Änderungen im Bereich der grönländischen und antarktischen Eisschilde

INHALTSVERZEICHNIS

Einleitung

1. Grönland - eine Annäherung

2. Antarktis - eine Annäherung

3. Messmethoden
3.1. Massenbilanzmethode
3.2. Lasergestützte Höhenmessung
3.3. Messung des Erdgravitationsfeldes mittels GRACE

4. Massenbilanz: Grönland

5. Massenbilanz: Antarktis

6. Instabilitätsmechanismen
6.1. Interne und atmosphärische Instabilität
6.2. Ozeanbedingte Instabilität

7. Grönland - externe Klimatreiber
7.1. Veränderungen der grönländischen Albedo
7.2. Schmelzwasserinfiltration im Bereich Grönlands

8. Antarktis - externe Klimatreiber
8.1. Eisschelfverluste im Bereich der Antarktis

9. Beiträge der Eisschilde zum Meeresspiegelanstieg

Zusammenfassung

Bibliographie

Abbildungsverzeichnis

Einleitung

Die folgende Seminararbeit orientiert sich in Inhalt, Form und Aufbau am fünften Sachbestandsbericht der IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change), welcher im September 2013 mit dem Ziel den aktuellen Stand der wissenschaftlichen Forschung (insbesondere im Bereich der Klimatologie) zusammenzufassen, publiziert wurde. Die vorliegende Arbeit widmet sich dabei der Kryosphäre der Erde (griechisch κρύος [kryos]: „kalt“), welche im Rahmen globaler Wandelprozesse sehr gut sichtbare Indikatoren der rezenten Klimaveränderungen hervorbringt. Die Ergebnisse und Entwicklungen des vorhergehenden Sachbestandsberichts der IPCC, welcher nun fünf Jahre zurückliegt, konnten dank verbesserter Mess- und Analysemethoden weitestgehend bestätigt und die große Variabilität globaler Wandelphänomene (noch) exakter und detaillierter ermittelt werden. (IPCC AR 5, 2013. Observations Cryosphere S. 319) Im Sinne einer daraus resultierenden Notwendigkeit der räumlichen Differenzierung, sollen im Folgenden die Veränderungen im Bereich der grönländischen und antarktischen Eisschilde behandelt werden.

Die Begriffe Inlandeis oder Eisschild, beschreiben per Definition einen Gletscher mit einer mindestens 50.000km² umfassenden Ausbreitung. Während im Pleistozän, zu Zeiten des letzten glazialen Maximums, noch der Großteil Nordamerikas und Skandinaviens mit solchen Eismassen bedeckt waren, beschränken sich die heutigen kontinentalen Inlandeisfelder auf Grönland und die Antarktis. (R. Barry & Y.G. Thian, 2011. S. 138) Es handelt sich somit um die größten weltweit existierenden, zusammenhängenden Eismassen, welche ca. 99% des gesamten Eisvolumens und somit den größten globalen Süßwasserspeicher repräsentieren. (C. Mayer & H. Oerter 2010. S. 92) Angesichts solcher Dimensionen wird die Notwendigkeit einer umfassenden Erforschung des stattfindenden Wandels der Eisschilde deutlich, nicht zuletzt aufgrund der sehr unmittelbaren Bedrohung eines durch abschmelzende Eismassen genährten Meeresspiegelanstiegs (siehe Kapitel 9: Beiträge der Eisschilde zum Meeresspiegelanstieg). Darüber hinaus induzieren erhöhte Lufttemperaturen in Polargebieten diverse Rückkopplungsmechanismen (siehe Kapitel 7.1.: Veränderungen der grönländischen Albedo), sodass Auswirkungen globaler Erwärmung in diesen Regionen sehr unvermittelt und besonders deutlich sichtbar werden. (O. Slaymaker & R.E.J. Kelly, 2007. S. 1) Nach einer einführenden Annäherung an die Charakteristika des grönländischen und antarktischen Eisschilds, werden drei aktuelle Messmethoden zur Erfassung der Massenbilanz von Inlandeisfeldern beschrieben. Die darauffolgenden Kapitel 4 (Massenbilanz: Grönland) und 5 (Massenbilanz: Antarktis) widmen sich den dadurch gewonnenen Messerergebnissen unter besonderer Berücksichtigung rezenter Beschleunigungsraten. Mögliche Ursachen jüngster Entwicklungen werden in Kapitel 6 (Instabilitätsmechanismen), mit besonderem Augenmerk auf regionale Phänomene wie jüngste Anomalien der grönländischen Albedo oder vermehrte Eisschelfverluste im Bereich der antarktischen Halbinsel, untersucht. Das letzte Kapitel widmet sich den aktuellen und zukünftigen Beiträgen der Eisschilder zum Meeresspiegelanstieg.

