Die Vergletscherung Svalbards im Kontext globaler Klimaänderungen - Janik Deutscher
1. Einleitung
2. Das Klima Svalbards
	2.1 Allgemeines zum Klima
	2.2 Die Klimafaktoren
		2.2.1 Konsequenzen der geographischen Lage
		2.2.2 Die atmosphärische Zirkulation
		2.2.3 Meeresströmungen und Packeis
	2.3 Die Klimaelemente
		2.3.1 Temperatur
		2.3.2 Wind
		2.3.3 Niederschlag
		2.3.4 Bewölkung
3. Die Vergletscherung Svalbards
	3.1 Fläche und Verteilung
	3.2 Gletschertypen (nach Relief)
	3.3 Thermale Struktur
	3.4 Gletscher Surges
4. Klimawandel und Gletscher auf Svalbard
	4.1 Klimawandel in den letzten 100 Jahren?
	4.2 Massenbilanzstudien auf Svalbard – Analyse und Vergleich
	4.3 Prognosen der Klimamodelle für die Arktis und mögliche Konsequenzen
5. Zusammenfassung und Literaturliste
1. Einleitung:
Der Svalbard-Archipel liegt im Nordost-Atlantik nördlich von Norwegen und umfasst gemäß Spitzbergen-Vertrag von 1920 alle Inseln, die sich zwischen 74° und 81° nördlicher Breite und 10° und 35° östlicher Länge befinden. Der Name „Svalbard“ stammt aus alten Schriften der Wikinger und heißt „kalte Küste“, wobei jedoch bislang unklar ist, ob damit tatsächlich das heutige Svalbard gemeint war, da trotz intensiver Suche seitens der Norweger keine die Fachwelt überzeugenden Spuren einer Wikinger-Präsenz gefunden werden konnten. Die Norweger haben dem Archipel nach Erlangen ihrer Unabhängigkeit 1905 und den damit verbundenen nationalen Gefühlen den Namen Svalbard gegeben, um damit ihre Hoheitsansprüche geltend zu machen. Dies war nicht unüblich und auf alten englischen Karten wird Svalbard aus denselben Gründen als „Greenland“ bezeichnet. Der bis 1920 geläufige Name Spitzbergen geht auf den niederländischen Entdecker Willem Barents zurück, der 1596 die Inseln entdeckte. Seit der Unterzeichnung des „Spitzbergen-Vertrags“ ist „Svalbard“ jedoch die offizielle Bezeichnung für den Archipel. Im deutschen Sprachraum ist es üblich, den ganzen Archipel mit „Spitzbergen“ zu bezeichnen, obwohl sich dieser Name offiziell nur noch auf die Hauptinsel bezieht. In dieser Arbeit wird die internationale Benennung eingehalten. Das Landschaftsbild der Inselgruppe ist geprägt von Bergen, Fjorden und Gletschern und versetzt einen scheinbar zurück in eine Zeit, in der auch in unseren mitteleuropäischen Breiten noch Gletscher die inneralpinen Täler füllten. In der Tat haben viele Prozesse, die wir heute auf Svalbard beobachten können, auch in südlicheren Gegenden während der Eiszeiten in ähnlicher Form stattgefunden, was wertvolle Forschungsmöglichkeiten bietet. Doch das Interesse an der Vergletscherung Svalbards hat in den letzten Jahren besonders dadurch zugenommen, dass das Bewusstsein über die stattfindende globale Klimaänderung zugenommen hat und die arktischen Regionen laut den Prognosen der Klimatologen, dem unlängst veröffentlichen „Arctic Climate Impact Assessment“ und den jüngsten IPCC-Berichten (Intergovernmental Panel on Climate Change) die mit am stärksten betroffenen Regionen des Klimawandels darstellen. Verschiedene Veröffentlichungen (z.B. Dyurgerov und Meier, 1997; Meier, 1984; Meier und Bahr, 1996) zeigen, dass neben den alpinen Gletschern auch die Gletscher und kleinen Eiskappen der Arktis besonders sensibel auf Klimaänderungen reagieren und damit vorerst viel stärker zum globalen Meeresspiegelanstieg beitragen, als die großen Eiskappen der Ost-Antarktis und Grönlands. Eine „Versüßung“ des Nordatlantiks durch zunehmenden Süßwasserinput aus arktischen Flüssen könnte nach Auffassung einiger Wissenschaftler zudem die thermohaline Zirkulation nachhaltig abschwächen.
Abb.1: Lage und Abgrenzung Svalbards, aus Rainer (2001), Datengrundlage Norsk Polarinstitutt
2. Das Klima Svalbards
2.1 Allgemeines zum Klima
Auf Svalbard sind heute im wesentlichen Daten von 11 Messstationen verfügbar. Der Großteil der Stationen liegt/lag an der Westküste und den zentralen Regionen der Hauptinsel Spitzbergens. Die frühsten Klimadaten stammen aus dem Jahr 1912 (Station Longyearbyen). Kontinuierliche Messreihen sind zumeist erst seit den 1970ern zu erhalten. Die wichtigsten Stationen heute sind „Svalbard Flughafen“, „Ny-Alesund 2“, „Isfjord Radio“ und die Station auf der Bäreninsel. Klimaklassifikationen: Nach Köppen ist das Klima Spitzbergens ein polares Tundrenklima („ET“). Das heißt, der wärmste Monat hat eine mittlere Monatstemperatur von < 10 °C („E“) und mindestens ein Monat hat eine mittlere Lufttemperatur über 0°C („T“). Typisch ist eine geringe Tages- und eine große Jahresamplitude der Temperatur.
