Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... HW 58. 2014, H. 6 Jürgen Jensen, Sönke Dangendorf, Thomas Wahl und Holger Stefen Meeresspiegeländerungen in der Nordsee: Vergangene Entwicklungen und zukünftige Herausforderungen mit einem Fokus auf die Deutsche Bucht Sea level changes in the North Sea region: recent developments and future challenges with focus on the German Bight Im September 2013 ist der fünfte Sachstandsbericht des Weltklimarates (IPCC) erschienen. Zum ersten Mal beinhaltet der Bericht neben den globalen auch regionale Projektionen für den zu erwartenden Meeresspiegelanstieg. Je nach Modell und Szenario deuten die Ergebnisse auf einen weiteren Anstieg des globalen Mittels von bis zu 98 cm bis zum Ende dieses Jahrhunderts relativ zur Referenzperiode von 1986 bis 2005 hin. Vor allem für tieliegende Küstengebiete wie der deutschen Nordseeküste würde ein solcher Anstieg erhebliche Anpassungen im Küstenschutz erfordern. Die Geschichte des Deichbaus bzw. des Küstenschutzes ist an der deutschen Nordseeküste bislang durch Anpassungen bzw. Erhöhungen und Verstärkungen der Küstenschutzmaßnahmen als Reaktion auf steigende SturmlutWasserstände geprägt. Diese Strategie hat sich in den vergangenen Jahren im Zuge der Diskussionen zum Klimawandel/Meeresspiegelanstieg in Richtung eines vorbeugenden Schutzniveaus verändert und muss insbesondere in den nächsten Jahrzehnten weiter entwickelt werden. In diesem Beitrag wird der aktuelle Stand der Forschung zu Meeresspiegeländerungen in der Nordsee zusammengefasst. Neueste Erkenntnisse werden erläutert und daraus resultierende Herausforderungen und Aufgaben diskutiert. Auf geologischen Zeitskalen wird der mittlere Meeresspiegel (MSL) in der Nordsee vor allem von tektonischen Prozessen beeinlusst. So überstieg der MSL in der späten Kreidezeit (vor ca. 80 Millionen Jahre) die heutigen Werte um 100 bis 300 m. Seit der Mitte des 19. Jahrhunderts verzeichnen die Anstiegsraten des MSL nach einer relativ stabilen Phase über die vergangenen 2000 Jahre eine Beschleunigung. Seit Beginn des 20. Jahrhunderts ist der MSL um etwa 1,7 mm/a in der Nordsee angestiegen, wobei sich lokal z.T. deutliche Abweichungen davon ergeben können. Diese Abweichungen sind zu einem großen Teil durch vertikale Landbewegungen begründet, aber auch atmosphärisch induzierte Langzeittrends spielen hier eine Rolle. Während die Langzeittrends über das 20. Jahrhundert generell dem globalen Mittel gefolgt sind, zeigen sich auf intra-annuellen bis dekadischen Zeitskalen z.T. erhebliche Abweichungen. Diese sind je nach Zeitskala durch regionale atmosphärische Einlüsse und/oder Wärmeumverteilungen im Nordatlantik begründet. Neben den Änderungen im MSL verzeichnen vor allem Wasserstandszeitreihen aus dem Gebiet der Deutschen Bucht seit Mitte der 1950er Jahre einen erheblichen Anstieg des Tidehubs, der die zeitgleiche Entwicklung der mittleren Wasserstände zum Teil sogar deutlich übersteigt. Mit diesen Änderungen gehen ebenso signiikant größere Trends in den Extremwasserständen einher. Die Gründe für die beobachteten Veränderungen sind derzeit noch größtenteils unbekannt. Eine Berücksichtigung solcher Veränderungen in zukünftigen Projektionen erfordert weitere Untersuchungen und ein vertieftes Prozessverständnis. Schlagwörter: Extremwasserstände, mittlerer Meeresspiegel, Nordsee, Tidehub, Tidepegel, Tidewasserstände In September 2013 the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) published its ifth assessment report (AR5). For the irst time, regional projections of future sea level rise (SLR) are presented in addition to global projections. These projections suggest a model and scenario dependent global SLR of up to 98 cm for the end of the 21st century relative to the reference period from 1986 to 2005. Especially for low lying coastal areas such as the North Sea coastline increasing sea levels would demand massive eforts in coastal safety management. The history of dike building and coastal safety management along the German North Sea coastline is characterized by strengthening of coastal safety measures in response to increasing (storm surge) water levels. In the recent years this strategy has changed as part of the climate change discussion to a preventive degree of protection, a policy which should be further enhanced in the coming decades. Here, a review of contemporary sea level changes in the North Sea region is presented. Recent insights in North Sea sea level science are summarized and future challenges are discussed. On geological time scales (~ 80 million years) North Sea mean sea level (MSL) was mainly characterized by tectonic efects with periods exceeding present day MSL by 100 to 300 m. Since the mid-19th century MSL rise has started to accelerate from relatively stable rates over the past 2000 years. Since 1900, the spatially averaged MSL in the North Sea has increased by about 1.7 mm/a. However, locally substantial deviations have been observed, which are mainly related to vertical land movements, but also to atmospherically driven long-term changes. While the regional long-term trend is in general agreement with the global MSL, on shorter time scales from months to several decades considerable deviations occur. These deviations are mainly related to local atmospheric forcing and the redistribution of heat in the North Atlantic Ocean. Despite signiicant MSL changes tide gauges have measured a tremendous increase in the tidal range in the German Bight since the mid-1950s, which locally even exceeds the MSL trend. These changes also coincide with signiicantly larger trends in extreme sea levels relative to simultaneous MSL trends. The causes of the observed change remain mostly unexplained. Hence, the consideration of such changes in future SLR projections requires further investigations and an improved knowledge about the underlying processes. Keywords: Extreme sea levels, mean sea level, North Sea, tide gauges, tidal range, tidal water levels 304 HW 58. 2014, H. 6 1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel Einleitung Der Anstieg des mittleren Meeresspiegels (englisch: Mean Sea Level, MSL) ist eines der am meisten diskutierten Themen im Zusammenhang mit dem globalen Klimawandel. Dies ist einerseits in der hohen Vulnerabilität von Küstenregionen mit ihrer relativ großen Bevölkerungsdichte und volkswirtschaftlichen Bedeutung begründet, zum anderen ist der MSL ein integraler Indikator für natürliche und anthropogene Klimaänderungen und damit von übergeordnetem wissenschaftlichem wie gesellschaftlichem Interesse. Die Nordseeküste wird durch extreme Sturmlutereignisse gefährdet und der Klimawandel bzw. der Anstieg des MSL führt unmittelbar zu höheren Sturmlutbelastungen (z.B. JENSEN 1985). Änderungen im MSL resultieren aus einem hochkomplexen System gekoppelter Prozesse wie z.B. temperaturund salzgehaltsbedingten (thermohalinen) Dichteänderungen, Massenaustausch zwischen Land (Eisschilde, Gletscher, Aquifere) und Ozean, meteorologischen Wirkungen auf den Ozean, Meeresströmungen/Zirkulationen sowie gravimetrischen Veränderungen und Gezeitenefekten. Die einzelnen Komponenten sind dabei nur schwer voneinander zu trennen, da sie zum Teil aneinander gekoppelt sind und zudem temporär wie räumlich stark variieren können (z.B. MILNE et al. 2009). In Abbildung 1A sind diese vielfältigen physikalischen Wirkungsprozesse auf den MSL sowie die tektonischen und isostatischen Einlüsse im Bereich der Küste, d.h. der Pegelstandorte sowie die zugeordneten Zeitskalen schematisch dargestellt (s.a. Erläuterungen in Kap. 2). aus. In Kapitel 2 werden zunächst die maßgebenden Prozesse, die an Veränderungen im globalen und regionalen MSL beteiligt sind, erläutert, während Kapitel 3 einen Überblick über das Untersuchungsgebiet der Nordsee sowie die zu Grunde liegende Datenbasis gibt. Kapitel 4 beinhaltet einen Abriss vorindustrieller Entwicklungen auf Basis von geologischen Befunden (vorindustrielle Informationen über den MSL aus Sedimenten etc.). Eine Diskussion der MSL-Entwicklung seit Beginn des 20. Jahrhunderts bis heute unter Berücksichtigung von vertikalen Landbewegungen und atmosphärisch induzierten Langzeittrends indet sich in Kapitel 5. In Kapitel 6 wird die zeitliche Variabilität des MSL mit einem besonderen Fokus auf intra-anuelle bis dekadische Zeitskalen näher beleuchtet, während die nichtlineare Entwicklung sowie Beschleunigungsmuster in Kapitel 7 diskutiert werden. Für den Küstenschutz bzw. die Morphologie im Küstenvorfeld sind neben dem MSL vor allem auch Veränderungen im lokalen Tideregime von Interesse. Aus diesem Grund werden in Kapitel 8 aktuelle Raten der Tidehubentwicklung bzw. die Änderungen diskutiert. Eine abschließende Zusammenfassung indet sich in Kapitel 9. 2 Prozesse, die den Meeresspiegel beeinlussen In dem im September 2013 erschienenen fünften Sachstandsbericht des Weltklimarates (IPCC, CHURCH et al. 2013) wurde zusammenfassend festgestellt, dass der globale MSL über die vergangenen 3 Millionen Jahre erheblichen Veränderungen unterworfen war und dabei um bis zu 10 m höher lag als zum gegenwärtigen Zeitpunkt. Aus geologischen Befunden und instrumentellen Tidepegelmessungen geht zudem hervor, dass sich der MSL-Anstieg nach einer relativ stabilen Phase über die vergangenen 2000 Jahre seit dem Übergang vom 19. ins 20. Jahrhundert auf ca. 1,7 mm/a beschleunigt hat (CHURCH et al. 2013, GEHRELS & WOODWORTH 2013, s.a. Abb. 1B), wobei Satellitenmessungen seit 1993 auf eine weitere Beschleunigung der Anstiegsraten auf rund 3,2 mm/a hindeuten. Dieser Anstieg stellt den Küstenschutz vor erhebliche Herausforderungen und wird zukünftig voraussichtlich Anpassungsmaßnahmen erfordern. Hinzu kommt, dass die Anstiegsraten starken regionalen Unterschieden unterworfen sind (MILNE et al. 2009). So ist aus Satellitenmessungen ersichtlich, dass über den Zeitraum 1993–2011 regionale Diferenzen von bis zu ± 12 mm/a aufgetreten sind (CHURCH et al. 2013). Diese Tatsache verdeutlicht, dass für den Küstenschutz die bisherige und zukünftige Entwicklung der regionalen Wasserstände von weit höherem Interesse ist als die des globalen Mittels (WAHL et al. 2011). Schwankungen im Meeresspiegel, bezogen auf das Volumen des globalen Ozeans, resultieren vorwiegend aus zwei Prozessen. Zum einen kann sich der Ozean in Folge von Temperaturoder Salzgehaltsschwankungen ausdehnen/komprimieren (die sogenannte sterische Komponente); zum anderen kann dem Ozean Masse hinzugefügt oder entnommen werden (Hinweis: Veränderungen in der Form der Becken und daraus resultierenden Änderungen im Gravitationsfeld der Erde können indirekt ebenfalls zu Volumenänderungen führen. Bisher ist jedoch nur sehr wenig über diese Komponente bekannt). Dies geschieht im Austausch mit Landeismassen (Eisschilde, Gletscher) oder anderen terrestrischen Wasserspeichern wie Stauseen, Flüssen oder Aquiferen. Über das vergangene Jahrhundert haben die thermosterische Komponente (temperaturbedingte Dichteänderungen) und Gletscherschmelze den globalen Meeresspiegelanstieg