Die Kryosphäre: Schnee, Vergletscherung, Meereis und deren Einfluß auf das Klima

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1 Die Kryosphäre: Schnee, Vergletscherung, Meereis und deren Einfluß auf das Klima Seminar Wetter und Klima Wintersemester 2012/2013 Michael Reinwald 20. Dezember 2012

2 Inhalt 1 Einleitung Inhalt 1 Einleitung Definition der Kryosphäre Die Kryosphäre auf der Erde Komponenten der Kryosphäre Einflussdauer der Komponenten Entstehung von Eis und Schnee Eis Schnee Schnee Klimabeeinflussung des Schnees Veränderungen und Prognosen Meereis Unterschiede zwischen Arktis und Antarktis Klimabeeinflussung des Meereises Veränderungen des Meereises Nordhalbkugel Südhalbkugel Prognosen Gletscher Akkumulation und Metamorphose Ablation Massenhaushalt Schichten eines Gletschers Gletschertypen Klimabeeinflussung der Gletscher Prognosen Literaturverzeichnis...29

3 2 Einleitung 1 Einleitung 1.1 Definition der Kryosphäre Abbildung 1: Übersicht der Kryosphäre Die Kryosphäre (von altgriechisch κρύος (cryos), "kalt" oder "Eis") bezeichnet den Teil der Erdoberfläche auf dem Wasser in fester Form vorkommt. Dazu gehören Meereis See und Flußeis Schnee Gletscher Eiskappen und schilde Permafrostböden. Ungefähr 100 Nationen sind teilweise bedeckt durch kryosphärische Komponenten. 1.2 Die Kryosphäre auf der Erde Abbildung 2: Lage der Planeten im Phasendiagramm von Wasser

4 3 Einleitung Der Grund warum speziell auf der Erde die Kryosphäre eine große Rolle spielt ist bekannt: Auf der Erde kann Wasser in allen drei Aggregatszuständen vorkommen, oder können sich Phasenübergänge zwischen den Zuständen, durch ideale Druck und Temperaturbereiche, vollziehen. Auf keinem Planeten unseres Sonnensystems ist dies sonst möglich. 1.3 Komponenten der Kryosphäre Abbildung 3: Fläche, Volumen und Meeresspiegeläquivalent der Komponenten Die Kryosphäre an Land beinhaltet 75% des Trinkwassers auf der Welt. Das gespeicherte Wasservolumen Grönlands und der Eisschilde der Antarktis ist äquivalent zu einem Anstieg des Meeresspiegels von 7 Metern bzw. 57 Metern.Immer wieder hat man in jüngster Vergangenheit herausgefunden, dass Veränderungen der Eismasse zu Veränderungen des Meeresspiegels führten. Auf regionaler Basis spielen vor allem Gletscher und Eiskappen eine wichtige Rolle für die Verfügbarkeit von Trinkwasser.Insgesamt sind im Moment 10% der Oberflächeder Erde permanent mit Eis bedeckt, wobei nur ein Bruchteil davon Eiskappen oder Gletscher außerhalb Grönlands oder der Antarktis sind. 1.4 Einflussdauer der Komponenten Veränderungen der verschiedenen Komponenten der Kryosphäre geschehen auch in unterschiedlichen Zeitfenstern, je nach dynamischen und thermodynamischen Eigenschaften.So leisten sämtliche Komponenten ihren Beitrag zu Kurzzeit Klimaveränderungen, Permafrostböden, Eiskappen und schilde jedoch auch zuveränderungen auf langer Sicht, inklusive Eiszeiten.

5 4 Einleitung Abbildung 4: Komponenten und Verweilzeit von Wasser eben dort Die Einflüsse der Kryosphäre auf das globale Klima der Erde lassen sich in drei Bereiche aufteilen: Die Wirkung von Eis und Schnee auf die Strahlungsbilanz der Erde Der Massen bzw. Wasseraustausch der Pole mit dem Rest der Erde Die Energiebilanz hauptsächlich durch Wärmeübertragung Abbildung 5 stellt eine kleine Zusammenfassung dar, in wieweit diese Einflüsse miteinander wechselwirken und welche Komponenten dabei eine Rolle spielen. Abbildung 5: Wechselwirkung der Kryosphäre im Klimasystem Erde

6 5 Einleitung 1.5 Entstehung von Eis und Schnee Eis Eis kristallisiert in der Natur hexagonal (Gitterparameter: a = 6,27 Å und c = 5,97 Å). Dabei schließen sich jeweils sechs Wassermoleküle über Wasserstoffbrückenbindungen zu einem Ring zusammen. Jedes Molekül ist wiederrum Teil von zwei benachbarten Ringen. Die hexagonale Symmetrie der Kristallstruktur spiegelt sich in der makroskopischen Gestalt der Eiskristalle wider. In dieser Struktur ist jedes Sauerstoffatom tetraedrisch von jeweils vier anderen O Atomen umgeben. Hexagonales Eis wird mit Eis bezeichnet. Seine Dichte liegt bei etwa 0,92 g/cm 3 (0 C), womit es im Gegensatz zu den meisten anderen Stoffen leichter als im flüssigen Zustand ist. Unter 22 C und über 207,5 MPa bilden sich jedoch noch andere, zum Beispiel kubische Eisformen aus, etwa das metastabile, kubische Eis in welchem die Sauerstoffatome eine Diamantstruktur aufweisen. Bisher sind 16 kristalline und 5 amorphe Modifikationen bekannt (Stand Januar 2010). Letztere sind Formen ohne Kristallstruktur Schnee Abbildung 6: Phasendiagramm und schematische Struktur von Eis Schnee ist im Endeffekt natürlich Eis, nur die Entstehung geht anders von statten.