2.2 Die Klimafaktoren
2.2.1 Konsequenzen der geographischen Lage
Je weiter man sich einem Erpol nähert, desto markanter werden die Jahresgänge und desto schwächer die Tagesgänge der dortigen Beleuchtungsverhältnisse. Sobald man den Polarkreis (66,5°) überquert, tritt man in den Bereich der Mitternachtssonne und der Polarnacht ein. Auf der geographischen Breite Svalbards herrschen daher 3-4 Monate absolute Dunkelheit und 3-4 Monate durchgehende Besonnung vor. Aufgrund der Brechung der Sonnenstrahlen in der Erdatmosphäre ist die Zeit der Mitternachtssonne ca. 2 Wochen länger als die der Polarnacht. Gekoppelt an die Beleuchtungsverhältnisse ist auch der Strahlungshaushalt in diesen Breiten. Während der Wintermonate findet ein kontinuierlicher Strahlungsverlust statt, während in den Sommermonaten eine beträchtliche Strahlungswärme aufgenommen wird. Die jährliche Wärmebilanz durch Ein- und Ausstrahlung ist jedoch deutlich negativ, was durch atmosphärischen Wärmetransport aus dem Süden ausgeglichen wird.
2.2.2 Die Atmosphärische Zirkulation
Die Witterung Svalbards wird vorwiegend vom Tiefdruckgebiet über Island sowie den Hochdruckgebieten über Grönland und dem Polarmeer bestimmt. Die im allgemeinen dominante antizyklonale Zirkulation, welche durch das polare Hochdruckgebiet zustande kommt, führt O- und NO-Winde nach Svalbard und ist damit vor allem für die Ostküste entscheidender Niederschlagsbringer. Kommt es zur Ausbildung eines starken Tiefs (süd-)westlich von Spitzbergen können warme maritime Luftmassen des Atlantiks nach Spitzbergen gelangen und vor allem an der Westküste zu abrupten Temperaturänderungen und Niederschlägen führen. Diese zyklonale Wetterlage kann durch ein Hochdruckgebiet über Skandinavien noch verstärkt werden. Zwischen den beiden Druckgebilden herrschen große Temperaturdifferenzen vor. Diese sind im Winter besonders stark ausgeprägt, wenn die Einstrahlungsverhältnisse der Nordhalbkugel reduziert sind und die Strahlungsbilanz daher stark negativ ist, die Regionen im Einflussbereich des Golfstroms jedoch von einer „Überwärmung“ profitieren. Dies führt letztlich zu einer stärkeren Ausprägung der zyklonalen Wetterlagen in den subpolaren und polaren Breiten. Im Sommer gleichen sich diese Differenzen durch die hohe (kontinuierliche) Einstrahlung dagegen stärker aus (Hanssen-Bauer et al., 1990; Steffensen ,1969).
Tief über Svalbard am 19.02.2004, eigene Darstellung, Satellitenbild AVHRR: Satellitenstation Dundee
Polarer Kaltluft-Einbruch und maritimer Warmlufteinbruch im Februar 1979, aus Hisdal (1998)
2.2.3 Meeresströmungen und Packeis
Das Klima Svalbards wird von zwei sehr verschiedenen Meeresströmungen geprägt. Der warme Nordatlantik-Strom, ein Ausläufer des Golfstroms, fließt vorwiegend vor der Westküste Spitzbergens und wird daher auch als „West-Spitzbergen-Strom“ bezeichnet. Diese warme Strömung lässt im Winter die nördlichste Packeis freie Zone der Arktis entstehen. Die Ostküste wird dagegen vom kalten „Ost-Spitzbergen-Strom“ geprägt, welcher seinen Ursprung im Nordpolarbecken hat und hauptverantwortlich für die stärkere Vereisung der östlichen Inseln ist. Am Südkap Spitzbergens zweigt dieser Strom nach Norden ab und fließt entlang der Westküste weiter. Dies führt z.B. zum Anschwemmen von sibirischem Treibholz in den Fjorden der Westküste oder auch zur Blockade der Fjorde durch verdriftetes Treibeis im Sommer (Hanssen-Bauer, 1990). Allgemein hat das Packeis seine größte Ausbreitung im März, seine geringste im August. In Abhängigkeit von den Meeresströmungen ist die Vereisung der Barentssee deutlich ausgeprägter als die der Westküste Spitzbergens. Die maximalen und minimalen Ausdehnungen der Vereisung variieren jedes Jahr beträchtlich und teilweise ist eine Befahrung der Hinlopen-Straße (zwischen NO-Spitzbergen und dem Nordostland) auch im Sommer nicht möglich. Die Fjorde der Westküste sind während der Wintermonate Februar und März ebenfalls meist zugefroren. Auch das Packeis beeinflusst das Klima der Region, vor allem durch seine im Vergleich zum offenen Meer höhere Albedo, aber auch durch Abkühlung maritimer Luftmassen, was zu Nebelbildung und Niederschlägen führen kann.
