Regionen der Antarktis

5-01-2 Regionen der Antarktis

Westantarktis ist nicht Ostantarktis

Die Antarktis lässt sich grob in drei Regionen einteilen, die sich geografisch grundlegend voneinander unterscheiden. Diese Unterschiede spiegeln sich im Verhalten des Eisschilds in den einzelnen Regionen wider. Um realistische Zukunftsszenarien zu entwickeln, ist ein Verständnis der wichtigsten Prozesse, die das Verhalten der jeweiligen Regionen prägen, essenziell.

Die Ergebnisse verschiedener Massenhaushaltsstudien der letzten Jahre zeigen für den gesamten antarktischen Eisschild einen zunehmend stärkeren Massenverlust. Die einzelnen Regionen der Antarktis weisen jedoch teils sehr unterschiedliches Verhalten auf. Das kontinentale Eisschild der Antarktis besitzt verschiedene Einzugsgebiete (Abb. 1), und kann grob in drei morphologische Zonen unterteilt werden:

• Antarktische Halbinsel (0,52 Mio. km² Fläche)
• Westantarktis (1,97 Mio. km² Fläche)
• Ostantarktis (10,35 Mio. km² Fläche)

Abb. 1: Fließrichtung und Geschwindigkeit der Eismassen der Antarktis berechnet aus InSAR (Interferometric Synthetic Aperture Radar – Radarinterferometrie) Daten. Die Geschwindigkeit ist auf einer logarithmischen Skala von Braun (weniger als 1 m/Jahr) bis Rot (mehr als 3 km/Jahr) dargestellt. Die Strömungsrichtung wird durch farbige Linien angezeigt, die das Strömungsmuster des Eises über den Kontinent zeigen. Die schwarzen Linien markieren die Einzugsgebiete (Mouginot, Rignot, & Scheuchl, 2019).

Kräftige Erwärmung über der antarktischen Halbinsel

Die antarktische Halbinsel nördlich von 70° südlicher Breite macht lediglich 1 % des auf dem Festland gelagerten antarktischen Eisschildes aus, erhält aufgrund der klimatischen Bedingungen rund 10 % des gesamten Schneefalls. Insgesamt hat die antarktische Halbinsel ein Eisvolumen von 95.200 km³, was einem potenziellen eustatischen Meeresspiegelanstieg von 24 cm entspricht. Aufgrund der Küstenlage und der geringen Seehöhe steigen die Sommertemperaturen regelmäßig über 0° C. Daher müssen oberflächliche Schmelzvorgänge unbedingt in die Berechnung der Massenbilanz einbezogen werden.

In den letzten 50 Jahren wurde eine Erwärmung von 3° C festgestellt, die sich in einer stärkeren oberflächlichen Schmelze äußert. Eine direkte Folge der Erwärmung ist auch der Rückzug der Eisschelfe auf der antarktischen Halbinsel. Im Zeitraum 2009 – 2019 verringerte sich die Fläche des Eisschelfs um 7 % auf 89.286 km². Dieser Rückzug ist eine unmittelbare Folge der Erwärmung und kann bis zum vollständigen Kollaps einzelner Eisschelfe führen, was wiederum eine Beschleunigung der Eisströme nach sich ziehen kann. Die räumliche Verteilung in der Vergangenheit kollabierten Eisschelfe korreliert sehr gut mit dem Muster des Temperaturanstiegs. Die Massenbilanz der antarktischen Halbinsel beträgt für den Zeitraum 1992-2020 rund –13 (±5) Gigatonnen pro Jahr.

Warmes Meerwasser destabilisiert die Westantarktis

Der Großteil der Westantarktis liegt unter dem Meeresniveau und wird daher als marines Eisschild bezeichnet. Marine Eisschilde gelten als instabil. Das Gesamteisvolumen der Westantarktis und der antarktischen Halbinsel besitzt ein Potenzial für einen eustatischen Meeresspiegelanstieg von 4,8 m.