7 6 Schnee Schnee entsteht, wenn sich in den Wolken feinste Tröpfchen unterkühlten Wassers an Kristallisationskeimen (zum Beispiel Staubteilchen) anlagern und dort gefrieren. Dieser Prozess setzt jedoch erst bei Temperaturen unter 12 C ein, wobei Wasser in Abwesenheit von Kristallisationsansätzen bei bis zu 40 C flüssig bleiben kann. Die dabei entstehenden Eiskristalle, weniger als 0,1 mm groß, fallen durch zunehmendes Gewicht nach unten und wachsen durch den Unterschied des Dampfdrucks zwischen Eis und unterkühltem Wasser weiter an. Auch resublimiert der in der Luft enthaltene Wasserdampf, geht also direkt in Eis über und trägt damit zum Kristallwachstum bei. Es bilden sich die bekannten sechseckigen Formen aus. Wegen der besonderen Struktur der Wassermoleküle sind dabei nur Winkel von 60 bzw. 120 möglich. Die unterschiedlichen Stammformen der Schneekristalle hängen von der Temperatur ab bei tieferen Temperaturen bilden sich Plättchen oder Prismen aus, bei höheren Temperaturen sechsarmige Dendriten (Sterne). Auch die Luftfeuchtigkeit beeinflusst das Kristallwachstum. Im Folgenden werden nun die Komponenten Schnee, Meereis und Gletscher der Kryosphäre erläutert und deren Veränderungen und Prognosen aufgezeigt. 2 Schnee Abbildung 7: Übersicht der Schneeverteilung auf der Erde Nach den Permafrostböden ist Schnee die zweitgrößte Komponente der Cryosphäre. Mit maximal 47 Millionen km² Schneebedeckung befinden sich allerdings 98% dieser Fläche auf der nördlichen Halbkugel. Dies entspricht ungefähr der Hälfte der Fläche dieser Halbkugel. Diese Größe schwankt enorm zwischen den unterschiedlichen Jahreszeiten. Sind die oben genannten Werte im Februar

8 7 Schnee registriert worden, so sinkt die Schneefläche gegen Ende August auf 1 Million km². Auch das Wetter kann, z.b. durch ein Tiefdruckgebiet, die Schneefläche um 1 Million km² erhöhen. 2.1 Klimabeeinflussung des Schnees Warum so eine Schneedecke das Klima sehr stark beeinflussen kann hat mehrere Gründe: Durch das Reflektionsvermögen der Sonnenstrahlung, den sogenannten Albedowert, spielt der Schnee eine wichtige Rolle in der Strahlungsbilanz der Erde. Einschub: Die Albedo (lateinisch albedo = Weißheit ; v. lat. albus = weiß ) ist ein Maß für dasrückstrahlvermögen von diffus reflektierenden, also nicht selbst leuchtenden Oberflächen.Sie wird bestimmt durch den Quotienten aus reflektierter zu einfallender Lichtmenge und liegt zwischen 0 und 1. Ein Rückstrahlvermögen von Null entspricht einer vollständigen Absorption und von Eins einer vollständigen Reflexion des einfallenden Lichts. Abbildung 8: Erklärung des Begriffs "Albedo" Schnee reflektiert den größten Teil an kurzwelliger Strahlung und eine vollständige Schneebedeckung verhält sich fast so wie ein schwarzer Körper. So besitzt frischer Schnee bedeckt von einer Eisschicht eine Albedo von 0,9. Nasser Schnee besitzt einen Wert von 0,5