Meeresströmungen, Rainer (2001) nach Hisdal (1985) und mittlere Packeisgrenze für März und August, aus Rainer (2001) nach Vinje (1980)
2.3 Die Klimaelemente
2.3.1 Temperatur
Vergleicht man die Temperaturen Svalbards mit Temperaturen von Orten ähnlicher geographischer Breite, so fällt gleich die thermische Begünstigung Svalbards, vor allem im Winter, auf. Nach Süring und Hann (1926) beträgt sie für Svalbard zwischen 12 bis 18°K. Die Begünstigung steht im Zusammenhang mit dem Golfstrom, der für hohe Temperaturen des Nordatlantiks sorgt. Konsequenterweise sind auch die Luftmassen, welche sich über dem relativ warmen Nordatlantik bilden und durch zyklonale Störungen nach Svalbard transportiert werden, wärmer als für diese Breitengrade typisch. Diese Abhängigkeit des Klimas vom Golfstrom macht das Ökosystem Svalbard vermutlich sehr empfindlich gegenüber der aktuell stark erforschten Nordatlantischen Oszillation. Auch diskutierte Änderungen der Golfstromintensität und dessen Strömungsrichtung im Zuge globaler Klimaänderungen könnten bedeutende Folgen für die Inselgruppe haben. Januar, Februar und März sind bei allen Messstationen die kältesten Monate des Jahres mit Monatsmitteltemperaturen zwischen –10°C und –16°C. Die absoluten Minima liegen zwischen -30°C und -40°C und treten besonders bei den kontinentaleren Stationen Zentralspitzbergens auf (Förland 1997, Hisdal 1985). Aufgrund der instabileren Druckverteilung in den nördlichen Breiten während der Wintermonate sind Warmlufteinbrüche maritimer Luftmassen keine Seltenheit. Sie treten mehrfach pro Winter auf und lassen die Temperaturen zuweilen rapide über den Gefrierpunkt steigen und können zu Niederschlägen in flüssiger Form auch während der kältesten Monate des Jahres führen.
Warmlufteinbruch; Regentropfen an der Fensterscheibe am 15.3.2004, eigene Aufnahme
Die Monatsmitteltemperaturen der Sommermonate Juli und August liegen zwischen 4-6°C und Maximalwerte liegen im Mittel bei 15-20°C. Im Sommer kann es jederzeit zu Temperaturstürzen mit Schneefall kommen. Bei Betrachtung des Jahresverlaufs der Temperatur fällt auf, dass die Temperaturen im Winter langsamer abfallen als sie im Frühjahr ansteigen. Dieser Verlauf entspricht dem Klimatyp „Jan-Mayen“. Dies ist z.T. auch dadurch zu begründen, dass der Temperaturanstieg im Frühjahr durch die hohe Albedo der Schneebedeckung und den Energieverlust, der für das Schmelzen des Schnees benötigt wird, verzögert wird und nur ein Teil der Einstrahlungsenergie als fühlbare Wärme zur Verfügung steht. Nach Abschmelzen des winterlichen Schnees findet daher ein rasanterer Temperaturanstieg statt.
Monats- und Jahresdurchschnittstemperaturen diverser Stationen Svalbards im Vergleich mit Isachsen in Kanada (78° 46´N), aus Rainer (2001) nach Forland (1997)
2.3.2 Wind
Der Wind spielt für das Klima und die Vergletscherung Svalbards eine wichtige Rolle. Aufgrund der erwähnten instabilen Druckverhältnisse, sind starke Winde auf Spitzbergen vor allem im Winter keine Ausnahme. Während der Wintermonate haben 35-45% aller Tage am Flughafen von Longyearbyen maximale Windstärken von über 6 Beaufort (>10,5m/sec. oder >37,8 km/h). Die Station Isfjord Radio hat sogar an 65-75% aller Wintertage Windstärken von über 6 Beaufort, da die (Ost-)Winde hier vom Isjord kanalisiert und dadurch beschleunigt werden. Während der Sommermonate sind die Druckverhältnisse in der Arktis ausgeglichener und Windstärken über 6 Beaufort kommen fast gar nicht mehr vor (Steffensen 1969). Neben den durch Zirkulation bestimmten Windrichtungen sind die Winde auf Spitzbergen auch stark vom Relief abhängig: Kanalisierungseffekte in den Fjorden und glazialen Tälern, katabatische Winde von den großen Inlandvereisungen, Föhnwinde und Windschatteneffekte zeichnen sich ebenfalls stark in den Aufzeichnungen der Stationen nieder. Die Schneeverfrachtung durch den Wind ist für einen Teil der Gletscher Svalbards sehr bedeutend. Besonders viele der kleineren Gletscher Zentralspitzbergens könnten ohne die daraus resultierende Akkumulation des Schnees in Mulden des Gletschernährgebiets vermutlich nicht unter den gegenwärtigen Klimabedingungen überdauern. Die Schneeverfrachtung führt jedoch auch zu großen Problemen beim Messen des Niederschlags auf Svalbard, da bei Anwendung normaler Messmethoden die Niederschläge aufgrund der Schneeverwehung viel zu hoch ausfallen würden.