dominiert (CHURCH et al. 2013, GREGORY et al. 2013) und über die vergangenen rund 50 Jahre kann das Meeresspiegelbudget (Summe aller am MSL beteiligten Prozesse) mit all seinen Komponenten (anthropogener und natürlicher Herkunft) im Rahmen der Messunsicherheiten weitestgehend geschlossen werden (CHURCH et al. 2011, vertiefende Informationen inden sich auch in CHURCH et al. 2013). Auf regionaler Basis hingegen stellt die Separierung einzelner Faktoren, die am Meeresspiegel relativ zum Land beteiligt sind, eine weit größere Herausforderung dar. Dies ist darin begründet, dass regional Prozesse das Meeresspiegelbudget beeinlussen (und temporär wie räumlich signiikante Abweichungen vom globalen Mittel verursachen), deren globales Mittel jedoch Null ist. Aus diesem Grund soll in dem vorliegenden Beitrag ein Überblick über den aktuellen Stand der MSL-Forschung in der Nordsee unter Berücksichtigung des globalen Kenntnisstands gegeben werden. Hierbei liegt ein besonderer Schwerpunkt auf der deutschen Nordseeküste. In den vergangenen Jahren wurde eine Vielzahl von Arbeiten zum Thema MSL in der Nordsee veröfentlicht. Die Zielsetzung dieses Artikels liegt neben der Beschreibung vergangener Entwicklungen und Prozesse vor allem auch darin, bestehende Herausforderungen und Lücken in der Forschung aufzuzeigen. Die Strukturierung des Artikels sieht dabei wie folgt Ein gutes Beispiel hierfür stellt die Massenkomponente dar: Durch gravitationsbedingte Prozesse wird das Schmelz- oder Frischwasser, welches dem Ozean hinzugefügt wird, regional unterschiedlich verteilt. Der Grund hierfür ist das Newtonsche Gesetz der Massenanziehung oder Gravitation. So wird das umliegende Wasser durch die Masse einer Frischwasserquelle (Eisschilde, Gletscher und terrestrische Wasserspeicher) angezogen, d.h. der Meeresspiegel um die Frischwasserquelle herum ist generell etwas höher als im Fernfeld. Verliert die Quelle nun Masse (beispielsweise das Abschmelzen von Eisschilden und Glet- 305 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... vermessenen Ozeanbecken weltweit und es existieren exzellente Arbeiten, die einen Überblick über die hydrograischen Bedingungen geben (z.B. OSPAR 2000, OTTO et al. 1990, RODHE 1998, SÜNDERMANN & POHLMANN 2011). Die mittlere Tiefe des Beckens beträgt rund 94 m. In den Küstenregionen der südlichen Nordsee (z.B. der Deutschen Bucht) betragen die Wassertiefen zum Teil weniger als 10 m, während die Norwegische Rinne, die sich vom Kattegat entlang der norwegischen Küste nordwärts erstreckt, Wassertiefen von bis zu ca. 700 m aufweist. Diese Bedingungen müssen vor allem bei der Analyse der Variabilitätsmuster berücksichtigt werden (Kap. 5). Räumlich ebenso variabel sind sterische Veränderungen im Meeresspiegel. Sterische Veränderungen an einem speziischen Ort sind stark an die räumliche und zeitliche Umverteilung von Wärme und Salz im Ozean gekoppelt. Die antreibende Kraft solcher Umverteilungen sind sich verändernde Oberlächenwinde über dem Ozean, die den regionalen Wärme- und Salzgehaltshaushalt über Prozesse wie dem sogenannten “Ekman Pumping“, Auf- und Abtrieb (englisch: upwelling/downwelling), oder planetarische Wellen (Rossby-Wellen, Kelvinwellen) beeinlussen. Ein gutes Beispiel hierfür sind die kürzlich viel diskutierten Veränderungen im regionalen Meeresspiegel im WestPaziik (z.B. MERRIFIELD 2011), die auch unter anderem mit den geringeren Anstiegsraten der globalen Oberlächentemperatur (Hiatus) in Verbindung gebracht werden (z.B. ENGLAND et al. 2014) und stark an das El-Niño/La-Niña-Phänomen bzw. an die Paziisch Dekadische Oszillation (PDO) gekoppelt sind (MERRIFIELD 2011). Hinzu kommen außerdem statische Veränderungen der Meeresspiegeloberläche in Folge von regionalen/lokalen Luftdruckschwankungen (inverser barometrischer Efekt), die sowohl kurzzeitige Fluktuationen (DIETRICH 1954), aber regional auch längerfristige Veränderungen hervorrufen können (STAMMER & HÜTTEMANN 2008). A Eisschmelze Energiefluss 3 Untersuchungsgebiet und Datengrundlage Die Nordsee ist ein Schelfmeer am Rande des Nordostatlantiks, welches sich über den englischen Kanal im Südwesten und die Norwegische See im Norden dem Nordatlantik öfnet. Eine Verbindung zur Ostsee besteht über das Kattegat, das sich nördlich von Dänemark und südlich von Norwegen/Schweden erstreckt (Abb. 2A). Die Nordsee ist eines der am besten erforschten und 306 Tiden Windeinwirkung Terrestrische Wasserspeicher Setzungen Dichteänderungen Relaver Meeresspiegel Ozeanzirkulaon Verkale Landbewegung (VLM) Geozentrischer Meeresspiegel Verkale Landbewegung (VLM) Massenschwerpunkt Eisschmelze Terrestrische Wasserspeicher VLM Ozeanzirkulaon/Dichteänderungen Windeinwirkung Tiden Stunden Monate Jahre Dekaden Jahrhunderte 100 50 B 0 −50 −100 MSL [mm] Vor allem im Zusammenhang mit der Analyse von Pegeldatenaufzeichnungen haben vertikale Landbewegungen (englisch: vertical land motion, VLM) eine große Bedeutung bei der Untersuchung von Langzeitveränderungen im MSL (z.B. JENSEN et al. 1992, ROHDE 1975, WEIß & SUDAU 2012). Während vertikale Landbewegungen keinen Einluss auf die Masse bzw. das Volumen des Ozeans haben, sorgen sie regional dafür, dass der anhaltende Meeresspiegelanstieg über das vergangene Jahrhundert in einigen Regionen (z.B. Skandinavien) kompensiert oder auch verstärkt wird. Vertikale Landbewegungen müssen für klimatisch ausgerichtete Analysen des MSL zuvor aus den Daten heraus gerechnet werden (z.B. WÖPPELMANN et al. 2009), während sie für die Belange des Küstenschutzes einen integralen Bestandteil des Überlutungsrisikos darstellen. Die Komplexität der am MSL beteiligten Prozesse sowie ihre Kopplung untereinander (Abb. 1A) verdeutlichen die Bedeutung regionaler MSL-Studien. Nur über das Verständnis der am MSL beteiligten Prozesse kann es gelingen, Projektionen zukünftiger Zustände robuster abzuschätzen. Interakon OzeanAtmosphäre −150 −200 −250 2.5 −300 −350 −400 −450 Jevrejeva 2008 [Tide Pegel] Jevrejeva 2006 [Tide Pegel] Curch und White 2011 [Tide Pegel + Altimetrie] Trend [mm/yr] schern), verringert sich die Anziehungskraft mit der Folge, dass das zugeführte Frischwasser ins Fernfeld transportiert wird. Aus diesem Grund lässt beispielsweise das Abschmelzen des grönländischen Eisschildes einen stärkeren Meeresspiegelanstieg in der südlichen Hemisphäre erwarten, während sich die Schmelzvorgänge in der Antarktis eher in der nördlichen Hemisphäre bemerkbar machen. Die hieraus resultierenden Muster im regionalen Meeresspiegel werden auch als sogenannte “Fingerprints“ bezeichnet (z.B. MITROVICA et al. 2001, RIVA et al. 2010, TAMISIEA & MITROVICA 2011). HW 58. 2014, H. 6 2 1.5 1 Jev08 Jev06 CW11 −500 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000 Time [yr] Abbildung 1 A) Einlussfaktoren des globalen und regionalen Meeresspiegels (oben) sowie die Zeitskalen, auf denen einzelne Prozesse wirken (unten). Die Graik stammt aus DANGENDORF (2014) und wurde auf Basis von Abbildung 1 aus STAMMER et al. (2013) adaptiert und erweitert. B) Rekonstruktionen des globalen MSL basierend nur auf Tidepegeln (JEVREJEVA et al. 2006, 2008) sowie einer Rekonstruktion basierend auf der Kombination von punktuellen Tidepegelmessungen und räumlichen Informationen aus Satellitenaltimetrie (CHURCH & WHITE 2011). A) Schematic outline of processes afecting global and regional sea level (top) and corresponding timescales on which the diferent processes mainly act. The igure is taken from DANGENDORF (2014) and is based on igure 1 from STAMMER et al. (2013). B) Reconstructions of global MSL based on tide gauges (JEVREJEVA et al. 2006, 2008) and the combination of tide gauges with spatial information from satellite altimetry (CHURCH & WHITE 2011). Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel HW 58. 2014, H. 6 2 9) Cuxhaven 1 21 17 16 10) Helgoland 0 15 13 12 10 11 6 223 5 8 9 7 4 12 14 −1 −2 GIA [mm/a] 18 19 20 11) Hörnum 12) Esbjerg −3 −4 13) Hanstholm A −5 14) Hirtshals 1) Oostende 15) Tregde 2) Vlissingen 16) Stavanger 3) Hoek van Holland 17) Bergen 4) IJmuiden 18) Lerwick 5) Den Helder 19) Wick 6) West−Terschelling 20) Aberdeen 7) Delfzijl 21) North Shields 8) Norderney 22) Lowestoft B 1850 1875 1900 1925 Zeit [a] 1950 1975 2000 1850 1875 1900 1925 1950 1975 2000 Zeit [a] Abbildung 2 A) Untersuchungsgebiet und Pegelstandorte (Punkte und Nummer) in der Nordsee. Die farbigen Konturen zeigen den Anteil postglazialer Landsenkungserscheinungen nach PELTIER (2004). B) Die zugehörigen Monatsmittelwert-Zeitreihen (blau) für jeden Pegel aus A) sowie ein 48-monatiges gleitendes Mittel (rot) zur Kennzeichnung der dekadischen Komponente. A) Investigation area and tide gauge locations (dots and numbers) in the North Sea. The colored shades show the rates of glacial isostatic adjustment as calculated by PELTIER (2004). B) The corresponding monthly MSL time series (blue) for each tide gauge shown in A) and a 48 month moving average ilter (red) describing decadal luctuations in MSL. Analysen langjähriger Tidewasserstandszeitreihen bzw. Untersuchungen zum säkularen Meeresspiegelanstieg haben für verschiedene deutsche Nordseepegel eine lange Tradition und wurden z.B. durch LÜDERS (1936), GAYE (1951), DIETRICH (1954), ROHDE (1975), RIETSCHEL (1933), LIESE & LUCK (1978), LIESE (1979), FÜHRBÖTER & JENSEN (1985), SIEFERT & LASSEN (1985), JENSEN et al. (1988), JENSEN et al. (1992), HEYEN et al. (1996), LANGENBERG et al. (1999), WAHL et al. (2010, 2011), ALBRECHT et al. (2011), JENSEN et al. (2011), HEIN et al. (2011), DANGENDORF et al. (2012, 2013a) und JENSEN (2014) durchgeführt. In der vorliegenden Arbeit werden MSL-Zeitreihen von insgesamt 22 Tidepegeln ausgewertet. Diese stimmen mit dem Kollektiv von WAHL et al. (2013) und DANGENDORF et al. (2014a) für den Teil der inneren Nordsee überein. Die Pegel aus dem Englischen Kanal bleiben hier unberücksichtigt, da das Gebiet eine sehr eigene, von der inneren Nordsee entkoppelte, inter-annuelle Variabilität aufweist (TSIMPLIS & SHAW 2008, WAHL et al. 2013). Der größte Teil der Pegeldaten stammt aus der Online-Datenbank des Permanent Service for Mean Sea Level (PSMSL), die durch das National Oceanography Centre (NOC) in Liverpool unterhalten wird. Lediglich für die Deutsche Bucht (Norderney, Cuxhaven, Helgoland und Hörnum) wird auf ein abweichendes Kollektiv nach WAHL et al. (2010, 2011) und JENSEN et al. (2011) zurückgegrifen. Dies ist darin begründet, dass die in PSMSL verfügbaren Zeitreihen für die Deutsche Bucht auf Mittelwerten aus Tidehoch- und Tideniedrigwasser basieren. Durch die geringen Wassertiefen und den großen Einluss nichtlinearer Efekte in der Region können diese Mittelwerte jedoch ohne die Korrektur durch den sogenannten k-Wert (LASSEN 1989) zum Teil signiikant von den eigentlichen Mittelwerten basierend auf höher aulösenden Zeitreihen abweichen. WAHL et al. (2010, 2011) und JENSEN et al. (2011) prüften die Stationarität dieses Faktors, um anschließend langjährige MSL-Zeitreihen für insgesamt 13 Tidepegel in der Deutschen Bucht zu rekonstruieren. Vier dieser Zeitreihen (Norderney, Cuxhaven, Helgoland und Hörnum) inden auch in dieser Studie Berücksichtigung. Die 22 verwendeten MSL-Zeitreihen (Monatsmittelwerte um mittleren saisonalen Zyklus bereinigt) sowie die Standorte der zugehörigen Pegel sind in Abbildung 2 dargestellt. Insgesamt sind die Pegel trotz einer Häufung im Süden recht homogen um das Nordseebecken herum verteilt. 