch durch den Salzgehalt und die Druckverhältnisse bestimmt wird), und der Salzgehalt beträgt meist über 3,46 %. Das durch den hohen Salzgehalt schwerere zirkumpolare Tiefenwasser schiebt sich auch im Winter unter das zwar kältere, aber weniger salzhaltigere und deshalb leichtere Oberflächenwasser unter dem Schelfeis bis zur Aufsetzlinie.

Das zunehmende Abschmelzen der Gletscher der Amundsensee ist durch Änderungen der Ozeanzirkulation bedingt, die wiederum stark von den Windmustern am Rand der kontinentalen Schelfe abhängen. Das Tiefenwasser ist in letzter Zeit nicht nur wärmer geworden, es ist auch verstärkt in die Gletscherkavernen eingedrungen. Bestimmend dabei sind stärkere Westwinde rund um die Antarktis, die wiederum unter dem Einfluss der großräumigen atmosphärischen Zirkulation der Tropen stehen. Dabei spielt auch das ENSO-Phänomen eine Rolle, wobei El-Niño-Ereignisse die Westwinde entlang der westantarktischen Küste verstärken und damit das Eindringen von ozeanischem Tiefenwasser begünstigen.[4]

Nach Modellsimulationen würde sich die Westantarktis nach einer Destabilisierung der Eisschelfe und Gletscher des Amundsensee-Sektors weitgehend auflösen und eine Meeresverbindung zwischen Amundsensee und Weddellmeer entstehen lassen.[18]

Abb. 9: Schelfeisgebiete der Antarktischen Halbinsel um das Jahr 2000

6 Die Antarktische Halbinsel

Aufgrund der geringen Größe und der weit nach Norden reichenden Ausläufer gilt auch die Antarktische Halbinsel als durch den Klimawandel besonders gefährdet. Bestätigt wurde das durch das Verschwinden einiger Schelfeisgebiete, besonders des Larsen A und B Schelfeises. Die Halbinsel wird weitgehend durch eine lange und schmale Gebirgskette gebildet, die nach Norden bis 63 °S reicht. Sie ist 70 km breit und im Mittel 1500 m hoch und umfasst ein Gebiet von 522 000 km2, das zu 80 % eisbedeckt ist. Die Bergkette bildet eine Klimascheide und trennt die feucht-milde Westseite der Bellingshausensee von der trocken-kalten Ostseite des Weddellmeers.[21]

Die Eisbedeckung der gegenwärtigen Antarktischen Halbinsel ist etwa 500 m dick und fließt über Auslassgletscher nach Westen und Osten ab. Die Gletscher wiederum münden auf weiten Strecken in große Schelfeisgebiete. Da die Sommertemperaturen auf Meeresniveau über 0 °C liegen, wird die Massenbilanz der Antarktischen Halbinsel weitgehend durch Schneefall, Abschmelzen an der Oberfläche und Kalben bestimmt. Bei einem vollständigen Abschmelzen würde das Eis der Antarktischen Halbinsel den globalen Meeresspiegel um 24 cm steigen lassen.[21]

Die Temperaturen der Antarktischen Halbinsel sind in den letzten Jahrzehnten deutlich stärker als im globalen Mittel gestiegen. So nahmen sie im nördlichen Teil zwischen 1950 und 2000 um 2,5 °C zu, im Vergleich zu 0,6 °C global. Die Folgen für die Eisbedeckung sind gravierend. 87 % der Gletscher der Antarktischen Halbinsel befinden sich aktuell auf dem Rückzug. Dramatisch ist vor allem das Kollabieren großer Schelfeisgebiete wie des Larsen-A- und Larsen-B-Eisschelfs und neuerdings auch von Teilen des Larsen-C-Schelfeises.[21]

7 Klimaänderungen

Eine wichtige und viel diskutierte Frage ist die nach der Erwärmung der Antarktis. Nach den letzten Erkenntnissen haben sich die Temperaturen über der Antarktis insgesamt trotz regionaler Abkühlung in den letzten 50 Jahren erhöht, hauptsächlich über der Antarktischen Halbinsel und der nördlichen Westantarktis. In der Ostantarktis sind die Veränderungen dagegen nur gering. Die Ursachen werden in der globalen Erwärmung durch die Emission von Treibhausgasen und in Veränderungen der stratosphärischen Zirkulation durch die Ozonzerstörung über der Antarktis gesehen.[1]