In Summe weist die Westantarktis im Bezugszeitraum 1992-2020 eine negative Massenbilanz von –82 (±9) Gigatonnen pro Jahr auf. Vor allem in den auffälligen Regionen der antarktischen Halbinsel und der Westantarktis ist eine Beschleunigung des dynamischen Ausdünnens festzustellen.

Die westantarktischen Eisströme rund um das Amundsen-Meer verzeichnen den größten Massenverlust der Antarktis (Abb. 2): Die Ausdünnungsraten des Pine-Island-Gletschers (PIG) ergeben gemittelt über ein Gebiet von der doppelten Größe Großbritanniens 10 cm pro Jahr, im Küstenbereich sogar von mehreren Metern pro Jahr. Seine Fließgeschwindigkeit hat sich seit 1970 verdoppelt. Oberflächliche Schmelzprozesse spielen hier eine untergeordnete Rolle, ein beträchtlicher Einfluss wird jedoch dem sich erwärmenden Ozean zugeschrieben.

Andere Gebiete der Westantarktis zeigen kein vergleichbares Verhalten. Das Gebiet rund um das Ross-Meer weist mit +34 (±8) Gigatonnen pro Jahr eine positive Massenbilanz auf. Das Gebiet um das Weddell-Meer zeigt für die letzten Jahrtausende ein stabiles Verhalten.

Abb. 2: Durchschnittlicher Trend in der Höhe und Dicke des antarktischen Schelfeises, ermittelt zwischen 1992 und 2017 nördlich von 2017 nördlich von 81,5° S (gestrichelter grauer Kreis), und zwischen 2010 und 2017 in den übrigen Gebieten. Dargestellt sind außerdem die Tiefe des Schelfeises und die geschätzte Meerestemperatur am Meeresboden rund um den Kontinent. Änderungen der Dicke von aufliegendem Inlandeis Bodeneises und Schelfeises wurden anhand wiederholter Satellitenaltimetrie erfasst. Schwimmendes und am Meeresboden anliegendes Eis ist durch graue Linien in die wichtigsten Einzugsgebiete unterteilt (Shepherd et al. 2018).

Die riesige Ostantarktis zeigt sich unbeeindruckt

Die Ostantarktis ist das höchstgelegene, kälteste und trockenste Gebiet der Antarktis. Der Niederschlag beträgt dort nur rund 50 mm pro Jahr. Der theoretische eustatische Meeresspiegelanstieg durch ein vollständiges Abschmelzen läge bei 51 m.

Die Veränderungen in der Ostantarktis sind weniger dramatisch. Der innere Bereich zeigte in den letzten Jahren einen Anstieg der Oberfläche. Die möglichen Ursachen reichen von einem eventuellen Anstieg des Niederschlags bis hin zu einer verzögerten Reaktion auf Klimaänderungen der Vergangenheit. Die einzigen zwei Gebiete mit eklatanten Veränderungen sind marine Eisschilde wie das Cook-Eisschelf und der Totten-Gletscher, die zuletzt Ausdünnungsraten von 25 cm pro Jahr aufwiesen. Aufgrund fehlender Daten ist unklar, ob diese Entwicklung erst in den letzten Jahren begonnen hat. Da es sich großenteils um marine Eisschilde handelt, ist ein ähnlicher Einfluss des Ozeans wie im Amundsen-Gebiet denkbar. Die durchschnittliche Massenbilanz der Ostantarktis lag im Zeitraum zwischen 1992 – 2017 bei 5 ±46 Gigatonnen pro Jahr.