4 Der Nordsee-MSL auf geologischen Zeitskalen Das Gebiet der Nordsee ist auf geologischen Zeitskalen durch erhebliche MSL-Schwankungen mit deutlichen Abweichungen von der heutigen mittleren Tiefe von rund 94 m gekennzeichnet. Diese Schwankungen sind insbesondere durch Prozesse der Plattentektonik beeinlusst. Aus dem späten Devon (vor ca. 360 Millionen Jahren (Ma)) sind zum Beispiel kontinentale Sedimente in den tieferen geologischen Schichten der Nordsee erhalten geblieben, hingegen aus dem späten Jura (vor ca. 150 Ma) zumeist lachmarine Ablagerungen (TORSVIK et al. 2002). Allerdings kann zu dem Zeitpunkt noch nicht von der Nordsee gesprochen werden; im späten Devon lag das Gebiet südlich des Äquators und grenzte im Südosten an die Überreste des Rheischen Ozeans und im späten Jura befand sich das Gebiet ca. zehn Breitengrade südlicher als heute (TORSVIK et al. 2002). Vorherrschend marine Bedingungen im Gebiet der Nordsee sind durch Sedimente der frühen Kreide (vor ca. 130 Ma) belegt (TORSVIK et al. 2002). In der späten Kreide (vor ca. 80 Ma) war der globale MSL zwischen 100 und 300 m höher als heute und führte zu einer vollständigen Überlutung der Nordsee und deren umliegenden Gebieten (TORSVIK et al. 2002). Im folgenden Tertiär (65–2,59 Ma) entstand mit dem Beginn der Aufspreizung des Nordostatlantiks vor ca. 53 Ma (MOSAR et al. 2002) in den darauf folgenden Jahrmillionen die Nordsee, wie wir sie heute kennen. In dieser Phase gab es wiederholt deutliche MSL-Schwankungen, die starke Variationen in der Meeresläche der Nordsee verursachten (TORSVIK et al. 2002). 307 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... Der Beginn des Pleistozäns (vor ca. 2,59 Ma) geht mit einer Abkühlung der Atmosphäre und der Bildung von Eisschilden auf der nördlichen Hemisphäre einher (HAUG et al. 2005), die den MSL der Nordsee stark beeinlussten (COHEN et al. 2014). Durch die geographische Lage der Nordsee im Vergleich zu den ehemaligen europäischen Vereisungsgebieten zeigt sich dabei die besondere Situation der Nordsee und der Deutschen Bucht in der Komplexität der MSL-Schwankungen. Zunächst muss man sich die unterschiedlichen Efekte einer Vereisung veranschaulichen (STEFFEN & WU 2011). Durch die Entstehung eines mehrere Kilometer (meist 2–4 km) dicken Eispanzers sinkt die stark belastete Lithosphäre einige hundert Meter in den darunterliegenden hochviskoelastischen Erdmantel. Durch die Biegesteiigkeit der Lithosphäre und der Umverteilung von Mantelmaterial entsteht außerhalb des Vereisungsgebietes eine Aufwölbung von mehreren 10 m (englisch: peripheral bulge oder forebulge). Beim Abschmelzen des Eises dreht sich der Prozess um, sodass man je nach Gebiet Landhebung oder -senkung beobachten kann. Landhebung indet man z.B. deutlich mit ca. 10 mm/a um die schwedische Stadt Umeå, Landsenkung mit ca. 1–2 mm/a im Bereich der Deutschen Bucht (STEFFEN & WU 2011). Zudem werden in den Eisschilden große Mengen Wasser gespeichert, sodass der MSL weltweit sinkt. Dadurch setzt eine Entlastung der Ozeanbecken ein, die wiederum zu isostatischen Ausgleichsprozessen führt. Zusammen mit anderen Efekten wie Änderungen der Erdrotation und des Erdschwerefeldes (Kap. 2, Massenkomponente) sowie dem Auslösen von postglazialen Erdbeben spricht man vom komplexen Prozess der glazio-isostatischen Anpassung (englisch: glacial isostatic adjustment, GIA). Im Folgenden soll der für heutige Pegelmessungen wichtige GIA-Efekt der letzten Vereisungsphase, der WeichselKaltzeit, in der Nordsee diskutiert werden. Die Weichsel-Kaltzeit in Europa begann vor etwa 110 Tausend Jahren (ka) und dauerte bis etwa 10 ka vor heute. In der Hochphase, dem letzten glazialen Maximum vor etwa 20 ka, bedeckte das fennoskandische Eisschild die skandinavische Halbinsel und Finnland vollständig und breitete sich über weite Teile Dänemarks und Norddeutschlands aus (SVENDSEN et al. 2004). Über den Britischen Inseln dehnte sich das Britische Eisschild aus (LAMBECK 1993). Beide Eisschilde bedeckten auch Teile der nördlichen Nordsee. Eine Verbindung beider Eisschilde in diesem Bereich, wenn auch nur mit relativ geringer Eisbedeckung, wird nur für kurze Zeit postuliert (LAMBECK et al. 2010). Die südliche Nordsee, insbesondere ab dem Bereich der Doggerbank, lag zu diesem Zeitpunkt trocken (PELTIER 1994), sodass es eine Landbrücke zwischen den Britischen Inseln und dem europäischen Festland im Süden und Osten gab. Die Nordsee wurde von Norden her und über den Ärmelkanal ab ca. 15 ka vor heute gelutet. Um 9,5 ka vor heute entwickelte sich die Doggerbank allmählich zu einer Insel in der transgressiven Nordsee (SHENNAN et al. 2000). Etwa 500–1000 Jahre später wurde die Landbrücke durch die Vereinigung von Ärmelkanal und Nordsee abgebrochen. Um 7,5–7 ka vor heute versank die Doggerbank(-Insel) schließlich in der Nordsee (PELTIER 1994, SHENNAN et al. 2000). Kurz danach entwickelte sich bereits eine Küstenlinie entlang der Nordsee, die vergleichbar zum heutigen Verlauf ist. In den letzten 7000 Jahren ist der MSL in der südlichen Nordsee, je nach Region, um 6 bis 10 m gestiegen (VINK et al. 2007). Die oben genannten paläogeographischen Erkenntnisse basieren auf der Analyse von Paläomeeresspiegelindikatoren. Dies können z.B. Fossilien, Pollen oder ehemalige Strandlinien sein (STEFFEN 308 HW 58. 2014, H. 6 & WU 2011). Für die Nordsee werden insbesondere sogenannte Basaltorfe genutzt (JELGERSMA et al. 1979, VINK et al. 2007), die durch sich aufstauendes Grundwasser entlang der Küste entstanden. Eine sorgfältige Datierung der Indikatoren führt zu einem Gesamtbild der MSL-Änderungen über Zeit und Raum. In der südlichen Nordsee haben Arbeiten der letzten Jahre deutliche regionale Unterschiede für den MSL-Anstieg in den letzten 10 ka aufgezeigt (BAETEMAN et al. 2011, BUNGENSTOCK & WEERTS 2010, VINK et al. 2007). In der belgischen Nordsee gab es den geringsten MSL-Anstieg. Heute liegt der MSL ca. 17 m höher als vor 9000 Jahren. In der niederländischen sowie deutschen Nordsee hingegen ist der MSL im gleichen Zeitraum um jeweils ca. 23 bzw. ca. 28 m gestiegen. An der dänischen Küste wird ein niedrigerer Anstieg ähnlich dem belgischen diskutiert, allerdings gibt es hier noch keine ausreichenden Daten für einen Zeitraum von vor 7000 Jahren (VINK et al. 2013). Diese regionalen Diferenzen wurden größtenteils über einen Zeitraum von 5000 Jahren ausgeglichen, so dass sich seit etwa 4000 Jahren nur noch geringfügige, aber dennoch messbare Unterschiede ergeben, die die Pegelmessungen stärker als zumeist erwartet beeinlussen (Kap. 5). Die Unterschiede stehen im Gegensatz zu Arbeiten, die eine nahezu einheitliche MSL-Änderung entlang der Küste vorschlagen (BEHRE 2003, 2007). Diese Modelle werden kontrovers diskutiert (BAETEMAN et al. 2011, 2012; BEHRE 2012a, 2012b, BUNGENSTOCK & WEERTS 2010, 2012). Zusätzlich gibt es derzeit unterschiedliche Aufassungen darüber, ob sich in den letzten Jahrtausenden transgressive und regressive Phasen in der südlichen Nordsee abwechselten (z.B. BEHRE 2007, BUNGENSTOCK & WEERTS 2010), so dass nicht von einem kontinuierlichen MSL-Anstieg gesprochen werden kann (MEIER et al. 2013). Kritikpunkte an dieser Theorie sind eine Überinterpretation der vorhandenen Daten im Rahmen ihrer Fehler (durch Mess- und Datierungenauigkeiten) und ein Vermischen von Daten isostatisch unterschiedlich beeinlusster Gebiete (BAETEMAN et al. 2012, BUNGENSTOCK & WEERTS 2010). Für eine eindeutige Aulösung dieser Diskussion werden weitere Paläomeeresspiegelindikatoren sowie verbesserte, im Besonderen räumlich und zeitlich hochaulösende GIA-Modelle für den Bereich der Nordsee benötigt. Die aktuellsten Kurven zur regionalen MSL-Entwicklung der vergangenen 10 ka in der Deutschen Bucht inden sich in Abbildung 9 von VINK et al. (2007). Neben der glazio-isostatischen Komponente gibt es eine (neo-) tektonische Komponente, die zu Subsidenz in einer Größenordnung von weit weniger als 1 m auf 1000 Jahre und damit zusätzlicher Landsenkung führt (VINK et al. 2013). Während in Küstennähe der Betrag nahezu vernachlässigt werden kann, nimmt die Subsidenzrate in Richtung der Doggerbank zu (VINK et al. 2013). 5 Säkulartrends des Nordsee-MSL im 20. Jahrhundert In diesem Abschnitt wird die MSL-Entwicklung seit der Einführung von kontinuierlichen Messungen zu Beginn des 19. Jahrhunderts dargestellt und diskutiert. Hierfür ist es zunächst wichtig zu verstehen, welches Signal durch die Tidepegel gemessen wird. Wie bereits zu Anfang des 20. Jahrhunderts von SCHÜTTE (1908) festgestellt und in Kapitel 2 und 4 angeschnitten, messen Tidepegel nicht nur Volumen- bzw. Wasserstandsänderungen im Ozean, sondern auch vertikale Bewegungen des Bodens auf dem sie gegründet sind. Demzufolge beinden sich in den Rohdaten des MSL, neben Massen- oder Dichteänderungen, auch die Raten aus vertikalen Landbewegungen (z.B. WÖPPELMANN et al. Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel HW 58. 2014, H. 6 2009). Dies ist vor allem bei der Auswertung klimatischer Signale im MSL zu beachten, da die Landsenkungen zumeist in keinem Zusammenhang mit dem anthropogenen Klimawandel stehen. Um Fehlinterpretationen bei der Analyse der Pegelmessungen zu vermeiden, müssen die Anteile vertikaler Landbewegungen möglichst korrekt aus den Daten extrahiert werden. Für den Küstenschutz hingegen sind es eben jene relativen Anstiegsraten (inklusive Landsenkungen), die von Bedeutung sind, da sich der Wasserstand relativ zum Land (dem zu schützenden Objekt) verändert und damit das Überlutungsrisiko beeinlusst. als 95 %-Konidenzintervalle unter Berücksichtigung der Autokorrelationsstruktur (hier autoregressives Modell der Ordnung 1: Reduzierung der Freiheitsgrade mit Lag-1 Autokorrelation nach SANTER et al. 2000) in den Daten angegeben. Die Lineartrends wurden nur für die Pegel geschätzt, an denen mindestens 75 % aller Daten über die Beobachtungsperiode von 1900–2011 zur Verfügung stehen. Insgesamt gehen daher 13 Pegel mit in die Auswertung ein. Die Ergebnisse dieser Trenduntersuchungen inden sich in Abbildung 3A. Die Lineartrends des relativen MSL über den Zeitraum 1900 bis 2011 schwanken in der Nordsee zwischen -0,23 ± 0,24 mm/a in Hirtshals, Dänemark, und 2,32 ± 0,25 mm/a in Norderney, Deutschland. In 11 der 13 ausgewerteten Pegel sind diese Langzeittrends über das 20. Jahrhundert statistisch signiikant unterschiedlich von Null. Die Werte der Trends variieren stark zwischen den einzelnen Pegelstationen mit geringeren Werten in Dänemark, Norwegen und Großbritannien und etwas größeren Trends in der südlichen Nordsee. Diese Trenddiferenzen decken sich generell mit den bekannten GIA- Aus diesem Grund werden hier zunächst die Veränderungen des relativen MSL