Hausarbeit climate change feedbacks and tipping points

Universität Augsburg
Fakultät für Angewandte Informatik
Institut für Geographie
Climate change feedbacks und Tipping
points: Verstärkungs- und
Dämpfungsmechanismen im
Klimasystem
Hauptseminar Klimavariabilität (WS 12/13)
Leitung: Andreas Philipp
Kraus, Luca
1144077
Geographie, B.Sc.
[email protected]
Abgabetermin: 27.11.2012
Inhaltsverzeichnis
Abbildungsverzeichnis ........................................................................................................IV
Tabellenverzeichnis .............................................................................................................V
1
Rückkopplungen und Kippelemente sowie ihre Bedeutung für die zukünftige
Entwicklung des Klimas und deren Prognose ..................................................................... 1
2
Der Strahlungshaushalt als Angriffspunkt für Rückkopplungen .................................. 2
3
Schnelle Rückkopplungen ........................................................................................... 6
4
5
3.1
Wasserdampfrückkopplung ................................................................................. 6
3.2
Eis-Albedo-Rückkopplung ................................................................................... 6
3.3
Wolken-Strahlung-Rückkopplung ........................................................................ 7
3.4
Temperaturgradientenrückkopplung ................................................................... 8
Langsame Rückkopplungen ........................................................................................ 9
4.1
Biosphäre ............................................................................................................ 9
4.2
Boden-Emissionen ............................................................................................ 10
4.3
Ozeanisches Kohlenstoffbudget........................................................................ 11
4.4
Ozeanischer Temperaturpuffer ......................................................................... 11
Kippelemente............................................................................................................. 12
5.1
Marines Methanhydrat ....................................................................................... 12
5.2
Mariner Sauerstoffgehalt ................................................................................... 13
5.3
Thermohaline Zirkulation ................................................................................... 13
5.4
ENSO ................................................................................................................ 15
5.5
Indischer Sommermonsun ................................................................................ 18
5.6
Westafrikanischer Monsun ................................................................................ 18
5.7
Amazonas-Regenwald ...................................................................................... 19
5.8
Boreale Nadelwälder ......................................................................................... 20
5.9
Meereis .............................................................................................................. 20
5.10
Antarktischer Eisschild ...................................................................................... 22
5.11
Grönländischer Eisschild ................................................................................... 22
5.12
Arktisches Ozon ................................................................................................ 23
5.13
Permafrost ......................................................................................................... 23
II
5.14
6
Tundra ............................................................................................................... 24
Fazit ........................................................................................................................... 24
Literaturverzeichnis ........................................................................................................... 26
III
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Übersicht über den globalen Strahlungshaushalt ......................................... 3
Abbildung 2: Absorptionsbanden wichtiger Treibhausgase ................................................ 4
Abbildung 3: Abkühlung und Erwärmung der Atmosphäre durch Strahlung sowie
Temperaturprofil der Atmosphäre mit der Höhe .................................................................. 5
Abbildung 4: Manipulation der Solarstrahlung durch Wolken ............................................. 8
Abbildung 5: Temperatur- und Druckverhältnisse bei stabilem Methanhydrat……………12
Abbildung 6: Globaler Verlauf der Thermohalinen Zirkulation ......................................... 14
Abbildung 7: Schema der Walkerzirkulation .................................................................... 15
Abbildung 8: Schema der Zirkulation bei El Niño .............................................................. 15
Abbildung 9: Auswirkungen von El Niño auf Lokalklimate ................................................ 15
Abbildung 10: Ozeanoberflächentemperatur bei La Nina, Walkerzirkulation und El Niño
........................................................................................................................................... 15
Abbildung 11: Die Kryosphäre mit ihren Komponenten, deren Größe und Reaktionszeiten
......................................................................................................................................... 215
Abbildung
12:
Verstärkung
der
Störung
durch
eine
Verdopplung
der
Kohlenstoffdioxidkonzentration durch Rückkopplungen ................................................. 15
IV
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1: Die Albedo ausgewählter Oberflächen in Prozent ............................................. 7
V
1 Rückkopplungen und Kippelemente sowie ihre
Bedeutung für die zukünftige Entwicklung des Klimas
und deren Prognose
Rückkopplungen sind Prozesse, bei der eine Veränderung im System eine Reaktion
hervorruft, die stärker bzw. höher im energetischen Umsatz ist als die Veränderung
selbst. Sie werden in positive und negative Rückkopplungen unterteilt.
Eine Rückkopplung ist als positiv definiert, wenn sie zu Wechselwirkungsprozessen führt,
die eine andauernde Verstärkung der ursprünglichen Störung zur Folge haben. Dies wird
als Selbstverstärkungseffekt bezeichnet. Im Gegensatz dazu besteht eine negative
Rückkopplung, wenn die Anomalie zu Reaktionen im System führt, die die Anomalie
wieder neutralisieren. In diesem Fall liegt ein Selbstregulierungseffekt vor. (Hupfer &
Kuttler 2006) Im Falle der vorliegenden Arbeit werden Rückkopplungen im Klimasystem
behandelt. Insbesondere werden positive Rückkopplungen behandelt, da diese essentiell
für die Entwicklung des zukünftigen Klimas und dessen Prognose sind und auch häufiger
vorkommen als negative.
Für die Prognose des Klimas ist auch nicht zu vernachlässigen, dass es unterschiedlich
lange dauert, bis sich die Rückkopplungen soweit aufgebaut haben, sodass deren
Wirkung spürbar wird. Roedel (2011) unterteilt Rückkopplungsmechanismen in „langsam“
und „schnell“. Dazu wird die Zeitspanne herangezogen, die von den Ozeanen benötigt
wird, um eine Temperaturveränderung an der Oberfläche an den ganzen Wasserkörper
weiterzugeben. Diese Zeitspanne beträgt mehrere Jahrhunderte und ist deshalb so
interessant, weil die Ozeane die Temperaturveränderung der Atmosphäre, solange sie
sie nicht vollständig umgesetzt haben, abschwächen. Erst danach stellt sich ein neuer
Gleichgewichtszustand ein. Folglich gelten Rückkopplungen, die schneller spürbar
werden, als die Ozeane reagieren können als schnell. Dazu zählen vor allem
Veränderungen in der Atmosphäre. Langsame Rückkopplungen sind noch träger als die
Ozeane, die Zeitspanne bis zur Entfaltung der Wirkung kann mehrere tausend Jahre
betragen. Ein Beispiel ist die wechselseitige Beeinflussung von CO2-Konzentration und
Biosphäre. (Roedel 2011)
In Klimaprognosen werden nur Rückkopplungen mit einbezogen, deren Wirkung schon in
der Zeitspanne einsetzt, für die die Prognose erstellt wird. Dafür muss natürlich erst
einmal bekannt sein, wie schnell eine Rückkopplung ist, was nach dem heutigen Stand
der Wissenschaft nicht immer der Fall ist. Insbesondere für die Klimapolitik relevant ist
die Richtung der Rückkopplung. Es könnten sich Bestrebungen ergeben, negative
Rückkopplungen gezielt zu starten um die Wirkung positiver Rückkopplungen
abzuschwächen.
1
Weiterhin entspricht die Größenordnung der Rückkopplungsmechanismen mindestens
derer der ursprünglichen Störung, kann aber auch deutlich darüber hinaus gehen. Daraus
folgt, dass bereits kleinere Veränderungen im Klimasystem, wie zum Beispiel die erhöhte
Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre, massive Folgen für dieses haben können.
(Roedel 2011)
Rückkopplungen beeinflussen nicht nur das aktuelle Klima, sondern auch seine
Empfindlichkeit gegenüber Störungen. Diese wird als Klimasensivität bezeichnet und gibt
an, wie groß die Temperaturveränderung durch eine Änderung eines Antriebes ist. Ohne
Rückkopplungen
würde
eine
Änderung
eines
Antriebs
von
1W/m²
zu
einer
Temperaturveränderung von 0,3°C führen. Mit den Rückkopplungen sind es 0,75°C.
(Barry & Chorley 2010)
Neben den Rückkopplungen werden auch Kippelemente in der vorliegenden Arbeit
behandelt. Unter diesem Begriff versteht man in diesem Zusammenhang Bestandteile
des
Klimasystems,
die
sich
durch
äußere
Einflüsse,
z.B.
durch
Landnutzungsänderungen, sprunghaft und in einem Maße verändern, welches weitaus
größere Dimensionen annehmen kann, als der eigentliche Auslöser. Kippelemente sind
also die Entitäten, an denen die Rückkopplungen ansetzen. Der Arktische Eisschild ist
ein Beispiel für ein Kippelement. Die zugehörige Rückkopplung ist die Eis-AlbedoRückkopplung. Nach dem Anstoßen eines Kippelements setzt eine Transitionsphase ein,
die keinen linearen Verlauf zeigt und an deren Ende sich ein neues Gleichgewicht
einstellt. Diese Entwicklung ist meist nicht reversibel. (Podbregar et. al. 2009) Neben
einem Gleichgewicht im eigentlichen Sinn, kann sich auch eine Bi-Stabilität ausbilden.