Neben der Lufttemperatur spielt auch eine höhere Ozeantemperatur eine wichtige Rolle, da das Meerwasser das Eis von den Rändern her angreifen kann. Seit den 1950er Jahren hat es eine deutliche Erwärmung des sog. Südlichen Ozeans, der Wassermassen rund um die Antarktis, bis in über 1000 m Tiefe gegeben.[22] In den letzten vier Jahrzehntzen sind die oberen 2000 m des Südlichen Ozeans um 0,4 °C wärmer geworden. Die Auswirkungen sind jedoch regional unterschiedlich. Besonders stark hat sich das Tiefenwasser unter dem Schelfeis der Bellingshausen- und Amundsensee erwärmt. Als wichtigster Grund gelten eine Verstärkung und Verschiebung der zirkumpolaren Westwinde in den 1980er und 2000er Jahren, bedingt durch den stratosphärischen Ozonverlust über der Antarktis, aber auch durch die globale Erwärmung durch Treibhausgase.[16] Das durch die Antarktische Halbinsel von den Westwinden abgeschirmte Ronne-Filchner-Schelfeisgebiet weist dagegen kaum Änderungen oder sogar eine leichte Abkühlung auf, da es stärker unter dem Einfluss zirkumpolarer Ostwinde steht.[23]

8 Projektionen

Für das 21. Jahrhundert wird das oberflächliche Abschmelzen des antarktischen Eisschildes wegen der niedrigen Temperaturen als relativ gering eingeschätzt. Ausnahmen sind die Küstenzonen und die Antarktische Halbinsel. Der Schneefall wird dagegen zunehmen, weil die Atmosphäre sich erwärmt und mehr Wasserdampf aufnehmen kann. Netto wird damit die Masse des Eisschildes nur durch oberflächliches Abschmelzen und Schneefall um ca. 5 % zunehmen und damit zu einer Absenkung des Meeresspiegels um 2 cm nach dem Szenario RCP2.6 und um 4 cm nach RCP8.5 bis 2100 führen.[24]

Der Antarktische Eisschild verliert jedoch nicht nur an Masse durch oberflächliches Abtauen, sondern auch durch den Abfluss von Eis über verschiedene Auslassgletscher Richtung Meer. Berücksichtigt man diese Eisdynamik, ist damit zu rechnen, dass der Antarktische Eisschild durchaus einen positiven Beitrag zum Anstieg des Meeresspiegels bis 2100 leisten wird, der vom IPCC mit einem mittleren Wert von 4 cm unabhängig von den Szenarien angegeben wird.[25] Dabei spielt vor allem das vorgelagerte Eisschelf eine entscheidende Rolle, das den Abfluss des Eises Richtung Ozean wie ein Widerlager verlangsamt. Löst sich dieses Eisschelf auf, kann das Eis ungehinderter ins Meer fließen, so wie es bei der bekannten Auflösung des Larsen-B-Schelfeises an der Ostküste der Antarktischen Halbinsel im Jahre 2002 der Fall war, das zeitweilig bis zu einer Verachtfachung der Abflussgeschwindigkeit der nachgelagerten Auslassgletscher geführt hat. Das Schelfeis ist zum einen durch das Abtauen an der Oberfläche wie beim Larsen-B-Schelfeis gefährdet, zum anderen durch Abschmelzen von unten, ausgelöst durch wärmeres Ozeanwasser. Diese Prozesse und die Folgen für die Eisdynamik sind nicht nur sehr schwierig zu beobachten, sondern auch nur begrenzt in Klimamodellen abzubilden.[26]

Gefährdet sind vor allem die großen Eisschelfe der Antarktischen Halbinsel und der Westantarktis. Bevor die großen antarktischen Eisschelfe, das Ross- und das Filchner-Ronne-Eisschelf, jedoch ernsthaft bedroht sind, müsste es eine lokale Erwärmung von 5 bis 7 °C geben, die bis zum Ende des 21. Jahrhunderts eher unwahrscheinlich ist. Insgesamt schätzt der IPCC nach Sichtung der vorliegenden Literatur den Meeresspiegelanstieg bis zum Ende des 21. Jahrhunderts nur durch die dynamische Eisbewegungen des Antarktischen Eisschildes auf -1 bis +16 cm, unabhängig von den Szenarien. Die Bandbreite zeigt die große Unsicherheit und geringe Übereinstimmung bei den bisherigen Untersuchungen. Allerdings wird davon ausgegangen, dass sich der Beitrag durch die Eisdynamik nach dem Jahr 2100 fortsetzt.[27]