über den Zeitraum von 1900 bis 2011 diskutiert. Dieser Zeitraum wurde gewählt, da genügend Pegel mit qualitativ hochwertigen Daten bereitstehen. Zur Ermittlung der Langzeittrends wird daher auf die lineare Regression unter Verwendung der Methode der kleinsten Abstandsquadrate zurückgegrifen. Die Unsicherheiten der Trendschätzungen werden A −1 −0.5 B 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 −1 −0.5 Trend [mm/yr] Oostende Vlissingen Hoek van Holland IJmuiden Den Helder West-Terschelling Delfzijl Norderney Cuxhaven Helgoland Hörnum Esbjerg Hanstholm Hirtshals Tregde Stavanger Bergen Lerwick Wick Aberdeen North Shields Lowestoft C 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 −1 −0.5 Trend [mm/yr] D 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 Trend [mm/yr] 3 E 2.5 2 1.5 1 0.5 Trend [mm/yr] Oostende Vlissingen Hoek van Holland IJmuiden Den Helder West-Terschelling Delfzijl Norderney Cuxhaven Helgoland Hörnum Esbjerg Hanstholm Hirtshals Tregde Stavanger Bergen Lerwick Wick Aberdeen North Shields Lowestoft 0 −0.5 −1 −1 −0.5 0 0.5 1 1.5 Trend [mm/yr] 2 2.5 3 −1 −0.5 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 Trend [mm/yr] Abbildung 3 Lineartrends des monatlichen MSL über den Zeitraum 1900–2011. A) gemessen, B) atmosphärisch korrigiert (nach DANGENDORF et al. 2014a), C) atmosphärisch und VLM-GIA korrigiert, D) atmosphärisch und VLM-geologisch (nach SHENNAN & WOODWORTH 1992) korrigiert, und E) atmosphärisch und VLM-CGPS korrigiert. Die schwarz gestrichelte Linie und die grau schraierte Fläche markieren den absoluten UK-MSL Trend (± SE) nach WOODWORTH et al. (2009a), der mit 1,4 ± 0,2 mm/a geschätzt wurde. Die farbig gestrichelten Linien repräsentieren jeweils das Mittel für die Nordsee. Linear trends of monthly MSL over the period 1900-2011. A) observed, B) atmospherically corrected (DANGENDORF et al. 2014a), C) atmospherically and VLM-GIA corrected, D) atmospherically and VLM-geologically (SHENNAN & WOODWORTH 1992) corrected, and E) atmospherically and VLM-CGPS corrected. The black dotted line and the grey shaded area show the absolute UK MSL trend and its corresponding SE (1,4 ± 0,2 mm/a) by WOODWORTH et al. (2009a). The colored dotted lines represent the corresponding North Sea average. 309 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... Mustern (BUNGENSTOCK & SCHÄFER 2009, PELTIER 2004, SHENNAN & WOODWORTH 1992). Die Trendunsicherheiten, welche hier durch den zweifachen Standardfehler (englisch: Standard Error, SE) dargestellt werden, bewegen sich in einem Bereich von ca. 0,15 mm/a in der südwestlichen Nordsee (Oostende) und Großbritannien (Aberdeen und North Shields) bis hin zu ca. 0,30 mm/a in der Deutschen Bucht und Süd-Dänemark (Esbjerg). Diese erhöhten Unsicherheiten relektieren die größere inter-annuelle bis dekadische Variabilität, welche in der Deutschen Bucht am stärksten ausgeprägt ist (DANGENDORF et al. 2014a, WAHL et al. 2013, WOODWORTh et al. 2007; Kap. 5). DANGENDORF et al. (2014a) weisen darauf hin, dass regional variierende atmosphärische (barotrope) Einlüsse (Kap. 5 bezüglich der Variabilität) ebenfalls zu deutlichen regionalen Diferenzen in den säkularen Anstiegsraten des MSL innerhalb der Nordsee führen können. Um diesen Efekt zu berücksichtigen, wurde die atmosphärische Komponente des MSL mit Hilfe linearer multipler Regressionsmodelle nach DANGENDORF et al. (2014a) auf Basis atmosphärischer Antriebsdaten (COMPO et al. 2011) berechnet und von den Originaldaten subtrahiert. Die Residualtrends sind in Abbildung 3B dargestellt. Diese Korrektur führt bei den Stationen von der Deutschen Bucht bis ins Kattegat zu einer leichten Reduzierung der relativen MSL-Trends. Diese bewegt sich in einem Bereich von –0,19 bis –0,29 mm/a, wobei die größten Trends (d.h. eine Trendreduktion bei Subtraktion der atmosphärischen Komponente) in Cuxhaven aufgetreten sind. Entlang der norwegischen und englischen Nordseeküste bewirkt die atmosphärische Korrektur eine Trenderhöhung, wobei diese mit Werten zwischen 0 und 0,1 mm/a deutlich geringer als in der Deutschen Bucht ausfällt und zumeist nicht signiikant ist. Wie bereits oben angedeutet, wird ein Großteil der verbleibenden räumlichen Diferenzen in den Langzeittrends des MSL innerhalb der Nordsee mit Landsenkungserscheinungen in Verbindung gebracht (SHENNAN & WOODWORTH 1992). Hierbei wird grundsätzlich zwischen zwei verschiedenen Prozessen unterschieden, den oben bereits erwähnten GIA-Efekten (z.B. PELTIER 2004), welche mit Hilfe numerischer Modelle im globalen Maßstab approximiert werden können, sowie lokalen Senkungs- oder Hebungserscheinungen, die aus Gas- oder Grundwasserentnahme, Erdbeben oder sonstigen Einlüssen resultieren. Für die lokalen Senkungs- und Hebungserscheinungen liegen jedoch unzureichend Informationen vor, da diese nur lokal gemessen werden können. In der Summe können beide Efekte eine ähnliche Größenordnung wie der absolute säkulare Meeresspiegelanstieg selbst annehmen (WOODWORTH 2006). Die Separierung beider Prozesse ist nur mit Hilfe geologischer Informationen oder dem globalen Positionsbestimmungssystem (englisch: Continuous Global Positioning System, CGPS) möglich. CGPS wird derzeit vermehrt an Pegeln bzw. in der direkten Umgebung von Pegeln angebracht (BOUIN & WÖPPELMANN 2010, BRADLEY et al. 2009, SANTAMARIA-GOMEZ et al. 2012, SCHÖNE et al. 2009, TEFERLE et al. 2009, WÖPPELMANN et al. 2009), jedoch ist die Anzahl der Messeinrichtungen im Vergleich zum globalen Tidepegel-Netzwerk noch immer verhältnismäßig klein (WAHL et al. 2013). WAHL et al. (2013) haben die drei oben erwähnten Methoden zur Bestimmung vertikaler Landbewegungen für die Pegel in der Nordsee verglichen. Im Folgenden indet sich hierzu eine Zusammenfassung der Ergebnisse (s.a. Abb. 3C–E). Generell ist zu erwarten, dass die Korrektur der Tidepegelmessungen um vertikale Landbewegungen zu einer Reduzierung 310 HW 58. 2014, H. 6 der räumlichen Diferenzen führt (im Idealfall sollten sich die räumlichen Diferenzen weitestgehend ausgleichen). Dies ist für das Beispiel der GIA-Korrektur nach PELTIER (2004, mit dem GIA-Modell ICE-5G (VM2), Abb. 3C) auch der Fall. So ändern sich beispielsweise die nicht signiikant negativen Trends entlang der norwegischen Küste in statistisch signiikant positive Trends, wobei die Trends in der Deutschen Bucht um rund 0,5 mm/a verringert werden. Jedoch ist die GIA-Korrektur nicht in der Lage, die gesamten räumlichen Diferenzen zu erklären. Die Korrekturwerte aus geologischen Befunden nach SHENNAN & WOODWORTH (1992) führen zu vergleichbaren (wenn auch mit leicht größeren verbleibenden räumlichen Diferenzen, Abb. 3D) Ergebnissen. Die Korrektur mittels CGPS erscheint nicht zielführend, was zum einen darin begründet ist, dass die Raten derzeit nur für vier der 22 Pegelstandorte verfügbar sind und die verfügbaren CGPSZeitreihen nach wie vor recht kurz sind. Letztere sind durch eine sehr starke zeitliche Variabilität geprägt, wodurch mehrere Jahre an Daten notwendig sind, um belastbare Trends der vertikalen Landbewegung abzuleiten (WAHL et al. 2013). Dieser Befund bestätigt sich ebenfalls beim Vergleich mit früheren Schätzungen für das Gebiet um Großbritannien. WOODWORTH et al. (2009a) geben hierfür einen Trend in der Größenordnung 1,4 ± 0,2 mm/a an. Diese Schätzung ist in Abbildung 3 zum Vergleich mit aufgetragen. Nimmt man das Mittel aller Pegel, welche einer Korrektur für vertikale Landbewegungen unterzogen wurden, so zeigt sich, dass nach Anbringung der GIA-Korrektur die größte Übereinstimmung mit der Schätzung von WOODWORTH et al. (2009a) erzielt wird. WAHL et al. (2013) schließen aus dieser Betrachtung, dass, auch wenn die GIA-Korrektur nur einen einzelnen Prozess von Landsenkungserscheinungen berücksichtigt und lokale Phänomene vernachlässigt werden, diese Korrektur aktuell den robustesten Schätzwert für den geozentrischen bzw. absoluten MSL liefert. Dies sollte sich jedoch ändern, sobald längere und mehr CGPS-Messungen zur Verfügung stehen. 6 Intra-anuelle bis dekadische Variabilität im Nordsee-MSL Neben den im vorherigen Kapitel erläuterten Langzeittrends weist der MSL eine sehr große intra-annuelle (innerjährlich) bis mehrdekadische Variabilität auf, die zu einem großen Teil nicht an anthropogene, sondern an natürliche Schwankungen gekoppelt ist. Das Verständnis dieser Variabilität ist aus unterschiedlichen Gründen von Bedeutung. Zum einen tragen intra-annuelle bis mehrdekadische Variationen im MSL einen signiikanten Teil zum Überlutungsrisiko bei, da sie quasi eine Art Vorfüllung des Nordseebeckens darstellen, auf der Sturmluten aufsatteln können. Zum anderen sind Prozesse an der Variabilität beteiligt, deren Verständnis zur Verbesserung globaler und regionaler Klimamodelle beitragen kann. Des Weiteren maskieren vor allem die längerfristigen Variationen zu erwartende Beschleunigungen als Folge des anthropogenen Klimawandels (DANGENDORF et al. 2014a, HAIGH et al. 2014). Abbildung 4A zeigt beispielhaft die monatliche MSL-Zeitreihe des Pegels Cuxhaven (Pegel in der südöstlichen Nordsee zeigen die größte Variabilität, s.a. DANGENDORF et al. 2014a) sowie eine über ein 12-monatiges gleitendes Fenster geglättete Ausgleichsfunktion zur Darstellung inter-annueller Schwankungen. Es ist deutlich sichtbar, dass der MSL durch Fluktuationen in einem Bereich von ± 60 cm charakterisiert ist, wobei der größte Anteil dieser Variabilität innerhalb eines Jahres auftritt. Das wohl mar- Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel kanteste Signal in den monatlichen MSL-Zeitreihen ist der saisonale Zyklus (Partialtide Sa, s.a. DANGENDORF et al. 2012, PATTULLO et al. 1955, PLAG & TSIMPLIS 1999, TSIMPLIS & WOODWORTH 1994), dessen mittlere Ganglinie in Abbildung 4B dargestellt ist. Die mittlere Amplitude beträgt rund 10 cm in Cuxhaven und sein Maximum erreicht der mittlere saisonale Zyklus an allen Pegeln in der Deutschen Bucht im November (DANGENDORF et al. 2012, DANGENDORF et al. 2013a, JENSEN et al. 1992). DANGENDORF et al. (2012) konstatierten eine stark divergente saisonale Entwicklung in den vergangenen 60 Jahren (Abb. 4B) mit bis zu dreimal so großen Trends in den Monaten Januar bis März verglichen zu den übrigen Monaten. Diese Entwicklung führte vor allem in den 1980er Jahren zu einer Erhöhung der Amplitude des saisonalen Zyklus auf rund 15 cm in Cuxhaven (Abb. 4C, s.a. PLAG & TSIMPLIS 1999) und wurde maßgeblich durch Änderungen in der atmosphärischen Zirkulation über dem Nordatlantik (Nordatlantische Oszillation, NAO, HURREL et al. 2003) sowie einhergehenden Veränderungen im regionalen Windklima (DANGENDORF et al. 2013a, 2013b) verursacht. Dies hatte unter anderem eine leichte Verschiebung der Phase des saisonalen Zyklus, mit einer Anhäufung der Maxima in den Monaten Januar und Februar, zur Folge (DANGENDORF et al. 2012). Derartige Entwicklungen werden bisweilen wenig beachtet, haben aber einen nicht unerheblichen Beitrag zum Sturmlutgeschehen (WAHL et al. 2014) und sollten daher auch in Zukunft weiter beobachtet werden, vor allem unter Berücksichtigung der Tatsache, dass einige Klimamodelle auf eine zukünftige Intensivierung des saisonalen Zyklus in der südlichen Nordsee hindeuten (DANGENDORF et al. 2014b). 