Vergletscherung

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Einleitung

Vergletscherung, Bedeckung eines Gebiets mit Eis, das sich über die Oberfläche bewegt und typische Strukturen und Formen bildet. Die Auswirkungen der Vergletscherung auf die Landschaft hängen von einer Reihe von Faktoren ab, wie z. B. der Dichte des Eises, der Bewegungsrichtung, des Gefälles, der Mächtigkeit des Eiskörpers und der Art des Untergrundes.

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Vergletscherung in der Vergangenheit

Eiszeiten hatten in der Erdgeschichte einen starken Einfluss auf die Gestaltung der Landschaften und deren Oberflächenformen. Es gibt Anzeichen dafür, dass die großen Kaltzeiten vor rund 950 Millionen, 750 Millionen und 600 Millionen Jahren während des Präkambriums, vor rund 450 Millionen Jahren während des Ordoviziums, vor rund 290 bis 280 Millionen Jahren während des Übergangs vom Karbon zum Perm und vor rund 15 Millionen Jahren während des Miozäns (Tertiär) stattfanden. Anzeichen für eine Vergletscherung gegen Ende des Ordoviziums sind insbesondere in der Sahara sichtbar, wo Gletscherschliffe und andere Erosionsmerkmale, die durch die Bewegung von Eis entstanden, gefunden wurden.

Die Auswirkungen der Vergletscherung auf die heutige Landschaft werden jedoch meistens mit den letzten zwei Millionen Jahren der Erdgeschichte, dem als Quartär bekannten geologischen Zeitalter, in Verbindung gebracht. Das Quartär wird in Pleistozän und Holozän unterteilt. Das Holozän umfasst die letzten 10 000 Jahre der Erdgeschichte.

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Glazial- und Interglazialzeit

Während des Pleistozäns wechselte das globale Klima zwischen Glazial- und Interglazialzeiten hin und her und durchlief dabei diesen Kreislauf wahrscheinlich mehr als 20-mal. Glazialzeiten sind Perioden, in denen sich das durchschnittliche Klima auf der Erde abkühlt und sich die festländische Vergletscherung ausdehnt. Global gesehen waren die vorherrschenden Merkmale der Glazial- und Interglazialzeiten die Entstehung, die Ausdehnung und der Rückgang von zwei großen Eisgebieten. Dabei handelt es sich um das laurentische Inlandeis im Norden von Kanada und das skandinavische Inlandeis. Durch die Ausdehnung dieser Eisgebiete sowie weiterer in anderen Teilen der Welt waren viele Gebiete vergletschert, die heute eisfrei sind.

Die letzte Eiszeit begann vor etwa 120 000 Jahren und endete vor rund 10 000 Jahren. Die Klimaveränderung und die Vergrößerung der Eisdecke bis zur maximalen Vergletscherung vor 18 000 bis 20 000 Jahren verlief relativ langsam. Das nachfolgende Abschmelzen der Eisdecke und die Stabilisierung des Klimas in einer Dimension, wie sie heute noch Bestand hat, vollzogen sich dagegen innerhalb von rund 10 000 Jahren. Die ehemals vergletscherten Gebiete sind durch den heutigen, glazialen Formenschatz gekennzeichnet. Darunter versteht man typische Geländeformen in ehemals von Eis bedeckten Gebieten. Durch die Inlandeisdecke wurde die Landmasse stark belastet. Seit dem Abschmelzen der Eisdecke wurde die Erdkruste in Gebieten wie z. B. der Ostsee und dem skandinavischen Festland entlastet und selbst heute noch führen geophysikalische Ausgleichsbewegungen zur Hebung ehemals vergletscherter Gebiete.

Gegenwärtig werden rund 14,9 Millionen Quadratkilometer, also etwa zehn Prozent der Erdoberfläche, von Eis bedeckt. Während der Glazialzeiten betrug die vergletscherte Fläche 44 Millionen Quadratkilometer oder 30 Prozent der Erdoberfläche. Schätzungen zufolge soll z. B. das laurentische Inlandeis zur Zeit seiner maximalen Ausdehnung mehr als 13,3 Millionen Quadratkilometer bedeckt haben. Im Vergleich dazu sind heute im Norden von Kanada etwa 147 000 Quadratkilometer vergletschert. Die Vergleichszahlen für Skandinavien belaufen sich auf 6,7 Millionen bzw. 3 810 Quadratkilometer. Gebiete, die früher eine Eisdecke trugen, weisen Landschafts- und Oberflächenformen auf, die auf ehemalige Eisbedeckung schließen lassen. Solche typischen Formen gibt es auch im Vorfeld von Inlandeismassen oder Gebirgsgletschern, also in Gebieten die durch Rückschmelzen der Eismassen nunmehr eisfrei sind, auch wenn die jeweilige Eismasse noch nicht vollständig abgeschmolzen ist. Gletscher können auch indirekte Auswirkungen auf Landschaften haben, von denen eine sehr verbreitete die Änderung des Entwässerungssystems ist. Darüber hinaus haben Gletscher auch signifikante Auswirkungen auf das lokale Klima. Die von ihnen ausgehende Luft ist kalt und fließt hangabwärts. Bei größeren Eismassen kann dieses Phänomen zur Ausprägung kalter Winde führen.

