Die Kryosphäre im Klimasystem

Die Kryosphäre im Klimasystem

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. In der gesamten Kryosphäre sind rund 75% des globalen Süßwassers gebunden. Das Volumen der Eisschilde auf Grönland und der Antarktis entspricht einem Meeresspiegelanstieg von 7m bzw. 55m. 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.

Schneebedeckung im Nordwinter

Die Kryosphäre ist ein integraler Bestandteil des globalen Klimasystems, der mit den weiteren Komponenten Ozean und Atmosphäre in enger Wechselwirkung steht. Eis und Schnee sind in ihrer Verbreitung entscheidend von den klimatischen Bedingungen abhängig und wirken ihrerseits auf das Klima zurück. Eine der wichtigsten klimatologischen Eigenschaften von Eis und Schnee ist die im Vergleich zu sonstigen Oberflächen starke Reflexion der Sonnenstrahlen, die Albedo. Zwischen 60 und 70 % der Sonneneinstrahlung werden von Eis- und Schneeoberflächen wieder reflektiert (über dem offenen Ozean und über Waldflächen werden dagegen bis zu 90% absorbiert). Der größte Teil wird direkt in den Weltraum zurückgesendet und geht damit dem Energiehaushalt der Atmosphäre verloren. Schwankungen in der Eis- und Schneebedeckung der Erdoberfläche beeinflussen daher die Temperatur der Atmosphäre erheblich, was noch über einen positiven Feedback-Mechanismus verstärkt wird. Wenn sich die mittlere globale Albedo durch eine Ausdehnung der Eis- und Schneeflächen von 30% auf 31% erhöhen würde, hätte das eine Senkung der globalen Mitteltemperatur um 2,5 oC zur Folge.1 Das wäre zugleich der Beginn eines positiven Rückkopplungsprozesses (Eis-Albedo-Rückkopplung), da die Absenkung der Temperatur eine weitere Eisbildung befördern würde, die wiederum eine weitere Abkühlung der Atmosphäre zur Folge hätte usw.

Bei einer Temperaturerhöhung wie gegenwärtig verhält es sich, wie vor allem in den höheren Breiten der Nordhemisphäre zu beobachten, umgekehrt. Die sich zurückziehenden Eis- und Schneemassen geben Meeres- und Landoberflächen frei, die einen höheren Anteil der Sonnenstrahlung absorbieren und an die Atmosphäre abgeben. Die dadurch verstärkte Erwärmung des Wassers, der Landoberflächen und der Atmosphäre hat das weitere Abschmelzen von Eis- und Schnee zur Folge usw. Das ist der Hauptgrund dafür, dass in den letzten Jahrzehnten die Temperaturen in den höheren Breiten der Nordhalbkugel besonders stark angestiegen sind. Nach Modellrechnungen ist etwa ein Drittel der Erwärmung durch den Anstieg von Treibhausgasen auf diese Eis-Albedo-Rückkopplung zurückzuführen.2 Ein weitere Verringerung der Albedo wird auch dadurch verursacht, dass die Tundraflächen in höheren Breiten, die eine relativ hohe Albedo besitzen, aufgrund der Erwärmung zugunsten von Wäldern mit sehr geringer Albedo reduziert werden. Außerdem nimmt die Albedo der Schnee- und Eisflächen auch durch die Ablagerung von Rußaerosolen ab, die bei der Verbrennung von fossilen Energierohstoffen in den Industriestaaten entstehen und weltweit verbreitet werden.

Die Rolle der Kryosphäre im Klimasystem
Abb. 1:
Die Rolle der Kryosphäre im Klimasystem und die Zeitskalen der Veränderung der einzelnen Bestandteile der Kryosphäre

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. 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 und Wirbel und beeinflussen die Bahnen der Tiefdruckzellen der mittleren und höheren Breiten. 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, was den Salzgehalt des Wassers und damit ebenfalls dessen Dichte erhöht und so eine weitere Ursache der Tiefenwasserbildung darstellt. 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.3

Anmerkungen:
1.
nach R.T.Watson: Climate Change 1995. Impacts, Adaptions and Mitigations of Climate Change: Scientific-Technical Analyses, Cambridge 1996, p.245
2. Klaus Herterich: Eis der Erde, in: J.L.Lozán u.a.(Hg.): Warnsignal Klima, Hamburg 1998, S.60
3. Vgl. dazu Die Thermohaline Zirkulation am Beginn des Holozäns und in der Gegenwart und Die Thermohaline Zirkulation im Treibhausklima

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