60 MSL [cm] 40 Auf dekadischen Zeitskalen ändert sich dies jedoch grundlegend. Die dominierende Komponente dekadischer Wasserstandsvariabilität ist die Sterik (Temperatur- und Wärmehaushalt) sowie die einhergehenden Massenumverteilungsprozesse (DANGENDORF et al. 2014a, STAMMER et al. 2013). Durch die Trägheit der sterischen Komponente sowie der großskaligen Wirkung der Antriebsfaktoren weisen dekadische Variabilitätsmuster oftmals eine gleiche Ausprägung über große räumliche Distanzen auf. Abbildung 6A zeigt den Nordsee-MSL-Index (Mittelwert aller 22 hier berücksichtigten Pegel, korrigiert für GIA-Efekte) im Vergleich zu vier ausgewählten Stationen im Nordatlantik und dem Mittelmeer (Brest, Cascais, Tenerifa, Triest). Es ist ofensichtlich, dass die Pegel auf dekadischen Zeitskalen ein sehr ähnliches Verhalten aufweisen, was auf einen gemeinsamen Antriebsfaktor schließen lässt. CALAFAT et al. (2012) zeigten für einige Stationen im Nordostatlantik sowie im Mittelmeer, dass die dekadische Wasserstandsvariabilität zu einem Monatswerte 12 monatliche Glättung 20 0 60 −20 40 −40 −60 1900 A 1925 1950 1975 2000 Zeit [a] Amplitude Sa [cm] Die Anomalien des Nordsee-MSL abseits des saisonalen Zyklus werden vor allem auf inter-annuellen Zeitskalen stark durch lokale atmosphärische Einlüsse geprägt (ALBRECHT & WEISSE 2012, HEYEN et al. 1996, JEVREJEVA et al. 2005, LANGENBERG et al. 1999, TSIMPLIS et al. 2005, WAKELIN et al. 2003, WOODWORTH et al. 2007, YAN et al. 2004). Dies ist insbesondere in den geringen Wassertiefen der Nordsee sowie der Lage im Einlussgebiet der NAO begründet. Die in der Region dominanten Westwinde (Abb. 5A) sorgen, neben der topograisch bedingten Zirkulation der Gezeitenwelle, für eine überwiegend zyklonal (gegen den Uhrzeigersinn) ausgerichtete Residualzirkulation (im weitesten Sinne unter Nichtberücksichtigung kleinerer Unterbrechungen der beckenweiten Zirkulation (KAUKER et al. 2000)), welche sich bei gegenläuigen Windbedingungen auch umkehren kann (Abb. 5B, SÜNDERMANN & POHLMANN 2011). Während entlang der norwegischen (RICHTER et al. 2012) und englischen Nordseeküste (WOODWORTH et al. 2009a) der größte Teil der MSL-Schwankungen auf den Luftdruck und daher den inversen barometrischen Efekt zurückgeführt werden kann, sind für die südlichen Küsten (vor allem die Deutsche Bucht) Westwinde und der resultierende Windstau entlang der Küste der dominante Antriebsfaktor (CHEN 2013, DANGENDORF et al. 2014a). Die Dominanz dieser lokalen atmosphärischen Einlussfaktoren erstreckt sich hauptsächlich auf Zeitskalen von Monaten bis hin zu einigen Jahren und sorgt dafür, dass die inter-annuellen Wasserstandsschwankungen innerhalb der Nordsee weitestgehend vom Nordatlantik entkoppelt sind (DANGENDORF et al. 2014a, TSIMPLIS & SHAW 2008, WAHL et al. 2013). 25 MSL [cm] HW 58. 2014, H. 6 20 Monatswerte Saisonaler Zyklus Positiver Trend Negativer Trend 0 −20 −40 20 B −60 15 J F M A M J J A S O N D 10 Zeit [Monat] 5 Amplitude Sa Amplitude Sa: 68% Konfidenzintervall Amplitude Sa: 95% Konfidenzintervall 0 −5 1900 C 1925 1950 1975 2000 Zeit [a] Abbildung 4 A) Monatliche MSL-Zeitreihe am Pegel Cuxhaven über den Zeitraum 1900–2011 (blau) sowie die zugehörige 12-monatige Glättung (rot) zur Kennzeichnung der inter-annuellen Variabilität. B) Der mittlere saisonale Zyklus (schwarze Balken) über den Zeitraum 1951–2008 am Pegel Cuxhaven sowie die monatlichen Anomalien (blau). Monatliche Teilzeitreihen, welche einen statistisch signiikanten Trend aufweisen, sind ebenfalls dargestellt (rot = positiv; hellblau = negativ). Die graue Schraierung markiert die beiden Monate, in denen der saisonale Zyklus im Mittel sein Minimum/Maximum erreicht. C) Zeitliche Entwicklung der Amplituden der jährlichen Komponente (Sa) des saisonalen Zyklus, hier mit Hilfe einer gleitenden Fourier-Analyse ermittelt (Zeitfenster: 5 Jahre). Die zugehörigen Schätzunsicherheiten sind ebenfalls dargestellt. A) Monthly MSL record at the tide gauge of Cuxhaven over the period from 1900-2011 (blue) as well as a 12-month moving average ilter (red) highlighting the inter-annual variability. B) The mean seasonal cycle (black horizontal lines) at Cuxhaven over the period from 1951–2008 in combination with its monthly anomalies (dark blue). Monthly sub-series showing a statistically signiicant long-term trend are also shown (red = positive; light blue = negative). The grey shading marks the two months in which the mean seasonal cycle reaches its minimum/maximum. C) Temporal development of amplitudes of the seasonal cycle estimated with a moving Fourier-Analysis (window: 5 years). The corresponding estimation errors are also shown. 311 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... 80N 6 0.5 m/s 4 60N 50N 2 40N A 0 80N Breitengrad [°] 70N −2 Luftdruckanomalie [hPa] Breitengrad [°] 70N 60N 50N −4 40N B 30N 60W −6 40W 20W 0E 20E 40E Längengrad [°] Abbildung 6B zeigt die Korrelationen der dekadischen Komponente (48-monatiges gleitendes Mittel) der mittleren Nordsee Bodendruckanomalien (Diferenz aus Wasserstand und Sterik, daher ein Maß der Massenumverteilung im Ozean) mit jeder einzelnen Gridpunktzeitreihe aus einem regionalen Ozeanmodell (MICOM, SANDØ et al. 2012). In der Nordsee ist diese Komponente aufgrund der geringen Wassertiefen dominant (PIECUCH et al. 2013). Die räumliche Korrelationsanalyse bestätigt die auf Satellitenaltimetrie und Sterik basierenden Ergebnisse von DANGENDORF et al. (2014a), dass die Wasserstandsvariabilität in der Nordsee auf 312 dekadischen Zeitskalen eine starke Kovariabilität mit dem Nordatlantik aufweist (Wavelet Kohärenzbetrachtungen zeigen die größten Korrelationen im Frequenzbereich von 8 bis ~ 30 Jahren). Diese Korrelationen beschränken sich jedoch auf ein recht schmales Band von wenigen 100 Kilometern entlang der Küste bzw. des Kontinentalhanges, was vermuten lässt, dass Küstenkelvinwellen, die in der nördlichen Hemisphere mit der Küste zu ihrer Rechten nordwärts propagieren, den Hauptantriebsfaktor darstellen. Die Variationen erreichen in der Nordsee Amplituden von ungefähr ± 5 cm und stellen somit auch eine Komponente von Extremwasserständen dar. Die Vermutung, dass Küstenkelvinwellen die dekadische Variabilität in der Nordsee antreiben, hat zudem weitreichende Folgen für die Modellierung. Küstenkelvinwellen agieren auf einer räumlichen Skala unter 30 km, einer Aulösung, die globale Klimamodelle nicht aufweisen. Für eine adäquate Modellierung dekadischer Wasserstandsschwankungen in der Zukunft müssen daher die richtigen Modellrandbedingungen gewählt werden. So muss beispielsweise beim dynamischen Downscaling darauf geachtet werden, dass die zugrunde liegenden numerischen Modelle den Nordostatlantik berücksichtigen. 7 Nichtlineare säkulare Änderungen im Nordsee-MSL In den vergangenen Jahren lag ein verstärkter Fokus von MSL-Studien auf der Identiizierung möglicher Beschleunigungsvorgänge auf dekadischen und multi-dekadischen Zeitskalen (z.B. CHURCH and WHITE 2006, GEHRELS & WOODWORTH 2013, HAIGH et al. 2014, JEVREJEVA et al. 2006, 2008, 2014, WOODWORTH et al. 2009b). Seit der Etablierung der Fernerkundung des globalen Meeresspiegels mit Hilfe von Satelliten (belastbare Daten liegen ab 1993 vor) beobachten Wissenschaftler einen beschleunigten Anstieg von rund 3,2 mm/a (CHURCH et al. 2013). Auch wenn der Anstieg über das 20. Jahrhundert im Schnitt nur rund 1,7 mm/a betrug (CHURCH et al. 2013), sind ähnlich hohe Raten wie in den vergangenen rund 20 Jahren auch schon zwischen 1920 und 1950 aufgetreten (CHURCH et al. 2013). Im Zuge des Klimawandels wird eine weitere Beschleunigung in den Anstiegsraten gegenüber den aktuellen bzw. vergangenen Raten erwartet (maßgeblich beeinlusst durch die Massenzufuhr der großen Eisschilde in Grönland und der Antarktis). So geht der Weltklimarat in seinem fünften Sachstandsbericht von einem Modell und Szenario abhängigen Anstieg bis zum Ende des 21. Jahrhunderts von 26 bis 98 cm relativ zur Jahrtausendwende aus (CHURCH et al. 2013). Die Ergebnisse semi-empirischer Modelle basierend auf der Beziehung zwischen der globalen Mitteltemperatur und dem globalen MSL prognostizieren sogar Anstiege im Bereich von 1,5 bis 2 m (MOORE et al. 2013, RAHMSTORF 2007). Die Identiizierung einer weiteren Beschleunigung relativ zu den vergangenen Beobachtungen sowie die Quantiizierung ihrer Stärke kann dabei helfen, den Entwicklungspfad, dem das globale Klima aktuell folgt, zu identiizieren und entsprechende Anpassungsmaßnahmen (beispielsweise im Küstenschutz) einzuleiten. Abbildung 5 Anomalien des Luftdrucks (Kontourlinien und Schraierung) und des Windes (Vektoren) in Zeiten besonders hohem (> 2 Standardabweichungen A)) bzw. besonders niedrigem (< 2 Standardabweichungen B)) MSL in der Deutschen Bucht (nach DANGENDORF et al. 2014b). Anomalies of sea level pressure (colored contours) and wind (black vectors) during times of particular high (> 2 standard deviations A)) and particular low (< 2 standard deviations B)) MSL in the German Bight (adapted from DANGENDORF et al. 2014b). großen Teil an Schwankungen in den vorwiegend südwärts gerichteten Küstenlängswinden westlich von Afrika, Portugal und Frankreich gekoppelt sind. Schwankungen in den Küstenlängswinden und den daraus resultierenden Änderungen in den Auf- und Abtriebsprozessen entlang der Küste lösen sogenannte Küstenkelvinwellen (englisch: coastally trapped waves) aus, welche dann über tausende von Kilometern polwärts propagieren können (CALAFAT et al. 2013, GILL 1982). DANGENDORF et al. (2014a) fanden Hinweise, dass dieses Signal auf seinem Weg nordwärts auch die Nordsee beeinlusst und so dekadische MSL-Variationen hervorruft. HW 58. 