Klimaänderung und Wasserkraft

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1 Klimaänderung und Wasserkraft Sektorielle Studie Wallis Modul B Gletscherszenarien Geographisches Institut, Universität Zürich Frank Paul, Andreas Linsbauer, Wilfried Haeberli

2 Zusammenfassung des Projekts CCGlinCH Das Projekt CCGlinCH (Climate Change impacts on glaciers in Switzerland) wurde zu gleichen Teilen von zwei Projekten gefördert, (1) Klimaänderung und Wasserkraft im Auftrag von Swisselectric Research, Bundesamt für Energie (BFE), Kanton Wallis, und Forces Motrices Valaisannes FMV SA, sowie (2) Klimaänderung und Hydrologie (CCHydro) im Auftrag des Bundesamtes für Umwelt (BAFU). Weiterhin gibt es eine enge Zusammenarbeit mit dem Teilprojekt NELAK des NFP61 (Nachhaltige Wassernutzung). Im Rahmen von CCGlinCH liegt die Unterscheidung zwischen (1) und (2) im wesentlichen in der räumlichen Abgrenzung des Untersuchungsgebietes: (1) - Wallis, (2) - ganze Schweiz. Die Grundlegende Fragestellung war für beide Projekte die gleiche: Wie werden sich unter vorgegebenen Klimaszenarien die Gletscher in der Schweiz (bzw. im Wallis) in Zukunft verändern. Der technische Kern der Studie besteht in der Bereitstellung von Rasterdaten der Gletscherflächenentwicklung mit 100 m Auflösung in Zeitschritten von 5 Jahren (von ) als Eingangsdatensatz für das hydrologische Modell PREVAH. Überdies soll für alle Gletscher und Zeitschritte die mit Schnee bedeckte Fläche ermittelt werden. Um diese Ziele zu erreichen wurden drei verschiedene Modelle entwickelt, zwei berechnen die zukünftige Entwicklung der Gletscher und eines die räumlich Verteilung der Gletscherdicke. Alle drei Modelle sind optimiert für die Anwendbarkeit auf grosse Regionen, dass heisst sie benötigen nur wenige Eingabedaten und verwenden vereinfachte aber physikalisch robuste Annahmen. Dabei verallgemeinern sie die Charakteristiken einzelner Gletscher zu einem gewissen Grad und erlauben daher eher Rückschlüsse auf der regionalen als auf der lokalen Skala. Durch die Vereinfachungen in den beiden Modellen zur Gletscherentwicklung konnten auch die Klimadaten vereinfacht werden. So wurden z.b. die nur sehr geringen Änderungen des Niederschlages nicht berücksichtigt, Temperaturänderungen wurden nicht weiter räumlich differenziert, und die zehn Klimaszenarien wurden zu dreien zusammengefasst. Mit dem Modell welches die zukünftige Ausdehnung der Gletscher über eine Verschiebung der Gleichgewichtslinie (um 150 m pro Grad Temperaturänderung) berechnet ergibt sich tendenziell eine Obergrenze für die Geschwindigkeit des Gletscherschwundes, insbesondere der grossen Gletscher. Im Modell welches den Gletscherschwund über die Dickenabnahme ableitet, gehen zunächst nur die dünnen und tiefgelegenen Gletscherbereiche verloren. Erst in der zweiten Hälfte des 21. Jahrhunderts verschwindet auch das heute noch sehr dicke Eis grosser Gletscher zunehmend. Insbesondere bei den grössten Gletschern wirkt sich dabei die nur geringe Neigung des Gletscherbettes fatal aus. Sie können sich quasi nicht in höhere Regionen zurückziehen, um wieder mit dem Klima ins Gleichgewicht zu kommen, sondern gelangen im Gegenteil beim Abschmelzen mit ihren Oberflächen in immer tiefere Lagen. Das verstärkt die Schmelze enorm und wird sich insbesondere bei Aletsch, Gorner und Unteraargletscher stark auswirken. In Übereinstimmung mit früheren Berechnungen und detailierteren Studien für einzelne Gletscher gehen bis ins Jahr 2100 etwa 50-80% der Gletscherfläche verloren, je nach Modell und Klimaszenario. Die modellierten Gletscherbetten zeigen eine grosse Anzahl von Übertiefungen in denen sich potenziell Seen mit teilweise grossen Flächen und Volumina bilden können. Die Seen können möglicherweise kraftwerkstechnisch genutzt werden, stellen in einer zunehmend destabilisierten Hochgebirgslandschaft aber auch eine Gefahr dar, z.b bei einem Ausbruch. Die Seen können den Gletscherschwund markant beschleunigen, wie man jüngst am Triftgletscher (oder zur Zeit am Rhonegletscher) beobachten konnte. Ebenfalls stark beschleunigend wirkt sich die seit dem Extremsommer 2003 beobachtete, nachhaltige Verringerung der Albedo durch Staubeintrag aus. 2

3 Inhalt Zusammenfassung Einleitung Ziele Untersuchungsgebiet und verwendete Daten Untersuchungsgebiet Verwendete Daten Klimaszenarien 8 4. Modellentwicklung GWL Reaktionsmodell Dickenabnahme Gletscherbetten (GlabTop) Ergebnisse Die Schweiz ohne Gletscher Zukünftige Gletscherausdehnung Diskussion Gletscherbetten Potenzielle Seen Szenarien der Gletscherentwicklung Schlussfolgerungen und Wertung Dank 27 Literatur

