Glaziologie - Gletscherkunde

Ist das Eiszeitalter wirklich zu Ende, oder leben wir nur in einer Warmzeit? Ein erneutes Vorrücken des Eises ist ebenso möglich wie der viel diskutierte weltweite Meeres­spiegelanstieg durch Erwärmung und Abschmelzen der polaren Eismassen.

1. Eiszeit oder Kaltzeit?

Der Begriff 'Eiszeit', den J. L. Agassiz  im Jahr 1840 in die Wissenschaft eingeführt hatte, ist heute umstritten. Agassiz war von einer starken Vergletscherung der Nordhalbkugel im Pleistozän ausgegangen, einer Vorstellung, die - so selbstver­ständlich sie heute sein mag - bis dahin nicht zur Diskussion stand. Definiert wird die ,,Eiszeit' als ,,Abschnitt der Erdgeschichte, in dem infolge absinkender Temperaturen und Vermehrung der Nie­derschläge größere Gebiete der Erdoberfläche von vorrückenden Gletschern und Inlandeismassen bedeckt werden'. Doch nicht das Eis und seine Ausdehnung sind das Charakteristikum dieser Epoche der Erdgeschichte, sondern das Klima schlechthin, das grundlegenden Veränderungen unterlegen war. Die Absenkung der durchschnittlichen Jahrestemperatur be­schränkte sich nicht auf die Polarbereiche, sondern wirkte sich auch in den anderen Regionen der Erde aus.

So kam es neben dem Vorstoß der Inlandeis­massen und Gletscher in den höheren Breiten und den Hochgebirgen auch in Richtung Aquator zu einer vorübergehenden Ausbil­dung neuer Klimate und damit verbunden auch zu einem vorübergehenden Abwandern von Flora und Fauna. Nordafrika z. B. stand während der sog. ,,Eiszeiten' daher wieder­holt unter dem Einfluß anhaltender Regenphasen, den sog. Pluvialzeiten.

Die Klimaveränderungen haben nicht nur das ökologische Gefüge weiter Teile der Erde grundlegend verändert, sondern zwangsläu­fig auch Veränderungen im klimamorpholo­gischen Prozeßgefüge nach sich gezogen. Das heutige Mitteleuropa z. B. war während der letzten ,,Eiszeit', dem Weichsel- oder Würmglazial, nur noch randlich verglet­schert, dennoch zeigte die damalige Landschaft ein völlig anderes Erscheinungsbild. Würde man eine derartige Landschaft heute auf der Erde finden wollen, müßte man sie im Norden Kanadas oder in Alaska suchen.

2. Kälteregionen von Vergangenheit

und Gegenwart im Vergleich

Mit etwa 16 Mill. km² sind heute 10,7 % der Festlandsfläche mit Eis bedeckt. Knapp 86 % dieser Eisfläche macht der Eisschild der Antarktis aus. Untersuchungen haben für diese größte Eisregion der Erde eine Eismächtigkeit von maximal 4335 m ergeben, für Grönland wird immerhin noch eine maxima­le Eismächtigkeit von rd. 3400 m angenommen.

Die Eisbedeckung während des Pleistozäns war weitaus größer als in der Gegenwart. Für die Riß- oder Saalekaltzeit vor etwa 200.000 Jahren, nimmt man eine Eisfläche von etwa 49 Mill. km² bei einer maximalen Mächtigkeit von 3.500 m an. Vor 20.000 Jahren, während des Würm- oder Weichselglazials, betrug die Eisausdeh­nung rund 42 Mill. km². Die weichselkaltzeitlichen Inlandeismassen sollen eine maximale Mächtigkeit von bis zu 3.000 m gehabt haben.

Neben den Festlandflächen sind auch die Meere sehr viel stärker vereist gewesen als in der Gegenwart. In der Gegenwart nehmen die vom Meereis bedeckten Flächen durchschnittlich 26 Mill. km² ein, darüber hinaus können Eisber­ge in Meeresräumen von ca. 65 Mill. km² auftreten. Damit wird ungefähr ein Viertel der Weltmeerfläche vom Eis beeinflußt.