2.3.3 Niederschlag
Die Niederschläge auf Svalbard sind allgemein als sehr gering zu bezeichnen. Dies liegt im wesentlichen daran, dass die meisten Luftmassen in diesem Raum kalte polare und subpolare Luftmassen sind, welche dementsprechend wenig Wasserdampf aufnehmen können. Die wichtigsten Regenbringer sind zyklonale Wetterlagen, die maritime und wärmere Luftmassen aus (süd-)westlichen Regionen nach Svalbard bringen. Für die Ostküste sind polare Luftmassen entscheidend, welche sich über der Barentssee mit Wasserdampf anreichern und von Osten an die Küste transportiert werden.Die durchschnittlichen Niederschläge aller Stationen Spitzbergens liegt bei 180-470mm, mit monatlichen Maximalwerten für Februar, März und August und monatlichen Minimalwerten für April bis Juni. Diese Werte sind jedoch eher Richtwerte. Aufgrund der angesprochenen Messschwierigkeiten, die durch Schneeverwehung, niedrige Niederschlagsmengen von 0,1mm an vielen Tagen des Jahres und ähnlichem entstehen, sind die Werte generell als zu niedrig anzusehen. Tests in Ny-Alesund haben ergeben, dass die gemessenen Winterwerte um bis zu 70% zu niedrig ausfallen (Akerman, 1980, Forland, 1997). Aufgrund des Reliefs kommt es zu Differenzen in der Verteilung der Niederschläge. Dabei sind besonders die Bergregionen entlang der West- und Ostküste begünstigt, während in den zentralen Gebieten Spitzbergens weitaus weniger Niederschlag fällt.
2.3.4 Bewölkung
Die Bewölkung erreicht ein Maximum während des Sommers. Von Juni bis Oktober zeigen alle Wetterstationen für mehr als 50% aller Tage eine Bewölkung von >80% im Tagesmittel. Wolkenlose Tage (<20% Bedeckung im Tagesmittel) sind am ehesten im Dezember und im April anzutreffen, wobei generell der Winter eine schwächere Bewölkung aufgrund der typischen kalten und trockenen Luftmassen aufweist (Hanssen-Bauer et al, 1990). Im Sommer typisch sind dicke Nebeldecken über den Fjorden, wenn warme Luft über dem kalten Meer soweit abgekühlt wird, dass sie ihren Taupunkt erreicht und der enthaltene Wasserdampf kondensiert (Hanssen-Bauer et al, 1990).
Nebeldecke über dem Isfjord im Juli 2004, eigene Aufnahme
3. Die Vergletscherung Svalbards
3.1 Fläche und Verteilung
Die Vergletscherung Svalbards bedeckt fast 60% der Landfläche, das sind ca. 36600km² (als Größenvergleich die Fläche der Steiermark: ~16400 km²). Damit gehört Svalbard zu den am stärksten vergletscherten Gebieten der Arktis mit einem Flächenanteil an den vergletscherten Gebieten der Arktis von 13,8% (ohne Grönland), bzw. 1,8% (mit Grönland). Das Volumen der Gletscher wird auf etwa 7000km³ geschätzt (Hagen et al. 2003a). Dies würde bei einem vollständigen Abschmelzen einen Meeresspiegelanstieg von 2cm bewirken. Die Vergletscherung ist nicht gleichmäßig auf die Landfläche verteilt. Der Osten des Archipels hat die ausgedehnteste Eisbedeckung, aufgrund von sehr kalten Temperaturen und einem hohen Feuchtigkeitsgehalt der Luftmassen nachdem diese über die Barentssee gezogen sind. Das Nordenskiöldland und das Andree Land in Zentralspitzbergen besitzen eine deutlich schwächere Vergletscherung. Dies liegt vorwiegend an den geringeren Niederschlagswerten. In Hagen (1993), findet sich eine Karte, welche basierend auf den vorhandenen Klimadaten die Lage der klimatischen Schneegrenze anzeigt. Es fällt auf, dass die klimatische Schneegrenze generell in den zentralen, kontinentaleren und vom Niederschlag benachteiligten Regionen höher liegt und in den küstennahen, vom Niederschlag begünstigten Regionen, tiefer. Obwohl im Nordosten Spitzbergens die klimatische Schneegrenze am höchsten liegt, findet sich hier dennoch eine ausgeprägte Vergletscherung, da in dieser Region auch die höchsten Erhebungen des ganzen Archipels vorkommen.