Literatur:

Bamber J.L., Riva R.E.M., Vermeersen B.L.A., LeBrocq A.M. (2009): Reassessment of the potential sea-level rise from a collapse of the West Antarctic ice sheet. Science 324, 901-903, doi:10.1126/science.1169335

Bindschadler R. (2006): Hitting the Ice Sheets Where It Hurts. Science 311, 1720–1721, doi:10.1126/science.1125226

Chen J.L., Wilson C.R., Blankenship D., Tapley B.D. (2009): Accelerated Antarctic ice loss from satellite gravity measurements. Nature Geoscience 2/12, 859–862, doi:10.1038/ngeo694

Convey P., Bindschadler R., di Prisco G., Fahrbach E., Gutt J., Hodgson D.A., Mayewski P., Summerhayes C.P., Turner J. (2009): Antarctic climate change and the enviroment. Antarctic Science 21(6), 541-563, doi.org/10.1017/S0954102009990642

The IMBIE Team. (2018). Mass balance of the Antarctic Ice Sheet from 1992 to 2017. Nature, 558(7709), 219–222, doi:10.1038/s41586-018-0179-y

Mercer J.H. (1978): West Antarctic ice sheet and CO₂ greenhouse effect: a threat of disaster. Nature 271, 321–325, doi:10.1038/271321a0

Mouginot J., Rignot E., & Scheuchl B. (2019): Continent‐wide, interferometric SAR phase, mapping of Antarctic ice velocity. Geophysical Research Letters, 46(16), 9710–9718, doi:10.1029/2019GL083826

Otosaka I. N., Shepherd A., Ivins E. R., Schlegel N.-J., Amory C., van den Broeke M. R., Horwath M., Joughin I., King M. D., Krinner G., Nowicki S., Payne A. J., Rignot E., Scambos T., Simon K. M., Smith B. E., Sørensen L. S., Velicogna I., Whitehouse P. L., A, G., Agosta C., Ahlstrøm A. P., Blazquez A., Colgan W., Engdahl M. E., Fettweis X., Forsberg R., Gallée H., Gardner A., Gilbert L., Gourmelen N., Groh A., Gunter B. C., Harig C., Helm V., Khan S. A., Kittel C., Konrad H., Langen P. L., Lecavalier B. S., Liang C.-C., Loomis B. D., McMillan M., Melini D., Mernild S. H., Mottram R., Mouginot J., Nilsson J., Noël B., Pattle M. E., Peltier W. R., Pie N., Roca M., Sasgen I., Save H. V., Seo K.-W., Scheuchl B., Schrama E. J. O., Schröder L., Simonsen S. B., Slater T., Spada G., Sutterley T. C., Vishwakarma B. D., van Wessem J. M., Wiese D., van der Wal W., Wouters B. (2023): Mass balance of the Greenland and Antarctic ice sheets from 1992 to 2020, Earth System Science Data, 15(4), 1597–1616, doi:10.5194/essd-15-1597-2023

Rignot E., Bamber J.L., van den Broeke M.R., Davis C., LI Y., van de Berg W.J., van Eijgaard E. (2008): Recent Antarctic ice mass loss from radar interferometry and regional climate modelling. Nature Geoscience 1/2, 106–110, doi:10.1038/ngeo102

Rignot E., Velicogna I., van den Broeke M. R., Monaghan A., Lenaerts J. (2011): Acceleration of the contribution of the Greenland and Antarctic ice sheets to sea level rise. Geophysical Research Letters 38, L05503, doi:10.1029/2011GL046583

Shepherd A., Fricker, H. A., & Farrell, S. L. (2018). Trends and connections across the Antarctic cryosphere. Nature, 558(7709), 223–232, doi:10.1038/s41586-018-0171-6

Sheperd A., Wingham D. (2007): Recent sea-level contributions of the Antarctic and Greenland ice sheets. Science 315, 1529–1532, doi:10.1126/science.1136776

Wu X., Heflin M.B., Schotman H., Vermeersen B.L.A., Dong D., Gross R.S., Ivins E.R., Moore A.W., Owen S.E. (2010): Simultaneous estimation of global present-day water transport and glacial isostatic adjustement. Nature Geoscience 3/9, 642–646, doi:10.1038/ngeo938