Langfristiger Meeresspiegelanstieg

Aus Klimawandel
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1 Meeresspiegelanstieg der geologischen Vergangenheit

Der Meeresspiegelanstieg über die nächsten Jahrhunderte und Jahrtausende lässt sich zum einen mit Hilfe von Klimamodellen simulieren. Ob die Modellberechnungen realistisch sind, lässt sich jedoch nicht an Beobachtungen der letzten Jahrhunderte überprüfen, weil sich das künftige Klima nicht mit den klimatischen Verhältnissen der jüngeren Vegangenheit vergleichen lässt. Man muss schon in geologische Epochen zurückgehen, in denen das Klima ähnlich dem heutige oder dem bis Ende des 21. Jahrhunderts zu erwartenden Klima war.[1] Dazu gehören vor allem das Mittlere Pliozän (3,3-3,0 Mio. Jahre vh.) und das Letzte Interglazial (129.000-116.000 vh.), das Eem.

Im Eem waren die Temperaturen mit 0,5 bis 1,0 °C ungefähr so hoch wie heute. Der Meeresspiegel wird jedoch auf 4-6 m höher als gegenwärtig geschätzt. Neben Grönland hat aller Wahrscheinlichkeit nach auch die Westantarktis dazu beigetragen.[1] Modellrechnungen bis 2130 lassen für Grönland und besonders für die Antarktis eine deutlich stärkere Erwärmung als während des Eem erwarten, wofür u.a. die anderen Strahlungsverhältnisse, aber auch anthropogene Rußablagerungen auf dem Eis verantwortlich sein können. Ein Meeresspiegelanstieg schon über die nächsten 130 Jahre von 1 m pro Jahrhundert allein durch den Beitrag der Eisschilde wird in diesem Zusammenhang durchaus für möglich gehalten.[2]

Im Mittleren Pliozän lag die globale Mitteltemperatur 2-4 °C über der vorindustriellen. Der CO2-Gehalt war mit 300-450 ppm vergleichbar mit dem heutigen. Der Meeresspiegel war aber 6-30 m höher als heute, wobei die Schätzungen allerdings mit großen Unsicherheiten behaftet sind und weit auseinander liegen. Bei einem höheren Meeresspiegel als 10 m gegenüber dem aktuellen Niveau muss auch ein teilweises Abschmelzen der Ostantarktis beteiligt gewesen sein. Jedoch kamen wesentliche Beiträge der Antarktis hauptsächlich von marinen Teilen des Eisschildes, d.h. von Eis, das auf Felsen unterhalb des Meeresspiegels auflag. Und das bedeutet, dass der allergrößte Beitrag von der Westantarktis gestammt haben musste. Der mittlere Beitrag der Antarktis wird auf 22,5 m geschätzt. Zusammen mit einem vollständigen Abschmelzen Grönlands konnten ~30 m erreicht worden sein. Ein gleichzeitiges starkes Abschmelzen Grönlands und der Antarktis ist jedoch andererseits unwahrscheinlich, da das Klima an N- und S-Pol aufgrund der Stellung der Erdachse zur Sonne sich asymmetrisch entwickelt. Wahrscheinlich werden daher 25 m eine Obergrenze darstellen.[1]

Aufgrund der großen Unsicherheiten in der Abschätzung des Meeresspiegelanstiegs im Mittleren Pliozän und im Letzten Interglazial erscheinen die damaligen Prozesse wenig geeignet für eine quantitative Abschätzung des Meeresspiegelanstiegs in naher Zukunft.[1]

Abb. 1: Meeresspiegelanstieg nach den Szenarien RCP2.6 und RCP8.5 bis 2100 und nach verschiedenen Projektionen (B19, prob., S18) bis 2300. B19 bezieht sich z.B. dabei auf eine Temperaturerhöhung von 2-5 °C. Blau markiert das Szenario RCP2.6 und seine Folgen für den Meeresspiegelanstieg bis 2300.