Projektionen mit einem neueren Eisschild-Schelf-Modell[28] in die fernere Zukunft machen trotz aller Unsicherheiten die Bedeutung der Szenarien sichtbar. Nach dem Szenario RCP2.6 gibt es bis 2100 nahezu keinen Massenverlust und damit keinen Meeresspiegelanstieg durch die Antarktis und nur eine Erhöhung des Meeresspiegels von 20 cm bis 2500. Das Szenario RCP4.5 verursacht dagegen einen nahezu kompletten Kollaps des Westantarktischen Eisschildes innerhalb der nächsten 500 Jahre, wodurch der Meeresspiegel durch den Massenverlust der gesamten Antarktis um 32 cm bis 2100 und um 5 m bis 2500 steigen würde. Noch gravierender würde sich das Szenario RCP8.5 auswirken. Das Larsen-C-Schelfeis löst sich danach um 2055 auf und die Auslassgletscher der Amundsen-See verlieren massiv an Masse und ziehen sich zurück. Bis 2100 trägt die Antarktis dann möglicherweise über 1 m zum Meeresspiegelanstieg bei. Innerhalb der folgenden 250 Jahre wird der Westantarktischen Eisschild weitgehend kollabieren. Nach 2500 Jahre beträgt der Beitrag zum Meeresspiegelanstieg durch die Antarktis insgesamt über 12 m. Die Ozeanerwärmung spielt dabei anfänglich eine wichtige Rolle für das Verhalten einzelner Auslassgletscher. Der langfristige Meeresspiegelanstieg in den Szenarien RCP4.5 und RCP8.5 wird jedoch hauptsächlich durch die atmosphärische Erwärmung und größere Oberflächenschmelze verursacht. Die Erwärmung des Ozeans verhindert allerdings über Jahrtausende die Wiederherstellung des Eisschildes nach einer Einstellung anthropogener CO2-Emissionen.

Abb. 10: Zustand der Antarktis nach 10 000 Jahren bei verschiedenen kumulativen Emissionen

Das sieht eine Untersuchung der Auswirkungen einer weitgehenden Verbrennung der verfügbaren fossilen Energieressourcen anders.[29] Danach wird das antarktische Eis in den nächsten tausend Jahren und darüber hinaus vor allem durch höhere Ozeantemperaturen gefährdet sein. Die gegenwärtig zur Verfügung stehenden Ressourcen an Kohle, Öl und Gas werden auf 10 000 GtC geschätzt, die in ca. 500 Jahren teilweise oder ganz verbrannt sein werden. Die Folgen werden sich jedoch viele Jahrtausende danach noch bemerkbar machen. Der CO2-Gehalt wird bei einer Nutzung der gesamten Reserven zunächst auf 4000 ppm steigen (heute 400 ppm), aber auch 8000 Jahre nach Beendigung der CO2-Emissionen immer noch 2000 ppm betragen, und die globale Mitteltemperatur wird dann um 8 °C höher als die heutigen Werten liegen. Die Folge wird ein über mehrere Jahrtausende unaufhaltsamer Zerfall der Eisschilde sein, der den Meeresspiegel nach etwa tausend Jahren um 30 m und nach 6000 Jahren um 50 m ansteigen lassen wird. Langfristig wird daran vor allem die Antarktis beteiligt sein, beginnend mit dem Zerfall des Westantarktischen Eisschilds, der schon bei kumulativen Emissionen ab 2010 von 600-800 GtC, was etwa den bisherigen Emissionen seit Beginn der Industrialisierung entspricht,[30] instabil werden könnte. Bei Emissionen von 2500 GtC, was einer Zunahme der globalen Mitteltemperatur von 2-3 °C entspricht, würden wahrscheinlich die meisten marinen Bereiche des Antarktischen Eisschildes, d.h. auch die der Ostantarktis, zerfallen.

9 Ein Blick in die Vergangenheit

Interessante Einblicke in das Verhalten des Antarktischen Eisschildes bei klimatischen Änderungen erlauben Studien zur geologischen Vergangenheit. Die antarktische Vereisung begann vor ca. 34 Mio Jahre vh. Dafür gab es zwei Gründe: 1. die Trennung der Antarktis von Südamerika und Australien, wodurch der Antarktischen Zirkumpolarstrom entstand, der den Zustrom wärmerer Wassermassen von Norden unterband und somit eine thermische Isolierung der Antarktis bewirkte. 2. die bereits seit Ende des Paläozäns (55 Mio Jahre vh.) begonnene starke Abnahme des CO2-Gehalts durch starke Verwitterungsprozesse, die eine globale Abkühlung um 8 °C zur Folge hatte.[17] Nach dem Abschluss der Vereisung im Mittleren Miozän (12-10 Mio vh.) kam es zu verschiedenen wärmeren und kälteren Klimaphasen, die die Eismasse abnehmen und zunehmen ließ.