4 1. Einleitung Um zu berechnen, wie sich die vom Klima beeinflussten Gletscher und deren Abfluss in Zukunft ändern werden, braucht es zweierlei: (1) Angaben über das zukünftige Klima und (2) eine mathematische Beschreibung der Reaktion des untersuchten Phänomens auf das Klima. Beides wird mit Computermodellen berechnet, in welchen dass Prozessverständnis in Gleichungen formuliert und dann numerisch gelöst wird. Je nach betrachtetem Phänomen und der relevanten Raum- und Zeitskala werden dabei gewisse Prozesse vernachlässigt oder mit vereinfachten Beschreibungen angenähert (parametrisiert). Wenn diese Vereinfachungen sich an den relevanten Prozessen orientieren, kann man auch mit sehr einfachen Modellen die wirklichen Vorgänge realistisch beschreiben. Die Entwicklung bei den Klimamodellen mit ihrer in den vergangenen zwei Dekaden immer weiter zunehmenden Komplexität zeigt dies sehr anschaulich. Dabei hat sich die generelle Aussage, dass sich die globale Temperatur bei einem weiteren Anstieg der Treibhausgase bis 2100 um mehrere Grad erhöhen wird, in diesem Zeitraum nicht geändert. Bezüglich der untersuchten Raum- und Zeitskalen zeigen Klimamodelle auch sehr klar, welche Art von Kompromissen man eingehen muss. Bei einer höheren räumlichen Auflösung muss man das Modellgebiet verkleinern, um den Rechenaufwand in Grenzen zu halten, da gleichzeitig auch die Anzahl der relevanten Prozesse grösser wird und die Anzahl Gleichungen und Parametrisierungen entsprechend zunimmt. Für jeden Prozess, der dann nur angenähert beschrieben wird (z.b. weil die physikalischen Details nur ungenau bekannt oder zu komplex sind) erhöht sich die Unsicherheit der Aussage. Um das etwas abzumildern gibt es die Möglichkeit, Modelle zu kalibrieren, d.h. die Modellergebnisse an die Beobachtungen in der Natur anzupassen, indem meistens einer der nur ungenau bekannten Parameter solange verändert wird (man spricht auch von tunen ) bis beides (Modell und Beobachtung) übereinstimmt. Das ist z.b. bei hydrologischen Modellen für den Gletscherabfluss verbreitet, da es nur auf den Abfluss ankommt. Damit verlieren die Modelle allerdings ihre allgemeine Gültigkeit und müssen für jede Region wieder neu angepasst werden. Auch ist es möglich, dass gewisse Bedingungen aus der Kalibrationsperiode in der Zukunft nicht mehr so zutreffen (z.b. durch unberücksichtigte Rückkopplungen) und die Modellergebnisse dann zunehmend daneben liegen. Für die hier betrachteten Szenarien der zukünftigen Gletscherentwicklung sind diese Zusammenhänge zu berücksichtigen. Jedes Modell hat seinen spezifischen Anwendungsbereich, für den es optimiert wurde. Ein Modell welches die Reaktion aller Schweizer Gletscher auf einmal berechnet (wie in diesem Modul), verwendet andere Gleichungen als eines, welches die Berechnungen nur für einzelne Gletscher ausführt. Letzteres ermöglicht es, eine physikalisch komplexere Beschreibung der Prozesse zu verwenden. Dadurch erzielt man allerdings nicht zwangsläufig auch Ergebnisse mit höherer Genauigkeit. Generell müssen dann nämlich auch die Eingabedaten sehr viel genauer sein und das sind sie aufgrund der angewendeten Extrapolationen und empirischen Grundlagen nicht unbedingt. In diesem Sinne liegt bei komplexen Modellen manchmal nur eine Scheingenauigkeit vor: Solche Modelle können zwar ansprechendere Ergebnisse produzieren (z.b. die zukünftige Entwicklung eines Gletschers in jährlicher Auflösung) müssen aber nicht unbedingt realistischer sein als einfachere Ansätze. Es kommt also darauf an, die von den verschiedenen Modellen erzielten Ergebnisse im Rahmen ihres vorgesehenen Zwecks zu interpretieren und ihre Anwendbarkeit und Unsicherheiten dementsprechend zu beschreiben. Unter der Vorraussetzung, dass Klimamodelldaten verwendet werden um ein solches Impaktmodell anzutreiben, kommen zwei weitere Unsicherheiten 4

5 hinzu. Die erste bezieht sich auf die verschiedenen Klimamodelle selber und ist im Bericht des IAC beschrieben (Bosshard et al., 2011). Für ein vorgegebenes Szenario der globalen Entwicklung (Wirtschaft, Bevölkerung, Emissionen, etc.) berechnen verschiedene Klimamodelle jeweils andere Entwicklungen von Temperatur und insbesondere Niederschlag. Es gibt z.b. Unterschiede in der Stärke der Änderung, der Saisonalität und der jeweils betroffenen Region. Diese Variabilitäten werden im Rahmen des Gesamtprojektes berücksichtigt, indem für die Impaktmodelle (Gletscherentwicklung, Abfluss) verschiedene Klimamodelketten verwendet werden können (siehe Bosshard et al. 2011). Die zweite Unsicherheit bezieht sich auf unterschiedliche Szenarien der gesellschaftlichen Entwicklung (als Antrieb für die Klimamodelle) welche hier unberücksichtig bleiben. Bei der Verwendung der Klimamodelldaten ergeben sich dann auch wieder Unterschiede in Bezug auf das verwendete Impaktmodell. Während der Niederschlag (und dessen Änderung) für ein hydrologisches Modell sehr wichtig ist, kann er in einem Gletscherreaktionsmodell nur parametrisiert sein. Um zu ermitteln welchen Einfluss z.b. der Niederschlag auf das Modellergebnis hat, führt man mit einem Modell, welches ihn berücksichtigt sog. Sensitivitätsstudien durch. Dabei wird nur der Niederschlag um bestimmte Werte verändert (z.b. um ±10%), während alle anderen Modellparameter konstant bleiben. Derartige Studien zeigen, dass der Niederschlag im Winter (in Form von Schnee) im Vergleich zum Sommer (als Regen) sehr viel wichtiger für die Gletscherentwicklung ist und dass er mit zunehmender Temperatur insgesamt immer mehr an Einfluss verliert (z.b. Zemp et al., 2006). Umgekehrt nimmt sein Einfluss im Sommer bei sinkender Temperatur zu, da er dann auch in tieferen Lagen als Schnee fallen kann (und dann die Schmelze für einige Tage stoppt). Falls nun vom Klimamodell nur geringe Änderungen des zukünftigen Niederschlags ermittelt wurden, resultiert aus seiner Vernachlässigung in einem Modell auch nur eine kleine Unsicherheit. Unter Berücksichtigung der bei den Eingabedaten und den anschliessenden Berechnungen jeweils vorgenommen Vereinfachungen, lassen sich dann die Modellergebnisse bewerten. Dabei können z.b. Ober- oder Untergrenzen der zeitlichen Entwicklung für das jeweilige Szenario bestimmt werden, je nachdem welche Aussage gemacht werden soll. Der hier verwendete Ansatz einer Gleichgewichtsbetrachtung für die Gletscherflächenentwicklung berücksichtigt z.b. nicht das verzögerte Abschmelzen grosser Eismassen ( transient response ). Für kürzere Zeitabschnitte ergeben sich deshalb zu grosse Geschwindigkeiten des Gletscherflächenschwundes. Diese sind aber nicht einfach falsch sondern geben eine Obergrenze für die Geschwindigkeit der zeitlichen Entwicklung (und damit eine minimale Planungszeit für allfällige Massnahmen). In einem hydrologischen Modell, welches die erwartete Zunahme des Abflusses nur über die Entwicklung der Gletscherfläche berücksichtigt, bewirkt der anfänglich zu starke Flächenverlust aus diesem Modell vielleicht sogar eine korrekte Beschreibung der Abflussmengen. In diesem Sinne gibt es keine richtigen bzw. falschen Modelle, sondern nur für den jeweiligen Zweck geeignete und weniger geeignete. 2. Ziele Das übergeordnete Ziel dieses Moduls ist die Erstellung von Schwundszenarien für alle Gletscher der Schweizer Alpen im 100 m Raster als Eingabedatensatz für das verwendete hydrologische Modell. Die weiteren Bedingungen waren, zwischen Ablations- und Akkumulationsgebiet zu unterscheiden und die veränderte Fläche in regelmässigen Zeitabständen (10 Jahre) vorliegen zu haben. Diese Ziele wurden in diesem Modul mit zwei verschiedenen Ansätzen verfolgt. Zum einen wurde das einfache Reaktionsmodell der Gleichgewichtslinie (GWL) von 5

