1. Überblick
Spitzbergen (Svalbard) ist eine Inselgruppe im Nordatlantik mit ca. 62.160km² Gesamtfläche (zum Vergleich: Steiermark ca. 16.400km²). Gemäß dem Spitzbergen-Vertrag aus 1920 (in Kraft getreten 1925), nach welchem Norwegen die offizielle Oberhoheit über Svalbard übernahm, umfasst der Archipel alle Inseln, die sich zwischen einer nördl. Breite von 74° bis 81° und einer östl. Länge von 10° bis 35° befinden. Die wichtigsten Inseln sind Spitzbergen (auch als Spitsbergen oder Vestspitzbergen bezeichnet ), Nordaustlandet, Barentsøya, Edgeøya, Kong Karls Land, Prins Karls Forland und Bjørnøya. Mit Ausnahme einiger Küstentiefländer ist die Landschaft Spitzbergens vorwiegend gebirgig (höchste Erhebung: Newtontoppen, 1717 m). Rund 60% der Fläche werden von Gletschern eingenommen. Der Rest Landmasse fällt in die Zone kontinuierlichen Permafrosts mit periglazialen Landschaftsformen (Abb. 1).
Abb. 1: Landsat Mosaik der Inselgruppe Spitzbergen ohne Bjørnøya: vergletscherte Flächen sind in weiß dargestellt (Hagen et al . 1993, ergänzt).
Der Name Spitzbergen stammt vom holländischen Seefahrer Willem Barents, welcher die Hauptinsel 1596 entdeckte und ihr – wegen des schroffen Reliefs der Westküste – den Namen Spitsbergen gab. Noch heute wird die Inselgruppe im deutschsprachigen Raum so bezeichnet. Im engeren Sinn gilt diese Bezeichnung nur für die größte Insel (Spitzbergen oder Vestspitzbergen). Die offizielle Bezeichnung in Skandinavien sowie im englischsprachigen Raum lautet Svalbard . Dieser Name stammt von den Wikingern und bedeutet kalte oder karge Küste . In diesem Beitrag gilt – wenn nicht anders im Text erläutert – der Name Spitzbergen für die gesamte Inselgruppe.
Hauptmotivation für das Verfassen dieses Artikels sind längere Studienaufenthalte beider Autoren auf Spitzbergen. Andreas Kellerer-Pirklbauer nahm im März und April 2003 sowie im Februar und März 2004 an glaziologischen sowie periglaziologischen Fortbildungskursen am Universitätszentrum UNIS auf Spitzbergen teil. Weiters führte es ihn im Rahmen eines EU-Projektes im September 2004 in den Archipel. Janik Deutscher besuchte zwischen Februar und Juni 2004 glaziologische, periglaziologische und geologische Fortbildungskurse und arbeitete anschließend bis August an seiner Diplomarbeit auf Spitzbergen.
2. Grundzüge des Klimas von Spitzbergen
2.1 Klimafaktoren
Die entscheidenden Klimafaktoren sind die hohe geographische Breite, die besonderen Zirkulationsverhältnisse an der Grenze zwischen dem Polarhoch und Tiefdruckeinflüssen aus dem S, sowie der Einfluss des warmen Nordatlantikstroms. Der Winter ist geprägt von einem kontinuierlichen Strahlungsverlust während der 3-4 Monate langen Polarnacht, der Sommer von 3-4 Monaten der Mitternachtssonne. Die Strahlungsbilanz über das Jahr gerechnet ist aufgrund des tiefen Sonnenstands im Sommer jedoch klar negativ, weshalb die Wärmebilanz vorwiegend durch atmosphärische Zirkulation ausgeglichen wird. Im Allgemeinen dominiert das Hochdruckgebiet über dem Polarmeer und E-/NE-Winde führen polare und arktische Luftmassen an die Ostküste Spitzbergens. Während der Wintermonate ist auch das Islandtief von Bedeutung. Warme Luftmassen der gemäßigten Breiten erreichen den Archipel und sind für die Westseite Spitzbergens der wesentliche Niederschlagsbringer. Auf ihrem Weg nach N reichern sich die Luftmassen über dem warmen Nordatlantikstrom, dem nördlichen Ausläufer des Golfstroms, mit Wasserdampf an, der in Folge der Abkühlung über dem kälteren Festland und der Stauwirkung der Gebirgszüge Spitzbergens als Niederschlag ausfällt. Der Nordatlantikstrom und die zyklonale Zirkulation sorgen somit besonders während der Wintermonate für eine thermische Begünstigung der Region um mehrere Grad Celsius. Die Ostküste wird vom kalten Ost-Spitzbergen-Strom geprägt, welcher seinen Ursprung im Nordpolarbecken hat und hauptverantwortlich für die stärkere Vereisung der östl. Inseln ist. In Abhängigkeit von den Meeresströmungen ist auch die winterliche Vereisung der Barentssee deutlich ausgeprägter als die der Westküste Spitzbergens. Das Packeis hat seine größte Ausbreitung im März, seine geringste im August.