9 8 Schnee 0,6 und poröser, dreckiger Schnee 0,3 0,4. Im Vergleich dazu absorbieren Wasser und aufgetaute Böden 80 90% der Strahlung und heizen sich somit auf was wiederum die Luftschichten darüber erwärmt, die globale Temperatur steigen lässt und somit der Grund für weiteres Schmelzen von Schnee und Eismassen ist. Nach den Begriffen der Regelungstechnik handelt es sich um eine Positive Rückkopplung, die die wirkende Ursache weiter verstärkt. Solche Systeme können jedoch schnell instabil und nichtlinear werden, was eine Simulationdieser Albedo Rückkopplung erschwert. Daher ist die Schneebedeckung für den enormenunterschied des Rückstrahlvermögens der Landmassen zwischen Sommer und Winterverantwortlich. Ein weiterer Einflußfaktor ist die Schmelzwärme. Würde bei Absenz der Schneedecke die Sonnenstrahlung eine Erwärmung des Bodens bewirken, so wird ein Großteil der Energie zuerst für das Schmelzen des Schnees aufgebracht, der sich aber dadurch nicht erwärmt. Die Schneedecke fungiert also als starke Energiesenke. Da eine solche Schneedecke auch ein sehr guter Isolator ist, kommt hinzu, dass ein gefrorener Boden unter einer Schneedecke in wärmeren Phasen vor dem Auftauen bewahrt wird. Zum Anderen spielt die Schneedecke eine wichtige Rolle beim Feuchtigkeitshaushalt der bodennahen Luftschichten. So mindert sie sowohl den Austausch von Wärme, als auch von Feuchtigkeit zwischen Atmosphäre und den oberen Bodenschichten. Desweiteren kann regionales Klima dadurch beeinflusst werden, dass die Schneedecke Niederschlagswasser am Abfließen hindert. Abbildung 9: Energiebilanz einer Schneedecke

10 9 Schnee Abbildung 10: Energiegleichung einer Schneedecke 2.2 Veränderungen und Prognosen Schneeansammlung und schmelze sind überwiegend der Luft und Bodentemperatur und dem Niederschlagverschuldet. So wird durch den Niederschlag die Gesamtmenge an Schnee festgelegt, doch die Lufttemperatur entscheidet ob es eher zu Regen oder zu Schneefall kommt und wie schnell der Schnee schmilzt. Der globale Aufwärtstrend der Temperaturen beeinflusst somit die Schneebedeckung. So zeigen Daten von Satellitenaufnahmen, aufgenommen zwischen 1966 und 2005, dass der Durchschnitt der monatlichen Schneebedeckung in der nördlichen Hemisphäre mit einer Rate von 1.3% pro Dekade sinkt. So liegt die durchschnittliche Schneebedeckung im Jahr 2006 bei 24,9 Millionen km² und somit 0,6 Million km² geringer als der Durchschnitt der 37 Jahre zuvor. In der nördlichen Hemisphäre für die wissenschaftlichen Untersuchungen am interessantesten erkennt man für jeden Monat, außer November und Dezember, einen Abwärtstrend für die Schneedecke, wobei der größte Unterschied zwischen Mai und August besteht. Auswertungen ergeben ein Rückgang von 7.5±3.5% der schneebedeckte Fläche im März und April von 1922 bis Abbildung 11: Schneebedeckung der nördlichen Hemisphäre

11 10 Schnee Abbildung 12: Jährliche Anomalien der Schneebedeckung Neben den schon bestehenden Einflüssen des Schnees spielt eine Veränderung der Schneefläche auch eine ökologische und ökonomische Rolle. So fand man heraus dass das Abtauen großer Schneeflächen der Hauptgrund für den drastischen Rückgang der Population der Peary Karibus Rentiere verantwortlich ist. Abbildung 13: Populationsrückgang der Rentiere "Peary Karibus" Ebenso negativ beeinflusst durch die Veränderungen des Schnees ist die Tourismus Branche die in alpinen Ländern speziell auf den Wintersport ausgerichtet ist und bei weiterer Erwärmungunternatürlichen Bedingungen nicht mehr über genügend Schnee verfügen wird.

12 11 Meereis Abbildung 14: Skiresorts mit genügend natürlichem Schneevorkommen 3 Meereis Abbildung 15: Überblick der Meereisverteilung auf der Erde Meereis eine einige Dezimeter bis Meter dicke Eisschicht entsteht durch das Gefrieren von Meerwasser, was es von einigen anderen Komponenten der Kryosphäre unterscheidet, die meist durch Niederschlag entstehen. Ein Abschmelzen des Meereises führt natürlich somit nicht zu einem Anstieg des Meeresspiegels. Mit einem mittleren Salzgehalt von 35 liegt der Gefrierpunkt des Wasser bei 1,8 C und der Prozess der Entstehung ist ein deutlich langsamerer Prozess als bei

13 12 Meereis anderen Eisarten. Im Jahresdurchschnitt sind 25 Millionen km² auf der Erde mit Meereis bedeckt, das entspricht einem Anteil von 7% der Oberfläche der gesamten Weltmeere. Abbildung 16: Meereis in der Antarktis 3.1 Unterschiede zwischen Arktis und Antarktis Schwankungen variieren zwischen Arktis und Antarktis aufgrund von den grundlegenden geographischen Unterschieden der beiden Regionen.In der Arktis varriiert die Ausdehnung der Fläche an Meereis zwischen 8±1 Millionen km² und 16±2 Millionen km², aufgrund des größeren, dauerhaften Bestands. In der Antarktis ist diese Variation zwischen 3 Millionen km² und 18±1 Millionen km² um einiges höher. Die Bewegung des Eises wird in der Arktis durch die umgebenden Länder stark eingeschränkt, weshalb die Eisdecke merklich dicker ist (2 3m) als in der Antarktis (1 2m). Der Ausdehnung des Meereises in der Antarktis steht nichts entgegen, weshalb die Dicke relativ gering bleibt, sich aber weiter ausbreiten kann. Die räumliche Ausdehnung des Meereises zeigt weitere Unterschiede auf. Findet diese in der Antarktis beinahe kreisförmig statt, so erkennt man in der Arktis wesentliche Ungleichmäßigkeiten, die Strömungen und Winden geschuldet sind. Warme Strömungen die vom Atlantik Richtung Norden strömen verhindern dort eine weitere Ausbreitung des Meereises Im Gegenzug sorgen kalte Landflächen an der kanadischen und russischen Küste für eine bevorzugte Ausbreitung.