Landsat Mosaik von Svalbard, Sommeraufnahmen. Weiße Flächen sind schneebedeckt, blaue sind Blankeis; aus dem Gletscheratlas Svalbards
3.2 Gletschertypen (nach Relief)
Im Osten dominiert eine übergeordnete Vergletscherung mit mehreren große Eiskappen, wie z.B. Vestfonna und Austfonna auf dem Nordostland, welches zu 76% vergletschert ist. Austfonna ist die drittgrößte Eiskappe der Eurasischen Arktis mit einem Flächenanteil von 8105km² und einem geschätzten Volumen von 1900km³ (Dowdeswell 1986, Hagen et al. 1993). Die zentralen, westlichen und südlichen Regionen sind eher von einer untergeordneten Vergletscherung geprägt, also von Talgletschern, Eisstromnetzen und Piedmontgletschern. Besonders die Hauptinsel Spitzbergen ist geprägt von großen Eisstromnetzen, welche in der Fachliteratur auch als „Spitzbergentyp“ bezeichnet werden. Sie entstehen durch die Vereinigung mehrerer Talgletscher über Wasserscheiden hinweg. Viele Gletscher Svalbards kalben als „tidewater glaciers“ ins Meer (Hisdal, 1985).
verschiedene Gletschertypen auf Svalbard: „Tidewater glacier“ Esmarkbreen, Talgletscher Longyearbreen und Larsbreen, Plateauvergletscherung Foxfonna (von links nach rechts), eigene Aufnahmen
3.3 Thermale Struktur
Ein Großteil der Gletscher Svalbards ist in seiner thermalen Struktur dem „subpolaren Gletschertyp“ zuzuordnen. Dieses Gletschertyp zeichnet sich durch eine polythermale Struktur aus. Während die Temperaturen an der Gletscherunterseite im Bereich des Akkumulations- und Teilen des Ablationsgebiets am Druckschmelzpunkt liegen, ist die Gletscherfront am Untergrund festgefroren. Dies liegt im wesentlichen an einer zu dünnen Schneedecke im Ablationsgebiet während der (frühen) Wintermonate, so dass die kalten Temperaturen ins Eis und den Untergrund eindringen können. Im Akkumulationsbereich ist bereits eine ausreichend dicke Schneedecke vorhanden, um einen isolierenden Effekt zu bewirken. Um polythermale Strukturen innerhalb der Gletscher messen und Kartieren zu können, benutzt man Radio-Echo-Sounding-Geräte. An der Grenze zwischen kaltem und temperiertem Eis kommt es zu einer Reflektion, welche in der englischen Fachliteratur „internal reflection horizon“ (IRH) genannt wird. Die polythermale Struktur, sowie die relativ geringen Niederschlagsmengen, führen zu einem relativ langsamen Fließverhalten der meisten (landbasierten) Gletscher auf Svalbard. Außerdem begünstigt diese Struktur den Aufbau von „Gletscher Surges“. Ausnahmen bilden die Eiskappen wie Austfonna (am Untergrund angefroren) und ihre Auslassgletscher (temperiert) und kleinere Talgletscher (am Untergrund angefroren) (Bamber, 1989, Dowdeswell, 1986).
polythermale Gletscherstruktur („subpolarer Gletschertyp“), verändert nach Blatter et al. (1991)
3.4 Gletscher Surges
Unter einem „Gletscher Surge“ versteht man eine abrupte En-bloc-Bewegung eines Gletschers, bei dem Masse von höheren in tiefere Lagen transportiert wird, wobei die Geschwindigkeit das 10fache oder mehr der normalen Fliesgeschwindigkeit beträgt. Diese Bewegung kann sich sowohl innerhalb weniger Wochen als auch über Jahre hinweg vollziehen. Gletscher, bei denen solche Vorstöße in jüngerer Vergangenheit beobachtet wurden oder andere Indizien (Moränen, Dellen in Eisstromnetzen) darauf schließen lassen, bezeichnet man als „Surge-Typ“-Gletscher. Man unterscheidet zwischen der „aktiven Phase“, während derer ein abrupter Vorstoß passiert, und der „stillen Phase“, während derer der Gletscher erneut Masse in den höheren Regionen aufstaut. Auf Svalbard ist ein beachtlicher Teil der Gletscher dem „Surge-Typ“ zuzuordnen. Die prozentuelle Anzahl variiert in den verschiedenen Veröffentlichungen stark: 36,4% (Hamilton und Dowdeswell, 1996), 90% (Hagen, 1988), liegt jedoch deutlich über dem globalen Mittelwert von ~4%. Die Anzahl der „Surge-Typ“-Gletscher scheint seit dem Ausklang der „Kleinen Eiszeit“ um 1920 deutlich abzunehmen, was auf Veränderungen der Massenbilanzen zurückgeführt wird (Dowdeswell et al., 1995). Die von Gletscher Surges verursachte Gletscherdynamik ist ein sehr stark landschaftsverändernder Prozess, der innerhalb kurzer Zeitspannen ein Landschaftsbild vollkommen verändern kann. Die unten angeführte Grafik zeigt anhand von Kartierung aus Luftbildern ein Beispiel einer solchen Landschaftsveränderung nahe der Agardhbukta an der Ostküste Spitzbergens. Der mit E bezeichnete Gletscher Elfenbeinbreen hat zu Beginn des 19. Jahrhunderts einen starken Vorstoß erlebt, ebenso wir Gletscher S. Der früher nach Süden stattfindende Abfluss findet 1936/38 nach Norden statt. Im Jahr 1970 haben sich Gletscher E und S wieder leicht zurückgezogen, dafür hat Gletscher M (Marmorbreen) gerade einen Vorstoß gehabt. Da nun weder ein Abfluss nach Norden noch nach Süden möglich ist, bildet sich ein von Gletschern aufgestauter See. 1988 hat das Wasser seinen alten Flusslauf wiedergefunden und entwässert unterhalb des Gletschers E wieder nach Süden. Im Jahr 2004 zeigte sich auf einer Zelttour an die Ostküste wieder ein neues Bild. Der den Gletscher E unterschneidende Fluss hat inzwischen einen großen Canyon durch die Gletscherfront geschnitten und dadurch einen Teil des Gletschers abgetrennt und in Toteis verwandelt.