1. Grönland - eine Annäherung

Der grönländische Eisschild, offiziell auch Kalaallti Nunaat (dt.: Land der Menschen), erstreckt sich von 60° - 84° nördliche Breite und besteht aus einer einzigen Eismasse, welche mit einer maximalen Mächtigkeit von 3.280m und einem Volumen von 2,9 Millionen km³ ca. 85% der Insel bedeckt. Der Kollaps des Eisschilds entspräche somit einem potentiellen Meeresspiegelanstieg von ca. 7,36m. (IPCC, 2013. Oberservations: Cryosphere S. 5) Der Querschnitt Grönlands nähert sich einer Kuppelform an, da sich im Innenbereich Eismassen bis zu einer großen Mächtigkeit erheben, zu den küstennahen Ausläufern jedoch sehr viel dünner werden und an den Küsten in Auslassgletscher und schwimmende Gletscherzungen münden. (McKnight T.L. & Hess D. 2009, S. 717 - 719) Mächtige derartige Auslassgletscher wie Hellheim im Südosten, Jakobshavnisbrae im Südwesten oder der Petermanns Gletscher im Nordwesten transportieren Eismassen mit zuletzt zunehmenden Fließgeschwindig- keiten in den Atlantik bzw. das Nordpolarmeer. Die Bewegung des Inlandeises wird durch drei mechanische Prozesse bedingt: die Deformation und Dehnung innerhalb eines Eiskörpers, Eisbewegungen über dem Grundgestein sowie Eisbewegungen auf deformierbaren Sedimenten. Die Bewegung des Eises wird dabei durch die Schubspannung orografisch höher gelegener Eismassen hervorgerufen. Charakteristischerweise sind Fließgeschwindigkeiten mittig und oberflächennah am größten, da Eismassen an der Sohle sowie den Seiten festfrieren können. Häufig gleiten Eisströme auch auf einem Schmelzwasserschmierfilm durch glazial erodierte Fließrinnen, wodurch deren Fließgeschwindigkeiten erhöht werden. (R. Barry & Y.G. Thian, 2011. S. 144) Die Oberflächencharakteristika des grönländischen Eisschildes variieren in erster Linie mit der Höhe, sodass nach Carl Benson (1962) vier Höhenzonen unterschieden werden können: In großen Höhen wird eine Trockenschneezone definiert, welche aufgrund niedriger Jahresdurchschnitts- temperaturen (-28° Celsius) meist nicht von Schmelzvorgängen betroffen ist. Die Perkolationszone hingegen ist aufgrund sommerlicher Temperaturerhöhungen von Infiltrationsvorgängen des Schmelzwassers in tiefere Eisschichten charakterisiert. Die sogenannte Nassschneezone ist bereits von stärkeren Schmelzprozessen betroffen, sodass oberflächennahe Eisschichten in den Sommermonaten durchwegs durchfeuchtet sind. In der meist küstennahen Ablationszone sind Schneedecken ganzjährlichen Schmelzprozessen ausgesetzt, sodass darunter liegende Eiskörper freigelegt werden. Masseverluste im Bereich Grönlands ergeben sich somit in erster Linie aus Schmelzprozessen, sowie Verlusten über Auslassgletscher. (R. Barry & Y.G. Thian, 2011. S. 145-146)

2. Antarktis - eine Annäherung

Der antarktische Eisschild umfasst 12,4 Millionen km² und lässt sich in die durch die transantarktische Gebirgskette separierte West- und Ostantarktis, sowie die antarktische Halbinsel unterteilen. Die in etwa 98% des Kontinents umfassende Eisdecke misst eine maximale Dicke von 4.776m (Terre Adélie) und könnte mit einem Eisvolumen von 25,4 Millionen km³ zu einem potentiellen Meeresspiegelanstieg von 58,3m beisteuern. (IPCC, 2013. Oberservations: Cryosphere, S. 5). Während der ostantarktische Eisschild auf einer Landmasse aufsitzt, befinden sich der Großteil des kleineren westantarktischen Eisschildes, teils deutlich (bis zu 2.000m), unter dem Meeresspiegel, welcher dementsprechend auch als mariner Eisschild bezeichnet wird. (R. Barry & Y.G. Thian, 2011. S. 152-153) Sich langsam bewegendes Inlandeis nährt die vergleichsweise rasch fließenden Eisströme, welche wiederum in „schwimmende Eisplatten“, sogenannten Eisschelfen, münden. (I. Joughin & R.B. Alley, 2011. S. 507) Durch den Kalbungsprozess an Eisschelfen werden dem Ozean gewaltige Eisberge zugeführt, die aufgrund ihrer Ebenheit auch als Tafeleisberge bezeichnet werden. Der westantarktische Eisschild wird unter anderem vom Ross Ice Shelf (490.000km²), dem Ronnie Filchner Eisschelf (450.000km²), sowie diversen Auslassgletschern (Bsp.: Pine Island Glacier) die vor allem in die Amundsen See münden, begrenzt. (R. Barry & Y.G. Thian, 2011. S. 152) Eine gewisse Sonderstellung wird von der antarktischen Halbinsel eingenommen, die aufgrund der felsigen, alpinen Topographie, sowie sommerlichen Temperaturen über 0° Celsius und damit verbundener intensiver Oberflächen- schmelze durchaus Parallelen zur Südküste Grönlands aufweist. Bedingt werden diese verhältnismäßig milden Bedingungen durch starke ozeanische Einflüsse der Bellinghausen und Weddell See, sodass 66% der gesamten jährlichen antarktischen Schneeschmelze in dieser Region stattfinden. (N.E. Barrand et. al., 2012. S. 315)