Während des Pleistozäns waren der größte Teil von Nordamerika, Nordeuropa (bis in das heutige Norddeutschland hinein) und weite Teile von Nordasien von Eisschilden (Inlandeis) bedeckt. Die Gletscher der Hochgebirge (z. B. in Zentralasien, Mitteleuropa, Nord- und Südamerika, Ostafrika) breiteten sich bis weit in ihre Vorländer aus.

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Gletscher

Ein Gletscher besteht aus Eis, das sich unter seinem eigenen Gewicht deformiert und der Schwerkraft folgend zu fließen beginnt. Gletscher werden in mehrere Gruppen unterteilt. Bei den Gebirgsgletschern (Hochgebirgsgletscher) ist das Eis dem Relief untergeordnet; dieser Gletschertyp umfasst mehrere Sonderformen (u. a. Kargletscher oder Talgletscher), denen jedoch eine typische Gletscherzunge gemeinsam ist. Vorlandgletscher bilden sich im Hochgebirge bei sehr starker Vergletscherung, wenn am Fuße des Gebirges mehrere Gletscherzungen zusammenfließen. Plateaugletscher bedecken Hochebenen, von denen einzelne Teile des Gletschers herabströmen und sich bis in das Tiefland ausbreiten können. Inlandeis umfasst geschlossene Eisdecken, die eine Mächtigkeit von mehreren tausend Metern erreichen können; es kann weite Gebiete bedecken und ist dem Relief übergeordnet. Eiskappen bilden eine Übergangsform zwischen Gebirgsgletschern und Inlandeis. Schelfeis tritt in Buchten am Rand eines Festlands in Form von treibenden Eisplatten auf. Weitere Informationen zu Gletschertypen siehe Gletscher.

Gletscher bilden sich in Gebieten, die mehr Niederschlag in fester Form erhalten als abschmelzen und verdunsten kann. Durch Setzung von frisch gefallenem Schnee entwickelt sich Altschnee, der eine größere Dichte als Neuschnee aufweist. Die ursprünglichen Schneekristalle nehmen dabei eine kornige Form an. Durch den Wechsel von Schmelzen und Wiedergefrieren bildet sich aus dem Altschnee nach Überdauerung einer Abschmelzperiode Firn. Die Umwandlungsprozesse sind begleitet von einer Zunahme der Größe der Schneekörner und der Dichte innerhalb der Schneedecke. Gleichzeitig nimmt der Luftgehalt ab. Durch den Druck der überlagernden Schichten entsteht das noch lufthaltige Firneis. Im weiteren Verlauf der Umwandlung von Schnee zu Gletschereis wird die im Firneis noch eingeschlossene Luft verdrängt und es bildet sich bläulich bis grünlich schimmerndes Gletschereis.

Ein Gletscher wird durch Niederschlag (Schnee), Sublimation (die direkte Ablagerung von Wasserdampf auf der Eisoberfläche) und Kondensation vergrößert. Die Verkleinerung eines Gletschers wird in erster Linie durch Abschmelzen (Ablation) und Verdunstung verursacht. Zum Abschmelzen kommt es nicht nur auf der Oberfläche des Gletschers sondern auch – in geringerem Umfang – an seiner Unterseite durch die von der Erdoberfläche ausgehende Wärme. Der Auflastdruck erniedrigt den Schmelzpunkt und führt zum Anfall von Schmelzwasser, das subglazial unter dem Gletscher abfließt. An der Oberfläche des Gletschers anfallendes Schmelzwasser wird als supraglazial bezeichnet; im Gletscher in Spalten abfließendes wird euglaziales Schmelzwasser genannt.