Dabei springt das System zwischen zwei Zuständen hin und her. Ein Beispiel dafür ist
der Indische Monsun, der zwischen sehr aktiven und sehr schwachen Phasen pendeln
wird, sollte er angestoßen werden. (Latif 2009)
Lenton et. al. (2008) verwendet zur Klassifizierung der Kippelemente die Größe TE,
welche für „ethical time“ steht. Diese bezeichnet die Zeitspanne, die für menschliche
Entscheidungen relevant ist. Kippelemente die ihre Wirkung erst nach Ablauf dieser
Zeitspanne entfalten, sollen also nicht mehr in die Entscheidungen der Klimapolitik mit
ein bezogen werden. Für TE werden 1000 Jahre angenommen, da dies in der
Vergangenheit die maximale Existenzdauer von Kulturen, Nationalstaaten bzw.
politischen Einheiten war.
2 Der
Strahlungshaushalt
Rückkopplungen
als
Angriffspunkt
für
Nahezu alle Rückkopplungen beeinflussen den Strahlungshaushalt der Erde. Auch viele
der Kippelemente setzen dort an bzw. hängen selbst von diesem ab. Daher soll zum
besseren Verständnis der einzelnen Prozesse der Strahlungshaushalt näher erläutert
werden. Eine zusammenfassende Darstellung findet sich auf Abbildung 1.
2
Abbildung 1: Übersicht über den globalen Strahlungshaushalt (Roedel 2011)
Der Strahlungshaushalt wird unter anderem davon bestimmt, wie die beteiligten
Festkörper ausstrahlen. Dies wird durch das Stefan-Boltzman-Gesetz beschrieben. Es
besagt, dass jeder Körper, dessen Temperatur über dem absoluten Nullpunkt von 0
Kelvin bzw. −273,15°C liegt, Wärmestrahlung abgibt. Die Menge der abgegebenen
Strahlung pro Flächeneinheit kann über die Gleichung des Stefan-Boltzmann-Gesetzes
errechnet werden.
F=εxσxT
F gibt die Strahlungsleistung an,
4
ε ist das relative Emissionsvermögen (0≥ ε ≤1), σ ist
eine Naturkonstante und T die absolute Temperatur des Körpers. Die Gleichung besagt
also, dass die Ausstrahlung eines Körpers von der vierten Potenz seiner Temperatur
abhängt. Im Übrigen können Körper im selben Maß absorbieren wie sie emittieren
(Roedel 2011)
Die Ausstrahlung eines Körpers besteht aus Wellen unterschiedlicher Länge. Jedoch
besteht jeweils ein Maximum bei einer bestimmten Wellenlänge. Diese kann mit Hilfe des
Wien´schen Verschiebungsgesetzes ermittelt werden.
λ=W
T
λ entspricht der Wellenlänge der maximalen Ausstrahlung, W ist eine Konstante die
2897,8 µm beträgt. T ist die absolute Temperatur des Körpers in Kelvin.
3
Die Gleichung drückt aus, dass die Wellenlänge der maximalen Ausstrahlung eines
Körpers ebenfalls von dessen Temperatur abhängt. Je heißer ein Körper desto
kurzwelliger ist seine Strahlung. Dies ist essentiell, da daraus der Treibhauseffekt
resultiert. Wellen unterschiedlicher Länge können die Atmosphäre unterschiedlich gut
passieren. (Tatum o.J.) Die kurzwellige Strahlung der heißen Sonne gelangt in viel
größerem Ausmaß hindurch, als die langwellige Strahlung der kühleren Erde. Durch den
teilweisen Verbleib der langwelligen Strahlung herrschen auf der Erde höhere
Temperaturen, als das Gleichgewicht zwischen Ein- und Ausstrahlung eigentlich ergeben
würde.
Überdies ist die Sonnenstrahlung die Energiequelle für den Strahlungshaushalt bzw. für
beinahe alle Prozesse auf der Erde. Die Strahlung trifft mit 1367 W/m² zunächst auf die
Atmosphäre, dort wird sie entweder reflektiert, absorbiert oder gestreut. Der gestreute
Anteil der Strahlung erhellt als diffuse Himmelsstrahlung die Erdoberfläche. Die
absorbierte Strahlung führt zur Erwärmung der Atmosphäre und damit zu langwelliger
Wärmeausstrahlung.
Der Teil der Strahlung, der auf der Erdoberfläche ankommt, wird entweder von dieser
absorbiert oder wieder reflektiert. Die reflektierte Strahlung wird teilweise wieder in der
Atmosphäre
absorbiert
oder
reflektiert.
Der
dort
reflektierte
Anteil
wird
als
Gegenstrahlung bezeichnet. Der absorbierte Anteil erwärmt die Erdoberfläche. Dadurch
kann diese langwellige Wärmestrahlung abgeben, welche von den in der Atmosphäre
enthaltenen Gasen wie CO2, Methan oder Wasserdampf reflektiert wird. Die
verschiedenen Gase können jeweils Strahlung mit einer bestimmten Wellenlänge
besonders gut absorbieren. Welche Bereiche dies sind zeigt Abbildung 2.
Abbildung 2: Absorptionsbanden wichtiger Treibhausgase (Latif 2009)
4
Die Bereiche der optimalen Absorption werden als Absorptionsbanden bezeichnet.
Auffällig ist, dass Wasserdampf die breitesten Absorptionsbanden aufweist. Kohlendioxid
hat zwar nur schmale Absorptionsbanden, diese fallen aber teilweise in die durchlässigen
Fenster der Wasserdampfabsorption. Daneben wird die kurzwellige Strahlung des
sichtbaren Lichts weniger gut von den Gasen absorbiert, als die langwellige
Wärmestrahlung, die von der Erdoberfläche emittiert wird. Aus diesem Unterschied
resultiert der natürliche Treibhauseffekt. Daraus folgt, dass eine Veränderung im
Gasgemenge der Atmosphäre eine Veränderung des Klimas bewirken kann. Zur
Verdeutlichung: eine Verdopplung der CO2-Konzentration entspricht vom Energiegewinn
her betrachtet, einer Erhöhung der Strahlung um 4W/m². Daraus folgt auch die immense
Erwärmung, die durch CO2 möglich ist. Nach Schätzung wird diese 2-4,5°C bis zum Jahr
2100 ausmachen. Dies würde einen Anstieg des Meeresspiegels um 20-50cm
ausmachen. (Barry & Chorley 2010)
Abbildung 3: Abkühlung und Erwärmung der Atmosphäre durch Strahlung sowie
Temperaturprofil der Atmosphäre mit der Höhe (Roedel 2011)
Weiterhin soll der Begriff der Strahlungskühlung eingeführt werden. Dieser bezeichnet die
Abkühlung eines Mediums durch seine Ausstrahlung. Abbildung 3 zeigt die Erwärmung,
bzw. Abkühlung der Atmosphäre durch Strahlung sowie das daraus resultierende
Temperaturprofil mit der Höhe. Auf der Ordinate ist die Höhe aufgetragen, auf der
Abszisse die Veränderung der Temperatur pro Tag, bzw. die absolute Temperatur auf
dem rechten Teil der Grafik. Ausschlaggebend für die Strahlungskühlung ist der
Wasserdampfgehalt der Luft. Dieser ist wiederum stark von der Temperatur abhängig.
Daraus resultiert das Maximum zwischen 6 und 10 Kilometern Höhe. Ist der
Wasserdampfgehalt hoch, wird Strahlung schon nach kurzer Strecke wieder absorbiert.
Zu einem späteren Zeitpunkt reemittieren die Wassermoleküle die Strahlung wieder. Je
weniger dicht die Atmosphäre und je geringer der Wasserdampfgehalt, desto länger ist
5
die Strecke bis zum nächsten Molekül. Am oberen Rand der Atmosphäre kann die
Strahlung dann ungehindert in den Weltraum gelangen. Anders ausgedrückt, kann bis zu
einer Höhe von 8 Kilometern (in den mittleren Breiten) kaum Strahlung im
Spektralbereich der Wasserdampfabsorption entweichen. In größeren Höhen kann auch
Strahlung in diesem Bereich entweichen. Dieses Höhenprofil ist insbesondere für die
Erläuterung der Temperaturgradientenrückkopplung unter Punkt 3.4 von Bedeutung.
3 Schnelle Rückkopplungen
3.1 Wasserdampfrückkopplung
Grundsätzlich gilt, dass die Feuchtekapazität von Luft mit zunehmender Temperatur
steigt. Zudem führt eine Erwärmung zu erhöhten Verdunstungsraten (vorausgesetzt, es
ist genügend Feuchtigkeit verfügbar). Eine Erwärmung der Atmosphäre führt also zu
mehr Wasserdampf in der Luft. Nun ist Wasserdampf eines der wirksamsten
Treibhausgase. Das H2O-Mokeül besitzt starke Absorptionsbanden im Infrarotbereich.
Ein höherer Wasserdampfgehalt der Luft führt also zu einem verstärkten Treibhauseffekt
und damit zu einer weiteren Erwärmung der Troposphäre.