14 13 Meereis Abbildung 17: Saisonale Schwankungen des Meereises in Arktis und Antarktis 3.2 Klimabeeinflussung des Meereises Natürlich spielt Meereis auch für das globale Klimasystem eine wichtige Rolle. Hier lassen sich zwei wichtige Punkte genauer beleuchten: Der behandelte positive Rückkopplungseffekt spielt natürlich auch bei Meereis eine wichtige Rolle im Strahlungshaushalt der Erde. Wie in nachfolgender Abbildung gezeigt, wird der Albedowert durch eine Schneedecke auf der Eisschicht noch zusätzlich verstärkt. Dies ist z.b. in der Antarktis fast ausschließlich der Fall.Da der Einfallswinkel der Sonnenstrahlung an den Polen eh schon sehr flach ist und das meiste der einfallenden Strahlung somit reflektiert wird, hat ein Schmelzen des Eises eine enorme Erhöhung der Absorption der einfallenden Strahlung durch das Meerwasser zur Folge.

15 14 Meereis Abbildung 18: Veranschaulichung unterschiedlicher Albedowerte Meereis leistet einen enormen Beitrag zum Wärmeaustausch zwischen Luft und Wasser und beeinflußt außerdem die thermohaline Zirkulation. Bei Entstehung von Meereis führt das Abkühlen und Gefrieren des Oberflächenwassers durch die Umgebungsluft zu einem Anstieg des Salzgehalts und somit der Dichte des verbleibenden Wassers (das Wasser ist thermohalin!) Dieses schwerere Wasser sinkt ab und wird Teil der thermohalinen Zirkulation. Abbildung 19: Thermohaline Zirkulation der Ozeane Desweiteren gibt es inmitten von Meereis dünn mit Eis bedeckte bzw. eisfreie Flächen, sog. Polynjas, die ebenso eine große Rolle im Wärmeaustausch zwischen Luft und Wasser spielen. Diese meist elliptischen oder runden Flächen, mit manchmal Größen von bis zu mehreren tausend Quadratkilometern, werden in küstennahe und küstenferne Polynjas unterteilt. Küstennahe Polynjas entstehen dadurch, dass Packeis von der Küste weggeweht wird und sich große eisfreie Flächen bilden in denen ständig neues Meereis entsteht, da es dort kalt

16 15 Meereis genug ist. Diese Meereis Fabriken, meist direkt am Rand der Küste oder am Rand von fest verankertem Eis gelegen, werden auch Latent Heat Polnyjas genannt, da der größte Teil des Wärmeflusses vom Wasser/Eis in die Luft in diesem Fall aus latenter Wärme besteht, das bei der Phasenumwandlung von Oberflächenwasser zu Eis entsteht. Abbildung 20: Küstennahe Polynjas Küstenferne Polynjas entstehen durch wärmeres Wasser, das durch Strömungen an die Oberfläche kommt und dort auf einer gewissen Fläche das Eis zum Schmelzen bringt. Dieser Austausch findet überwiegend durch fühlbare Wärme, aufgrund des Temperaturunterschieds zwischen Wasser und Luft, statt. Daher auch die Bezeichnung Sensible Heat Polynjas. Abbildung 21: Verschieden Arten von Polynjas und deren Entstehungsmechanismen Beide Polynja Arten sind vermutlich für 50% des gesamten Wärmeflusses zwischen Polarmeer und Polarluft verantwortlich.

17 16 Meereis Auch regionale Wetterphänomene gehören zu den Folgen solcher eisfreien Zonen, da die sonst trockene Atmosphäre an den Polen mit Feuchtigkeit angereichert wird. So zum Beispiel, wie in Abbildung 22erkennbar, der Arktische Seerauch Nebel, der durch verdunstendes Wasser in kalter Polarluft entsteht. Abbildung 22: Arktischer Seerauch Um Aussagen über die Entwicklung des Meereises treffen zu können benötigt man zuverlässige, großflächige Daten über das Eis. Solche Daten stehen erst seit den 70ern mit der Erfindung der Mikrowellenradiometrie zur Verfügung. Wie nachfolgend ersichtlich wird, weichen die Entwicklungen des Meereises in Arktis und Antarktis stark voneinander ab, weshalb sie hier auch getrennt behandelt werden sollen. 3.3 Veränderungen des Meereises Nordhalbkugel Abgesehen von Jahr zu Jahr Schwankungen weist die Meereisbedeckung der Arktis erhebliche Rückgänge sowohl für die maximalen als auch die minimalen Ausdehnungen auf. So ging die Ausdehnung seit 1979 im März um 2.5%, im September um 8.9%, pro Dekade zurück. Abbildung 23: Eisflächenanomalien und Veränderungen der Arktis