Vorstoß einer Gletscherzunge

Eine auf Lockersedimenten vorstoßende Gletscherzunge schiebt das Mat­erial vor sich her und häuft es neben sich an. Gleichzeitig trägt sie ihren Unter­grund ab und ebnet ihn ein. Wir erleben hier also die Bildung einer

Stauch-Endmoräne und eines Zun­genbeckens mit zwei Seitenmoränen, die beim Rückschmelzen des Glet­schers be­stehen bleiben. Weiters ist zu erwähnen, daß der Untergrund außerhalb des Eisrandes gefroren war, unter dem Gletscher wegen der enor­men Auflast jedoch nicht. Auch gefro­rener Untergrund kann aufgeschoben werden, zerbricht dabei aber in größe­re Schollen.

Oszillation der Gletscherzunge

Diese Bewegungen ent­sprechen dem Oszillieren einer Glet­scherzunge, d.h. dem periodischen Wechsel von Rückschmelzen und Vor­stoßen. So kann eine ganze Serie von Stauch-Endmoränenbögen entstehen, ohne daß sich die Seitenmoränen nen­nenswert verändern. Das Gletscher­zungenbecken wird hierbei noch aus­geprägter.

Die Endmoränenbögen sind dem Alter nach geordnet: Der älteste liegt links, also ,,außen', der jüngste rechts, also ,,innen'. Der äußere kann nicht jünger sein, da bei diesem Vorstoß die inneren Moränen zerstört worden wären.

Es wird deutlich, daß für die Land­schaftsformung nicht so sehr der große Eisvorstoß entscheidend ist, sondern vielmehr der - von vielen Vorstößen unterbrochene - Abbau des Eises, denn nur außer Reichweite des Glet­schers gelangte Formen bleiben erhal­ten. Daraus folgt, daß die Geschichte des Eisabbaus auch die Geschichte der Entstehung der Landschaftsge­stalt ist.

Entstehung der kuppigen Grundmoräne

In der Nähe eines stationären Eisrandes wird das Eis in der Abtauphase zunehmend von Spalten und Rissen durchzogen, in die durch die starke Auflast der Eismasse der nicht gefrorene und somit plastische Untergrund hineingepreßt wird. Nach dem vollständigen Abschmelzen des Eises bleibt ein unregelmäßiges Relief mit vielen Kuppen und abflußlosen Senken zurück.

Bildung von Todeisblöcken

Auch bleiben Eisblöcke, die im Zuge des Abschmelzvorganges die Verbindung zu aktiven Eis verloren haben und dementsprechend als Toteis bezeichnet werden, zurück.

Üeberdeckung des Todeises

Todeisblöcke werden häufig bei neuerlichen Eisvorstößen von Moränenmaterial über­deckt. Da der Abschmelzvorgang wesentlich von der Sonneneinstrah­lung abhängt, ist das Toteis nun vor weiterem Abtauen geschützt. Unab­hängig von dem in der Tiefe vorhande­nen Eis entwickelt sich an der Erdober­fläche das Relief.

Tieftauen

Diese Phase entspricht dem nach Ende der Eiszeit einsetzenden Tieftauen. Mit fortschreitender Klimaverbesserung erwärmt sich auch der Erdboden, so daß die eingeschlosse­nen und bislang konservierten Toteis­blöcke austauen. Über den so entstan­denen Hohlräumen sackt das auflie­gende Material nach, und es entstehen Toteislöcher.

Nacheiszeitlicher Grundwasseranstieg

Die Umrisse von Toteislö­chern wurden nach der Kaltzeit durch abtragende Kräfte ausgeglichen. Mit dem Abschmelzen der Eismassen ging ein Meeresspiegelanstieg einher, der seinerseits auch das Grundwasser steigen ließ. Viele Toteislöcher füllten sich mit Wasser und begannen an­schließend zu verlanden. So entstand ein großer Teil der Seen, Tümpel und Moore in den ehemals vereisten Ge­bieten.

Gletscherkunde

1. Gletschereis wird gebildet

Gletschereis bildet sich aus Schnee

Das Verhältnis Eis : Schnee beträgt 1: 80, d.h. zur Bildung von nur 1 cm Gletschereis sind 80 cm Schnee erforderlich, oder: für die Bildung der etwa 3 km mächtigen Eisdecke in Zentralgrönland waren 240km Neuschnee erforderlich!