3. Messmethoden

Während Ozeane, Gletscher und Eisschilde bis vor einem halben Jahrhundert noch weitgehend mysteriöse und unerforschte Landschaften darstellten, erlauben es heutzutage modernste Messmethoden die im Kontext des Klimawandels stattfindenden Masseänderungen in Polarregionen zu erfassen. Die Massenbilanz eines Eisschildes wird durch die Oberflächenmassenbilanz (Resultat aus Akkumulation und Ablation), sowie Masseverluste an den Küsten durch Auslassgletscher bzw. Eisschelfe determiniert. (R. Barry & Y.G. Thian, 2011. S. 138) Grundsätzlich wird stets ein stabiler Zustand des Eisschilds angestrebt, welcher durch topographische Gegebenheiten des Untergrundes, Lufttemperatur, sowie durch das Verhältnis Akkumulation - Ablation bestimmt wird. Der Fluss des Eises erfolgt dabei entlang dem stärksten Gefälle zum Rand des Eischilds hin. (C. Mayer & H. Oerter 2010. S. 92) Um die für diese Berechnung notwendigen Daten ermitteln zu können, werden im Wesentlichen drei verschiedene Techniken zur Massenbilanzerfassung unterschieden: Die Massenbilanzmethode, eine lasergestützte Höhenmessung, sowie die Messung temporärer Änderungen im Erdgravitationsfeld. Sämtliche dieser Methoden wurden mehrmals, auch in kombinierter Form und unter Anwendung verschiedener Zeitskalen, für Grönland und die Antarktis angewendet.

3.1. Massenbilanzmethode

Selbige basiert auf der Erfassung der Differenz zwischen Akkumulation (Schneezutrag) und Ablation (Masseverluste durch Schmelzprozesse und Sublimation), sowie den Verlusten ins Meer mündender Auslassgletscher, Gletscherzungen¹ und Eisschelfe. Die Daten werden dabei an vor Ort stationierten Messstationen erhoben und in regionale Klimamodelle (Bsp.: RACMO I und II)² eingespeist. Verluste an den Küsten können durch die Ermittlung der Mächtigkeit, sowie der Fließgeschwindigkeit des Eises an der Aufsetzlinie [(„Die Aufsetzlinie ist der Übergang vom gegründeten Inlandeis zum schwimmenden Schelfeis“) (Alfred- Wegener-Institut, 2013. S. 2)] ebenfalls vor Ort, oder radargestützt per InSAR³ gemessen werden. Daraus ergibt sich:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Die Massenbilanzmethode erlaubt zwar die wertvollsten (physikalischen) Einblicke, birgt allerdings aufgrund der Subtraktion zweier so großer Werte gewisse Risiken und Unsicherheiten in der Berechnung. (I. Sasgen et al., 2012. S. 294), (IPCC, 2013. Oberservations: Cryosphere S. 347-349)⁴

3.2. Lasergestützte Höhenmessung

Diese geodätische Methode erlaubt Rückschlüsse auf Höhenänderungsraten der Eisoberfläche innerhalb eines vorgegebenen Zeitrahmens. Um selbige Daten korrekt in Massedaten umrechnen zu können, sind allerdings Kenntnisse über die Schnee- und Firndichte, sowie über mögliche isostatische Ausgleichsbewegungen des Untergrundes durch Änderung der Eisauflast, unerlässlich. Schneeverdickungsraten reagieren äußert sensibel auf Temperaturänderungen, sodass kurzfristiges Erwärmen zwar ein Herabsetzen der Oberfläche bewirkt, sich daraus aber nicht zwingend ein Masseverlust ergeben muss. Diese Laser und Radargestützten Messungen wurden bisher mit Flugzeugen ausgeführt, seit dem Jahr 2003 jedoch auch mittels des ICESat⁵