18 17 Meereis Abbildung 24: Regionale Veränderungen des arktischen Meereises pro Dekade Um Veränderungen des Meereises festzustellen bedarf es der Betrachtung einer weiterer Eigenschaft der Eisdicke. Die Untersuchungen in diesem Bereich stellen sich zwar als deutlich schwieriger dar, dennoch konnten zwischen 1950 und 1990 unregelmäßige Sonarbeobachtungen von Unterseebooten aufgezeichnet werden. Aus diesen konnte man ableiten, dass in einigen Regionen die Eisdicke sich um 40% von 3,1m auf 1,8m verringerte. Diese Zahl wurde aber in späteren Studien etwas nach unten korrigiert Südhalbkugel Im Vergleich zur Arktis deutet sich in der Antarktis ein leichter Anstieg der jährlichen Meereisfläche zwischen an. Dieser ist jedoch mit 1,2% nicht ausschlaggebend und zeigt keinen Trend. Abbildung 25: Regionale Veränderungen des antarktischen Meereises pro Dekade Diese Veränderung widerspricht aber nicht den Theorien zur Klimaerwärmung. Die Stagnation bzw. Zunahme des Meereises in der Antarktis lässt sich durch mehrere Ursachen erklären. Die Durchmischung des südlichen Polarmeeres ist wesentlich größer, d.h. an der Oberfläche erwärmtes Wasser vermischt sich schneller mit kühlerem Wasser, so dass ein Schmelzen des Eises an der Oberfläche verlangsamt wird. Desweiteren hat die Zunahme von Treibhausgasen und die Abnahme der Ozonschicht zu einer Verstärkung der Winde rund um den Südpol geführt, was weiteres Eiswachstum förderte. Auch die Albedo Rückkopplung fällt hier nicht sehr stark ins Gewicht, da die Einstrahlung aufgrund des Winkels eine sehr geringe Intensität besitzt.

19 18 Gletscher 3.4 Prognosen Die prognostizierte Entwicklung des Meereises sieht einen Rückgang von durchschnittlich 25% bis zum Jahr 2100 vor. Wobei dieser im Winter in der Arktis nur 15% betragen wird, im Sommer jedoch eine nahezu eisfreie Arktis existieren wird. Abbildung 26: Prgognostizierte Veränderungen der Meereiskonzentration 4 Gletscher Abbildung 27: Übersicht der Gletscherverteilung auf der Erde

20 19 Gletscher Ein Gletscher ist eine aus Schnee hervorgegangene Eismasse mit einem klar definierteneinzugsgebiet, die sich aufgrund von Hangneigung, Struktur des Eises, Temperatur und der aus der Masse des Eises und den anderen Faktoren hervorgehenden Schubspannungeigenständig bewegt. Gletscher benötigen eine Reihe von entscheidenden Faktoren zu ihrer Entstehung. So ist eine langfristig ausreichend niedrige Temperatur nötig, damit es zu Schneefall kommt. Die Höhenlinie, ab der im langjährigen Mittel mehr Schnee fällt als dort abtauen kann,ist die klimatische Schneegrenze. Diese kann bedingt durch Beschattung oderexponierte Sonnenlagen (z. B. Südhang in einem Gebirge der Nordhalbkugel) lokal ummehrere hundert Meter vom eigentlichen Mittelwert der Region abweichen. Man sprichtin diesem Fall von der orografischen Schneegrenze. Nur oberhalb dieser Grenzlinienkann bei geeignetem Relief auf Dauer so viel Schnee fallen, dass dieser einemetamorphose durchlaufen kann. 4.1 Akkumulation und Metamorphose Der Prozess der Ansammlung von Schneemassen wird Akkumulation genannt, und infolgedessen der Entstehungsbereich eines Gletschers auch Akkumulationsgebiet (Nährgebiet). Reicht die Schneemächtigkeit aus, dass durch die Auflast der oberen dietieferen Schichten zusammengepresst werden, beginnt die Metamorphose des Schneeshin zu Gletschereis. Dabei wird durch den in der Tiefe immer höher werdenden Druckdie im Neuschnee noch 90 % des Volumens ausmachende, in Hohlräumeneingeschlossene Luft herausgepresst. In Gletschereis kann somit der Luftanteil bis aufetwa 2% sinken. Eis mit einem so geringen Luftanteil besitzt meist eine bläuliche, seltener auch leicht grünliche Farbe. Höhere Temperaturen beeinflussen die Metamorphose positiv auf zweierlei Wegen. Zum einen bilden sich in wärmeren (temperierten) Gletschern in der Regel kleinere Eiskristalle, wodurch hier und auch in den Vorstufen des Eises wie Firn und granularemeis eine leichtere Bewegung möglich ist, bei der leichter Luft freigesetzt werden kann. Darüber hinaus kann auch oberflächliches Material aufschmelzen und erneut gefrieren,ohne den Gletscher zu verlassen. So kann zumindest in kleineren Mengen sogar imtageszyklus eine Metamorphose von Schnee zu Eis stattfinden ohne die bei derdruckmetamorphose üblichen Zwischenstufen. 4.2 Ablation Schmelzwasser kann oberflächlich oder unter dem Gletscher (subglazial) diesen verlassen und wird so dem Massenhaushalt des Gletschers entzogen.