Schnee verwandelt sich in Gletschereis

Die Bildung des Eises vollzieht sich am schnellsten während der Sommermo­nate, denn dann taut der Schnee an und gefriert (meist über Nacht) wieder. Bei diesem Vorgang (Regelation) verwandeln sich die feinstrahligen Schneekristalle in den körnigen Firn. Erneute Niederschläge üben einen Druck aus, der Firn wird zusammenge­preßt. Durch eindringendes Schmelz­wasser werden die Firnkörner noch vergrößert. Damit wird auch der Luftan­teil geringer. Schließlich wird daraus Gletschereis. Während Neuschnee noch 90 % Luft enthält, liegt der Luftan­teil bei bläulichem Gletschereis nur noch bei 2 %, dessen Dichte daher auch deutlich größer ist (Schnee:0,lg/cm³, Gletschereis: 0,9g/cm³).

2. Inlandeis - Eisschild -

Plateaugletscher - Talgletscher

- Eisstromnetze

Nicht jeder Gletscher sieht gleich aus. Auf der Antarktis oder Grönland, das sind die Regionen mit der größten Eisausdehnung auf der Erde, liegt Inlandeis, man spricht vom Grönlandtypus. Betrachten wir uns den Vatnajökull auf Island, sehen wir einen Eisschild vor uns. Eisschilde sind mächtige, inland­eisähnliche Deckgletscher, die aber weitaus kleiner sind als die lnlandverei­sungen. Der Jostedalsbre in Norwe­gen ist ein Gletscher des skandinavi­schen Typus, ein Plateaugletscher. In den Hochgebirgen der Erde, die alle Gletscher aufweisen, ist der Talglet­scher der vorherrschende Typ (alpiner Typus). Verbinden sich Talgletscher miteinander, sprechen wir von Eis­stromnetzen.

3. Aufbau und Gliederung

eines Gletschers

Im oberen Bereich eines Talgletschers ist das Nährgebiet. Dort ist die Menge des Niederschlags, die in Eis umgewandelt wird, größer als die Menge des abtauenden Eises. Im Zehrgebiet ist die Eisbilanz dagegen negativ. Die Firnlinie oder Schneegrenze trennt das Nährgebiet vom Zehrgebiet. Das Gletschereis ist er­kennbar geschichtet, man erkennt daran - ähnlich wie bei den Jahresrin­gen der Bäume - die innerhalb eines Jahres gefallenen Niederschläge, die durch die Regelation in Eis umgewan­delt worden sind. Durch die Bewegung des Gletschers verändert sich der Schichtverlauf. Im oberen Bereich (Nährgebiet) verlaufen die Schichten nahezu horizontal, im Bereich der Firn­linie verlaufen sie steiler (dies aufgrund der Bewegung des Eises), im Zehrge­biet verlaufen sie wieder fast hori­zontal. An seiner Oberfläche und sei­nen Rändern bilden sich Spalten aus.

Der Gletscher bewegt sich

Warum bewegt sich ein Gletscher?

Gletschereis fließt, es ist plastisch. Man geht davon aus, daß die Eiskörn­chen aus einzelnen Blättchen schich­tig aufgebaut sind und daß sich diese Blättchen unter dem Druck verschie­ben. Durch die Regelation, also den Wechsel zwischen flüssigem und fe­stem Aggregatzustand, verändert sich das Volumen der Eiskörnchen (sie werden größer), und das Eis setzt sich, der Schwerkraft folgend, in Bewe­gung.

Gletschereis fließt aufwärts!

Abbildung 1 macht es im Ansatz auch deutlich: Gletschereis fließt auch auf­wärts, und zwar dann, wenn die Schubkraft des Eises im Nährgebiet groß genug ist, um die Gletscherzunge auch bergan zu schieben (Firnfeld­druck). Der Sognefjord in Norwegen z.B. ist während der Kaltzeiten vom Eis ausgeschürft worden. An seiner tief­sten Stelle lag das Eis 1308 m unter dem heutigen Meeresspiegel. Dort, wo das Eis damals in den Bereich der heutigen Nordsee floß, ist heute nur eine Meerestiefe von 175 m. Ein gewal­tiger Höhenunterschied, den das Eis überwunden hat!