Die Wasserdampfrückkopplung ist eine der wenigen, die bereits gut genug erforscht
wurde, um Aussagen über deren Wirkung machen zu können. Tatsächlich zeigen
Modelle, in denen die Wasserdampfrückkopplung eingearbeitet ist, eine doppelt so hohe
Klimaerwärmung also solche, die mit festen Feuchtewerten arbeiten. (Houghton 2009)
In absoluten Zahlen wird bei einer Verdoppelung der CO2-Konzentration von einer
zusätzlichen
Wärmeaufnahme
von
3,7W/m²
angenommen.
Die
Wasserdampfrückkopplung sorgt für einen weiteren Energiegewinn von 1,9W/m². Bei
dieser intensiven Verstärkung, kann die Wasserdampfrückkopplung als die wichtigste
angesehen werden. Zudem ist eine schnelle Änderung (schon innerhalb eines Tages) der
Luftfeuchte möglich. Die Rückkopplung kann also sehr schnell ausgelöst werden, auch
wenn einzelne Temperaturspitzen nicht dazu in der Lage sind. (Roedel 2011)
3.2 Eis-Albedo-Rückkopplung
Der Effekt der Eis-Albedo-Rückkopplung beruht darauf, dass die Albedo von Wasser von
dessen Aggregatszustand abhängt. „Albedo“ bezeichnet das Verhältnis zwischen
einfallender und reflektierter Strahlung. Die planetare Albedo kann sich zumindest lokal
sehr schnell ändern. Ein Schneefall als Beispiel lässt die Albedo innerhalb von Stunden
ansteigen. (Barry & Chorley 2010) Wie in Tabelle 1 nachzulesen ist, ist die Albedo von
Eis und Schnee höher als jene von flüssigem Wasser (zumindest bei steilem
Strahlungseinfall), Gestein, Wald oder Boden.
Schmelzen das Eis und der Schnee durch eine erhöhte Wärmezufuhr, werden eben
diese Oberflächen mit einer niedrigen Albedo freigelegt. Diese absorbieren mehr
6
Strahlung und erwärmen sich dadurch stärker als das Eis oder der Schnee. Die
Erwärmung führt wiederum zu verstärktem Abschmelzen und damit zu erneuter
Freilegung von dunklen Flächen. Die Rückkopplung funktioniert auch in umgekehrter
Richtung. Schmilzt durch verringerte Wärmezufuhr weniger Eis, bleibt eine größere
Fläche mit hoher Albedo zurück. Dadurch erhöht sich die Reflektion der einfallenden
Strahlung in das Weltall, die Erdoberfläche erwärmt sich weniger und mehr Eis
überdauert den Sommer. (Hupfer & Kuttler 2006)
Die Eis-Albedo-Rückkopplung zählt zu den am besten erforschten und quantifizierbaren
Rückkopplungen. Bei einer Verdoppelung der CO2-Konzentration führt sie zu einer
zusätzlichen Energieaufnahme von +0,3W/m². (Roedel 2011)
Tabelle 1: Die Albedo ausgewählter Oberflächen in Prozent
(nach Schönwiese 2008)
Oberfläche
Neuschnee
Altschnee
Gletscher
Meereis
Wasser bei hochstehender Sonne
Wasser bei tiefstehender Sonne
Gestein
Tropischer Regenwald
Nadelwald
Steppe
Sandboden
Braunerde
Albedo in Prozent
75-95
40-70
20-45
30-40
5-10
50-80
10-40
10-20
5-12
20-30
20-40
5-10
3.3 Wolken-Strahlung-Rückkopplung
Bei dieser Rückkopplung ist noch nicht mit Sicherheit geklärt, welche Größenordnung sie
hat und auch die Richtung ist noch nicht bekannt.
Wolken wirken in zweierlei Hinsicht auf den Strahlungshaushalt ein. Zum einen streuen
sie solare Einstrahlung zurück ins Weltall, was die Energiezufuhr reduziert. Zum anderen
absorbieren und reemittieren sie die terrestrische Infrarot-Abstrahlung, halten also
Wärmeenergie zurück. Je nach dem welcher Effekt stärker ausgeprägt ist, fällt also der
Einfluss auf den Strahlungshaushalt anders aus.
Das Verhalten der Wolken hängt stark von ihrer Temperatur und ihrer Höhe ab. Zudem
spielen ihre optischen Eigenschaften, also wie stark Strahlungen mit bestimmten
Wellenlängen reflektiert, bzw. absorbiert werden, eine wichtige Rolle. Die optischen
Eigenschaften werden davon bestimmt, in welchem Aggregatszustand und in welcher
Menge Wasser in der Wolke vorliegt. Zudem spielen die Dicke der Wolke und Größe der
einzelnen Partikel eine Rolle. Im Übrigen können Aerosole als Kondensationskeime zur
Bildung von größeren Tropfen beitragen, welche die planetare Albedo erhöhen.
7
Im Allgemeinen reflektieren tiefe Wolken stärker, tragen also eher zu einer Abkühlung der
Atmosphäre und der Erde bei. Hohe Wolken isolieren dagegen stärker.
Abbildung 4 zeigt den Einfluss von Wolken auf den Strahlungshaushalt in der Zeitspanne
von März 2000 Februar 2001. Über Trockengebieten wie der Sahara oder Australien
ergibt sich ein erhöhter Strahlungseintrag. Das gleiche gilt für die Polargebiete. Eine
Verringerung der Einstrahlung ergibt sich über den Polarmeeren und für einige Zonen in
Küstennähe der großen Kontinente.
Abbildung 4: Manipulation der Solarstrahlung durch Wolken (Houghton 2009)
Houghton (2009) listet die Ergebnisse von Modellen auf, die für die Veränderung der
globalen Temperatur auf der Basis von unterschiedlichen Annahmen für die Veränderung
von Treibhausgasen und Wolken erstellt wurden. Die Spannbreite reicht von einer
Erwärmung
um
4°C
bis
zu
einer
Abkühlung
um
-32°C.
Schon
eine
Temperaturveränderung um wenige Grad kann bereits tiefgreifende Folgen haben.
Deshalb ist es auch so wichtig, Rückkopplungen quantifizieren zu können, um das
zukünftige Klima vorherzusagen.
3.4 Temperaturgradientenrückkopplung
Der vertikale Temperaturgradient der Atmosphäre steht im Zusammenhang mit einem der
wenigen negativen Rückkopplungsmechanismen. Von dem Gradienten hängt ab, in
welchem Verhältnis die Bodentemperatur und die Höhe, in der die Atmosphäre für
Infrarot-Strahlung
transparent
wird,
zueinander
stehen.
Zudem
ist
der
Temperaturgradient ausschlaggebend für die Stabilität der Schichtung. Bei dem aktuellen
8
Zustand der Atmosphäre kommt es in der Troposphäre zum Austausch der Luftmassen
durch Konvektion. Darüber ist die Schichtung dagegen stabil, da die Stratosphäre
wärmer ist als die Tropopause und daher kaum Konvektion stattfinden kann. Folglich
kann auch kaum Wasserdampf und damit auch keine latente Wärme in die Stratosphäre
gelangen.
Für die Entwicklung des Temperaturgradienten im Laufe einer Klimaerwärmung wären
zwei Szenarien möglich:
Im ersten Fall ändert sich der Temperaturgradient bei einer Klimaänderung nicht. Die
Änderung der Temperatur in der Höhe zT (in der die Atmosphäre für die
Infrarotabstrahlung der Erdoberfläche transparent wird) entspricht also der Änderung der
Temperatur am Boden. An der Stabilität der Schichtung ändert sich nichts. Durch eine
Anhebung von zT kann jedoch weniger Infrarot-Strahlung in das Weltall entweichen. Im
zweiten Fall verändert sich die Temperatur in der Höhe zT nicht parallel zu jener am
Boden. Infolgedessen verändert sich der Temperaturgradient. Der Zusammenhang
zwischen der Temperatur am Boden und der Temperatur in der Höhe zT löst sich auf.
Aktuelle Klimamodellierungen liefern das Ergebnis, dass sich die Temperatur in der Höhe
zT stärker verändert als die Temperatur an der Erdoberfläche, also das zweite Szenario
eintritt. Durch eine mögliche Klimaveränderung ergibt sich also eine labilere Schichtung
der Atmosphäre und damit stärkere Durchmischungsvorgänge, die die Veränderungen
wieder ausgleichen. Die Höhe zT verändert ihre Lage nicht, wodurch auch der
Strahlungsantrieb stabil bleibt.
Der vertikale Temperaturgradient hängt stark vom Freiwerden latenter Wärme ab. Also
von Wärme die bei der Aggregatszustandsänderung von Wasser frei wird, bzw.
gebunden wird. Dadurch erklärt sich auch der starke Zusammenhang zwischen der
Rückkopplung durch den Temperaturgradienten und derer durch Wasserdampf.