6 Paul et al. (2007) verwendet, welches die GWL gemäss einer vorgegebenen Temperaturänderung verschiebt, dadurch das Akkumulationsgebiet verkleinert und daraus eine neue Gesamtfläche für jeden Gletscher berechnet (siehe 4.1). Als zweites Modell wurden die über einen Zeitraum von 15 Jahren ( ) ermittelten Dickenänderungen für alle Schweizer Gletscher in Abhängigkeit von der Höhe parametrisiert und diese in die Zukunft fortgeschrieben (siehe 4.3). Damit sich daraus Veränderungen der Gletscherfläche ergeben, braucht es noch Informationen über die Gletscherdicke bzw. der Höhenlage des Gletscherbettes auf einem regelmässigen Raster. Diese wurden für alle Gletscher der Schweizer Alpen (> 0.1 km 2 ) mit dem Ansatz von Linsbauer (2008) berechnet (siehe 4.2). Die so modellierten Gletscherbetten erlauben auch das Detektieren von lokalen Übertiefungen in der subglazialen Topographie, in welchen sich in Zukunft möglicherweise Seen bilden werden. Diese können den Gletscherschwund stark beschleunigen und wirken zudem als Sedimentfallen für Geschiebe im Abfluss. Das Integrieren der Zeitabhängigkeit war etwas aufwendiger, da beide Modelle keine Zeitachse besitzen. Das GWL Reaktionsmodell bestimmt nur neue Gleichgewichtsausdehnungen und das Modell mit der Dickenabnahme schreibt einen beobachteten Trend fort. Nach verschiedenen nicht befriedigenden Berechnungen mit gletscherspezifischen Reaktionszeiten wurde auch hier eine einfache Lösung gefunden. Diese passt zwar nicht für alle Gletscher gleich gut, ist aber kompatibel mit der Einfachheit des GWL Reaktionsmodells. Für dass zweite Modell wurde die in der Periode beobachtete Dickenänderung als repräsentativ für einen Zeitraum von 25 Jahren und einen Temperaturanstieg von 1 Grad angesehen (zwischen waren die Veränderungen der Gletscherflächen gesamthaft relativ klein) und dann linear in die Zukunft extrapoliert. Zu bemerken ist hier noch, dass die Gletscher immer auf eine Klimaänderung in der Vergangenheit reagieren während sich die GWL sofort anpasst. Dadurch muss der Anstieg der GWL separat von der eigentlichen Änderung der Gletscherfläche ermittelt werden. Zusammengefasst hat diese Studie im Hinblick auf das übergeordnete Ziel folgende Teilziele: (1a) vorhandenes GWL Reaktionsmodell verbessern und zeitabhängig machen (1b) automatisiertes Erstellen der 100 m Raster (mit den Werten 0: kein Gletscher, 1: Ablationsgebiet, 2: Akkumulationsgebiet) (2a) Gletscherdicken modellieren und Gletscherbetten ableiten (2b) Gletscherrückgang durch parametrisierte Dickenabnahme bestimmen (2c) Übertiefungen ermitteln (potentielle Seen) (3) Visualisierung und Publikation der Ergebnisse 3. Untersuchungsgebiet und verwendete Daten 3.1 Untersuchungsgebiet Für die Entwicklung des Gletscherbettmodells (GlabTop) wurde die Berninaregion ausgewählt. Das Berninamassiv ist eine der am stärksten vergletscherten Gebirgsgruppen der Ostalpen. Der Piz Bernina ist mit 4049 m ü.m. der höchste Berg der Region und von mehreren grossen Gletschern umgeben. Bei der Eingrenzung des Untersuchungsgebietes beschränkten wir uns auf Schweizer Gletscher, welche hauptsächlich nach Norden ausgerichtet sind und auch die drei grossen Talgletscher Morteratsch/Pers, Tschierva und Roseg umfassen. Der Morteratschgletscher erstreckt sich von annähernd 4000 m hinab bis auf rund 2020 m ü.m. und ist mit 16 km 2 (1999) der grösste Gletscher des Gebietes. 6

7 Das Anwendungsgebiet umfasst die ganze Schweiz mit allen 2365 Gletscher des Gletscherinventars von 1973 die grösser als 0.01 km 2 sind. Diese erstrecken sich von etwa 1500 m bis 4500 m ü. M. mit einer mittleren Höhe von etwa 2900 m ü. M. Die 71 Gletscher mit einer Fläche grösser als 3 km 2 tragen 58% zur gesamten Schweizer Vergletscherung im Jahr 1973 bei. Gletscher die kleiner als 1 km 2 sind, summieren 91% der gesamten Anzahl und 24% der vergletscherten Fläche auf sich. Der sehr unterschiedliche Beitrag der Gletscher zur Anzahl und Gesamtfläche ist in Fig. 1a dargestellt. Die Höhenerstreckung in Abhängigkeit von der Fläche zeigt Fig. 1b. Fig. 1: a) Kumulativer Beitrag der jeweiligen Gletscherfläche zur gesamten Fläche bzw. Anzahl. b) Gletscherfläche gegen Höhenerstreckung. Das Grosseinzugsgebiet Wallis ist bezogen auf die Schweizer Vergletscherung von grosser Bedeutung. Von den insgesamt 1303 km 2 Gletscherfläche (1973) liegen 881 km 2 (68%) im Wallis. Bezogen auf die Anzahl sind das von 2365 Gletschern (grösser als 0.1 km 2 ) nur 980 (41%), was zeigt, dass viele grosse Gletscher im Wallis liegen. Von den 15 grössten Gletschern liegen nur 4 nicht im Einzugsgebiet der Rhone und von den 71 Gletschern die 1973 grösser als 3 km 2 waren gehören 54 zum Wallis was einen flächenmässigen Anteil von 83% ausmacht. 3.2 Verwendete Daten Die verwendeten digitalen Höhenmodelle (DHM) wurden vom Bundesamt für Landestopografie (swisstopo) aus Luftbildern erstellt und haben eine Zellgrösse von 25 m. Diese DHMs basieren auf der Interpolation von Höhenlinien der topographischen Karten (1:25 000), den Hauptbruchkanten und Höhenkoten (Rickenbacher, 1998). Es existieren zwei Versionen dieses Datensatzes: eine Version Level 1 von ca und eine Version Level 2 von ca Der Unterschied dieser beiden DHMs besteht abgesehen vom Aufnahmedatum im angewendeten Interpolationsalgorithmus. In der Berninaregion sind beide DHMs von Es wurden zwei verschiedene digitale Datensätze der Gletscherumrisse benutzt: Zum einen die nachdigitalisierten Umrisse des Schweizer Gletscherinventars von 1973 (Müller et al., 1976). Diese Umrisse entsprechen sehr gut dem DHM25L1, da in der Zeitspanne von 1973 bis 1985 gesamthaft nur relativ kleine Veränderungen an den Gletscherflächen stattfanden. Zum anderen die Gletscherumrisse aus dem Schweizer Gletscherinventar 2000 (SGI2000), die aus Daten des Satelliten Landsat der Jahre 1998/1999 abgeleitet wurden (Paul, 2007). Zu diesen Umrissen passt das DHM25L2 wesentlich besser. 7