Die Fließgeschwindigkeit ist von ver­schiedenen Faktoren abhängig:

- vom Gefälle der Gletschersohle,

- vom Firnfelddruck,

von der Beschaffenheit des Unter­grundes,

vom Querschnitt des fließenden Ei­ses (verengt sich der Querschnitt, fließt das Eis schneller).

Die Fließgeschwindigkeit innerhalb des Gletschers ist nicht überall gleich. Sie nimmt oberhalb der Firnlinie zu, unterhalb ab, sie ist in der Mitte des Gletschers größer als am Rand, und sie ist im oberen Gletscherabschnitt an seiner Basis größer als im unteren Abschnitt, dort ist sie an der Oberfläc­he größer. Die Fließbewegung ist im Sommer intensiver. Manche Alpengletscher fließen bis zu 200 m im Jahr, und einige grönländische Gletscher

bis zu 7 km im Jahr. Doch das heißt nicht, daß sich der Eisrand um so viel, verlagert, denn im Zehrgebiet ist die Eisbilanz ja negativ.

Die Art der Eisbewegung hängt mit der unterschiedlichen Fließgeschwindig­eit, aber auch mit der Temperatur des Eises zusammen. Das Eis der tempe­rierten Gletscher liegt gerade unter dem Gefrierpunkt. Langsam fließende temperierte Gletscher haben eine strömende Bewegung, sie fließen wie eine zähe Masse. Die schnell temperierten und kalten Glet­scher bewegen sich wie elastische Blöcke. Man spricht von der Blockschollen- oder Blockbewegung.

Gletscher ziehen sich nicht zurück

Vielfach verwendet man die Formulierung ,Der Gletscher zieht sich zurück'. Das ist nicht ganz richtig, denn er fließt nicht rückwärts. Vielmehr ist die Eisbilanz insgesamt negativ, so daß er stärker abtaut. Das Eis fließt nach wie vor, doch er schmilzt sehr stark. Der Eisrand verlagert sich infolgedessen rückwärts.

Gletscher verändern ihr Aussehen

Querspalten bilden sich besonders über Geländestufen, Längsspalten treten dann auf, wenn die Gletscher­zunge sich verbreitert. Bedingt durch die schnellere Bewegung des Eises in der Gletschermitte bilden sich (bei den temperierten, langsam fließenden Gletschern) die Randspalten. Bei der Blockbewegung dagegen ist die Eisgeschwindigkeit fast im gesamten Querschnitt gleich, der etwas langsa­mer fließende Gletscherrand gliedert sich in eine Vielzahl einzelner Blöcke, Seracs genannt, die auch dann entste­hen, wenn ein Gletscher über eine steile Geländestufe talabwärts fließt.

Gletscher rücken vor und

werden kürzer - warum?

Ist die Eisbilanz eines Gletschers ins­gesamt positiv, rückt er vor, ist sie negativ, weicht der Gletscher zurück. Zwei Faktoren bestimmen diesen

Wechsel:

a) die Niederschlagsmenge im Nähr­gebiet: Sind die Niederschläge dort geringer, kann sich nicht genügend Eis bilden, der Firnfelddruck wird gerin­ger, die Eisbilanz ist negativ. Der Glet­scher verliert an Masse, seine Glet­scherzunge wird kürzer.

b) die Temperaturen: sinken die Tem­peraturen, schmilzt weniger Eis wäh­rend der wärmeren Monate, die Eisbi­lanz dürfte selbst bei etwas geringeren Niederschlägen positiv bleiben; der Gletscher rückt vor. Steigen dieTemperaturen jedoch wird die Eisbilanz negativ. Der Eis­rand verlagert sich rückwärts.

6. Gletscher werden

immer wieder

anders bezeichnet

Zum Schluß noch einige regionale Be­zeichnungen für Gletscher, hier die bekanntesten:

Tirol: Ferner; Salzburg, Kärn­ten: Kees; Im englischen Sprachraum: glacier;

Norwe­gen: bre(e); Island: Jökull; Grönland: Sermek.