2 Meeresspiegelanstieg nach 2100

Auch wenn das Pariser Abkommen eingehalten wird, wird der Meeresspiegel am Ende des Jahrhunderts höher sein als heute und weiter steigen. Der Grund ist die langsame Reaktion von Eisschilden und Gletschern, aber auch der thermalen Ausdehnung des Ozeans auf die Erwärmung der Atmosphäre. Möglicherweise wird der Meeresspiegel in den nächsten 200 Jahren um 2,3 m pro 1 °C Erwärmung ansteigen.[1]

Der Anteil der Gletscher wird dabei auf 0,32 m gegenüber heute aufgrund der geringen Eismasse begrenzt bleiben und im 22. Jahrhundert zurückgehen. Die thermale Ausdehnung wird wegen der langsamen Wärmeaufnahme des Ozeans zu einem weiteren Meeresspiegelanstieg über mehrere Jahrhunderte führen, aber relativ immer weniger wichtig sein. Eisschilde werden dagegen über Tausende von Jahren auf die Erwärmung reagieren und das Wasservolumen der Ozeane erhöhen. Nur bei einem niedrigen Emissionsszenario wie RCP2.6 bzw. einer Erwärmung um 2 °C bis 2100 kann ein substantieller Eisverlust verhindert werden.[1]

Bei einer Erwärmung über 2 °C im Sommer könnte Grönland einen Kipp-Punkt überschreiten und über Tausende von Jahren weiter abschmelzen. Dabei spielen Feedbackprozesse wie das Höhen- und Albedo-Feedback eine wesentliche Rolle. Bei dem einen handelt es sich um eine Tieferlegung des Oberflächenniveaus des Eisschildes, das dadurch in wärmere Zonen gelangt und schneller abschmilzt. Bei dem anderen geht es darum, dass das Eis durch Schmelprozesse an der Oberfläche dunkler wird oder an den Rändern des Eisschildes ganz verschwindet und dunklen Boden freigibt. In beiden Fällen werden mehr Sonnenstrahlen absorbiert, was die Atmosphäre erwärmt und das Eis des restlichen Eisschildes schneller abschmelzen lässt. Die genaue Temperaturgrenze und Dauer der Erwärmung, um solche Prozesse anzustoßen, sind jedoch unsicher.[1]

Noch unsicherer sind die Projektionen über den Anteil des Antarktischen Eisschildes zum Meeresspiegelanstieg. Anders als Grönland schmilzt die Antarktis nicht primär von der Oberfläche her, sondern durch warmes Ozeanwasser unterhalb des Schelfeises. Dieser Prozess kann 1000 Jahre oder länger anhalten. Bei einer Erwärmung des Südlichen Ozeans um 2-3 °C würde die Antarktis zu einem Meeresspiegelanstieg um 1-2 m bis zum Jahr 3000 und um 4 m bis 5000 beitragen. Andere Berechnungen halten auch einen Anstieg von bis zu 3 m bis 2300 bei dem hohen Szenario RCP8.5 für möglich. Falls die verfügbaren Kohlevorräte der Erde im gegenwärtigen Tempo auch in den nächsten Jahrhunderten weiter verbrannt werden, wird der gesamte Antarktische Eisschild letztlich verschwinden und einen Meeresspiegelanstieg von 3m/Jahr bewirken. Nach einer zusammenfassenden Abschätzung des IPCC ist mit 2,3-5,4 m Meeresspiegelanstieg bis 2300 durch die Antarktis zu rechnen, bei allerdings großer Unsicherheit.[1]

3 Einzelnachweise

  1. 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 1,6 1,7 IPCC (2019): Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate, Chapter 4: Sea Level Rise and Implications for Low-Lying Islands, Coasts and Communities
  2. Overpeck, J.T., B.L. Otto-Bliesner, G.H. Miller, D.R. Muhs, R.B. Alley, and J.T. Kiehl (2006): Paleoclimatic Evidence for Future Ice-Sheet Instability and Rapid Sea-Level Rise, Science 311, 1747-1750

4 Lizenzhinweis

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