Tatsächlich lassen sich beide Mechanismen zusammen besser quantifizieren als einer
der beiden einzeln. Für die Temperaturgradientenrückkopplung wird eine Verminderung
der Energieaufnahme um 0,2-0,8 W/m² erwartet. (Roedel 2011)
4 Langsame Rückkopplungen
4.1 Biosphäre
Eine Änderung des Klimas verändert auch die Ausbreitung und Ausprägung von
Vegetation, die Vegetation beeinflusst wiederum das Klima. Direkt wird das Klima vor
allem lokal durch den Eingriff in den Wasserhaushalt beeinflusst. Im Vergleich zu
vegetationsfreien Flächen erhöht sich die potentielle Evapotranspiration durch die
vergrößerte Oberfläche. Durch den erhöhten Feuchtegehalt in der Luft kann es zu
vermehrtem Niederschlag kommen. Zudem nutzen Pflanzen Wasser und verändern so
den Abfluss. Des Weiteren kann sich die Vegetation auf den Strahlungshaushalt
9
auswirken und so das Klima indirekt verändern. Zum einen nehmen Pflanzen CO2 auf,
was die Ausprägung des Treibhauseffektes beeinflusst. Zum anderen kann die Albedo
erhöht oder gesenkt werden, je nachdem, ob die Vegetation dunkler oder heller ist als die
vor bzw. nach der Besiedelung freiliegende Oberfläche.
Jedoch ist noch nicht klar, ob sich die Biosphärenrückkopplung dämpfend oder
verstärkend auswirkt und welche Größenordnung diese Wirkung hätte. Eine Schätzung
wird lediglich für die Zeitspanne abgeben, die es benötigt damit die Wirkung spürbar wird:
mehrere tausende Jahre. Damit zählt die Biosphäre zu den sehr langsamen
Rückkopplungen. (Roedel 2011)
4.2 Boden-Emissionen
Ein wärmeres Klima führt zur Freisetzung von Methan aus Böden. Dies gilt vor allem für
die Permafrostgebiete, in denen Stoffwechselprozesse beschleunigt ablaufen können,
wenn sie auftauen. Diese werden unter Punkt 5.13 näher behandelt. Weiterhin sind sehr
nasse Böden, insbesondere Moore für das Klima von Bedeutung. Weltweit sind 400
Millionen Hektar mit Mooren bedeckt, damit machen sie circa 3% der Landoberfläche
aus. Das Milieu in den Mooren ist sowohl nähr- und sauerstoffarm, als auch sauer.
Absterbende Biomasse wird dadurch wesentlich langsamer und auf andere Weise
zersetzt als in trockeneren Gebieten. Durch die Konservierung von Pflanzenteilen stellen
Moore Kohlenstoffsenken dar. Global werden 450-500Gt Kohlenstoff in Mooren
gespeichert. (Trepel 2008) Jedoch befinden sich im Moorboden Mikroorganismen, die die
Biomasse unter Sauerstoffabschluss verwerten und dabei Methan freisetzen. Dieses
steigt im Boden bzw. im Wasser nach oben. Während seines Aufstieges wird das Methan
von anderen Mikroorganismen genutzt und zu Kohlendioxid und Wasser umgebaut. So
kommt es, dass aus dem Wasser selbst kaum Methan entweichen kann. Jedoch zeigen
neuere Forschungen, dass bestimmte Moorpflanzen, speziell Seggen, Methan über ihre
Wurzeln aufnehmen und über ihre grünen Pflanzenteile über dem Wasserspiegel direkt
an die Atmosphäre abgeben. Auf diese Weise emittiert ein Moor pro Tag und
Quadratmeter 0,3g Methan. Dies gilt nicht für Tage, in denen die Mooroberfläche
gefroren oder mit Schnee bedeckt ist. Laut Schätzungen gelangen auf diese Weise 95%
des gebildeten Methans direkt in die Atmosphäre. Daher scheint es, als könnte durch die
Austrocknung von Mooren kaum zusätzliches Methan entweichen. Über Bodenproben
soll nun genauer untersucht werden, wie genau der Kohlenstoffkreislauf in den Mooren
abläuft. Jedoch ist klar, dass große Mengen Kohlenstoff in der verbleibenden Biomasse
gespeichert sind. Fallen die Moore durch eine Klimaerwärmung trocken, würde dieser
Kohlenstoff wieder frei werden. Daher gilt nach wie vor, dass der Umgang mit Mooren
das Klima beeinflussen kann. (Rüegg 2010)
10
4.3 Ozeanisches Kohlenstoffbudget
Die Weltmeere sind die größte Kohlenstoffsenke. Aktuell sind darin 28.000 Gt Kohlenstoff
gespeichert. Das ist fünfzig Mal mehr als in der Atmosphäre und zwanzig Mal mehr als in
der Biosphäre und in Böden. (Latif 2009)
Durch die mit einer Klimaveränderung einhergehenden Temperaturänderung, verändert
sich das Verhältnis zwischen Aufnahme und Abgabe von CO2 im Ozeanwasser. Warmes
Wasser kann weniger CO2 speichern als kaltes. Folglich führt eine Erwärmung der
Ozeane zu einer geringeren Aufnahme bzw. zur Abgabe von CO2 an die Luft. Dort
bewirkt es durch die Absorption von langwelliger Wärmestrahlung eine weitere
Erwärmung, die wiederum zu einer weiteren Entgasung führen kann.
Allerdings ist es möglich, dass trotz wärmerem Wasser mehr Kohlendioxid in den Meeren
aufgenommen wird. An der Wasseroberfläche findet ein Stoffaustausch mit der
Atmosphäre statt, der zu einem Ausgleich der Konzentrationen tendiert. Ist in der
Atmosphäre mehr Kohlendioxid vorhanden als im Ozean, löst sich ein Teil davon im
Wasser - vorausgesetzt, die Temperatur und die Ozeanchemie lassen dies noch zu.
Durch die zusätzliche Aufnahme von Kohlendioxid kann es zur Versauerung von
Ozeanen kommen. Der pH-Wert des Wassers beeinflusst die darin siedelnden Pflanzen
und Tiere. Insbesondere Kleintiere, die eine Kalkschale ausbilden leiden darunter. Die
Biomasse hat wiederum selbst Einfluss auf das gelöste Kohlendioxid. Tiere stoßen selbst
welches aus, Algen verbrauchen es dagegen wieder. (Barry Chorley 2010)
4.4 Ozeanischer Temperaturpuffer
Zunächst haben die Ozeane einen Einfluss auf das Klima, weil die Verdunstung aus
ihnen die größte Feuchtequelle darstellt. Die Verdunstung führt auch zum Transport von
latenter Wärme. Die aus den Ozeanen stammende latente Wärme ist die größte
Wärmequelle für die Atmosphäre. Diese wirkt wiederum über Windbewegungen auf die
Ozeane ein. Obwohl der Impulsübertrag nur an der Wasseroberfläche stattfinden kann,
so sind Windsysteme doch der wichtigste Antrieb für Meeresströmungen. Auch besitzen
die Ozeane eine wesentlich höhere Wärmespeicherkapazität, als die Atmosphäre oder
die Landoberflächen. Daraus resultiert die träge Temperaturveränderung bei der
Veränderung
von
äußeren
Einflüssen.
Aufgrund
dessen
wird
auch
die
Temperaturamplitude von küstennahen Landoberflächen und den darüber liegenden
Luftschichten gedämpft. Weiterhin transportieren die Meeresströmungen Wärmeenergie
auf globaler Ebene und sorgen so für Temperaturausgleich, was sich im Besonderen auf
Lokalklimate auswirkt. Zur Verdeutlichung ein Beispiel: Die Energiezufuhr, die der
Nordatlantik zwischen Nordwesteuropa und Island durch den Golfstrom erhält, entspricht
derer durch die Solare Einstrahlung. Die Ozeane beeinflussen das Klima also
maßgeblich.
Rückkopplungseffekte
können
entstehen,
wenn
beispielsweise
der
Energieaustausch zwischen Ozean und Atmosphäre durch Eisflächen gestört wird oder
11
die Zirkulation modifiziert bzw. gestoppt wird. Zudem kann es zu einem rapiden Anstieg
der
Temperatur
in
der
Atmosphäre
kommen,
wenn
die
Ozeane
die
Temperaturveränderung nicht mehr schnell genug abfangen können. (Houghton 2009)
5 Kippelemente
5.1 Marines Methanhydrat
An den Kontinentalschelfen und in den Sedimenten an den Kontinentalhängen lagern
Vorkommen von Methanhydrat, die auf 1.000 10.000PgC geschätzt werden. (1 PgC =
1Gigatonne Kohlenstoff.) Dies entspricht der Kohlenstoffmenge, die in den bekannten
Lagerstätten von fossilen Energieträgern enthalten sind. Methanhydrat ist nur unter
bestimmten Temperatur- und Druckverhältnissen stabil. Diese Verhältnisse sind ab einer
Meerestiefe von 300-700 Metern zu finden. Das genaue Zusammenspiel zwischen
Temperatur und dem von der Meerestiefe abhängigen Druck ist auf Abbildung 5 zu
sehen. Auf der Ordinate ist die Wassertiefe in Kilometern angegeben. Pro Kilometer
Wassersäule nimmt der Druck um 100bar zu. Dazu kommt ein bar Atmosphärendruck.
Auf der Abszisse ist die Temperatur in °C aufgetragen. Der Verlauf der Stabilitätsgrenze
zeigt, dass bei einer erhöhten Temperatur, Methanhydrat nur noch in größeren Tiefen
stabil bleibt.