2.2. Klimaelemente
Das Klima auf Spitzbergen gilt nach der Köppen-Klassifikation als polares Tundrenklima (ET) . Dies bedeutet, dass der wärmste Monat eine mittlere Monatstemperatur von <10°C (E) und mindestens ein Monat eine mittlere Lufttemperatur >0°C (T) aufweist. Der Jahresgang der Temperatur entspricht im Wesentlichen dem Jan-Mayen-Typ . Jänner, Febr. und März sind die kältesten Monate des Jahres mit Monatsmitteltemperaturen zwischen -10 und -16°C. Die absoluten Minima liegen zwischen -30 und -40°C und treten besonders bei den kontinentaleren Stationen Zentralspitzbergens auf (Hisdal 1985, Førland et al. 1997). Die Monatsmitteltemperaturen der Sommermonate Juli und August liegen zwischen +4 bis +6°C und Maximalwerte im Mittel bei +15 bis +20°C. Aufgrund der erwähnten Zyklonenaktivität während der Wintermonate sind Einbrüche milder, maritimer Luftmassen keine Seltenheit. Im Sommer kann es dagegen zu plötzlichen Temperaturstürzen mit Schneefall kommen.
Starke Winde sind auf Spitzbergen häufig. Während der Wintermonate weisen 35-45% aller Tage am Flughafen von Longyearbyen maximale Windstärken von über 6 Beaufort (>10,5m/sec oder >37,8km/h) auf. Während der Sommermonate sind die Druckverhältnisse in der Arktis ausgeglichener und Windstärken über 6 Beaufort selten (Steffensen 1969). Die Schneeverfrachtung durch Wind ist für einen Teil der Gletscher Spitzbergens sehr bedeutend: 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 durchschnittlichen Jahresniederschlagswerte der Stationen Spitzbergens liegen bei 180-470mm, mit monatlichen Maximalwerten im Febr., März und Aug. und monatlichen Minima im April bis Juni. Die Werte sind vergleichsweise gering, da die meisten Luftmassen in diesem Raum kalte polare und subpolare Luftmassen sind, welche wenig Wasserdampf enthalten. Aufgrund von Messschwierigkeiten, die durch Schneeverwehung und durch zum Messen zu niedrige Niederschlagsmengen entstehen, sind die Werte generell als zu niedrig anzusehen. Tests in Ny-Ålesund haben ergeben, dass die gemessenen Winterwerte um bis zu 70% zu niedrig ausfallen (Førland et al. 1997).
3. Die Vergletscherung Spitzbergens
Die Gletscher Spitzbergens bedecken fast 60% der Landfläche, also ca. 36.600km². Damit gehört Spitzbergen zu den am stärksten vergletscherten Regionen der Arktis. Das Volumen der Gletscher wird auf etwa 7.000km³ geschätzt (Hagen et al. 2003). Dies würde bei einem vollständigen Abschmelzen einen globalen Meeresspiegelanstieg von ~2cm bewirken.