8 Der dritte verwendete Datensatz besteht aus den Höhenänderungen der Gletscheroberfläche von 1985 bis 1999 wie sie aus der Subtraktion des DHM25L1 vom SRTM DHM abgeleitet wurden (Paul und Haeberli 2008). Da das SRTM DHM (ca. 90 m Auflösung) zahlreiche Datenlücken und Artefakte enthält wurde es nicht direkt verwendet, sondern im Rahmen dieser Studie wurden separat für jedes Grosseinzugsgebiet die mittleren Höhenänderungen pro 100 m Höhenstufe abgeleitet. 3.3 Klimaszenarien Modellketten und Parameterauswahl Im Bericht für das Modul 1 sind die Klimadaten für die gerechneten Modelketten und eine erste Analyse dargestellt (Bosshard et al., 2011). Mit dem verwendeten statistischen downscaling wurden Temperatur und Niederschlag für eine Vielzahl von Stationen mit Tagesauflösung und die beiden Szenarioperioden ( und ) berechnet. Wie bereits erwähnt, verwenden wir für die beiden Gletscherreaktionsmodelle nur die Jahresmittelwerte der Temperatur in beiden Perioden ohne weitere räumliche Differenzierung. Um dennoch einen Anhaltspunkt für den Temperaturverlauf zu bekommen, wurden 10 Stationen ausgewählt (jeweils 5 im Tal und 5 in grosser Höhe) und für alle Modellketten und beide Szenarioperioden die jeweiligen Werte ermittelt. Die Mittelwerte aus allen 10 Stationen (Piz Corvatsch/Segl-Maria, Jungfraujoch/Grindelwald, Titlis/Engelberg, Robiei/Airolo, Gornergrat/Zermatt) wurden dann gruppiert und in die drei Varianten niedriger, mittlerer und hoher Temperaturanstieg (Tabelle 1) eingeteilt. Abgesehen von Modellkette 4 und 7, welche im Szenario 2 jeweils eine Stufe höher eingeordnet wurden, sind die Modellketten in den drei Bereichen jeweils gleich. Die realen und tatsächlich verwendeten GWL Anstiege für die jeweiligen Temperaturanstiege (150 m pro Grad) sind ebenfalls in Tabelle 1 verzeichnet. Szenario 1 ( ) Szenario 2 ( ) Tem- Modell- GWL Anstieg Tem- Modell- GWL Anstieg peratur ketten real mittel peratur ketten real mittel Niedrig , 8, , Mittel , 4, 5, 6, ,5,6,7, Hoch , , 2, Tabelle 1: Verwendete Temperatur und GWL Anstiegsszenarien mit den sich darauf beziehenden Modellketten für die drei modellierten Varianten niedrig, mittel und hoch. Die für das GWL Reaktionsmodell verwendeten Werte liegen bei Szenario 1 im Mittel des Wertebereichs, für Szenario 2 eher etwas unterhalb. Gegenüber der Kontrollperiode (CTRL) steigt die GWL in der ersten Periode je nach Variante also um 100, 200 bzw. 300 m an, während sie anschliessend jeweils um 200 weitere Meter ansteigt. Für die gerechneten Szenarien der Gletscherentwicklung mit dem GWL Reaktionsmodell ist noch zu berücksichtigen, dass die Temperatur in der CTRL Periode bereits um 1 Grad angestiegen ist (GWL +150 m). Die Gletscher reagieren bis zum Zeitpunkt von SCEN 1 (2035) auf dieses Signal und erst danach auf den differenzierten weiteren Anstieg. Die GWL hingegen ist schon zu Beginn der Simulation gegenüber einem Akkumulationsgebiet mit einem Flächenanteil von 60% (entspricht etwa einer ausgeglichenen Massenbilanz) um 150 m höher gelegen und steigt dann gemäss den drei Varianten bis zum Zeitpunkt von SCEN 1 um weitere 100, 8

9 200, bzw. 300 m an. In der zweiten Periode reagieren die Gletscher dann auf diesen GWL Anstieg, während dem die GWL in allen drei Varianten jeweils um weitere 200 m ansteigt (also insgesamt um 300, 400 und 500 m). 4. Modellentwicklung 4.1 GWL Reaktionsmodell Glaziologische Beziehungen Das für die Simulation zukünftiger Gletscherausdehnungen verwendete GWL Reaktionsmodell wurde im Rahmen des NFP 48 für das Teilprojekt GISALP entwickelt (Rothenbühler, 2006) und ist in Paul et al. (2007a) veröffentlicht. Dort wird auch der Algorithmus ausführlich dargestellt. Die für das Verständnis wesentlichen Punkte werden im Folgenden dargelegt. Das Modell basiert auf der einfachen Annahme, dass die Gleichgewichtslinie (GWL) ansteigt wenn sich die Temperatur erhöht (im Mittel um etwa 150 m pro Grad) und dadurch das Akkumulationsgebiet des Gletschers kleiner wird. Der Einfachheit halber rechnet das Modell allerdings nur in ganzen Stufen zu je 100 m. Die sich daraus ergebenden Abweichungen sind in Tabelle 1 dargestellt. Unter der weiteren Annahme das ein verkleinertes Akkumulationsgebiet auch einen verkleinerten Gletscher zur Folge hat, lässt sich mit bekannten Beziehungen zwischen der Grösse des Akkumulations- und des Ablationsgebietes für eine Gletscherausdehnung, welche im Gleichgewicht mit dem Klima ist, eine neue Gesamtgrösse bestimmen. Aus den direkten Messungen der Massenbilanz an 9 Gletschern in den Alpen weiss man, dass für eine ausgeglichene Bilanz das Akkumulationsgebiet etwa 60% der gesamten Fläche einnimmt (WGMS, 2009). Ausgehend von der Hypsographie (Flächen-Höhenverteilung) eines jeden Gletschers in 10 m Höhenstufen (welche sich durch Verschneidung der Gletscherumrisse mit einem DHM ergeben), lässt sich so durch aufsummieren der einzelnen Zonen ein neuer tiefster Punkt berechnen und im GIS die Flächen unterhalb dieser Höhenstufe löschen. Um das Modell laufen zu lassen, braucht es also nur zwei Datensätze: Gletscherumrisse (Vektor) mit einem fortlaufenden Code für jeden Gletscher und ein digitales Höhenmodell (DHM) mit geeigneter räumlicher Auflösung und Qualität (siehe 3.2). Durch die Einfachheit des Ansatzes bedingt, gibt es eine Reihe von Restriktionen bezüglich der Aussagekraft der Ergebnisse. Das Modell berechnet neue Gletscherausdehnungen für Gleichgewichtszustände als Reaktion auf vorgegebene Anstiege der GWL. Diese Zustände werden in der Realität so gut wie nie erreicht, da (1) das Klima in ständigem Wandel ist und sich die Gletschergeometrie fortlaufend an die neuen klimatischen Bedingungen anpasst und (2) jeder Gletscher unterschiedlich auf eine Klimaänderung reagiert. Letzteres betrifft sowohl die zeitliche Komponente (die Anpassungszeiten hängen primär von der Gletscherneigung ab (siehe Haeberli und Hoelzle, 1995)), als auch die Sensitivität (der Anstieg der GWL für eine Temperaturerhöhung um 1 Grad variiert etwa zwischen 100 und 170 m). In diesem Sinne hat das Modell keine Zeitachse, jeder Gletscher erreicht seine neue Gleichgewichtsausdehnung gemäss seiner Anpassungszeit zu einem anderen Zeitpunkt. Damit das Modell zeitabhängig läuft, muss für jeden Gletscher die Anpassungszeit (t r, response time) berücksichtigt werden. Zur Bestimmung von t r gibt es einen einfachen Ansatz von Johannesson et al. (1989), welcher sich aus der Division der maximalen Dicke durch die Schmelze an der Zunge ergibt. Dieser Ansatz wurde von Haeberli und Hoelzle (1995) weiter parametrisiert und ergab bei Anwendung auf alle Alpengletscher typische Anpassungszeiten von Jahren für die meisten Gletscher und etwa Jahre für die dicksten und damit auch die im Mittel flachsten Gletscher. Die Berechnung von t r im Rahmen dieser Studie führte allerdings nicht zu brauchbaren Resultaten. Das Problem bestand darin das sich Gletscher mit 9