Landschaftsveränderung durch Gletschervorstöße; Umbreit (2002) überarbeitet und ergänzt; Durchbruch am Elfenbeinbreen und Möranenlandschaft am Elfenbeinbreen, Aug. 2004, eigene Aufnahmen
4. Klimawandel und Gletscher auf Svalbard
4.1 Klimawandel in den letzten 100 Jahren?
Um festzustellen, ob es in Svalbard bereits zu einem Klimawandel gekommen ist, kann man sich die Klimadatenreihe der Inselgruppe genauer anschauen. Die ältesten gemessenen Klimadaten Svalbards reichen zurück bis 1912. Um 1920 hat es auf dem Archipel einen abrupten Anstieg der Temperaturen um 5°C gegeben, welcher als Ausklang der „Kleinen Eiszeit“ gedeutet wird. Dieser Anstieg ist auch in der Temperaturkurve der ganzen Nordhemisphäre zu erkennen. In der Folge blieben die Temperaturen auf diesem hohen Niveau. Der Trend der Zeitreihe ist mit +0,06 °C/Jahr (R=0.51) klar positiv, wenn der Anstieg um 1920 miteinbezogen wird. Diese Klimaänderung hatte bedeutende Folgen für den Massenhaushalt der Gletscher. Seit dieser Zeit sind die Massenbilanzen der Gletscher Svalbards kontinuierlich negativ. Dies darf jedoch nicht gleich dramatisiert werden, zumal Klimarekonstruktionen aus Grönländischen Eisbohrkernen, vermuten lassen, dass die „Kleine Eiszeit“ die bislang kälteste Phase des Holozäns in der Arktis war (Grove, 1988). Der Klimawandel am Ende der Kleinen Eiszeit hat sich auch auf die Gletscherdynamik ausgewirkt, indem heute deutlich weniger Surges beobachtet werden als für das Ende des 19. Jahrhunderts rekonstruiert werden können (Dowdeswell et al., 1995, Dowdeswell et al., 1997). Zwar hat es seit Beginn der Aufzeichnungen auch einen leichten Anstieg der Niederschlagsummen gegeben (Trend: +3,2mm/Jahr; R=0.5) dieser reicht jedoch bei weitem nicht aus, um den Massenverlust durch den Temperaturanstieg auszugleichen. Modellierungen zeigen, dass es einer Abkühlung um 0,5°C oder einer Niederschlagszunahme um 25% bedürfte, um unter den derzeitigen Bedingungen ausgeglichene Massenbilanzen auf Svalbard zu erhalten (Dowdeswell et al., 1997; Fleming, 1992).
Jahresdurchschnittstemperaturen für Svalbard seit 1912, aus Rainer (2001) nach Forland (1997)
4.2 Massenbilanzstudien auf Svalbard – Analyse und Vergleich
Um festzustellen, ob ein Gletscher mit seinem Klima im Einklang steht, bedarf es Messungen der Massenbilanz. Die Massenbilanz ist definiert als die für einen bestimmten Zeitraum geltende Zu- oder Abnahme der Eismenge eines Gletschers, die sich aus der gesamten Schneeablagerung im Nährgebiet und der gesamten Abschmelzung im Zehrgebiet ergibt. Dies ist in Svalbard aus logistischen Gründen viel schwieriger zu bewerkstelligen als z.B. in den Alpen. Daher gibt es nur wenige mehrjährige Massenbilanzserien und diese sind auf die Gletscher nahe der Forschungszentren konzentriert. Direkte Massenbilanz-Messungen wurden bislang nur auf wenigen und meist relativ kleinen Gletschern des Archipels durchgeführt, welche nur ca. 0,5% der vergletscherten Fläche bedecken (Hagen et al., 2003b). Die beiden längsten Massenbilanz-Zeitreihen Svalbards stammen von Austre Broggerbreen und Midre Lovenbreen und wurden von Liestol und Hagen seit 1967 bzw. 1968 durchgeführt. Aufgrund der logistischen Probleme sind alternative Methoden zur Massenbilanz-Erhebung gefragt. Auf einigen Gletschern wurde die mittlere Nettobilanz mittels Eiskernbohrungen bestimmt, indem man nuklearen „Fallout“ aus den Jahren 1963 (Atomtests der Sowjetunion) und 1986 (Tschernobyl) in den Eisproben feststellen und als Datierungsreferenz benutzen konnte (Pinglot et al., 1999; Pinglot et al. 2001). Ein anderer Ansatz bedient sich GPR-Methoden (Ground Penetrating Radar), indem es am Übergang zwischen Schneedecke und Eis zu einer Reflektion kommt. Aus der Laufgeschwindigkeit der Wellen in der Schneedecke lässt sich dann eine ungefähre Dicke der Schneedecke modellieren. Dies kann mit Hilfe von Schneemobilen entlang von mehreren Profillinien auf dem Gletscher durchgeführt werden. Rezente Entwicklungen im Bereich der Fernerkundung ermöglichen ebenfalls viele neue Möglichkeiten großflächig Daten für Massenbilanzstudien zu generieren. Einige