Abbildung 5: Temperatur- und Druckverhältnisse bei stabilem Methanhydrat
(Latif 2009)
Es wird davon ausgegangen, dass ein Anstieg der globalen Temperatur zur Exhalation
des Methans führt, da sich langfristig die Druck- und Temperaturverhältnisse im Bereich
der Lagerstätten verändern. Ein kritischer Temperaturwert konnte bisher noch nicht
12
ermittelt werden. Es wird jedoch davon ausgegangen, dass der zeitliche Rahmen dieses
5
Kippelementes bei 10³-10 Jahren liegt.
Eine Exhalation des Methans hätte gravierende Folgen, da es ein starkes Treibhausgas
ist. Gelangt es in die Atmosphäre, kommt es durch den verstärkten Treibhauseffekt zu
weiterer Erwärmung und diese wiederum zu weiterem Ausgasen des Methans. Ein
weiteres Problem ist, dass ein Verlust des Methanhydrats möglicherweise zur
Destabilisierung der Kontinentalhänge führt. Die dadurch ausgelösten Rutschungen
können Tsunamis mit weitreichenden Folgen verursachen. (Lenton et. al. 2008)
5.2 Mariner Sauerstoffgehalt
In der Erdgeschichte kam es mehrfach zu Massenaussterben in den Ozeanen. Diese
wurden durch Sauerstoffmangel, Erwärmung und Versauerung der Ozeane verursacht.
Als plausibles Kippelement wird aktuell vor allem der Sauerstoffgehalt gehandelt.
Untersucht wird eine positive Rückkopplung zwischen Sauerstoffmangel, dem Verbrauch
von Phosphor aus Sedimenten und der ozeanischen Biomasseproduktion. Simulationen
kommen zu unterschiedlichen Resultaten, was das Ergebnis der Rückkopplung betrifft.
Einige gehen von einer Bistabilität aus, wobei der Ozean zwischen sauerstoffgesättigten
und sauerstoffarmen Phasen pendelt. Neben der Temperaturerhöhung wurde auch ein
weiterer Faktor anthropogen verstärkt: durch die Landwirtschaft gelangen erhebliche
Mengen Phosphor in die Meere. Dies führt zu starken Algenblüten, welche eine stärkere
Ansiedelung von Tieren möglich macht. Diese verbrauchen immense Mengen an
Sauerstoff. Der Verbrauch kann so hoch sein, dass anoxische Bedingungen
herbeigeführt werden. In diesem Fall stirbt die Biomasse ab. Ohne diese Verbraucher
kann sich wiederum Sauerstoff aus der Atmosphäre im Wasser anreichern. Ab einer
gewissen Konzentration können dann wieder Algen wachsen, die wiederum Sauerstoff
produzieren. Sollte der Phosphorgehalt auf gleichem Niveau oder höher liegen, beginnt
der Prozess wieder von vorne. Zu Beginn würde dieser Prozess in den lichtdurchfluteten
Flach- und Schelfmeeren greifen. Damit die Tiefsee anoxisch wird, müsste extrem viel
Phosphor aus den Sedimenten freiwerden (20% mehr als aktuell). Dieser Vorgang würde
4
10 Jahre in Anspruch nehmen. Die Sauerstoffverarmung und damit das Absterben von
Flora und Fauna der Küstengewässer fällt möglicherweise noch in die „ethical time“.
(Lenton et. al. 2011)
5.3 Thermohaline Zirkulation
Wie der Name bereits impliziert, wird die Thermohaline Zirkulation hauptsächlich von
Unterschieden von Wärme- und Salzgehalt angetrieben.
Grundsätzlich ist kaltes, salzreiches Wasser dichter als warmes, salzarmes. In
Äquatornähe ist die solare Einstrahlung sehr hoch, wodurch viel Wasser verdunstet, das
Salz bleibt dabei zurück. Mit der globalen Zirkulation gelangt dieses Wasser in höhere
Breiten, wo es seine Wärmeenergie an die Umgebung abgibt. Der Salzgehalt bleibt aber
13
gleich. Wenn das Wasser weit genug nach Norden (bzw. nach Süden auf der
Südhemisphäre) gelangt ist, ist es dichter als das umgebende Wasser und sinkt ab.
Dieses Absinken wird als Tiefenwasserbildung bezeichnet. Weiterhin wird die Zirkulation
von Wind, der Corioliskraft und der Form der Meeresbecken angetrieben bzw. gelenkt.
Auf Abbildung 6 ist die Zirkulation in globalem Maßstab zu sehen. Sie tauscht den
kompletten globalen Wasservorrat aus. Ein kompletter Zyklusdurchlauf dauert mehrere
hundert bis tausend Jahre. Einige Bereiche werden schneller durchmischt als andere, wie
z.B. das Tiefseewasser. Die roten Linien in der Grafik kennzeichnen warme Strömungen,
die blauen kalte. Die gelben Punkte zeigen die Orte der Tiefenwasserbildung an.
Abbildung 6: Globaler Verlauf der Thermohalinen Zirkulation (Latif 2009)
Dies ist der aktuelle Zustand der globalen Zirkulation. Allerdings kann diese durch
unterschiedliche Prozesse moduliert werden. Insbesondere Temperaturschwankungen
können die Druckverhältnisse verändern. Durch höhere Temperaturen in den hohen
Breiten schmelzen die dortigen Eismassen. Gelangt das Schmelzwasser in die Ozeane
führt dies zu ihrem Aussüßen, was eine Verlangsamung oder auch einen Stillstand der
Zirkulation verursachen kann. Umgekehrt kann eine verstärkte Eisakkumulation zu einem
höheren Salzgehalt und damit zu einer Beschleunigung der Thermohalinen Zirkulation
führen. (Latif 2009)
Prinzipiell
können
drei
verschiedene
Zustände
der
Thermohalinen
Zirkulation
unterschieden werden. Aktuell befindet sie sich im Warmzeitmodus. Dieser ist recht
stabil. Auf der Nordhemisphäre befinden sich die Zonen der Tiefenwasserbildung bei
Grönland und Labrador. Im Kaltzeitmodus ist diese Zone weiter im Süden, bereits bei
Island zu finden. Da die Zirkulation in diesem Modus wesentlich schwächer ist, gelangt
weniger Wärmeenergie nach Europa. Zwischen diesen beiden Modi pendelte die
Thermohaline Zirkulation im Pleistozän 24 Mal hin und her. Diese Schwankungen werden
als Dansgaard-Oeschger-Zyklen bezeichnet. Sie haben eine Periode von ca. 1500
Jahren. Ferner gibt es einen dritten Zustand: Der Kaltzeitliche Stillstandsmodus. Wie
oben bereits beschrieben, können größere Schmelzereignisse in den hohen Breiten zu
14
großem Eintrag von Süßwasser in die Ozeane und damit zu einer Abschwächung des
Antriebs führen. Ist eines dieser Ereignisse stark genug, kann die Zirkulation sogar völlig
zum Erliegen kommen. Auf diese Weise kam es in der Erdgeschichte mehrfach zu
starken Abkühlungen am Ende von Kaltzeiten. Diese werden als Heinrich-Ereignisse
bezeichnet. Der Kaltzeitliche Stillstandsmodus ist jedoch sehr instabil. Denn wenn nur
wenig Wärmeenergie in die hohen Breiten transportiert wird, kann mehr Eis
akkumulieren, was wiederum zur Versalzung der Meere beiträgt. Es handelt sich hier
also um ein Kippelement, das den ursprünglichen Antrieb kompensiert ober auch
überkompensiert.
(Huper & Kuttler 2006)
Das Kippelement scheint bei einer Zunahme der Frischwasserzufuhr um 0,1-0,5 Sv
angestoßen zu werden. Dafür wäre eine globale Erwärmung von 3-5°C notwendig. Bis
der nächste Modus erreicht ist dauert es 100 Jahre. Sv ist die Abkürzung für die Einheit
6
Sverdrup. Ein Sverdrup entspricht einem Durchfluss pro Sekunde von 10 m³. (Lenton et.
al. 2011)
5.4 ENSO
Abbildung 7: Schema der Walkerzirkulation Abbildung 8: Schema der Zirkulation bei El
Niño (Roedel 2011)
(Roedel 2011)
Die El Niño Southern Oscillation zählt zu den Fernwirkungen bzw. Telekonnektionen.
Diese werden durch Zirkulationsprozesse in der Atmosphäre und in den Ozeanen
ausgelöst. Die Zirkulation wird wiederum durch Druck- und Temperaturgradienten
angetrieben. El Niño stellt eine Umkehrung der Walkerzirkulation dar, welche ein zonaler
Ausläufer der Hadleyzirkulation ist und auf Abbildung 7 schematisiert wird.
Bei der normalen Walkerzirkulation ist die Meeresoberflächentemperatur in Südostasien
hoch, was zu aufsteigenden Luftmassen führt. An der Westküste Südamerikas ist die
Oberflächentemperatur dagegen geringer, die Luftmassen sinken ab. Durch die
Ausgleichsströmungen entsteht eine Zirkulation. Der Aufstieg der Luft führt zu deren
Abkühlung, ein Teil der Luftfeuchte kondensiert und geht als Niederschlag ab. Die
absteigenden Luftmassen können dagegen noch Feuchtigkeit aufnehmen, daher
15
herrschen im Küstenbereich Südamerikas trockene Verhältnisse. Die Winde treiben das
Oberflächenwasser des Pazifiks vor sich her. Dadurch staut sich vor Australien und
Südostasien warmes Oberflächenwasser. An der Westküste Südamerikas kommt
dagegen kaltes Tiefenwasser an die Oberfläche. Dieser Prozess wird als Upwelling
bezeichnet.