10 kurzen Anpassungszeiten nach Ablauf derselben schon wieder an das dann andere Klima anpassen müssten. Obwohl das in der Natur so stattfindet, macht es die Berechnungen sehr komplex, da jeder Gletscher dann seinen eigenen Klimaantrieb braucht und nach ein paar Dekaden jeder Gletscher auf das Klima aus einer anderen Zeit reagiert. Das wird zu kompliziert und ist nicht mehr mit dem einfachen Ansatz des Modells vereinbar. Unter Berücksichtigung der zu verwendenden Klimaszenarien (siehe 3.3) welche ausgehend von der Kontrollperiode ( ) in jeweils 50 Jahren Abstand vorliegen ( und ) wurde entschieden für alle Gletscher die gleiche 50 jährige Anpassungszeit zu verwenden. Für eine Berechnung der Gletscherausdehnung in 5 Jahres-Zeitschritten konnte so die gesamte Flächenänderung nach 50 Jahren in 10 Einzelschritte unterteilt werden. Die Geschwindigkeit des Flächenschwundes wird so für die grössten Gletscher überschätzt und für kleinere unterschätzt. Wie bereits in der Einführung erwähnt, kann dies aber für das nachgeschaltete hydrologische Modell ein Vorteil sein, wenn es den Anstieg des Abflusses durch das vertikale Abschmelzen der Zunge ohne grosse Flächenänderung ( downwasting ) nicht berücksichtigt. Das GWL Reaktionsmodell macht brauchbare Aussagen über das Mittel einer grossen Stichprobe, für Einzelgletscher können die Abweichungen gegenüber der Realität oder anderen Modellen erheblich sein. In diesem Sinne sind direkte Vergleiche mit den Ergebnissen anderer Simulationen nur nach sorgfältiger Prüfung (z.b. der Randbedingungen) zulässig. Während die Änderung der Gletscherfläche (bzw. Länge) verzögert erfolgt und sich als Reaktion auf ein vorgegebenes Klimasignal (d.h. GWL-Anstieg) einstellt, reagiert die GWL direkt und unverzögert auf die jeweiligen klimatischen Bedingungen. Da für das hydrologische Modell beide Angaben wichtig sind (Gletscherfläche und Fläche des Akkumulationsgebietes), mussten für beide Bereiche zeitversetzte Szenarien angewendet werden. Während sich die Gletscherfläche retrospektiv ändert (als Anpassung an eine vergangene Klimaänderung), folgt die Höhe der aktuellen GWL (um das Akkumulationsgebiet zu bestimmen) direkt den vorgegebenen Klimaszenarien und steigt für die Szenarien tief, mittel, bzw. hoch bis 2035 nach jeweils 5 Jahren jeweils um 10, 20 und 30 m an. Der weitere Temperaturanstieg nach Szenario 1 ( ) ist für alle Modellketten etwa gleich und ergibt einen zusätzlichen Anstieg der GWL um 200 m bis 2085 (Zeitraum Szenario2). Die Gletscher hingegen reagieren ab 2035 auf den weiteren ELA Anstieg um 100, 200 bzw. 300 m. Somit gibt es für die beiden Perioden (CTRL - SCEN1 und SCEN1 - SCEN2) insgesamt sechs Modellversionen (s ) Implementierung Das Modell besteht aus zwei Modulen, einem Fortranmodul und einem GIS Modul (siehe Paul et al. 2007a). Das Fortranmodul berechnet aus der Hypsographie für jeden Gletscher den neuen tiefsten Punkt für 6 Anstiege der GWL (in 100 m Schritten), das GIS Modul liest diese Werte für jeden Gletscher ein, exportiert den Gletscherumriss als Rasterdatensatz (Grid) mit dem entsprechenden Höhenwert des tiefsten Punktes für jede Zelle und löscht in Kombination mit einem DHM alle Gletscherzellen unterhalb dieses Wertes. Für die zeitabhängige Simulation werden so insgesamt 10 Datensätze mit Flächenänderungen für den ersten Zeitraum und 30 Datensätze für den zweiten Zeitraum berechnet (jeweils 10 Schritte a 5 Jahre pro Szenario). Alle Datensätze werden dann noch mit den separat gerechneten GWL Anstiegen kombiniert (3 mal 10 für den ersten und einmal 10 für den zweiten Zeitraum), d.h. insgesamt ergeben sich 60 Raster Datensätze. Da die Berechnungen im 25 m Raster durchgeführt werden, für den Antrieb des hydrologischen Modells aber nur 100 m Zellgrösse erforderlich ist, wurden alle Resultate vor dem Ex- 10

11 port ins GeoTif-Format noch um den Faktor 4 geschrumpft. Das hierzu verwendete Skript hat auch die Umwandlung der Werte aus beiden Datensätzen in ein gemeinsames file mit den Werten 0 (kein Gletscher), 1 (Ablationsgebiet) und 2 (Akkumulationsgebiet) vorgenommen. Zur Verknüpfung der Ergebnisse in 5 Jahresschritten mit den Szenarien, muss noch ein Startzeitpunkt bestimmt werden. Die für die Simulation verwendeten Gletscherumrisse von 1973 können wegen der beobachteten geringen Flächenänderungen bis 1985 (Paul et al., 2004) auch noch für 1985 angenommen werden. Das ist der Referenzzeitpunkt für die Simulation. Der erste 5 Jahresschritt bezieht sich auf das Jahr 1990 und bei Schritt 10 ist das Jahr 2035 erreicht, die Mitte des Zeitraumes für Szenario 1. Der erste Schritt für den zweiten Zeitraum bezieht sich dann auf 2040 und endet mit Schritt 10 in Dickenabnahme Beobachtungen Mit Beginn der 1980er Jahre wurden in den Alpen vermehrt negative Massenbilanzen beobachtet welche zudem einen negativen Trend aufwiesen (WGMS, 2008). Zunehmend negative Massenbilanzen über kleiner werdenden Gletscherflächen sind ein klarer Hinweis für eine beschleunigte Änderung des Klimas, in diesem Fall ein Temperaturanstieg um etwa 1 Grad Mitte der 1980er Jahre (Beniston 2005). Als Konsequenz aus diesem sehr kurzfristigen Anstieg, stieg auch die GWL stark an: im Mittel um etwa 150 m; in verschiedenen Jahren gab es auf vielen Gletschern gar kein Akkumulationsgebiet mehr. In diesen Jahren wurden auch die Firnreserven vergangener Jahre weggeschmolzen, sodass zunehmend dunkle Firnbänder aus früheren Jahren zum Vorschein kamen welche ihrerseits wegen der stärkeren Absorption von Strahlung die Schmelze weiter beschleunigten (Paul et al. 2005). Der stark reduzierte Massennachschub aus dem Akkumulationsgebiet reduzierte die Fliessgeschwindigkeit massiv (Glaciological Report, in press) und führte zu einer starken Ausdünnung der Ablationsgebiete. Dort wo das Eis entsprechend dünn war, kam es zu einem eigentlichen Zerfall der Gletscherzungen und zahlreiche Seen bildeten sich (Paul et al. 2007b). Die Dickenabnahme war so stark dass sie sich eindrücklich auch mit dem nur groben digitalen Höhenmodell (90 m Auflösung) von SRTM aus dem Jahr 2000 nachweisen liessen. Subtrahiert man vom SRTM DHM das DHM25 level 1, kann man für jeden Gletscher den gesamten Volumenverlust und nach Multiplikation mit einem Wert für die Dichte die geodätische Massenbilanz bestimmen (Paul und Haeberli, 2008). Das Beispiel in Fig. 2 zeigt vor allem den markanten Höhenverlust im Bereich tiefgelegener und flacher Gletscherzungen sehr deutlich. Kleinere oder gut beschattete Gletscher haben hingegen relativ wenig Masse verloren Als Konsequenz dieser Beobachtungen ergibt sich, dass die Anpassung der Gletschergeometrie an ein rasch und stark geändertes Klimasignal zunächst eher über den Dickenverlust als über die Flächenänderung stattfindet ( downwasting ). Das erfordert den Ansatz der GWL Verschiebung (s. 4.1) noch mit einem Ansatz über die Dickenabnahme zu ergänzen. Erfolgversprechende Ansätze hierzu wurden von Huss et al. (2008 und 2010) vorgestellt. Für die Anwendung auf alle Gletscher der Schweiz bzw. des Wallis, haben wir den Ansatz einer parametrisierten Dickenabnahme allerdings noch weiter vereinfacht. Die grundsätzliche Annahme ist, dass sich die im Zeitraum beobachtete Dickenabnahme auch in der Zukunft so fortsetzen wird und dass diese die Reaktion auf eine Temperaturerhöhung um 1 Grad innerhalb von 25 Jahren darstellt. 11