Beispiele wären die SAR-Interferometrie zur Messung von Fließgeschwindigkeiten (besonders zur Erforschung von Gletscher-Surges und Messen von Kalbungsraten von Interesse), die Kartierung der Schneelinie aus Luftbildern und Satellitenbildern, Modellierungen der Gletscheroberfläche durch (Laser-)Altimetrie (z.B. neuer EOS-Satellit ICESAT mit Auflösungen im cm-Bereich) und Messungen von Eismächtigkeiten mittels Radiowellen. Hagen et al. (2003a) haben versucht eine Gesamtmassenbilanz für die Gletscher Svalbards zu berechnen. Diese kann theoretisch über die Massenbilanzgleichung errechnet werden: V / t = QAkk – QO – QE – QU wobei QAkk die jährliche Oberflächenakkumulation, QO den jährlichen Massenverlust durch Schmelzprozesse an der Oberfläche, QE den jährlichen Massenverlust durch Kalbung von Eisbergen und QU den jährlichen Massenverlust durch Schmelzprozesse am Untergrund von aufschwimmenden Gletscherfronten darstellt. Da alle Gletscherfronten auf Svalbard nach bisherigem Kenntnisstand am Boden aufliegen (Dowdeswell, 1989) und Schmelzprozesse unter aufliegendem Eis sehr gering sind, kann QU aus der Gleichung gestrichen werden. Die Volumenänderung errechnet sich daher aus der Netto-Massenbilanz der Oberfläche abzüglich der Kalbungsraten. Die Werte werden sowohl total in km³/a als auch spezifisch in mm/a Wasseräquivalent angegeben (Hagen et al., 2003a). Um die Gesamtmassenbilanz für den Archipel zu errechnen, haben Hagen et al. (2003a) Svalbard in 13 Regionen unterteilt, basierend auf Wasserscheiden, welche im Gletscherinventar (Hagen et al., 1993) definiert sind. Für jede Region wurde eine Nettobilanz-Höhenkurve (net balance/altitude curve) auf der Grundlage folgender Datenreihen erstellt: 1. Jährliche Messung der Winterakkumulation, Sommerablation und Netto-Massenbilanz von einzelnen Gletschern 2. Punktuelle Nettobilanz-Messungen durch Eiskern-Bohrungen 3. Durch GPR ermittelte Schnee-Verteilungskarten 4. Karten mit ermittelten Gleichgewichtslinien aus Luft- und Satellitenbildern. Das Gesamtergebnis aller 13 Regionen zeigt eine leicht negative Massenbilanz von: Qn = -0,5 ± 0,1 km³ a-1. Daten zur Eisbergproduktion wurden abgeleitet aus in situ Daten und aus Interferogrammen von Gletscherfronten (Dowdeswell et al. 1999). Als durchschnittliche Geschwindigkeit wurden 20-40m/Jahr zu Grunde gelegt. Bei Annahme einer durchschnittlichen Dicke der Gletscherfront von 100m und einer Gesamtlänge von 1000km beträgt die Kalbungsrate 3 ± 1 km³ a-1 (Hagen et al. 2003a). Der Rückzug der Gletscherfronten trägt ebenfalls geschätzte 1 km³ a-1 bei, so dass der Gesamtverlust QE auf 4 ± 1 km³ a-1 geschätzt wird. Damit ist die Gesamt-Nettobilanz für Svalbard leicht negativ mit -4,5 ± 1km³ a-1, oder –120 ± 30mm a-1 spezifischer Nettobilanz. Der Anteil aller Gletscher und Eiskappen Svalbards am globalen Meeresspiegelanstieg dürfte demnach für die letzten 30 Jahre gemittelt bei ~0.01mm a-1 gelegen haben, was deutlich niedriger ist als zuvor angenommen (vgl. Dowdeswell et al., 1997). Im Vergleich zu anderen arktischen Regionen fällt auf, dass in jüngerer Zeit besonders die Gletscher Alaskas einen Großteil des globalen Meeresspiegelanstiegs verursachen. Zur Zeit scheint der globale Meeresspiegel jährlich um ca. 0,9 mm anzusteigen (Warrick et al., 1995). Die Gletscher der Welt sind ungefähr zur Hälfte für diesen Anstieg verantwortlich, der Rest erklärt sich in erster Linie durch die thermische Ausdehnung infolge der Klimaerwärmung. Die aufgelisteten Werte lassen erkennen, dass der von Gletschern verursachte Meeresspiegelanstieg vorwiegend von arktischen Gletschern ausgehen muss:
rezente Massenbilanzdaten der vergletscherten Regionen der Arktis und ihr Beitrag zum globalen Meeresspiegelanstieg, eigene Zusammenstellung anhand der aufgeführten Literatur
4.3 Prognosen der Klimamodelle für die Arktis und mögliche Konsequenzen