Durch
Verschiebungen
in
den
antreibenden
Windsystemen
kann
sich
die
Walkerzirkulation umkehren, dann spricht man von einem El Niño. Dieser Zustand ist auf
Abbildung 8 zu sehen. Schwächere Umkehrungsphasen von kurzer Dauer sind im
Dezember normal. Alle 3-5 Jahre ist die Umkehrung jedoch so ausgeprägt, dass sie bis
zu einem Jahr andauert. (Houghton 1997) Der absteigende Ast der Zirkulation befindet
sich nun über Südostasien, was dort für trockene Verhältnisse sorgt. In Südamerika
befindet sich der aufsteigende Ast, dadurch entstehen dort Starkregenereignisse. El Niño
beeinflusst das Klima nicht nur regional, sondern hat auch globale Auswirkungen, welche
auf Abbildung 9 dargestellt sind. Während in einigen Teilen, wie zum Beispiel Südafrika
und Australien Dürren herrschen, kann es in anderen Bereichen, wie im Westen der USA
zu Starkregenereignissen und damit zu Überschwemmungen kommen.
Nach einem El Niño-Ereignis stellt sich meist das Gegenstück dazu ein, das als La Nina
bezeichnet wird. Dieser Zustand entspricht einer verstärkten und kühleren WalkerZirkulation und hat weniger gravierende Folgen.
(Caviedes 2005)
Abbildung 9: Auswirkungen von El Niño auf Lokalklimate (Houghton 1997)
16
Abbildung 10 zeigt die Oberflächentemperaturen für die drei Zirkulationsformen. Im
Dezember 1998 lag eine La Nina Phase vor. Zu sehen ist hier ein verstärktes Upwelling
vor
der
Westküste
Südamerikas.
Im
Dezember
1996
konnte
die
normale
Walkerzirkulation mit einer moderaten Temperaturverteilung beobachtet werden. Im
Dezember 1997 fand ein starkes El Niño-Ereignis statt. Warmes Oberflächenwasser
gelangte bis zur Westküste von Süd- und Mittelamerika. Das Feld der wärmsten
Temperatur, das sich in allen drei Phasen im Bereich Australiens befindet, ist hier am
kleinsten.
Abbildung 10: Ozeanoberflächentemperatur bei La Nina, Walkerzirkulation und El
Niño (Latif 2009)
Durch eine Klimaerwärmung soll El Niño immer häufiger werden und schließlich den
Dauerzustand darstellen. Dadurch gäbe es sowohl Auswirkungen auf Meeresströmungen
als
auch
auf
zahlreiche
Lokalklimate.
Dies
würde
wiederum
weitreichende
Veränderungen in der Verbreitung und Ausprägung von Flora und Fauna haben, was
auch die Nutzung durch den Menschen beeinträchtigen könnte. Jedoch nahm die
Häufigkeit der El Niño Ereignisse in den letzten Jahren ab. Daher ist nicht
auszuschließen, dass es sich hier um eine langfristige, natürliche Schwankung handelt.
Ein Schwellenwert für ein mögliches Kippen der ENSO konnte bisher nicht ausgemacht
werden. Jedoch scheint eine globale Erwärmung um 3-6°C den Ausschlag zu geben. Der
Übergang zu einem dauerhaften El Niño würde 100 Jahre dauern. (Lenton et. al. 2011)
17
5.5 Indischer Sommermonsun
Der Indische Sommermonsun wird von dem Druckgradient zwischen Land- und
Ozeanfläche angetrieben. Folglich beeinflusst jede Druckänderung den Monsun.
Zusätzlich wird er durch die Feuchte, die er vom Indischen Ozean aufnimmt verstärkt.
Eine durch eine erhöhte CO2-Konzentration verursachte Klimaerwärmung, die über den
Kontinenten und auf der Nordhalbkugel stärker ausfällt, verstärkt den Monsun und damit
auch die Niederschläge über Indien. Das Gegenteil ist bei einer Erhöhung der Albedo im
Bereich des indischen Kontinents der Fall. Dies kann entweder durch eine höhere
Aerosolkonzentration
in
der
Atmosphäre
oder
durch
anthropogene
Landnutzungsänderungen hervorgerufen werden. In Modellen bricht der Monsun gänzlich
zusammen, wenn die Albedo 0,5 überschreitet. Der Zusammenbruch des Monsuns führt
zu Dürren in Indien und damit zu einer geringeren CO2-Speicherkapazität der Vegetation
und Böden. Eine Reaktion des Strömungssystems kann in weniger als einem Jahr
erfolgen. Welche globale Erwärmung zum Eintritt der Reaktion nötig ist, ist jedoch nicht
bekannt.
In den Simulationen kann noch nicht zuverlässig errechnet werden, wie sich der Monsun
in Zukunft entwickelt, da nicht alle Parameter komplett erfasst wurden. Dies betrifft vor
allem die Landnutzung und die Luftverschmutzung. Das IPCC geht von aus, dass sich
der Monsun in diesem Jahrhundert nicht wesentlich verändert. Lediglich eine
Abschwächung
durch
Aerosole
bzw.
eine
Verstärkung
der
jahreszeitlichen
Niederschlagsvariabilität durch einen ausgeprägteren Treibhauseffekt wird bestätigt.
Andere Studien zeigen jedoch, dass der Monsun in eine Bistabilität verfällt. Phasen in
denen der Monsun chaotisch oszilliert wechseln mit Phasen, in denen kaum
Schwankungen vorhanden sind. (Lenton et. al. 2011)
5.6 Westafrikanischer Monsun
Der Westafrikanische Monsun wird von der Temperatur der Ozeanoberflächen
beeinflusst, insbesondere vom Temperaturgradient zwischen den Hemisphären. Eine
Erwärmung würde zur Intensivierung des Gradienten und damit zu einer Verstärkung des
Monsuns führen. Diese wiederum würde den Niederschlag in Westafrika erhöhen. Aktuell
herrscht jedoch Dürre in der Sahelzone. Diese wird auf die Abkühlung der
nordhemisphärischen Ozeane durch Aerosole zurückgeführt.
In zwei verschiedenen Simulationen zur Auswirkung der Klimaerwärmung in Westafrika
bricht der Westafrikanische Monsun zusammen. Jedoch kommen die Simulationen zu
unterschiedlichen Ergebnissen, was die daraus resultierenden Folgen betrifft. In einem
Fall führt der Zusammenbruch zu einer Häufung von außergewöhnlich trockenen Jahren
bis zum Ende dieses Jahrhunderts. Im anderen Fall jedoch, würde die Sahelzone mehr
Niederschlag erhalten. Verantwortlich für den Effekt soll ein vermehrter Zustrom von
18
feuchter Luft aus Westen sein. Voraussetzung dafür ist eine Erwärmung der
Meeresoberfläche im Golf von Guinea um 3°C.
Eine erhöhte CO2-Konzentration in der Luft kann die Ansiedelung von Vegetation in der
Sahara unterstützen, da die Photosynthese effizienter ablaufen kann. Durch den höheren
CO2-Gehalt in der Luft, reicht auch eine kurzzeitigere Öffnung der Stomata um eine
ausreichende Menge des Gases aufnehmen zu können. Dies vermindert wiederum den
Wasserverlust. Eine Ausbreitung von Grasland auf bis zu 45% der Gesamtfläche der
Sahara wird für möglich gehalten. Zudem erfolgt diese sehr rapide. Pro Jahrzehnt können
10% der Sahara mit Vegetation bedeckt werden. Der Schwellenwert liegt bei 100mm
Niederschlag bzw. bei einer globalen Erwärmung von 3-5°C. Ein Effekt der „grünen“
Sahara ist die erhöhte CO2-Speicherkapazität. Eine grüne Sahara wäre einer der raren
Fälle, in denen der Klimawandel positive Effekte hätte. (Lenton et. al. 2011)
5.7
Der
Amazonas-Regenwald
Regenwald
im
Amazonas
„recycelt“
einen
großen
Teil
des
anfallenden
Niederschlags. Auf der großen Oberfläche der dichten Vegetation findet Verdunstung
statt, zusätzlich transpirieren die Pflanzen. Die so erzeugte Luftfeuchte geht meist vor Ort
als Niederschlag nieder. Es wird angenommen, dass eine Klimaerwärmung von 3-4°C zu
einem Rückgang des Regenwaldes führt. Der Grund dafür sind länger El-Niño-Phasen,
die im Amazonasbecken für Trockenheit sorgen.
Fehlt die Vegetation sinkt die Verdunstungsrate um 20-30%. Zudem verlängern sich die
Trockenperioden und die Sommertemperaturen steigen an. Unter diesen Umständen ist
eine Erholung der Vegetation kaum möglich. Die Zeitspanne zwischen dem Beginn des
Absterbens bis zum Beginn eines neuen Gleichgewichtszustands wird mit circa 50
Jahren angegeben.