Satelliten der NASA. Vor allem kürzlich gewonnene Satellitendaten erlauben sehr exakte Erfassungen der Masseänderungen im Bereich der Eisschilder. Im Allgemeinen sind verwertbare Aufzeichnungen jedoch an geeignete atmosphärische Bedingungen gekoppelt. (I. Sasgen et al., 2012. S. 294), (IPCC, 2013. Oberservations: Cryosphere S. 347-349), (C. Mayer & H. Oerter, 2010. S. 93)

3.3. Messung des Erdgravitationsfeldes mittels GRACE

Das Gravity Recovery And Climate Experiment startete im März 2002 mit der Aussendung zweier Satelliten in ein eine niedrige Erdumlaufbahn, welche anhand exakter Distanzmessungen zueinander regelmäßig Aufzeichnungen über Gravitationsfeldstörungen durch Masseänderungen liefern und somit unmittelbare Rückschlüsse auf Masseverluste der Eisschilde erlauben. Allerdings werden die Satellitendaten von sämtlichen Masseänderungen der Erde, einschließlich kurzzeitigen atmosphärischen Druckänderungen bis hin zu langzeitlichen Änderungen des Mantelmaterials, beeinflusst. (I. Sasgen et al., 2012. S. 294), (IPCC, 2013. Oberservations: Cryosphere S. 347-349)

4. Massenbilanz: Grönland

Im Folgenden werden die Messergebnisse von Ingo Sasgen et al. (2012) zum Massehaushalt Grönlands exemplarisch vorgestellt, da hierbei die eben erwähnten Messmethoden zur Anwendung kamen und deren Ergebnisse verglichen wurden. (Siehe Abbildung 1: Regional mass trends of the GrIS) Laut der GRACE Messung ergibt sich für den gesamten grönländischen Eisschild im Zeitraum Oktober 2003 bis Oktober 2009 ein durchschnittlicher Masseverlust von 238 ± 29 Gigatonnen pro Jahr. Ähnliche Ergebnisse liefert die Massenbilanzmethode mit einem Verlust von 260 ± 53 Gigatonnen, sowie die Höhenmessungsmethode mit 244 ± 28 Gigatonnen pro Jahr. Sehr ähnliche Werte wurden zudem von Broeke et al. (2009) sowie Rignot et al. (2011) unter Gegenüberstellung von GRACE und der Massenbilanzmethode errechnet. Um die regionale Variabilität der Masseverluste zu untermauern, wurden zudem die jeweiligen Verlustraten von 7 verschiedenen Regionen ermittelt. (Siehe Abbildung 1: A - G) Grob betrachtet lässt sich eine leichte Nord - Süd Divergenz beobachten, da im Osten (C), Südosten (D), Südwesten und Nordwesten (G) Masseverluste von über 40 Gigatonnen pro Jahr verzeichnet wurden, während die Verluste in den nördlichen

Becken (A) und (B) mit 15 Gigatonnen pro Jahr etwas geringer ausfielen. Im Laufe des Beobachtungszeitraums konnten vereinzelt auch Jahre mit positiven Massenbilanzen beobachtet werden, wie beispielsweise eine Massenzunahme im Osten (C) in den Jahren 2008 und 2009 von 72 - 96 Gigatonnen. Für alle Regionen Grönlands zeigt sich jedoch eindeutig, dass die Ablation (insbesondere durch Oberflächenschmelze), klar die zwischenjährlichen Variationen des Niederschlags⁶ überstiegen haben. Daraus lassen sich langzeitliche Veränderungen Grönlands, bedingt durch um vereinzelt bis zu 59 % gestiegene Schmelzraten (im Nordwesten), auf keine Weise mehr leugnen. (I. Sasgen et al., 2012. S. 293-303)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

(Abbildung 1: Regional mass trends of the GrIS)

[...]

¹ Kalben und Eisabfluss werden separat von der Oberflächenablation behandelt. (IPCC, 2013. Annex III Glossary)

² Regionales Klimamodell für Grönland und die Antarktis (Ettema et al. 2009, Van der Broeke et al. 2009)

³ Interferometric Synthetic Aperture Radar (IPCC, 2013. Annex III Glossary)

⁴ P: Precipiation / SU: Sublimation / M/R: Melt and Run-off / SMB: Surface Mass Balance / D: Discharge - übersetzt vom Verfasser.

⁵ Ice, Cloud, and land Elevation Satellite. (www.nasa.gov)

⁶ Referenzwert: Jahresdurchschnittsniederschlag zwischen 1958 - 2010. (I. Sasgen et. al. 2012, S. 293 - 303)