Laut Prognosen der Klimaforscher und Veröffentlichungen des IPCC wird für die kommenden 100 Jahre ein globaler Temperaturanstieg von 1,4 bis 5,8°C, je nach zugrunde liegendem Emissionsszenario, erwartet. Für die arktischen Regionen sind die Prognosen noch dramatischer. In dem im November 2004 veröffentlichtem ACIA-Bericht wird für die arktischen Regionen ein Temperaturanstieg bis zum Jahr 2100 von 4-7°C auf dem Land und 7-10°C über den Ozeanen vorausgesagt. Der Archipel Svalbard dürfte danach einen Anstieg der Jahresmitteltemperatur von rund 4°C bis 2100 aufweisen. Laut Prognosen der ACIA-Modelle sind vor allem die Winter auf Svalbard in Zukunft wärmer und zwar um ca. +8°C im Vergleich zu heute. Aus diesen Prognosen lassen sich ein paar generelle Überlegungen für die arktische Vergletscherung ableiten: - eine Erwärmung der Polarregionen führt zu stärkerem Abschmelzen der Gletscher, also höheren Ablationsraten - eine Erwärmung erhöht grundsätzlich auch den in den Luftmassen enthaltenen Wasserdampf und damit die Niederschläge. Dieser Trend ist heute bereits erkennbar! Prognosen sagen einen Anstieg des Niederschlags in den arktischen Regionen um 20% bis 2100 voraus und zwar vor allem während der Wintermonate. Dies würde zu höheren Akkumulationsraten führen, wenn die Niederschläge in fester Form fallen. - ein verstärkter Süßwasserinput in die arktischen Meere könnte zu Änderungen der thermohalinen Zirkulation führen und den Wärmeaustausch zwischen Tropen und Polarregionen abschwächen. - eine Verringerung der Packeisfläche führt zu größeren Flächen offenen Meeres in der Arktis, welche aufgrund einer geringeren Albedo mehr Energie aufnehmen können. Dies führt zu einer weiteren Erwärmung Insgesamt ist vermutlich mit einem verstärkten Abschmelzen und anhaltenden Gletscherrückgang zu rechnen. Ein fortsetzendes Abschmelzen hat, wie bereits erwähnt, auch globale Folgen, wie z.B. den globalen Meeresspiegelanstieg. Lässt man Grönland und die Antarktis außer Betracht, so würden die restlichen Gletscher und Eiskappen der Erde bei totalem Abschmelzen den globalen Meeresspiegel um ~ 0,5m ansteigen lassen. Der Wert wirkt vergleichsweise klein, wenn man sich die Werte für Grönland – ~6m – und die Antarktis – ~62m – vor Augen hält. Jedoch sind die Reaktionszeiten der „kleinen“ Gletscher mit üblicherweise unter 100 Jahren wesentlich geringer als bei den 2 größten Eiskappen der Erde, so dass der Hauptanteil des gletscherbedingten Meeresspiegelanstiegs während des kommenden Jahrhunderts von diesen Gletschern erwartet wird (Dyurgerov and Meier, 1997, Meier, 1984, Meier und Bahr, 1996). Modellierung der Gletscher-Sensibilität: Eine Möglichkeit die Sensibilität einer vergletscherten Region gegenüber dem Klimawandel zu ermitteln ist durch einen Energiebilanz-Ansatz, wie er z.B. von Oerlemans (1991) vorgeschlagen wurde. Auf dieser Methode basierende Modellierungen der Energiebilanz der Gletscher Svalbards bestätigen deren Sensibilität gegenüber Klimaänderungen und sagen einen Nettomassenbilanz-Verlust von 0,6-0,8m/a Wasseräquivalent pro 1°C Erwärmung voraus (Dowdeswell et al., 1995, Fleming et al., 1997). Zum Vergleich noch einmal die momentanen Massenbilanz-Berechnungen für Svalbard: -0,12m/a (Hagen 2003), bzw. -0.55m/a (Dowdeswell 1997).
5. Zusammenfassung und Literaturliste
Zusammenfassend kann man festhalten, dass die Gletscher Svalbards seit dem Ausklang der „Kleinen Eiszeit“ um 1920 klar negative Massenbilanzen aufweisen. Seit dem herrschen deutlich höhere Temperaturen vor, so dass die Gletscher mit dem aktuellen Klima nicht mehr in Einklang stehen. Bis zum Jahr 2100 wird eine weitere Erwärmung von mehreren Grad Celsius für diese arktische Region erwartet. Energiebilanz-Modelle zeigen, dass die Vergletscherung Svalbards sehr sensibel auf eine Erwärmung reagieren dürfte mit einem Nettomassenbilanz-Verlust von 0,6-0,8m/a Wasseräquivalent pro 1°C Erwärmung. Die Anzahl der „Surge-Typ“ Gletscher dürfte abnehmen. Mögliche Folgen des Klimawandels auf die thermohaline Zirkulation oder die NAO sind noch nicht ausreichend erforscht. Es ist aber anzunehmen, dass Änderungen von Klima, Gletscherhaushalt und Ökosystem der Arktis sich auch auf die restliche Welt auswirken werden.
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Literaturliste
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