Jedoch gibt es auch Simulationen, deren Ergebnisse bei höherer Temperatur eine
höhere Verdunstung und damit keinen Rückgang des Regenwaldes nahelegen.
Unsicherheitsfaktoren für die Simulation stellen die Häufigkeit von Feuern und die
anthropogene Umwandlung der Flächen dar. Tatsächlich wird der Landnutzung das
Potential zugesprochen, den Regenwald an den kritischen Schwellenwert bringen zu
können, nach dessen Überschreitung er sich nicht mehr erholen kann. Der klimatische
Schwellenwert liegt bei 1100mm Niederschlag pro Jahr. (Lenton et. al. 2011)
In den allen Wäldern der Erde werden 45% des terrestrischen Kohlenstoffs gespeichert.
Pro Jahr nehmen sie ca. 2,6 Milliarden Tonnen Kohlenstoff auf. Dieser kann durch eine
massive Störung von Vegetation und Böden wieder freigesetzt werden. Die globale
Entwaldung (also in allen Vegetationszonen) trägt momentan 20% zur Emission von
Treibhausgasen bei. Der Kohlenstoff aus der Vegetation wird frei, wenn diese verrottet
oder verbrannt wird. Die Emission aus den Böden erfolgt insbesondere bei der späteren
Bewirtschaftung. Der Treibhausgasausstoß ist vor allem in den tropischen Bereichen
19
ausgeprägt. In den 1990ern wurde durch Abholzung und Landnutzungsänderungen 1,5
Milliarden Tonnen Kohlenstoff pro Jahr ausgestoßen.
Allerdings führt Abholzung allein noch nicht zu großskaligen Kohlenstoffemissionen. Wird
das Holz zu Produkten verarbeitet und verrotten nicht, bleibt der Kohlenstoff gebunden.
Doch gerade Brandrodung lässt große Mengen Kohlendioxid auf einen Schlag frei
werden. Wird die Entwaldung weiterhin im gleichen Maßstab und auf die gleiche Art
fortgesetzt, können bis zum Jahr 2100 87-130 Gt Kohlenstoffdioxid freigesetzt werden.
(Gorte &Sheikh 2010)
5.8 Boreale Nadelwälder
Das Ökosystem der Borealen Nadelwälder wird maßgeblich von drei Faktoren geprägt:
Permafrost, Feuer und der speziellen Anpassung der Bäume. Bei einer dauerhaften
Erwärmung der Wälder würde dieses System im Sommer unter Wasserstress und
erhöhten Temperaturen leiden. Die angegriffene Vegetation reproduziert sich nur noch
langsam und ist anfälliger für Schädlinge, Krankheiten und für Feuer. Zusammen führen
die Effekte zum Rückgang der Borealen Wälder. An ihre Stelle treten offene Grasländer.
Die Grasgesellschaften besitzen jedoch weniger Oberfläche als die Wälder. Dadurch
kommt es zu geringeren potentiellen Evapotranspirationsraten. Zudem ist der Boden
weniger vor Austrocknung geschützt. Durch die zunehmende Trockenheit können Feuer
häufiger auftreten und größere Flächen beeinträchtigen. Dadurch würde der Rückgang
der Borealen Nadelwälder weiter beschleunigt.
Jedoch
gibt
es
auch
Simulationen,
in
denen
eine
Erhöhung
der
Kohlendioxidkonzentration bessere Wachstumsbedingungen schaffen würde. Durch die
bessere Verfügbarkeit von Kohlendioxid geht bei der Photosynthese weniger Wasser
verloren, da eine kürzere Öffnung der Stomata bereits ausreichend ist. Zudem soll mehr
Tauwasser verfügbar sein. Weitere Studien kamen zu dem Ergebnis, das der Boreale
Nadelwald ab 3-5°C globaler Erwärmung zurück geht. In den betreffenden Gebieten
selbst würde dies eine Erwärmung um ca. 7°C bedeuten, da sich die höheren Breiten
stärker erwärmen als die niedrigen. Die Übergangsphase zu einem neuen Gleichgewicht
würde ca. 50 Jahre in Anspruch nehmen. (Lenton et. al. 2011)
Zu beachten ist weiterhin, dass ca. 80% des Kohlenstoffs der Borealen Nadelwälder im
Boden gespeichert sind. Durch Abholzung oder allgemeine anthropogene Nutzung
kommt es zur Störung des Bodens, was diesen zur Freisetzung des Kohlenstoffs
bewegen kann und eine weitere Rückkopplung zur Folge hätte. (Gorte &Sheikh 2010)
5.9 Meereis
Im Falle des Meereises greift die Eis-Albedo-Rückkopplung, da die Wasserfläche unter
dem Eis wesentlich dunkler ist als dieses selbst. Dies trifft auf alle in dieser Arbeit
folgende Eis-Kippelemente zu und soll im Folgenden nicht mehr eigens erwähnt werden.
20
Abbildung 11 zeigt die Kryosphäre mit ihren Komponenten sowie deren Ausmaße und
Reaktionszeiten.
Abbildung 11: Die Kryosphäre mit ihren Komponenten, deren Größe und
Reaktionszeiten (Latif 2009)
6
Global wird eine Fläche von 19-27 x 10 Quadratkilometern von Meereis bedeckt. Das
6
Volumen beträgt 0,019-0,025 x 10 Kubikkilometer. Damit hat es zwar nur einen geringen
Anteil am Gesamteisvolumen, aber einen großen Anteil an der Gesamteisfläche, die ja
gerade entscheiden für die Rückkopplung ist. (Latif 2009) Schmilzt das Meereis, führt
dies nicht zu einem Anstieg des Meeresspiegels, da das Eis in seinem schwimmenden
Zustand genauso viel Wasser verdrängt, wie es selbst Masse enthält. Aufgrund seiner
geringen Dicke reagiert das Meereis schnell auf Temperaturveränderungen. Reaktionen
sind
schon
nach
Tagen
zu
erkennen.
Der
Übergang
zu
einem
neuen
Gleichgewichtszustand würde jedoch Jahrzehnte andauern. Ein komplettes Abschmelzen
wird ab einer globalen Erwärmung von 0,5-2°C erwartet. (Lenton et. al. 2011)
Ein weiterer Klimaeffekt des Meereises ist, dass es den Gasaustausch zwischen dem
Ozeanwasser und der Atmosphäre unterbindet. Zudem hat Eis eine isolierende Wirkung,
was auch den Wärmeaustausch zwischen Ozean und Atmosphäre behindert. Tatsächlich
ist es über Eisflächen kälter als über offenen Wasserflächen in dem gleichen Gebiet.
Durch diesen Effekt verstärkt sich auch der globale Temperaturgradient, was wiederum
zu stärkeren Westwinden führt. Auch Impulse durch Luftbewegung können nicht an die
Wasseroberfläche weiter gegeben werden. Dies ist auch deswegen interessant, weil
Meeresströmungen unter anderem von Wind angetrieben werden. Weiterhin wird die
Ozeanzirkulation auch von Dichteunterschieden des Wassers angetrieben. Neben der
Temperatur wird die Dichte auch vom Salzgehalt mitbestimmt. Dieser wird wiederum vom
Auf- und Abbau von Meereis beeinflusst. Im Mittel besitzt Meerwasser einen Salzgehalt
von 34‰, bei Meereis liegt er mit 5‰ wesentlich niedriger. Folglich führt eine erhöhte
Eisakkumulation zur Erhöhung des Salzgehalts im Wasser. Dieses wird schwerer und
sinkt ab. Die Meereisbildung kann also die Ozeanzirkulation beschleunigen. Dadurch
21
kann mehr Wärmeenergie in die Polregionen transportiert werden. Dieser Energiegewinn
wird aber von der erhöhten Albedo abgeschwächt.
Aktuell findet eher ein Rückgang des Meereises statt. Insbesondere in der Arktis.
Dadurch gelangt vermehrt Süßwasser in die Ozeane, was zu einer Verringerung der
Dichte und damit auch des Antriebs führt. Auch ein Zusammenbruch der Zirkulation ist
möglich. Dadurch würde weniger Wärmeenergie in höhere Breiten transportiert, wodurch
wieder mehr Eis akkumuliert würde. Es handelt sich hier also um einen dämpfenden
Rückkopplungsprozess. Jedoch ist es wahrscheinlich, dass Anomalien überkompensiert
werden und das System bei einer Auslenkung zum jeweils anderen Extrem hin tendiert.
(Latif 2009)
5.10 Antarktischer Eisschild
6
Der Antarktische Eisschild besitzt eine Fläche von 12,3x10 Quadratkilometern. Mit
6
24,7x10
Kubikkilometern macht er ca. 85% des Gesamteisvolumens aus. Das
Abschmelzen des ganzen Schildes würde den Meeresspiegel um 56,6 Meter anheben.
