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Klimainformationen aus Gletscherdaten - Möglichkeiten und Grenzen am Beispiel des alpinen Spätglazials

Hanns Kerschner1, Susan Ivy-Ochs2
1 Institut für Geographie, Universität Innsbruck
2 Labor f. Ionenstrahlphysik, ETH Zürich

V 5.6 in Klima und Umwelt der letzten 130.000 Jahre

18.09.2012, 10:50-11:10, H6

 

In der Eiszeitforschung können Gletscher wertvolle klimageschichtliche Informationen liefern. Diese Informationen sind sehr direkt, weil Gletscher physikalisch relativ einfache Gebilde sind. Besonders die Gleichgewichtslinie (GWL) und ihre Schwankungen sind direkte klimatische Größen, weil sich dort die Akkumulation und die Ablation die Waage halten. Während die Akkumulation eine Funktion des Niederschlags ist, wird die Ablation durch die verschiedenen Wärmeströme bewirkt, die auf die Gletscheroberfläche wirken. Wenn sich diese klimatischen Größen ändern, dann wird auch die GWL ihre Lage (und damit meist ihre Höhe) ändern. Im Umkehrschluß kann man aus Schwankungen der GWL auf die Änderung bestimmter Klimaelemente schließen, wenn zusätzliche Informationen bekannt sind. Methodisch eignet sich in erster Linie die Energie- und Massenbilanzgleichung, um Schwankungen der GWL und ihre klimatischen Ursachen analytisch zu beschreiben [1]. Außerdem können empirische Gleichungen herangezogen werden, die aber genau auf ihre Randbedingungen und impliziten Annahmen hin überprüft werden müssen [2]. Definitionsgemäß ergibt die Mittelung der GWL über einen längeren Zeitraum die Schneegrenze eines Gletschers.

Für das alpine Spätglazial kommen vor allem die Zeitabschnitte für eine gletscher- und klimageschichtliche Modellierung in Frage, für die wohl ausgebildete Ufer- und Endmoränen erhalten sind. Idealerweise sind sie auch verläßlich datiert oder wenigstens zeitlich einordenbar. Wenn die morphologischen Voraussetzungen erfüllt sind, kann man deren GWL mit geringer Unsicherheit rekonstruieren. Dafür eignen sich Flächenteilungsverfahren sowie die Bilanzgradientenmethode besonders gut.

Das frühe Spätglazial ist ein Zeitraum, über den man vor allem weiß, daß er durch eine extrem hohe morphologische Aktivität im Zuge des Eiszerfalls gekennzeichnet war [3], und entsprechend spärlich sind die Befunde. Der erste Gletscherstand, der sich in zahlreichen Tälern erfassen läßt, wird traditionell als "Gschnitzstadium" bezeichnet. An der Typlokalität südlich von Innsbruck ist die Stabilisierung der Moränen auf 16 ka oder älter datiert [4]. Damit liegt eine zeitliche Nähe zum Heinrich-1 event im Nordatlantik auf der Hand. Dieser Gletscher ist geometrisch sehr einfach gestaltet, durch Moränen gut dokumentiert und leicht rekonstruierbar. Mit der rekonstruierten Gletschergeometrie kann man ein einfaches Fließmodell anwenden. Damit kann man den Eisdurchfluß durch definierte Querschnitte berechnen, die Ablation in den einzelnen Höhenstufen der Zunge berechnen und damit den Ablationsgradienten bestimmen. Dabei zeigt es sich, daß damals der Ablationsgradient in einem Bereich lag, der heute für subarktische Gletscher typisch ist (2 - 4 mm/m). Über die gesamte Ablation auf der Zunge läßt sich die Akkumulation und damit der Niederschlag abschätzen. Je nach Szenario sollte er damals im zentralen Alpenraum etwa 50 - 70% geringer als heute gewesen sein. Die Änderung der Sommertemperatur läßt sich auf Werte, die um etwa 9 - 11 Grad niedriger als heute waren, eingrenzen. Eine Modellierung des Ablationsgradienten mit der Energie- und Massenbilanzgleichung zeigt, daß die Ablationsperiode an der Schneegrenze in 1930 m Höhe nur etwa 50 Tage betragen haben kann, während sie an der Gletscherzunge in 1200 m rund 100 Tage andauerte. Insgesamt gewinnt man das Bild eines kalt-trockenen Klimas mit einer sehr kurzen Ablationsperiode, das in den großen alpinen Tälern bestenfalls eine Strauchtundra zuließ.