21 20 Gletscher Subglaziale Schmelzwässer treten meist aus einer als Gletschertor bezeichneten Öffnung in der Gletscherzunge aus,die sich im sog. Zehrgebietbefindet, dem Gegenstück zum Nährgebiet über dergleichgewichtslinie. Ist ein solcher Abfluss versperrt bzw. tritt nicht auf, entsteht ein unter dem Eis befindlicher, verborgener Gletschersee, die sog. Wassertasche. Insbesondere polare Gletscher verlieren auch an Masse durch den Prozess dersublimation, wobei Wasser direkt vom festen in den gasförmigen Aggregatszustandübergeht. Manche Gletscher werden darüber hinaus durch das Relief zur Ablation gezwungen. Dies ist der Fall, wenn beispielsweise ein Gebirgsgletscher an eine steile Felskante wächst und dann Material als Eissturz diese Steilkante herabfällt, oder eine Inlandeismasse bis an eine Küste heranwächst und sich dort kein Eisschelf ausbildenkann, sondern der Gletscher hier zum Abkalben gezwungen ist. Dabei brechen Teile deseises heraus und können daraufhin als Eisberge über das Meer treiben. Tafeleisbergeentstehen, wenn Teile eines Eisschelfs herausbrechen, welches aufgrund seinerschwimmenden Ausgangslage eine sehr ebene Ober und Unterfläche ausgebildet hat. 4.3 Massenhaushalt Abbildung 28: Gletschertor mit abfliessendem Schmelzwasser Die Massenbilanz Beines Gletschers setzt sich zusammen aus dem Massengewinn durch Akkumulation C und dem Massenverlust durch Ablation A in kg. Nach Division durch die Dichte des Wassers kann die spezifische Bilanz als Wasseräquivalent ausgedrückt werden (in mm Wassersäule):

22 21 Gletscher Abbildung 29: Massebilanz einer Schneedecke oder eines Gletschers 4.4 Schichten eines Gletschers Trockenschnee Zone(Dry snow zone): Auch während der Sommermonate schmilzt kein Schnee ab. Die einzigen Trockenschnee Zonen sind im InnenbereichGrönlands und der Antarktis sowie in Gipfelnähe der höchsten Gebirge in Alaska,Yukon und Zentralasien zu finden. Filtrationszone(Percolation zone): (Schmelz)wasser kann bei Temperaturen unter 0 C bis zu einer gewissen Tiefe einsickern. Das Wiedergefrieren vonschmelzwasser hat den größten Anteil an der Erwärmung des Schnees. (1 ggefrierendes Wasser erwärmt 160 g Schnee um 1 C) Nasschnee Zone(Wet snow zone): Hier kann (Schmelz)wasser auch in Schichtenaus vergangenen Jahren einsickern. Lagerzone(Superimposed Ice zone): In niedrigeren Höhen wird sovielschmelzwasser produziert, dass die Eisschichten in eine kontinuierliche Eismasseübergehen. Die Lagerzone ist die Grenzlinie zwischen Firn und Eis auf dergletscheroberfläche zum Ende der Schmelzsaison. Abbauzone(Ablation area): Unterhalb der Gleichgewichtslinie beginnt die Abbauzone. Hierfindet über das ganze Jahr hinweg gesehen einnettomassenverlust statt.