12 Fig. 2: Höhenänderung von 1985 bis 1999 für Gletscher im südlichen Wallis Methodische Umsetzung In einem ersten Schritt wurde die Dickenabnahme separat für jedes Grosseinzugsgebiet (GEZ) in Abhängigkeit von der Höhe bestimmt (Fig. 3). Da eine charakteristische Ähnlichkeit der Kurven vorliegt (grösste Verluste in den am tiefsten gelegenen Bereichen), wurde empirisch eine höhenabhängige Funktion der Dickenabnahme ermittelt welche sich aus einer unteren (<2000 m) linearen Abnahme und einer oberen (>2000 m) quadratischen Abnahme zusammensetzt. Durch dieses Vorgehen werden die Effekte der Massenbilanz und des Fliessens (horizontal und vertikal) über einen 15-jährigen Zeitraum integriert. Die Formeln für die Berechnung sind (i = Nummer des Berechnungsschrittes): Oben = (DHM i ) * (54. / 700.), unten = (sqrt(dhm i ) / 3.125) Fig. 3: Dickenabnahme im Zeitraum für alle Grosseinzugsgebiete der Schweiz (farbig) und verwendete Parametrisierung (schwarz) in Abhängigkeit von der Höhe. 12

13 Die sich aus den beiden Formeln ergebende Kurve ist ebenfalls in Fig. 3 mit eingetragen. Diese Werte geteilt durch 3 (für 5 Jahresschritte) und multipliziert mit der Anzahl Schritte ergibt dann die jeweilige kumulative Dickenabnahme, welche jeweils von der noch verbleibenden gesamten Gletscherdicke abgezogen wird. Dort wo die Dickenabnahme grösser als die Eisdicke wird, verschwindet die Gletscherfläche. Auch wurde vom DHM die jeweilige Dickenabnahme subtrahiert. Das bringt die Gletscheroberfläche sukzessive in tiefere Lagen und setzt sie dadurch einer verstärkten Schmelze aus. Allerdings ist hier weder eine Verringerung der Einstrahlung durch eine mögliche Zunahme der Beschattung (Paul 2010) noch eine Abnahme der Albedo (z.b. durch verstärkte Ablagerung von Russ und Staub) berücksichtigt (Oerlemans 2009, Paul et al. 2005). Die Simulation startet mit dem DHM25 von 1985 und den Gletschergrenzen von 1973 (Schritt 1 = 1990) und rechnet in 20 Schritten bis Der Anstieg der GWL wird bei Schritt 1 mit +150 m gegenüber der 60% Gleichgewichtsfläche angenommen und steigt dann in 10 m Schritten um weitere 100, 200 und 300 m bis Anschliessend in 20 m Schritten um 200 m bis 2085 (also um nochmals 200 m). Wenn man annimmt dass die beobachteten Dickenänderungen die Konsequenz aus einem Temperaturanstieg von 1 Grad alle 25 Jahre sind, entspricht die simulierte Flächenänderung dem extremen Klimaszenario aus der Modellkette (+4 Grad bis Szenario-Zeitraum 2). Hier wären allerdings auch andere Annahmen möglich (s. 6.1). 4.3 Gletscherbetten (GlabTop) Physikalische Beziehungen GlabTop (Glacier bed Topography) ist ein rasterbasiertes GIS-Model das automatisch, robust und schnell die Eisdickenverteilungen für grosse vergletscherte Gebiete aus drei Eingabedatensätzen (DHM, Gletscherumrisse und Fliesslinien) modelliert. Das Modell wird in Paul und Linsbauer (eingereicht) vorgestellt und dessen Anwendung auf alle Schweizer Gletscher und die daraus gewonnen Erkenntnisse sind in Linsbauer et al. (in Vorbereitung) beschrieben (vgl. auch Linsbauer et al., 2009). Das physikalische Prinzip des Modells basiert auf der Studie von Haeberli und Hoelzle (1995) und der durch die in der sog. Shallow Ice Approximation (SIA) gegebenen idealisierten Beziehung (Paterson, 1994), welche besagt, dass die Dicke eines Gletschers bei gegebener Schubspannung vor allem neigungsabhängig ist. Unter der Annahme der perfekten Plastizität von Eis und einer horizontalen Ausdehnung, die um ein mehrfaches (mindestens etwa 10 mal) grösser ist als die vertikale Ausdehnung, hängt die Gletscherdicke h gemäss Gleichung (1) von der mittleren Neigung ab: h = τ/ρ g f sinα, (1) wobei ρ die Eisdichte (900 kg/m 3 ), g die Schwerebeschleunigung durch die Erdanziehung (9.81 m/s 2 ) und f der Formfaktor (0.8) als konstant für alle Gletscher betrachtet werden. Der Formfaktor bestimmt sich aus der Gletscherbreite und Dicke und korrigiert die vom Gletscherquerprofil abhängige stärkere randliche Reibung (Paterson, 1994). Für jeden Gletscher wird gemäss der Studie von Haeberli und Hoelzle (1995) eine basale Schubspannung (τ) aus seiner Höhenerstreckung abgeleitet: τ = ΔH 0.435ΔH 2 (2) (wobei ΔH > 1.6 km τ = 1.5 bar) 13