Wenn der Eisschild bei seiner Ausbreitung die Küste erreicht, schwimmt er innerhalb von
geschützten Buchten auf der Wasserfläche auf. In diesem Zustand wird es als Schelfeis
bezeichnet. In ungeschützten Bereichen kalbt das Eis sogleich und wird von den
Meeresströmungen abtransportiert. Da das Eis aus Schnee akkumuliert wurde, handelt
es sich um Süßwassereis. Schmilzt dieses, versüßt das Meerwasser, was zu einem
Antriebsverlust der Ozeanzirkulation führt. Jedoch wird an der Unterseite der Schelfe
neues Eis aus Meerwasser gebildet, wobei ein großer Teil des Salzes zurück bleibt. Das
Verhalten der Eisschilde beeinflusst also die Ozeanzirkulation. (Latif 2009)
Als eigentliches Kippelement gilt der Westantarktische Eisschild. Dieser liegt zu großen
Teilen unter der Meeresoberfläche und ist daher besonders anfällig. Durch veränderte
Bewegungen des Ozeans kann er vom Festland abgetrennt werden. Auf diese Weise
können plötzlich große Mengen Meereis entstehen, die wiederum die Ozeanzirkulation
und das Klima beeinflussen können. Der Schwellenwert dafür liegt bei 5-8°C erhöhter
lokaler Lufttemperatur. In geringerem Maße spielt auch die Ozeantemperatur eine Rolle.
Der Schwellenwert soll bei 3-5°C globaler Erwärmung erreicht werden. Das vollständige
Abschmelzen dauert mehr als 300 Jahre und der Meeresspiegel würde dadurch um 5
Meter ansteigen. (Lenton et. al. 2011)
5.11 Grönländischer Eisschild
6
Der Grönländische Eisschild ist der zweitgrößte. Er misst in der Fläche 1,7x10
6
Quadratkilometer und hat ein Volumen von 2,9x10 Kubikkilometer. Läge dieses Wasser
in flüssiger Form vor, würde dadurch der Meeresspiegel um 7,3 Meter angehoben.
Grönland besitzt nur wenige große, geschützte Buchten. Daher kalbt der Eisschild an der
Küste, ohne zuvor ein Schelf gebildet zu haben. Der Schild besitzt nur ein Viertel der
22
Dicke des Antarktischen Schildes. Dieser Umstand führt zusammen mit der höheren
Oberflächentemperatur im Sommer dazu, dass sowohl die randnahen, als auch tiefer
gelegene Bereiche stärker abschmelzen. Damit ist der Grönländische Eisschild
wesentlich anfälliger für Klimaveränderungen. (Latif 2009)
Wie bereits erwähnt, ist die Lufttemperatur der ausschlaggebende Faktor. Steigt diese
um über 3°C an, wird das Kippelement angestoßen. Dies wird nach Modellen bei einer
globalen Erwärmung von 1-2°C der Fall sein. Der Übergang in eine neue stabile Phase ohne den Eisschild - wird mehr als 300 Jahre in Anspruch nehmen. (Lenton et. al. 2011)
5.12 Arktisches Ozon
Das Arktische Ozon reagiert sehr schnell. Für messbare Veränderungen reichen bereits
einige Monate aus. Zudem wurde dieses Kippelement bereits angestoßen. Durch den
verstärkten Treibhauseffekt erwärmt sich die Troposphäre. Die Stratosphäre, in der sich
das Ozon befindet kühlt sich dagegen ab. Dadurch werden vermehrt Eiswolken gebildet,
welche katalytisch bei dem Abbau von Ozon wirken. Als kritischer Wert wird eine
Temperatur der Stratosphäre von 195K angesehen.
Jedoch ist nicht gesichert, ob es sich dabei überhaupt um ein Kippelement handelt.
Möglicherweise ist der Prozess auch linear und vollständig umkehrbar. In jedem Fall führt
ein größerer Abbau von Ozon in der Stratosphäre zu einer erhöhten UV-Einstrahlung an
der Erdoberfläche. (Lenton et. al. 2011)
5.13 Permafrost
Permafrost kann sich dann ausbilden, wenn die Temperatur mehrere Jahre lang 0°C
nicht überschreitet. Besonders günstig sind dafür kontinentale Lagen. Erstens kühlen
diese im Winter stärker ab als maritime Bereiche und zweitens sind die Niederschläge
gering. Ohne diese kann sich keine geschlossene, isolierende Schneedecke ausbilden.
Daher ist der Permafrost in Sibirien besonders ausgeprägt. Er reicht bis in einige hundert
Meter Tiefe und dringt bis in die mittleren Breiten vor. Insgesamt sind in den dortigen
Permafrostböden circa 400 PgC Methan und Kohlendioxid gespeichert. Auf der
gesamten Nordhalbkugel sind es bis zu 1000PgC. Auf der Südhalbkugel sind kaum
Permafrostböden zu finden, da in den entsprechenden Breiten kaum Landmasse
vorhanden ist. Die Treibhausgase können entweichen, wenn die Böden durch eine
dauerhafte Temperaturerhöhung vollständig auftauen. Es wird angenommen, dass dafür
weniger als 100 Jahre ausreichend wären. Jedoch zeigen aktuelle Simulationen einen
linearen Verlauf der Exhalation. Daher kann der Permafrost nicht per Definition als
Kippelement
gesehen
werden.
Zwar
vernachlässigten
die
Simulationen
die
Rückkopplung durch die Gase, diese wurde aber als nicht stark genug befunden, um
global spürbare Auswirkungen zu haben, bzw. einen nicht linearen Verlauf hervorzurufen.
(Lenton et. al. 2011)
23
5.14 Tundra
Bei fortschreitender Klimaerwärmung erhöht sich die Anzahl der schneefreien Tage im
Jahr in den Tundren. Analog verlängert sich die Vegetationsperiode. Dadurch wird es
Pflanzen, die normalerweise südlicher angesiedelt sind, ermöglicht sich nach Norden
auszubreiten. Innerhalb einiger hundert Jahre werden daher die Bereiche der Tundra
ebenso wie jene der Borealen Nadelwälder nach Norden verschoben. Ein „Kippen“ im
eigentlichen Sinne ist dieser Prozess jedoch nicht. Auch ist er bei einer Abkühlung des
Klimas auch in entgegengesetzter Richtung möglich. Daher kann hier nicht von einem
Kippelement gesprochen werden. (Lenton et. al. 2011)
6 Fazit
In Modellen wurde errechnet, das eine Verdopplung der CO2-Konzentration in der
Atmosphäre zu einer globalen Erwärmung von 1,2°C führen würde. Bezieht man jedoch
die Rückkopplungen mit ein, die durch die Erwärmung in Gang gesetzt werden, so ergibt
sich eine Erwärmung von 1,5-5,5°C. (Rödel 2011) Dieser Effekt beruht vor allem darauf,
dass die meisten Rückkopplungen positiv sind. Dies erhöht die Klimasensivität erheblich.
Ohne Rückkopplungen würde eine Änderung eines Antriebs von 1W/m² zu einer
Temperaturveränderung von 0,3°C führen. Mit den Rückkopplungen sind es 0,75°C pro
W/m². Die wenigen negativen Rückkopplungen können eine Klimaerwärmung nur
verlangsamen. Ein vollständiger Ausgleich scheint nicht möglich zu sein. (Barry &
Chorley
2010)
Abbildung
12
zeigt
eine
Zusammenschau
der
wichtigsten
Rückkopplungen, mit der Spannbreite ihrer möglichen Wirkung. Sie verdeutlicht wie
zentral die Erforschung von Rückkopplungen für Klimaprognosen ist. Tatsächlich
resultieren die größten Unsicherheiten bei den Prognosen daraus, dass nicht alle
Rückkopplungen ausreichend verstanden sind, um die Modelle mit zuverlässigen Daten
zu speisen. Wie Abbildung 12 auflistet, kann noch nicht einmal die Richtung von allen
Rückkopplungen sicher angegeben werden. Daher kann als Fazit vor allem gelten, dass
die Rückkopplungen intensiv erforscht werden müssen, um eine ausreichende
Datengrundlage für die Klimapolitik aufbauen zu können
24
Abbildung 12: Verstärkung der Störung durch eine Verdopplung
Kohlenstoffdioxidkonzentration durch Rückkopplungen (Roedel 2011)
25
der
Literaturverzeichnis
Barry R.G., Chorley R.J. (2010): Atmosphere, Weather and Climate. 9. Aufl. Abdingdon
Caviedes C.N. (2005): El Niño. Klima macht Geschichte. Darmstadt
Gorte R.W., Sheikh P.A. (2010): Deforestation and Climate Change. In: Agronne D.M.
[Hrsg.]: Deforestation an Climate Change. New York, S. 1-54
Houghton J.T. (1997): Globale Erwärmung. Fakten, Gefahren und Lösungswege. Berlin
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Eidesstattliche Erklärung
Ich versichere, dass ich die vorliegende Arbeit ohne fremde Hilfe und ohne Benutzung
anderer als der angegebenen Quellen angefertigt habe, und dass die Arbeit in gleicher
oder ähnlicher Form noch keiner anderen Prüfungsbehörde vorgelegen hat. Alle
Ausführungen der Arbeit, die wörtlich oder sinngemäß übernommen wurden, sind als
solche gekennzeichnet.
Kraus, Luca
Dinkelscherben, 27.11.2012