23 22 Gletscher Abbildung 30: Verschiedene Schichten eines Gletschers 4.5 Gletschertypen Je nach Entwicklungsstadium und Entstehungsweise unterscheidet man verschiedenegletschertypen: Auslassgletscher: Bilden sich am Rand von Eiskappen oder Eisschilden, wenn das Eis durch relativ schmale Auslässe fließen muss, die vom Relief vorgegebensind. Meist haben sie die Form von Talgletschern, manchmal auch vonvorlandgletschern. Eisstromnetz: Wachsen Talgletscher so stark an, dass das Gletschereis dietalscheiden überfließen kann, spricht man von einem Eisstromnetz. Die Bewegungdes Eises wird aber dennoch vor allem vom vorhandenen Relief gesteuert. DieGletscher der Alpen erzeugten auf dem Höhepunkt der letzten Vereisung einsolches Netz. Heute findet man solche Eisstromnetze noch zum Beispiel infranz Joseph Land (Nordpolarmeer), Spitzbergen oder Alaska. Hanggletscher: Meist vergleichsweise kleine Eisansammlung an einem Berghang,die ohne deutliche Zungenbildung enden oder über eine Wandstufe abbrechen( Eisbalkon ). Ein Extremfall ist der Hängegletscher.Hängegletscher sind Gletscher, die an steilen Felswänden mit über 40 Neigung hängen. Oft haben sie kein Zehrgebiet, da die Zungen durch das eigene Gewichtabbrechen oder in einem tiefergelegenen Hang oder Talgletscher enden. IhrNährgebiet wird meist von großen Firnrinnen, Eiskappen oder Hanggletscherngebildet. Kargletscher: Eismassen geringer Größe, die sich sonnengeschützt in einermulde, dem so genannten Kar, befinden. Kargletscher besitzen keine deutlichausgebildete Gletscherzunge. Oft sind sie Hängegletscher. Durch die geschütztemulde können sie tiefer auftreten als Talgletscher.

24 23 Gletscher Lawinengletscher: Gletscher, die unterhalb der Schneegrenze liegen und daherkein eigenes Nährgebiet haben. Sie liegen meist im Schutz großersonnenabgewandter Bergwände und werden von abgelagertem Lawinenschneegespeist. Daher können sie noch sehr weit unterhalb der Schneegrenze auftreten.obwohl sie nicht sehr groß werden, zeigen sie je nach Verhältnissen alle typischengletschermerkmale wie Eisbewegung und Gletscherspalten. Der am tiefstengelegene Gletscher Mitteleuropas ist die Eiskapelle am Fuß derwatzmann Ostwand, ca. 950 m Höhe. Sie ist ein typischer Lawinengletscher. Piedmontgletscher oder Vorlandgletscher: Bilden sich in Bergkettenvorgelagerten Ebenen. Eismassen, die sich aus den Tälern des Gebirgesvorschieben, breiten sich ringförmig beziehungsweise fächerförmig imvorgelagerten Flachland aus. Der größte Gletscher dieser Art ist dermalaspinagletscher in Alaska. Plateaugletscher oder Eiskappe: Ein kleines Inlandeis, begrenzt aufhochplateaus (Beispiele: der Vatnajökull auf Island, oder der Jostedalsbreen inskandinavien) oder im Kleinformat auf die Gipfelkuppen breiter Bergmassives,zum Beispiel am Montblanc. Auch der Gepatschferner in den Ötztaler Alpen istein Plateaugletscher, dessen Zunge zusätzlich einen Auslassgletscher bildet. Abbildung 31: Der Briksdalsbreen in Norwegen als Beispiel für den gröÿten Plateugletscher Talgletscher: Eismassen, die ein deutlich begrenztes Einzugsgebiet besitzen undsich unter dem Einfluss der Schwerkraft in einem Tal abwärts bewegen. Klassischdafür sind die großen Gebirgsgletscher. Sowohl die Menge des Schmelzwassers alsauch die Fließgeschwindigkeit des Gletschers variiert im Jahresverlauf mit einemmaximum im Sommer. Obwohl

25 24 Gletscher Talgletscher nur etwa ein Prozent dervergletscherten Gebiete der Erde ausmachen, sind sie wegen ihres imposantenaussehens der bekannteste Gletschertyp (Beispiel: Aletschgletscher). Sie könnenselbst außerhalb der Polargebiete gewaltige Ausmaße annehmen: Die größtengletscher dieser Art sind der Fedtschenkogletscher (78 km) im Pamir, derkahiltnagletscher (77 km) am Mount McKinley (Alaska) und der Baltorogletscher(57 km, mit seinen Zuflüssen Godwin Austen und Gasherbrum Gletscher etwa 78km) im Karakorum. Inlandeis oder Eisschild: Die größten Gletscher überhaupt. Eismassen, die somächtig werden, dass sie das Relief fast vollständig überdecken und sich auchweitgehend unabhängig von ihm bewegen (z. B. in Grönland oder der Antarktis).Einige Wissenschaftler unterscheiden jedoch die großen Inlandeismassen von denkleineren Gletschern und bezeichnen sie deshalb nicht als Gletscher. 4.6 Klimabeeinflussung der Gletscher Im Allgemeinen besitzen Gletscher und Eiskappen nur eine sehr geringewirkung auf das globale Klima. Die unmittelbaren klimatischen Auswirkungen (Albedo,Wärmeentzug) reichen über lokale und allenfalls regionale Dimensionen nicht hinaus. Die etwa Gletscher und Eiskappen der Erde (einschließlich der an die großeneisschilde angrenzenden Gletscher) bedecken eine Fläche von etwa km² undbilden ein Volumen von km³, was ungefähr einem Meeresspiegelanstieg von 0,5m entspricht. Ohne die Gletscher in den Randzonen der Eisschilde Grönlands undantarktikas, deren Abschmelzen einen Meeresspiegelanstieg von 0,34 m verursachenwürde, wäre der Einfluss auf den Meeresspiegel mit 16 cm noch viel geringer. Warum Gletscher jedoch Gletscher trotzdem ideale Klimaindikatoren sind, liegt auf der Hand: Sie reagieren sehr sensibel auf Klimaänderungen, da atmosphärische Veränderungen sich direkt auf den Masse bzw. Energiehaushalt des Gletschers auswirken. So signalisiert eine Veränderung des Massehaushalts (vertikale Dicke) eines Gletschers eine Veränderung des Klimas eines Jahres ohne Verzögerung. Der Rückgang bzw. die Zunahme der Länge eines Gletschers ist andererseits ein verzögertes, gefiltertes und indirektes Feedback von Klimaveränderungen. So auch geringe Temperaturänderungen wie z.b. 0,1 C pro Dekade über einen lang genugen Zeitraum einen Rückgang eines Gletschers von mehreren hundert Metern zu Folge haben ein idealer Indikator.