14 Die basale Schubspannung (τ) ist damit als Funktion des Massenumsatzes parametrisiert welcher aus der Höhenerstreckung (ΔH) und dem Massenbilanzgradienten des Gletschers abgeleitet wird. Dies entspricht einer Umkehrung des klassischen Eisfliessgesetzes (Deformation als Potenzfunktion der Spannung), definiert also die Spannung als Funktion des Massenumsatzes und das daraus resultierende Eisfliessen. Für die grössten Gletscher (ΔH >1.6 km) wurde aufgrund empirischer Daten eine Obergrenze von τ = 1.5 bar (150 kpa) festgelegt. In der Studie von Haeberli und Hoelzle (1995) wird die Neigung des Gletschers aus seiner Länge und der Höhenerstreckung abgeleitet. Damit sind mittlere Schubspannung und Neigung bestimmt und eine mittlere Dicke pro Gletscher kann berechnet werden. Obwohl die Schubspannung τ eines Gletschers innerhalb eines gewissen Bereiches variabel ist (in steilen Bereichen ist sie höher; Haeberli und Schweizer, 1988), wird beim Modell GlabTop gemäss der empirischen Beziehung in Gleichung (2) eine konstante basale Schubspannung pro Gletscher angenommen, um den Ansatz so einfach wie möglich zu halten. Die Neigung des Gletschers wird aber gemäss Gleichung (1) lokal entlang den digitalisierten Fliesslinen über Höhenintervalle von 50 m Äquidistanz ermittelt. Bei kleinen Neigungen (wo der Gletscher dick ist) sind daher die Mittelungsstrecken für die Neigung gross und in steileren Bereichen (Gletscher dünn) klein. Dadurch kann der Anforderung, dass für die Dickenabschätzung mit der SIA die Strecke über welche die Neigung gemittelt wird etwa 10 mal die Eisdicke betragen soll, annähernd Rechnung getragen werden (in GlabTop 1:5 bis 1:10). Mit den so vorgenommenen Eisdickenabschätzungen in Höhenintervallen von 50 m entlang den Fliesslinien entsteht ein Netzwerk von Punkten mit Dickenwerten siehe Fig. 4), welche mit dem im GIS implementierten Algorithmus von topogrid (Hutchinson, 1989) räumlich interpoliert wird. Daraus resultiert dann die räumliche Eisdickenverteilung des ganzen Gletschers und nach Abzug vom DHM ein Höhenmodell ohne Gletscher. Fig. 4: Schematischer Ablauf des Modells GlabTop (links), sowie Skizze zur Erläuterung der einzelnen Parameter (rechts). 14

15 4.3.2 Methodische Umsetzung Von den drei erforderlichen Eingabedatensätzen für GlabTop waren das DHM und die Umrisse der Gletscher bereits vorhanden, die Fliesslinien wurden zusätzlich digitalisiert. Dafür werden das schattierte Relief und die Höhenlinien in 50 m Äquidistanz vom DHM abgeleitet und wo nötig topografische Karten vom Massstab 1: zu Hilfe genommen (Fig. 5a). Da die Lage dieser Linien bestimmt, wo die Eisdicken abgeschätzt werden sollen, ist dies ein kritischer Schritt in der Datenvorbereitung, der gewissen Regeln folgen sollte. Empirische Tests mit geometrischen Formen auf flachen und geneigten Ebenen wurden verwendet um Regeln für das digitalisieren der Fliesslinien zu definieren (Paul und Linsbauer, in Überarbeitung): Die Linien sollten von unten nach oben und rechtwinklig zu den Höhenlinien digitalisiert werden Sie sollten ca. 100 m vor der Gletscherumrisslinie enden Alle relevanten Gletscherarme sollen mit diesen Linien abgedeckt werden und bei Konfluenzen sollen sie zusammenführen aber nicht miteinander verbunden werden Lokale Strukturen (Moränen, Seen, Gletschermühlen, etc.), sollen nicht gekreuzt werden Auf den Zungen von grossen Talgletschern sollen die Fliesslinien parallel geführt werden (eine Linie pro m Gletscherbreite) Die Basispunkte mit den Tiefenwerten kommen in halber Höhe der 50 m Höhensektoren entlang den Fliesslinien zu liegen und die Neigung für die Berechnung der Dicke wird über das zonale Mittel eines 100 m breiten Streifens entlang der Fliesslinie ermittelt. Da so vor allem in flachen Bereichen die Abstände zwischen diesen Basispunkten relativ gross ist, werden sie noch räumlich interpoliert und die Werte auf kontinuierliche Tiefenpunkte, entlang den Fliesslinien übertragen. Die so ermittelten Basis- und Tiefenpunkte werden zusammen mit den Gletscherumrissen (als Kante und Interpolationsgrenze) als Eingabedatensätze für die Interpolation der Eisdickenverteilung mit topogrid verwendet. Die modellierte Eisdickenverteilung in Fig. 5b dargestellt. Fig. 5: a) Visualisierung des Eingabedatensatzfür das Testgebiet Morteratsch Gletscher. b) Modellierte Gletscherdicken als Ergebnis des Modells GlabTop. 15

16 5. Ergebnisse 5.1 Die Schweiz ohne Gletscher Beschreibung der Resultate Die Eisdickenverteilung und die Höhen der modellierten Gletscherbetten für die ganzen Schweizer Alpen sind in Fig. 6 dargestellt. Die vergletscherten Gebiete mit einer Dicke bis zu 100 m (blaue Farben) dominieren. Gut 63% der vergletscherten Fläche sind weniger als 50 m dick und weitere 22% sind zwischen 50 und 100 m dick. Die Eisvolumen der bis 50 m dicken Gletscherpartien sind etwa gleich gross wie die Eisvolumen der 4% Gletscherfläche welche dicker als 200 m sind. Die 16% der Gletscherflächen, die dicker als 100 m sind, tragen mehr als die Hälfte zum ganzen Volumen der Schweizer Gletscher bei. Die grössten 3, 6 bzw. 15 grössten Gletscher vereinen 1/4, 1/3 bzw. 1/2 des totalen Volumens. Fig. 6: a) Modellierte Eidickenverteilung und b) daraus abgeleitete Gletscherbetthöhen für alle Gletscher der Schweiz grösser als 0.1 km 2. 16

17 Für das Jahr 1973 (DHM25 Level 1 und Gletscherumrisse von 1973) schätzen wir das gesamte Eisvolumen aller Schweizer Gletscher auf 72 km 3 mit einer Unsicherheit von ±20-30% (v.a. bedingt durch die Unsicherheit bezüglich τ). Bei einer vergletscherten Fläche von 1303 km 2 entspricht dies einer mittleren Dicke von 55 m. Dabei muss aber berücksichtigt werden, dass die mittlere Eisdicke stark von den grössten Gletschern abhängig ist. Wenn die grössten 3, 6 bzw. 15 Gletscher ausgeschlossen werden, verringert sich die mittlere Dicke aller anderen Gletscher stark und beträgt nur noch 45 m, 42 m, bzw. 36 m. Aus dem Modellauf für das Jahr 1999 (DHM25 Level 2, Gletscherumrisse von 1998/1999) ergeben sich ein Eisvolumen von 61 km 3 und eine mittlere Dicke von 59 m. Die modellierten Gletscherbetten (höhenkodiert) sind in Fig. 6b dargestellt. An Orten mit grossen Eisdicken liegen die Gletscherbetten relativ tief. Das zeigt auch der direkte Vergleich von Profillinien der Betthöhe entlang der zentralen Fliesslinie von acht grösseren Gletschern in Fig. 7. Die Betten dieser Zungen liegen zu grossen Teilen auf Höhen unter 2400 m ü.m. Beim Grossen Aletschgletscher und Unteraargletscher liegen sie auf den ersten 5 km sogar unter 2000 m. Diese Profillinien illustrieren auch die grosse Anzahl an modellierten Übertiefungen und den step-pool-charakter der Betten, was die Entstehung von isolierten Toteiskörpern begünstigen wird (Vacco et al. 2010). Fig. 7: Modellierte Höhen des Gletscherbettes entlang der zentralen Fliesslinie für 8 grössere Gletscherzungen. Die mittlere Eisdicke in Intervallen von je 100 Höhenmetern im Bezug auf die modellierten Gletscherbetten sind zusammen mit der Hypsographie der Gletscherfläche und dem Volumen (beides bezogen auf das Jahr 1973) in Fig. 8 dargestellt. Während die vergletscherte Fläche um eine Höhe von 2900 m ü.m. in etwa normalverteilt ist, findet sich die grösste mittlere Eisdicke auf Gletscherbetten unter 2100 m ü.m. Auf den Betten unter 2500 m ü.m. sind die grösseren mittleren Eisdicken zu finden, aber die hypsographische Verteilung des Volumens folgt derjenigen der Fläche, wenn auch um etwa 200 m in tiefere Höhenlagen verschoben. Trotz der kleineren Vergletscherung in tieferen Höhenlagen, sind dort vergleichsweise grössere Eisvolumen gespeichert, zur Hauptsache in den grossen und dicken Gletscherzungen. Bei zahlreichen mittelgrossen Gletschern befinden sich die grössten Eisreserven hingegen in den hochgelegenen Akkumulationsgebieten (Trient, Ried, Mt. Miné, Turtmann). 17