Zwischen dem Gschnitzstadium und dem Beginn des spätglazialen Interstadials ereigneten sich eine Reihe von Gletschervorstößen (Stadiale "Clavadel/Senders" und "Daun"), die aber noch einer klimageschichtlichen  Bearbeitung bedürfen. Die nächste gut erfaßte Moränenserie gehört dem "Egesenstadium" an, das zeitgleich mit der Jüngeren Dryas (12,7 - 11,5 ka) ist. Die Moränen des Maximalstandes sind bereits an einigen Lokalitäten der West- und Ostalpen an den Beginn der Jüngeren Dryas datiert [5], während die endgültige Stabilisierung der inneren Moränenstaffeln gegen das Ende der Jüngeren Dryas tendiert.

Die Moränen des Egesenstadiums sind in weiten Gebieten der Alpen gut kartierbar; Probleme gibt es derzeit nur entlang des Nordsaumes der Alpen wegen der überaschend großen Schneegrenzdepression. Die Schneegrenzdepression gegen 1850 beträgt in den Zentralalpen um die 200 - 250 m, im Süden der Westalpen etwa 300 - 350 m und im nordalpinen Raum scheint sie bis zu 400 m und möglicherweise darüber hinaus zu gehen.  Das Ergbnis der guten Kartierbarkeit ist ein teilweise schon flächendeckender Überblick über Gletscherausmaß und Schneegrenzhöhe. Deren starke räumliche Veränderlichkeit kann nicht allein das Ergebnis einer Temperaturänderung sein, da die Temperaturfelder in einem Gebirge räumlich sehr gleichmäßig sind. Vielmehr wird man von Änderungen der räumlichen und zeitlichen Niederschlagsverteilung ausgehen müssen, um die räumliche Veränderlichkeit der Schneegrenzdepression zu erklären.

Für die Jüngere Dryas gibt es bereits Angaben über die Waldgrenz- und damit die Sommertemperaturdepression. Diese Betrug rund 500 m bzw. etwa 3,5 Grad gegen "heute" (Mitte 20. Jhdt.). Damit kann man die Sommertemperatur an der Schneegrenze der Egesengletscher berechnen und mit einer empirischen Funktion den Jahresniederschlag erhalten. Auch wenn dieses Verfahren schwer zu quantifizierende Unsicherheiten aufweist, zeigt sich klar, daß die zentralalpinen Trockengebiete größer und ausgeprägter waren als heute, während es am Nordsaum der Alpen und wohl auch im Süden nahe am Mittelmeer ähnlich feucht war wie heute.

Schließlich kann man mit diesen Ansätzen auch einen vorsichtigen Blick auf  Gletscherausdehnungen im frühen Holozän [6] und auf die zukünftige alpine Vergletscherung machen. Dabei zeigt es sich, daß es möglicherweise zu einer Entkoppelung vom Temperaturverlauf und zu einem positiven klimatologischen Feedback kommt, der zu einem wesentlich drastischeren Gletscherschwund führen kann, als er aus anderen Proxydaten herleitbar wäre.

Literatur:
Ivy-Ochs, S., Kerschner, H., Kubik, P. W. & Schlüchter, Ch. (2006): Glacier response in the European Alps to Heinrich event 1 cooling: the Gschnitz stadial.  - Journal of Quaternary Science, 21: 115-130.
Ivy-Ochs, S., Kerschner, H., Reuther, A., Preusser, F., Heine, K., Maisch, M., Kubik, P. W. & Ch. Schlüchter (2008): Chronology of the last glacial cycle in the Northern European Alps. -  Journal of Quaternary Science, 23: 559-573.
Joerin, U. E., Nicolussi, K., Fischer, A., Stocker, T. F. & Schlüchter, Ch. (2008): Holocene optimum events inferred from subglacial sediments at Tschierva Glacier, Eastern Swiss Alps. - Quaternary Science Reviews 27: 337–350.
Kerschner, H. & Ivy-Ochs, S. (2007): Palaeoclimate from glaciers: Examples from the Eastern Alps during the Alpine Lateglacial and early Holocene. - Global and Planetary Change 60: 58-71.
Kuhn, M. (1981): Climate and Glaciers. - International Association of Hydrological Sciences Publication, 131: 3-20.
Reitner, J. (2007): Glacial dynamics at the beginning of Termination 1 in the Eastern Alps and their stratigraphic implications. – Quaternary International, 164/165: 64–84.

 

 



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Letzte Änderung 26.07.2012