2014, H. 6 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel A B 110 0.8 0.6 0.2 0 −0.2 Korrelation [-] 0.4 90 −0.4 70 −0.6 MSL [cm] + Offset −0.8 50 Nordsee Index 30 Brest Cascais 10 Tenerife Trieste −10 1850 1875 1900 1925 1950 1975 2000 Zeit [a] Abbildung 6 A) Monatliche MSL-Zeitreihen (geglättet mit einem 48-monatigen gleitenden Mittel und GIA-korrigiert) der Nordsee (blau, mittlerer Index, d.h. Mittel aus allen 22 Tidepegeln) sowie vier ausgewählten Stationen (schwarz) im Nordostatlantik (Brest, Cascais, Tenerifa, Trieste). Die Zeitreihen weisen markante Übereinstimmungen in ihrer Variabilität auf. B) Räumliche Korrelationen zwischen den mittleren Nordsee Bodendruckanomalien (gemittelt über 50–62°N und 358–10°W, s. schwarzes Fenster) und jeder einzelnen Gridpunktzeitreihe aus der Nordatlantikreanalyse MICOM nach SANDØ et al. (2012) über den Zeitraum 1952–2007. Signiikant positive Korrelationen erstrecken sich von der norwegischen Küste bis zu den Kanarischen Inseln, wobei sich die Korrelationen auf ein schmales Band von wenigen 100 Kilometern entlang des Kontinentalhanges beschränken. Die Positionen der vier verwendeten Stationen in A) sind als graue Punkte in B) dargestellt. Monthly MSL time series (smoothed with a 48 month moving average ilter and GIA corrected) for the North Sea (blue, averaged index series from all 22 tide gauges) and four selected stations in the Northeast Atlantic (Brest, Cascais, Tenerife, Trieste). The time series show distinctive coherence in terms of decadal variability. B) Spatial correlations between the spatially averaged ocean bottom pressure anomalies in the North Sea (50–62°N and 358–10°W, black window) and each grid point time series from the ocean reanalysis MICOM (SANDØ et al., 2012) over the period 1952–2007. Signiicant positive correlations are found in a narrow band of a few hundreds of kilometers along the continental slope extending from the Norwegian coastline down to the Canary Islands. The four locations of the tide gauge records in A) are shown as grey dots in B). auf Pegel in der Nordsee bzw. in der Deutschen Bucht. Für einen moderaten MSL-Anstieg in der Größenordnung von 0,5 m bis 2100 zeigten die Autoren, dass eine signiikante Beschleunigung frühestens nach 2070 detektierbar ist. Für höhere Projektionen zwischen 1 und 2 m ist dies schon in den 2030er bzw. den 2020er Jahren möglich. Gleichzeitig impliziert dieses Ergebnis, dass ein langfristiges Ausbleiben (bis ~ 2030–2040) der Beschleunigung das Erreichen der größten Projektionen (1,5–2 m) bis 2100 der semi-empirischen Modelle unwahrscheinlich werden lässt. Da der Zeitpunkt der Detektion maßgeblich von der Ausprägung der inter-annuellen bis mehrdekadischen Variabilität abhängig ist, versuchten DANGENDORF et al. (2013a, 2014a), die maßgebenden Prozesse an der Wasserstandsvariabilität zu identiizieren (Kap. 6) und anschließend aus den Beobachtungsdaten herauszuiltern. Für die Zeitreihen in der Nordsee ist nach einer solchen Korrektur die Detektion einer signiikanten Beschleunigung je nach Standort und Projektion teils bis zu 60 Jahre früher, dabei aber frühestens in den 2020er Jahren, möglich. Abbildung 7A zeigt die MSL-Zeitreihen für den mittleren Nordseeindex vor und nach der atmosphärischen Korrektur sowie die Zeitreihe der atmosphärischen Komponente über den Zeitraum 1900 bis 2011 (Pegel sowie Paläodaten deuten darauf hin, dass sich der Meeresspiegel in der Nordsee/Nordostatlantik Ende des 19. bzw. Anfang des 20. Jahrhunderts von relativ konstanten Raten über die vergangenen rund 2000 Jahre auf die aktuellen Raten des 20. Jahrhunderts von rund 1,6–1,7 mm/a beschleunigt hat. Diese Beschleunigung wird unter anderem mit erhöhten Schmelzraten des grönländischen Eisschildes sowie der arktischen Gletscher in Verbindung gebracht (s.a. CHURCH et al. 2013, GEHRELS & WOODWORTH 2013, WAHL et al. 2013). In Abbildung 7B sind die zugehörigen Trendraten (19 Jahre gleitend) dargestellt. Die Entwicklung ist durch hohe Anstiegsraten zu Beginn und Ende des 20. Jahrhunderts und geringeren Raten 50 NSI: atmosphärische Komponente NSI: gemessen NSI: atmosphärisch korrigiert 25 MSL [cm] HW 58. 2014, H. 6 0 −25 HAIGH et al. (2014) zeigten kürzlich auf Basis von zwölf globalen und regionalen MSL-Zeitreihen unter Verwendung zweier gängiger Detektionsverfahren (gleitende Trends bzw. Anpassung quadratischer Funktionen) und den möglichen MSL-Projektionen zwischen 0,5 und 2 m, dass eine signiikante weitere Beschleunigung an vielen Pegeln weltweit unter Berücksichtigung gängiger Projektionen oftmals nicht vor den 2020er bzw. 2030er Jahren erwartet werden kann. Regionale Diferenzen ergeben sich bei dieser Betrachtung maßgeblich aus dem Grad der den Zeitreihen anhaftenden inter-annuellen bis mehrdekadischen Variabilität sowie der jeweiligen MSL-Projektion. DANGENDORF et al. (2014a) übertrugen das Verfahren von HAIGH et al. (2014) auch Trendraten [mm/a] A −50 5 2.5 0 B −2.5 1900 1920 1940 1960 1980 2000 Zeit [a] Abbildung 7 A) Monatsmittelwertzeitreihen des gemessenen (blau) und atmosphärisch korrigierten (rot) MSL sowie der atmosphärischen Komponente (grau). B) Zugehörige 19-jährige gleitende Lineartrends ± 2SE. A) Monthly MSL time series of observed (blue) and atmospherically corrected (red) MSL as well as the atmospheric component (grey). B) The corresponding 19 year moving linear trends ± 2SE. 313 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... in den 1960er Jahren geprägt. Diese Entwicklung kann zu einem Teil (aber keinesfalls vollständig) über atmosphärisch induzierte Schwankungen innerhalb der Nordsee erklärt werden, die in direktem Zusammenhang mit den multi-dekadischen Trends in der NAO stehen (HURREL et al. 2003). Die größte Erklärungskraft hat die atmosphärische Komponente auf inter-annuellen Zeitskalen (Kap. 6). Da die Schwankungen auf diesen Zeitskalen auch am größten sind, bewirkt die atmosphärische Korrektur hier vor allem eine Reduzierung des Standardfehlers und da- 4 3 2 Trend MThb [mm/a] 6 1 A 0 40 20 0 −20 B −40 MSL [cm] 40 MSL (Jahreswerte) 99. Perzentil (Jahreswerte) 0 T MSL = 2,1 ± 0,3 mm/a T PCT99 = 3,1 ± 0,6 mm/a C −40 −40 M2 Amplitude [cm] 160 150 16 M2 Amplitude (Jahreswerte) M2 Phase (Jahreswerte) 14 140 12 130 T M2 Phase = −0,26 ± 0,1 °/a T = 1,0 ± 0,4 mm/a D 10 M2 Phase [°] Wasserstand [cm] MThb (monatlich um saisonalen Zyklus bereinigt) MThw (19 jährliches gleitendes Mittel) MTnw (19 jährliches gleitendes Mittel) 99. Perzentil [cm] mit der Unsicherheiten längerfristiger Beschleunigungen. Der generelle Verlauf der Anstiegsraten bleibt dabei jedoch erwartungsgemäß erhalten, was den Rückschluss zulässt, dass ozeanograische Prozesse (Sterik) bzw. die Massenkomponente die Variabilität in den Trendraten dominieren. Abschließend bleibt dementsprechend festzuhalten, dass der Meeresspiegel in der Nordsee seit Beginn des 20. Jahrhunderts alternierende Phasen starken und weniger starken Anstiegs gezeigt hat. Dabei waren die Raten jedoch immer positiv (Säkulartrend). Vor allem kürzere Phasen höherer oder niedriger Trendraten können teilweise über Wind und Luftdruckschwankungen erklärt werden, jedoch bleibt auch nach der atmosphärischen Korrektur die generelle multidekadische Charakteristik erhalten. Demnach hat der MSL in der Nordsee in den vergangenen rund 30 Jahren eine Beschleunigung in den Anstiegsraten erfahren. Diese ist jedoch auf Basis historischer Beobachtungsdaten nicht als außergewöhnlich zu bezeichnen. Dies steht im Einklang mit dem Verhalten, das aus den Projektionen für das 21. Jahrhundert zu erwarten ist (daher: die Detektion einer Beschleunigung, die sich signiikant von vergangenen Beobachtungen 40 unterscheidet, kann nicht vor den 2020er Jahren erwartet werden, s.a. DANGENDORF et al. 0 2014a, HAIGH et al. 2014). 7 5 HW 58. 2014, H. 6 M2 Amplitude 120 8 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010 Zeit [a] Abbildung 8 Veränderungen im Tideregime der Deutschen Bucht. A) Lineartrends im Tidehub an 11 unterschiedlichen Pegelstandorten zwischen 1954 und 2011. B) Tidehubentwicklung (grau, Monatsmittelwerte) und Änderungen in den MThw (rot, 19-jähriges gleitendes Mittel) und MTnw (blau, 19-jähriges gleitendes Mittel) am Pegel Cuxhaven seit 1900. Alle Zeitreihen wurden für das Startjahr auf null gesetzt. C) Zeitreihen des 99. Jahresperzentils (rot) und des MSL (schwarz) aus Stundenwerten am Pegel Cuxhaven über den Zeitraum 1918 bis 2008. Lineartrends sind ebenfalls angegeben. D) Simultane Veränderungen in den jährlichen Amplituden und Phasen der M2-Gezeit. Die Werte stammen aus einer Partialtidenanalyse mit der MATLAB Software T-Tide (PAWLOWICZ et al. 2002). Changes in the tidal regime of the German Bight. A) Linear trends in the tidal range at 11 diferent tide gauge locations between 1954 and 2011. B) Tidal range development (grey, monthly means) and changes in the mean tidal high waters (red, 19 year moving average ilter) and mean tidal low waters (blue, 19 year moving average ilter) at the tide gauge of Cuxhaven since 1900. All time series were adjusted with an artiicial ofset and start with zero. C) Time series of the annual 99th percentiles (red) and corresponding MSL (black) based on hourly measurements at Cuxhaven over the period 1918–2008. Linear trends are also shown (thick solid lines). D) Simultaneous changes in the annual amplitudes and phases of the M2 tide. The values have been computed using the MATLAB-Software t-tide (PAWLOWICZ et al. 2002). 314 8 Änderung der NordseeTidedynamik und des Tidehubes Aus den vorgenannten Änderungen des mittleren Meeresspiegels in der Nordsee bzw. der Deutschen Bucht ergibt sich die Frage: Wie verändern sich die Gezeiten bzw. die Tidedynamik und die Sturmlutwasserstände? Neben den beobachteten Änderungen im MSL zeigen Untersuchungen von Pegelzeitreihen entlang der deutschen Nordseeküste, dass sich der Anstieg der mittleren Tidehochwasser (MThw) seit den 1950er Jahren beschleunigt hat, die mittleren Tideniedrigwasser (MTnw) leicht abgesunken sind bzw. sich nur unwesentlich verändert haben und der mittlere Tidehub (MThb) deutlich zugenommen hat (FÜHRBÖTER & JENSEN 1985, HW 58. 2014, H. 6 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel HOLLEBRANDSE 2005, JENSEN 1984, JENSEN et al. 1992, JENSEN & MUDERSBACH 2007, WOODWORTH 1991). 1. Die Tidewelle verhält sich wie eine stehende Welle, bei der die Erhöhung der Eingangswelle (= Anstieg des MSL, Tidehochwasser) die Relexion verstärkt (FÜHRBÖTER & JENSEN 1985). 2. Da sich die Erhöhung des Tidehubs im Wesentlichen auf den Zeitraum Ende der 1950er Jahre bis in die 1990er Jahre bezieht, könnte auch die Summe der Baumaßnahmen an der Nordseeküste, wie z.B. die verstärkten Küstenschutzmaßnahmen entlang der Nordseeküste (Deiche, Sperrwerke, s.a. Generalplan Küstenschutz) nach den Sturmluten 1953 in den Niederlanden und 1962 und 1976 in Deutschland für ein verändertes Relexionsverhalten der Tidewelle verantwortlich sein. 3. Die Zentren der Amphidromien in der Nordsee verschieben sich auf Grund der Erhöhung des MSL bzw. MThw von der östlichen deutschen bzw. niederländischen Küste nach Westen Richtung englische Küste (FÜHRBÖTER & JENSEN 1985, JENSEN & ARNS 2010). Das erklärt eine Erhöhung des Tidehubs an der deutschen Nordseeküste und eine entsprechende Reduzierung an der englischen Küste. 