Vor allem zwei geologische Epochen sind dabei von Bedeutung, weil sie Vergleiche mit der gegenwärtigen Entwicklung erlauben.[31] Im Pliozän vor ca. 3 Mio Jahren lag die CO2-Konzentration wie gegenwärtig bei ungefähr 400 ppm, der Meeresspiegel war jedoch 10-30 m höher als heute. Dieser hohe Meeresspiegel erforderte neben dem Abschmelzen von Grönland und der Westantarktis auch einen deutlichen Eisverlust der Ostantarktis. Auch in der letzten Zwischeneiszeit, dem Eem (130.000-115.000 vh.), war der Meeresspiegel 6,0 bis 9,3 m höher als heute, wobei der CO2-Gehalt allerdings bei nur 280 ppm lag und die globale Mitteltemperatur nur 0-2 °C wärmer war als heute. Die Antarktis hat nach Modellrechnungen zu dem Meeresspiegelanstieg wahrscheinlich mit 3,6-7,4 m und Grönland mit 1,5-2 m beigetragen, die Ausdehnung des Meerwassers durch Erwärmung, der sog. sterische Effekt, mit 0,4 m. Beide Epochen zeigen, dass es auch bei einer nur geringen Erwärmung langfristig zu einem deutlichen Eisverlust von Eisschilden und einem entsprechenden Meersspiegelanstieg kommen kann.

10 Einzelnachweise

  1. 1,0 1,1 1,2 Rignot, E. (2011): Is Antarctica melting?, WIREs Climate Change 2, 324–331
  2. 2,0 2,1 Shepherd, A. , H.A. Fricker & S.L. Farrell (2018): Trends and connections across the Antarctic cryosphere, Nature 558, 223-232, https://doi.org/10.1038/s41586-018-0171-6
  3. Mayer, C., und H. Oerter (2014): Die Massenbilanzen des grönländischen und antarktischen Inlandeises und der Charakter ihrer Veränderungen, in: José L. Lozán, Hartmut Graßl, Dirk Notz, Dieter Piepenburg (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Polarregionen. Wissenschaftliche Fakten, 115-120
  4. 4,0 4,1 4,2 4,3 4,4 4,5 4,6 Turner, J., A. Orr, G. H. Gudmundsson, A. Jenkins, R. G. Bingham, C.-D. Hillenbrand, and T. J. Bracegirdle (2017): Atmosphere-ocean-ice interactions in the Amundsen Sea Embayment, West Antarctica, Rev. Geophys., 55, 235-276, doi:10.1002/2016RG000532
  5. McMillan, M., A. Shepherd, A. Sundal, K. Briggs, A. Muir, A. Ridout, A. Hogg, and D. Wingham (2014): Increased ice losses from Antarctica detected by CryoSat-2, Geophysical Research Letters, 41, doi:10.1002/2014GL060111.
  6. GRACE steht für Gravity Recovery And Climate Experiment; vgl. Die Infoseite bei der Deutschen Luft- und Raumfahrtgesellschaft DLR
  7. Cazenave, A. et al.(2009): Sea level budget over 2003–2008: A reevaluation from GRACE space gravimetry, satellite altimetry and Argo. Global and Planetary Change 65, 83–88
  8. The IMBIE Team (2018): Mass balance of the Antarctic ice sheet from 1992 to 2017. Nature 558, https://doi.org/10.1038/s41586-018-0179-y
  9. 1 Gt = 1 Milliarde Tonnen
  10. s. Abb.
  11. 11,0 11,1 11,2 Davies, B. (2014): East Antarctic Ice Sheet
  12. Fretwell, P., et al. (2013): Bedmap2: improved ice bed, surface and thickness datasets for Antarctica, The Cryosphere, 7, 375–393, doi:10.5194/tc-7-375-2013
  13. Shen, Q., Wang, H., Shum, C. K., Jiang, L., Hsu, H. T., and Dong, J. (2018).: Recent high-resolution Antarctic ice velocity maps reveal increased mass loss in Wilkes Land, East Antarctica, Scientific Reports 8, 4477, https://doi.org/10.1038/s41598-018-22765-0
  14. Mengel, M. and Levermann, A. (2014): Ice plug prevents irreversible discharge from East Antarctica, Nat. Clim. Change, 4, 451–455, doi:10.1038/nclimate2226
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11 Literatur

12 Weblinks


13 Bildergalerie zum Thema


14 Lizenzangaben

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