26 25 Gletscher Während die Gletscher während der so genannten kleinen Eiszeit zwischen dem 16. und dem Beginn des 19. Jahrhunderts weltweit auf dem Vormarsch waren, ist seitdem ein fast durchgehender Rückzug mit Ausnahme der Jahre zu beobachten, der sich seit 1980 noch einmal deutlich beschleunigt hat. Der nahezu uniforme Rückzug der Gletscher rund um den Globus gilt als eindeutiges Zeichen des vom Menschen verursachten Treibhauseffekts und der damit verbundenen Klimaerwärmung. Bei 30 Referenzgletschern auf der ganzen Welt wurde kontinuierlich der Masseverlust seit 1975 bestimmt und zeigt einen durchschnittlichen jährlichen Masseverlust von 0,58m Wasseräquivalent für die jüngste Dekade ( ). Dies ist doppelt soviel wie eine Dekade früher ( ) mit 0,25m, und sogar vier mal so viel wie 20 Jahre zuvor ( )mit damals 0,14m. Diese Messungen stimmen mit Schätzungen einer weiteren Messreihe mit mehr als 300 Gletschern überein. Abbildung 32: Masseverlust und Lokalisierung der 30 Referenzgletscher Der Trend einer immer größer werdenden negativen Massebilanz der Gletscher ist ein unwiderlegbares Zeichen für die bestehende Klimaerwärmung wie anhand folgender Zahlen auch in Europa zu sehen ist:

27 26 Gletscher Abbildung 33: Gletscherrückgang europäischer Gletscher Die Gletscher der europäischen Alpen erreichten ihren flächenmäßigen Höhepunkt um Bis zu den 1970ern nimmt man an, dass diese insgesamt 35% ihrer Fläche verloren hatten, bis 2000 sogar fast 50%. Das Gesamtvolumen des Eises fiel von 200km³ auf 100km³ respektive 75km³. Besonders deutlich zu sehen ist das sehr schnelle Sinken des Gletscherfläche ab ca Hier einige Beispiele von Gletschern und deren Veränderungen aus verschiedenen Regionen: Abbildung 34: Veränderung des Vernagtferner, Österreich

28 27 Gletscher Abbildung 35: Veränderung des Fetschenko Gletschers in Tajikistan Abbildung 36: Weitere Gletscherveränderungen

29 28 Gletscher Abbildung 37: Veränderungen des Gletschereises am Kilimanjaro, Ostafrika 4.7 Prognosen Die Temperaturänderung von 1850 bis 2005 beträgt 0,75 C. Diese ist im Rückgang der Gletschermassen und ausmaße klar manifestiert. Wissenschaftler prognostizieren zum Ende des 21. Jahrhunderts ein Temperaturanstieg zwischen +1,1% und +6,4% und einen Niederschlagsänderung von 30% bis +30%. Ein solcher Anstieg der durchschnittlichen jährlichen Lufttemperatur wird die schon dramatischen Veränderungen der Gletscher beschleunigen. So werden Gletscher in den Alpen, die meist nicht zu lang und relativ steil sind, diese Veränderungen zuerst spüren. Eine Computersimulation zeigt, dass die europäischen Alpen 80% ihrer Gletscherbedeckung verlieren würden, falls die Sommertemperatur um 3 C ansteigt. Um die Massebilanz im Gleichgewicht zu halten bräuchte man jedoch pro 1 C einen Niederschlagsanstieg um 25%.

30 29 Literaturverzeichnis 5 Literaturverzeichnis Intergovernmental Panel on Climate Change. (2007). Climate Change 2007: The Physical Science Basis. IPCC. Pritchard, H. D. (2009). Extensive dynamic thinning on the margins of the Greenland and Antarctic Ice Sheets. Nature, Vol 461. Slaymaker, O. (2007). The Cryosphere and Global Environmental Change. Blackwell Publishing. United Nations Environment Program. (2007). Global Outlook for Ice & Snow. University of Boulder, C. U. (2009). National Snow and Ice Data Center.

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