4. Denkbar ist auch eine Kopplung der in MUDERSBACH et al. (2013) und DANGENDORF et al. (2013c) genannten Prozesse, d.h. saisonale Veränderungen im lokalen und regionalen Windregime (SIEGISMUND & SCHRUM 2001) Die Änderung der Tidedynamik mit einer dramatischen Erhöhung des Tidehubes (bis zu 10 %, s.o.) ist in der Deutschen Bucht bzw. der Nordsee für das Küsteningenieurwesen von großer Bedeutung. Eine Zunahme des Tidehubes ist gleichzusetzen mit einem Anstieg der Flutstrom- und Ebbstromgeschwindigkeiten im Nordseebecken und an der gesamten deutschen Nordseeküste. Dieser Prozess ist schematisch in Abbildung 9 dargestellt. Da die Erosions- und Sedimentationsprozesse bzw. die Küsten- Einfluss von Veränderungen der Gezeiten ∆ Thw Tidehub [−] Kenterpunkt ∆ MSL Heutige Tide Zukünftige Tide Heutiger MSL Zukünftiger MSL A ∆ Geschwindigkeit Fießgeschwindigkeit [−] Abbildung 8A zeigt die Lineartrends des mittleren Tidehubs zwischen 1954 und 2011 für 11 ausgewählte Küstenpegel in der Deutschen Bucht. Es ist deutlich zu erkennen, dass alle 11 Pegel signiikant positive Trends aufweisen, die je nach Standort zwischen ~ 1 und ~ 7 mm/a variieren. Die größten Trends inden sich in Emden, einem Gebiet, das stark durch den Ausbau der Ems und des zugehörigen Sperrwerks geprägt ist (DE JONGE et al. 2014, JENSEN et al. 2005) sowie den Pegeln entlang der schleswig-holsteinischen Küste. Am Beispiel des Pegels Cuxhavens (Abb. 8B) wird deutlich, dass die beobachteten Veränderungen Mitte der 1950er Jahre begonnen haben. Gleichzeitig zeigen alle Pegel in der Deutschen Bucht signiikant höhere Trends in den Extremwasserständen als im MSL auf (DANGENDORF et al. 2013c, JENSEN et al. 1992, MUDERSBACH et al. 2013; für das Beispiel Cuxhaven s.a. Abb. 8C). Diese Entwicklung weist auf erhebliche Veränderungen in der Tidedynamik der Deutschen Bucht hin. MUDERSBACH et al. (2013) vermuten als Begründung eine Veränderung in den Hauptpartialtiden. Sie weisen, in Übereinstimmung mit MÜLLER et al. (2012), auf signiikant positive Trends in den Amplituden und signiikant negative Trends in den Phasen vor allem in der halbtägigen M2-Gezeit seit Mitte des 20. Jahrhunderts hin (Abb. 8D). DANGENDORF et al. (2013c) argumentieren außerdem, dass die beobachteten Veränderungen ebenfalls durch eine signiikante dekadische bis mehrdekadische Variabilität überprägt werden. So stimmen beispielsweise die multi-dekadischen Residualtrends zwischen den hohen Wasserstandsperzentilen und dem MSL im Winter mit den beobachteten multi-dekadischen Trends in der NAO überein (DANGENDORF et al. 2013c). Eine endgültige Beantwortung der Frage, welche Prozesse die Veränderungen im Tideregime ausgelöst haben, ist weiterhin ofen (Modellstudien (barotrop) bilden diese Änderungen bisher nicht oder nur unzureichend ab, z.B. PICKERING et al. 2012 und Referenzen darin) und bedarf weiterer intensiver Untersuchungen. Folgende Ursachen können u.a. vermutet werden: in Kombination mit saisonalen Veränderungen in den Schichtungsverhältnissen (SÜNDERMANN & POHLMANN 2011) der Nordsee, die zu Veränderungen in internen Tiden (MÜLLER et al. 2014) und damit in den einzelnen Partialtiden (MUDERSBACH et al. 2013) geführt haben könnten. Der Grund liegt hierbei in einem sich verändernden Einluss der Bodenreibung bei einer durch Schichtungsänderungen modiizierten internen Reibung. Beispiele für solche Prozesse wurden in MÜLLER (2012) diskutiert. B 0 100 200 300 400 500 Zeit [Minuten] 600 700 Abbildung 9 Schematische Darstellung von Veränderungen im lokalen Tideregime in Folge einer Erhöhung des MSL: A) Mittlere Tidekurve, B) die resultierenden Flut- und Ebbstromgeschwindigkeiten. Schematic outline of changes in the local tidal regime in response to changes in MSL: A) Mean tidal curve, and B) the resulting lood stream- and ebb tide velocities. 315 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... morphologie von diesen Strömungsgeschwindigkeiten nicht linear, sondern eher exponentiell abhängig sind, sind damit erhebliche morphologische Veränderungen im Küstenvorfeld zu erwarten, die die Existenz der lachen Außensande und auch der Halligen und Inseln und somit auch der Festlandküste gefährden könnten. Durch die Erhöhung der MThw entstehen auf Watten und Außensänden größerer Wassertiefen größere Wellenhöhen (Seegang), die wiederum größere Orbitalgeschwindigkeiten und Brandungsenergien mit sich bringen. Dies kann zu großlächigen Erosionen führen. Durch den erhöhten Tidehub bei gleichbleibendem oder sogar sinkendem Niedrigwasser treten in allen Tiderinnen (vom kleinsten Priel bis zum Tideästuar) größere Strömungsgeschwindigkeiten auf, die Ausräumungen bewirken können. Diese können wiederum durch Rückkopplungsbeziehungen weitere Veränderungen des Tideregimes einleiten. Durch die erhöhten Tideströmungen treten verstärkte Erosionen an den Inselsockeln auf, die sich in Strandausräumungen fortsetzen können und im Zusammenhang mit Sturmluten dann zu zunehmenden Dünen- und Klifabbrüchen führen können. Neben diesen direkten Auswirkungen auf das Küstenvorfeld stellen die beobachteten Veränderungen im Tidehub und den Extremwasserständen relativ zum MSL auch eine Herausforderung für den vorbeugenden Küstenschutz dar. Bisher bleiben Veränderungen im lokalen Tideregime bei der Ableitung zukünftiger Wasserstandsprojektionen unberücksichtigt. Die Beobachtungen in der Vergangenheit verdeutlichen hingegen, dass solche Veränderungen auch in Zukunft einen signiikanten Beitrag liefern können, vor allem unter Berücksichtigung der Tatsache, dass die zu erwartenden Änderungen im globalen Meeresspiegel die in der Vergangenheit beobachteten Trends signiikant überschreiten. Für die Ableitung zukünftiger Bemessungswasserstände wird häuig approximativ angenommen, dass die Entwicklung der Extremwasserstände überwiegend linear an den MSL gekoppelt ist (u.a. HAIGH et al. 2010, HUNTER 2011). Sowohl die Beobachtungen (DANGENDORF et al. 2013c, JENSEN 1985, JENSEN et al. 1992, MUDERSBACH et al. 2013) als auch Modellstudien unter Ansetzung eines hypothetischen MSL-Anstiegs von 50 cm (ARNS et al., in Revision) zeigen, dass dies für die Deutsche Bucht nicht gültig ist. 9 Zusammenfassung und Ausblick Im fünften Sachstandsbericht AR5 des Weltklimarates IPCC wurden neue Abschätzungen/Projektionen auf Grundlage von verschiedenen Modellen zum Meeresspiegelanstieg veröfentlicht (CHURCH et al. 2013). Zum ersten Mal beinhalten die Projektionen auch Kartierungen regionaler Veränderungen (SLANGEN et al. 2012, 2014). Im globalen Mittel erreichen diese Projektionen am Ende des 21. Jahrhunderts je nach Modell und Szenario bis zu 0,98 m relativ zur Vergleichsperiode von 1986 bis 2005. Im vierten Sachstandsbericht AR4 von 2007 hatte man sich darauf verständigt, dass die Erwärmung „sehr wahrscheinlich“ vom Menschen verursacht sei; im neuen Bericht AR5 heißt es, dies sei „extrem wahrscheinlich“. Sicher ist, dass der MSL weiter ansteigt (z.B. durch die verzögerte Reaktion im Ozean auf bereits beobachtete Temperaturveränderungen, s.a. LEVERMANN et al. 2013) und es besteht ein wissenschaftlicher Konsens, dass eine Beschleunigung des derzeitigen Meeresspiegelanstiegs in den nächsten Jahrzehnten zu erwarten ist (CHURCH et al. 2013, HAIGH et al. 2014). Wie der Anstieg für 316 HW 58. 2014, H. 6 die Nordsee aussehen wird, ist dabei deutlich schwieriger zu beurteilen als das globale Mittel. Zwar sind kürzlich eine Reihe unterschiedlicher Veröfentlichungen mit Projektionen unter anderem auch für die deutschen Küsten erschienen (z.B. HOWARD et al. 2014, SLANGEN et al. 2014), jedoch basieren diese vor allem bezüglich dynamischer Änderungen (Sterik) auf recht grobmaschigen globalen Klimamodellen. Für die Deutsche Bucht deuten diese Projektionen darauf hin, dass der MSL im Rahmen der Modellunsicherheiten in etwa dem globalen Mittel folgen wird (Abb. 3, SLANGEN et al. 2014). Der derzeitige Kenntnisstand zu Änderungen der Tidedynamik in der Deutschen Bucht und Nordsee (vom MSL über die Tidedynamik bis zu Extremwerten) kann wie folgt zusammengefasst werden: • Der relative Meeresspiegelanstieg in der Nordsee über den Zeitraum 1900 bis 2011 beträgt rund 1,6 mm/a mit etwas höheren Werten von etwa 2 mm/a für die Pegel in der Deutschen Bucht. Ein beträchtlicher Teil dieses Anstiegs (bis zu einem Drittel) kann vermutlich lokalen Landsenkungen zugeordnet werden, die sich aus postglazialen Anteilen (GIA), aber auch aus lokalen Senkungs- und Hebungserscheinungen (z.B. Grundwasser- oder Gasentnahme) zusammensetzen. Die Separierung und Quantiizierung der einzelnen Komponenten ist weiterhin eine Herausforderung. Verstärkte Bemühungen zur Ermittlung vertikaler Landbewegungen durch CGPS sind daher von großer Bedeutung (WEIß & SUDAU 2012). Auch die GIA-Modelle weisen starke Unsicherheiten in der Nordsee auf (JEVREJEVA et al. 2014). Die Weiterentwicklung dieser Modelle in dem Gebiet der Nordsee ist somit sowohl für die Ableitung der absoluten MSL-Anstiegsraten auf Basis von Tidepegeln als auch aus geologischen Befunden wichtig. • Der MSL in der Nordsee variiert sehr stark (auf saisonalen bis multidekadischen Skalen) und ist sowohl durch lokale (vornehmlich atmosphärisch induzierte und barotrope) als auch externe (ebenfalls zu einem großen Teil atmosphärisch induzierte, aber maßgeblich barokline) Einlüsse/Prozesse bestimmt. Vor allem die Kopplung der Nordseewasserstände mit dem Nordatlantik bedarf weiterer Untersuchungen. Dabei kommt dem Verständnis der an die NAO gekoppelten Prozesse über dem Nordatlantik eine besondere Bedeutung zu (CALAFAT et al. 2012, 2013, CHEN 2014, DANGENDORF et al. 2012, 2014a). • Die Variabilität der mittleren Wasserstände stellt einen wichtigen Teil des Sturmlutrisikos dar. Für den Küstenschutz ist es von Bedeutung, ob der MSL beispielsweise innerhalb eines Jahres im Mittel um 20–30 cm höher oder niedriger ist. Gleiches gilt auch für dekadische Fluktuationen, die eine Größenordnung des säkularen MSL-Anstiegs über das vergangene Jahrhundert erreichen können (CALAFAT et al. 2012, 2013, DANGENDORF et al. 2014a, MERRIFIELD 2011). Solche Variabilitätsmuster sollten daher in die Projektionen zukünftiger Wasserstände integriert werden (im Rahmen der Unsicherheiten sowie der Wahl des richtigen Modellaufbaus zur Ableitung der Projektionen). • Bisher sind für die Nordsee keine Budgetuntersuchungen durchgeführt worden. Dies hängt zum einen mit den fehlenden historischen Informationen über die Massenkomponente (Eisschmelze, Hydrologie) und den resultierenden “Fingerprints“ zusammen, zum anderen ist die Ermittlung der sterischen Komponente für die Nordsee recht kompliziert, da die Wassertiefen so gering sind (die Sterik ist deiniert über das HW 58. 