In den oberen Abschnitten des Gletschers, die als die Akkumulationszone (auch Nährgebiet) bezeichnet werden, übersteigt die Anhäufung mit Schnee den Verlust durch Abschmelzen. Im unteren Teil des Gletschers, der Ablationszone (auch Zehrgebiet), schmilzt im Lauf eines Jahres mehr Eis ab als zugeführt wird. Zwischen diesen beiden Zonen besteht eine Gleichgewichtslinie, an der Zunahme und Verlust von Eis genau gleich sind. Die Kenntnis der Bilanz von Akkumulation und Ablation im Eishaushalt der Gletscher ist wichtig für Abschätzungen über deren Verhalten und weitere Entwicklung. Eine positive Bilanz führt zu einem Eisvorstoß, eine negative Bilanz zum Eisrückgang.

Die Aktivitäten eines Gletschers hängen teilweise von den absoluten Akkumulations- und Ablationsmengen ab. Wenn beide Mengen groß sind, wie z. B. beim Plateaugletscher Vatnajökull im Südosten von Island, fließt der Gletscher verhältnismäßig schnell im Vergleich zu Gletschern, bei denen die Werte sehr gering sind. Die Temperatur des Eises ist ein weiterer Faktor, der sich auf die Fließart und Geschwindigkeit des Gletschers auswirkt. In einigen Gletschern und Inlandeismassen, wie z. B. dem Eisschild der Antarktis, liegt die Temperatur überall weit unter dem Schmelzpunkt. Unter diesen Bedingungen wird das Eis als kalt bezeichnet. In vielen Gletschern liegt die Temperatur jedoch so eng am Schmelzpunkt, dass innerhalb und unterhalb des Gletschers flüssiges Wasser existiert und das Eis als warm bezeichnet wird (kalte Gletscher – warme Gletscher).

Das Gletschereis ist unter Druck plastisch; diese Eigenschaft ermöglicht das Fließen des Gletschers in Gefällsrichtung. Gletscher bestehen aus einzelnen Eiskristallen und bewegen sich entweder strömend oder durch Blockschollenbewegung fort. Bei der strömenden Bewegung sinkt die Geschwindigkeit eines Gletschers von der Mitte zum Rand. Außerdem nimmt sie von der Oberfläche des Gletschers zum Untergrund hin ab. Dieses Strömen ist typisch für zahlreiche Gletscher der Alpen. Demgegenüber bleibt die Geschwindigkeit bei der Blockschollenbewegung über den gesamten Querschnitt des Gletschers mehr oder weniger konstant. Diese Bewegung erfolgt bei Gletschern mit starkem Eisnachschub wie etwa in einigen Hochgebirgen Zentralasiens (z. B. im Karakorum) oder in Polargebieten (z. B. auf Spitzbergen, siehe Svalbard). Bei warmen Gletschern (in den Gebieten niedriger bis mittlerer geographischer Breite) bestehen bis zu 90 Prozent der Bewegung aus Gleiten über den Grund, das vom Schmelzwasser unterstützt wird, oder aus Fließen durch Regelation (dem Wechsel von Auftauen und Wiedergefrieren). Die Regelation hängt mit dem Druck auf den Grund des Gletschers ebenso zusammen wie mit dem Tauen des Eises auf der Stromaufwärtsseite (Hochdruck) von Hindernissen und dem Wiedergefrieren auf der Stromabwärtsseite (Niedrigdruck). Warme Gletscher unterstützen mit ihren Fließbewegungen sehr effektiv die Erosion. Bei kalten Gletschern (in den Polargebieten) findet keine Bewegung über den Boden statt, da sie bis auf ihren Grund gefroren sind.

Das Längsprofil der Oberfläche eines Gletschers wird von den Vertikalkomponenten der Bewegung in der Akkumulationszone geprägt. Hier weisen die Kräfte in Richtung des Untergrundes. Dadurch werden Felsen oder andere Gesteinstrümmer, die auf die Oberfläche des Gletschers fallen, auf den Grund transportiert und unterstützen dort die Erosion. Die Vertikalkomponenten der Bewegung des Gletschers in der Ablationszone gehen vom Bett des Gletschers weg und befördern Gestein an die Oberfläche. Aus diesem Grund erscheinen die unteren Abschnitte vieler Gletscher wegen der starken Ablagerungen grau bis schwarz. Die Gletscherzunge ist von Gesteinstrümmern bedeckt. Die Bewegung des Eises spiegelt sich oft in den Rissen an der Oberfläche des Gletschers wider, die als Gletscherspalten bezeichnet werden. Sie entstehen bei der Bewegung eines Gletschers aufgrund der geringen Zugfestigkeit des Eises. Je nach Lage auf dem Gletscher und Ausrichtung unterscheidet man Längs-, Quer-, Rand- und Radialspalten.