18 Fig. 8: Flächen-Höhenverteilung von Gletscheroberfläche, Eisvolumen und mittlerer Eisdicke. Die in den Gletscherbetten detektierten Übertiefungen können als potentielle zukünftige Seen betrachtet werden. Bei einer Flächenuntergrenze von 1 ha ( m 2 ) wurden je nach Modelllauf Übertiefungen in den Gletscherbetten detektiert. Die grössten beiden liegen unter dem heutigen Aletschgletscher und haben eine Fläche von je ca. 200 ha (= 2 km 2 ). Die Gesamtfläche aller Übertiefungen beträgt zwischen 50 und 60 km 2, was etwa der Fläche des Thunersees entspricht. Die grössten Durchschnittstiefen liegen bei 100 m, die meisten potentiellen Seen sind jedoch im Schnitt weniger als 50 m tief (Fig. 9). Rund ein Drittel aller Übertiefungen weist ein Volumen von über 1 Mio m 3 auf. Etwa 40 Übertiefungen haben ein Volumen von über 10 Mio m 3. Übertiefungen mit Volumen von über 50 Mio m 3 sind bei den folgenden Gletschern zu erwarten: Grosser Aletsch, Gorner, Otemma, Corbassière, Gauli und Plaine Morte. Hier dürften dereinst die grössten Seen entstehen. Der Glacier de la Plaine Morte liegt allerdings in Karstgelände, was eine Seenbildung langfristig verhindern könnte. Das Gesamtvolumen der Übertiefungen in den Gletscherbetten liegt bei etwa 2 km 3. Würden alle Übertiefungen in den Gletscherbetten vollumfänglich mit Wasser gefüllt, entspräche das Wasservolumen etwa 3% des heutigen Gletschervolumens. In Fig. 10 ist für die Region um den Aletschgletscher die räumliche Verteilung der Seen dargestellt. Fig. 9: a) Fläche und Volumen der detektierten Seen (kumulativ) sowie b) Abhängigkeit der Seentiefe von der See Fläche. 18

19 5.1.2 Daten für die ganze Schweiz und die Region Wallis In Tabelle 2 sind die Werte Gletscherfläche, Anzahl, mittlere und maximale Dicke sowie Volumen für alle Gletscher sowie nur für die Walliser Gletscher jeweils in den Jahren 1973 und 1998 und getrennt nach Grössenklassen eingetragen. Dadurch kommt die Dominanz der Walliser Gletscher in Bezug auf die Gesamtvergletscherung der Schweiz deutlich zum Vorschein. Die gemittelten maximalen und mittleren Dicken sind insbesondere bei den grossen Gletschern aber auch gesamthaft entsprechend grösser. Bezogen auf alle Schweizer Gletscher vereinigen die Walliser Gletscher gut 80% des gesamten Volumens auf sich. Fläche (km 2 ) Anzahl Gletscher mittlere Dicke (m) gemittelte maximale Dicke (m) Volumen (km 3 ) Gletscher Grössenklasse (km 2 ) > Alle CH VS % % % % CH VS % % 8 40 % % CH VS % % % % CH VS % % % % CH VS CH VS CH VS CH VS CH VS % % % % CH VS % % % % Tabelle 2: Basisdaten und Ergebnisse der Modellierung für die ganze Schweiz und das Wallis bezogen auf die Gletscherausdehnng 1973 und 1998/99. 19

20 Fig. 10: Gebiete mit potenziellen Seen und ihre Tiefen in der Aletsch Region. 5.2 Zukünftige Gletscherausdehnung Flächenänderung Die Flächenänderungen gemäss GWL Reaktionsmodell bzw. Dickenabnahmemodell sind in Fig. 11 bzw. 12 für das Gebiet des südlichen Wallis visualisiert. Für das GWL Modell (Fig. 11) verändern sich die Gletscherflächen gemäss einem Anstieg der GWL um 150 m bis zum ersten Szenariozeitraum und reagieren dann auf einen GWL-Anstieg um weitere 200 m (mittlere Modellketten). Das Ergebnis vom Dickenabnahme-Modell (Fig. 12) schreibt die im Zeitraum beobachtete Dickenabnahme fort. Deutlich erkennt man die regelmässige Abnahme der Gletscherfläche bei allen Gletschern in Fig. 11. Besonders schnell ist sie bei kleinen Gletschern die nur eine geringe Höhenerstreckung haben, oder grösseren die sehr flach sind. Die Annahme einer konstanten Anpassungszeit von 50 Jahren bewirkt bei den ganz grossen Gletschern (die noch grössere Anpassungszeiten haben) sicher eine Überschätzung der Flächenabnahme, bei den (kleineren) Gletschern die sich schneller anpassen bewirkt sie hingegen eher eine Unterschätzung der Flächenabnahme. Für das Dickenabnahmemodell (Fig. 12) spielt neben der Höhenlage der Zunge vor allem auch die Eisdickenverteilung eine entscheidende Rolle bei der Flächenabnahme. Sehr dünne Zungenpartien verschwinden relativ schnell, die dicken Bereiche bleiben jedoch lange unverändert. Gemäss diesem Modell würden viele Gletscherzungen zwar ebenfalls rasch abschmelzen, die Lage würde sich für die grossen Gletscher dann aber etwas stabilisieren. Allerdings sind hier beschleunigende Effekte wie z.b. die oben beschriebene Seenbildung in Übertiefungen nicht berücksichtigt. Die wahre Flächenänderung wird deshalb wohl etwas schneller ablaufen. Während also das GWL- Modell einen kürzesten Planungszeitraum für die erwarteten Änderungen beschreibt, gibt das Dickenabnahme-Modell ohne die Berücksichtigung von Feedbacks eher eine maximale Planungszeit. 20

21 Fig. 11: Entwicklung der Gletscherflächen bis zum angegebenen Jahr (s. Legende) mit der methode GWL Verschiebung für das südliche Wallis. Fig. 12: : Entwicklung der Gletscherflächen bis zum angegebenen Jahr (s. Legende) mit der methode parametrisierten Dickenabnahme für das südliche Wallis. Das Gletschermodell welches die Flächenänderung über die Dickenabnahme bestimmt scheint im Vergleich zu den Beobachtungen - trotz aller Unsicherheiten bezüglich des Zeitpunktes - einen realistischeren Verlauf der Änderungen zu simulieren. Als Eingabe für ein hydrologisches Modell welches die Veränderung der Schmelze nur aufgrund von Flächenänderungen vorhersagt, ist jedoch das GWL Reaktionsmodell vorzuziehen. 21