2014, H. 6 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 I Fachartikel Integral der Wassertiefe) und sterische Signale hauptsächlich extern verursacht sind und als Massensignal entlang der Nordseeküste sichtbar werden. Hier sind weitere Untersuchungen unter Integration der Fernerkundung und der numerischen Modellierung unbedingt erforderlich. • Die bisherigen Projektionen zum Meeresspiegel basieren größtenteils auf den Ergebnissen globaler Klimamodelle (dies betrift vor allem die dynamischen Komponenten). Neuere Untersuchungen deuten jedoch darauf hin, dass vor allem die dekadischen Fluktuationen in der Nordsee an Prozesse im Nordostatlantik mit deutlich kleineren Wirkungsradien (< 30 km), als durch globale Klimamodelle aufgelöst, gekoppelt sind (CALAFAT et al. 2012, DANGENDORF et al. 2014a). Für die Ableitung realistischer Szenarien (der sterischen Komponente) sollten demnach zukünftig Regionalmodelle mit den entsprechenden Randbedingungen oder statistische Downscaling-Ansätze (ALBRECHT & WEISSE 2014, DANGENDORF et al. 2014b) gewählt werden. • Die Wasserstandsentwicklung in der Nordsee und vor allem in der Deutschen Bucht ist nicht linear oder gleichförmig. Sowohl Beobachtungen (DANGENDORF et al. 2013c, HOLLEBRANDSE 2005, JENSEN 1984, JENSEN et al. 1992, JENSEN & MUDERSBACH 2007, MUDERSBACH et al. 2013) als auch Modellstudien (ARNS et al., in Revision) zeigen eine nichtlineare Entwicklung mit signiikant größeren Trends in den Extremwasserständen als im MSL auf. Gleichzeitig steigt der Tidehub seit Mitte des 20. Jahrhunderts stärker als der MSL selbst an. Die Ursachen dieser erheblichen Veränderungen sind derzeit zum größten Teil noch nicht erklärt. Hier besteht demnach weiterer Forschungsbedarf, da solche Tidehubveränderungen deutliche Änderungen in den Tidestromgeschwindigkeiten und die daran gekoppelten Erosions- und Sedimentationsprozesse erwarten lassen. Potenzielle zukünftige nichtlineare Entwicklungen müssen daher auch in den Projektionen unbedingt Berücksichtigung inden. • Der derzeitige Meeresspiegelanstieg stellt bisher noch keine direkte Gefährdung der deutschen Nordseeküste bzw. für die vorhandenen Küstenschutzbauwerke dar. Zukünftig ist aber von einer Beschleunigung des Meeresspiegelanstiegs auszugehen (CHURCH et al. 2013, HAIGH et al. 2014). Küstenschutzmaßnahmen sollten daher regelmäßig überprüft und ggf. angepasst werden. Für die weitere Verbesserung der Datenbasis sollten alle verfügbaren und noch auswertbaren historischen Pegeldaten digitalisiert, plausibilisiert und anschließend analysiert werden (s.a. WOODWORTH 2010). Nur mit der Kenntnis der bisherigen Entwicklung lassen sich gute Abschätzungen des zukünftigen Verlaufs des Meeresspiegels ableiten. Zudem sind Pegeldaten eine unverzichtbare Verbindung zwischen modernen Messmethoden der Fernerkundung und geologischen Befunden. Auch die Daten aus dem Bereich der Fernerkundung selbst (z.B. Satellitenaltimetrie, Satellitengravimetrie) stellen ein reichhaltiges Archiv mit wertvollen Informationen vor allem zu räumlichen Mustern und Zusammenhängen dar und sollten daher in die Analyse der Vergangenheit integriert werden. Die daraus abgeleiteten Analysen und Rekonstruktionen des MSL können dann auch genutzt werden, die Klimamodelle zu verbessern bzw. zu veriizieren und validieren. In verschiedenen Forschungsvorhaben der vergangenen Jahre wurde das Prozessund Systemverständnis der Meeresspiegeländerungen in der Nordsee deutlich verbessert, dennoch sind weitere Forschungen in allen Disziplinen (Meteorologie, Ozeanographie, Küstenhydrologie usw.) erforderlich, um zu verlässlichen Aussagen, insbesondere zu zukünftigen lokalen und regionalen MSL-Änderungen in der Nordsee zu kommen. Summary and Outlook The 5th assessment report (AR5) of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) published new estimations/projections based on various models on sea level rise (CHURCH et al. 2013). For the irst time, the projections include maps of regional changes (SLANGEN et al. 2012, 2014). For the end of the 21st century, depending on model and scenario, these projections suggest a global mean sea level (MSL) rise of up to 0.98 m relative to the reference period from 1986 to 2005. The IPCC report AR4 of 2007 had agreed on global warming being ”very likely“ caused by human activities; the new report AR5 states that this is ”extremely likely“. It is certain that MSL will continue to rise (e.g. due to the delayed oceanic response to temperature changes already observed, e.g. LEVERMANN et al. 2013). There is a scientiic consensus that an acceleration of the current sea level rise is to be expected in the coming decades (CHURCH et al. 2013, HAIGH et al. 2014). Projecting future MSL rise for the North Sea is much more diicult than projecting the global mean. Although regional projections (including the German Bight) have recently been published, (e.g. HOWARD et al. 2014, SLANGEN et al. 2014), these are based on rather large-meshed global climate models, notably in terms of dynamic changes (steric). As for the German Bight, these projections indicate that the MSL will roughly follow the global mean within the scope of the model uncertainties (igure 3, SLANGEN et al. 2014). The current state of knowledge on changes in the tidal dynamics of the German Bight and the North Sea (from MSL via tidal dynamics to extreme values) can be summarized as follows: • The relative sea level rise in the North Sea in the period 1900 to 2011 amounts to approx. 1.6 mm/a with slightly higher values of approx. 2 mm/a in the German Bight. A substantial part of this rise (up to one third) can presumably be attributed to local land subsidence activities comprising glacial isostatic adjustment (GIA) but also local subsidence and uplift phenomena (e.g. withdrawal of groundwater or gas). Separating and quantifying the individual components continues to be a challenge. Therefore, increased eforts for ascertaining vertical land movements by means of CGPS are vital (WEIß & SUDAU 2012). The GIA models also show high degrees of uncertainty in the North Sea (JEVREJEVA et al. 2014). Hence, further developing these models for the North Sea region is of importance both in terms of deriving the absolute MSL rate of increase based on tide gauges or from geologic records. • The North Sea MSL varies greatly (on seasonal to multidecadal scales) and is determined both by local (primarily atmospherically induced and barotropic) and remote (also largely atmospherically induced but essentially baroclinic) inluences/processes. Especially the exchange processes of heat and mass between the North Sea and the North Atlantic require further investigations. One major challenge is related to an improved understanding of NAO related processes 317 Fachartikel I DOI: 10.5675/HyWa_2014,6_1 Jensen et al.: Meeresspiegeländerungen in der Nordsee ... • • • • • 318 occurring in the North Atlantic, notably on decadal scales (CALAFAT et al. 2012, 2013; CHEN 2014, DANGENDORF et al. 2012, 2014a). The MSL variability has also important inluences on the height and occurrence of storm surges. For coastal protection it does matter indeed whether the MSL mean is by 20–30 cm higher or lower, for instance within a period of one year. The same is true of decadal luctuations that can reach an order of the secular MSL rise over the past century (CALAFAT et al. 2012, 2013; DANGENDORF et al. 2014a, MERRIFIELD 2011). Therefore, such variability patterns should be integrated into the projections of future water levels (within the scope of uncertainties and the choice of the right model set-up for deriving the projections). To date, budget analyses have been implemented for the North Sea. On the one hand, this is due to the lack of historical information on the mass component (ice melt, hydrology) and the resulting ingerprints. On the other hand, estimating the steric component for the North Sea is highly complicated given the low water depths over the shallow continental shelf (the steric height is deined through the integral of the water depth). Hence, steric sea level changes in the deep ocean of the North Atlantic appear as mass changes along the North Sea coasts. Further investigations including remote sensing and numeric modelling are absolutely indispensable. Previous projections on the sea level were largely based on the output of global climate models (this notably applies to dynamic components). Recent studies indicate that especially decadal sea level luctuations in the North Sea are linked to processes in the North Atlantic occuring on much smaller horizontal scales (< 30 km) than resolved by global climate models (CALAFAT et al. 2012, DANGENDORF et al. 2014a). Accordingly, regional dynamic models including the relevant boundary conditions or statistical downscaling approaches (ALBRECHT & WEISSE 2014, DANGENDORF et al. 2014b) should be applied in future to derive realistic scenarios (of the steric component). The water level development in the North Sea, and notably in the German Bight, is not linear or uniform. Both observations (DANGENDORF et al. 2013c, HOLLEBRANDSE 2005, JENSEN 1984, JENSEN et al. 1992, JENSEN & MUDERSBACH 2007, MUDERSBACH et al. 2013) and model studies (ARNS et al., in revision) show a non-linear development with signiicantly larger trends in the extreme water levels than in the MSL. At the same time, the tidal range has been rising more strongly than the MSL since the mid-20th century. The reasons for these substantial changes have been largely unexplained so far. There is further need for research given that such changes in the tidal range give reason to expect major changes in the velocities of tidal currents and the connected erosion and sedimentation processes. Therefore, any potential future nonlinear changes have to be considered in the projections by all means. The present sea level rise does not yet pose any direct threat to the German North Sea coast and/or the existing coastal protection structures. However, an acceleration of the sea level rise is to be expected in future (CHURCH et al. 2013, HAIGH et al. 2014). Hence, coastal protection measures should be regularly reviewed and adapted as may be the case. HW 58. 2014, H. 6 To further improve the data basis, all historical sea level records available and still evaluable should be digitalised, validated and inally analysed (c.f. WOODWORTH 2010). Good estimations of the future behaviour of the sea level can only be derived by means of knowledge of previous developments. Moreover, sea level records are an indispensable link between modern remote sensing methods and geological proxies. Data originating from remote sensing (e.g. satellite altimetry, satellite gravimetry) serve as a comprehensive archive containing valuable information, notably on spatial patterns and correlations and should therefore be integrated into the analysis of the past. The analyses and reconstructions of the MSL derived from this can also be used to improve, verify and validate climate models. In the past few years, various research projects have indeed signiicantly improved our understanding of processes behind sea level changes in the North Sea. Nevertheless, further research in all disciplines (meteorology, oceanography, coastal hydrology, etc.) is required to obtain reliable statements, especially on future local and regional changes of the MSL in the North Sea. Danksagung Ein Teil der hier vorgestellten Ergebnisse ist im Rahmen des Ressortforschungsprogrammes KLIWAS in Zusammenarbeit mit der Bundesanstalt für Gewässerkunde (BfG, Hartmut Hein, Stefan Mai, Enno Nilson) und dem Bundesamt für Seeschiffahrt und Hydrographie (BSH, Hartmut Heinrich, Anette Ganske, Birgit Klein) entstanden. Wir danken daher beiden Partnern für die gute Zusammenarbeit. Wir danken außerdem Jan Even Øie Nilsen vom Nansen Center in Bergen, Norwegen, für den MICOM Nordatlantik Modelllauf. Anschriften der Verfasser: Univ. Prof. Dr.-Ing. J. Jensen Dr.-Ing. S. Dangendorf Dr.-Ing. T. Wahl* Universität Siegen Forschungsinstitut Wasser und Umwelt Paul-Bonatz-Str. 9-11 57076 Siegen soenke.dangendorf@uni-siegen.de * University of South Florida, College of Marine Science, St. Petersburg, USA Dr. H. Stefen Lantmäterigatan 2c, 80182 Gävle, Schweden Literaturverzeichnis ALBRECHT, F., T. WAHL, J. JENSEN & R. 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