Die Vergletscherung ist nicht gleichmäßig auf die Landfläche verteilt, sondern im E des Archipels am stärkste n. Dies ist auf tiefere Temperaturen und den relativ hohen Feuchtigkeitsgehalt der Luftmassen – welche sich über der Barentssee mit Wasserdampf anreichern – zurückzuführen. Das Nordenskiöldland und das Andrée Land in Zentralspitzbergen besitzen dagegen nur eine geringe Vergletscherung. Dies liegt vorwiegend an den geringen Niederschlagsmengen. Wie nach dem Formenwandelkriterium zu erwarten ist, liegt die klimatische Schneegrenze in den zentralen, kontinentaleren und niederschlagsärmeren Regionen höher und in den küstennahen Regionen tiefer. Obwohl im NE Spitzbergens die klimatische Schneegrenze am höchsten liegt, befindet sich hier dennoch eine ausgeprägte Vergletscherung, da in dieser Region auch die höchsten Erhebungen des ganzen Archipels vorkommen (vgl. Abb. 1).
3.1. Gletschertypisierung nach Relief
Hierbei fällt auf, dass im E eine übergeordnete Vergletscherung mit mehreren großen Eiskappen dominiert, wie z.B. Vestfonna und Austfonna auf der Insel Nordostland, welche zu 76% vergletschert ist. Austfonna ist die größte Eiskappe der eurasischen Arktis (8.105km², geschätztes Volumen 1.900km³ nach Dowdeswell 1986 , Hagen et al. 1993). Die zentralen, westl. und südl. Regionen besitzen untergeordnete Vergletscherung, also Talgletscher, Eisstromnetze und Piedmontgletscher. Besonders die Hauptinsel ist von großen Eisstromnetzen geprägt, welche auch als Spitzbergentyp bezeichnet werden. Sie entstehen durch die Vereinigung mehrerer Talgletscher über Wasserscheiden hinweg (Abb. 2). Viele Gletscher Spitzbergens kalben als tidewater glaciers ins Meer (Hisdal 1985).
Abb. 2: Eisstromnetze und tidewater glacier Esmarkbreen in Westspitzbergen (Foto: Deutscher , 23.6.2004).
3.2. Thermale Struktur
Ein Großteil der Gletscher Spitzbergens ist dem subpolaren Gletschertyp zuzuordnen. Dieser zeichnet sich durch polythermale Struktur aus. Während die Temperaturen an der Gletscherunterseite im Akkumulations- und Teilen des Ablationsgebiets am Druckschmelzpunkt liegen, ist die Gletscherfront am Untergrund festgefroren (Abb. 3). Dies liegt im Wesentlichen an einer zu dünnen Schneedecke im Ablationsgebiet während der frühen Wintermonate, wodurch das Eis und der Untergrund stark auskühlen. Im Akkumulationsbereich ist bereits eine ausreichend dicke Schneedecke vorhanden, um isolierend zu wirken. Die polythermale Struktur sowie die relativ geringen Niederschlagsmengen führen zu einem relativ langsamen Fließverhalten der meisten (landbasierten) Gletscher auf Spitzbergen. Außerdem begünstigt diese Struktur den Aufbau von Gletscher Surges.
Abb. 3: Schematisches Profil eines polythermalen Kargletschers auf Spitzbergen und dessen hydrologischer Zusammenhang mit einem open system Pingo (vgl. Kapitel Permafrost).
3.3. Gletscher Surges
Auf Spitzbergen ist ein beachtlicher Teil der Gletscher dem Surge-Typ zuzuordnen. Die prozentuelle Anzahl variiert in den verschiedenen Veröffentlichungen sehr stark ( Hagen 1988, Hamilton & Dowdeswell 1996), liegt jedoch deutlich über dem globalen Mittelwert von ~4%. Unter einem Surge versteht man eine abrupte En-bloc-Bewegung eines Gletschers. Dabei beträgt die Geschwindigkeit das 10-fache oder mehr der normalen Fließgeschwindigkeit. 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 bestimmte glaziologisch-morphologische Indizien (z.B. Moränen, Einbuchtungen in Gletscherzungen) 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 aufbaut.
Ein Surge kann innerhalb einer relativ kurzen Zeitspanne sehr stark landschaftsverändernd wirken. Abb. 4 zeigt ein solches Beispiel nahe der Bucht Agardhbukta an der Ostküste Spitzbergens zwischen 1936 und 2004. Die beiden Gletscher Elfenbeinbreen (E ) und Sveigbreen (S ) stießen zu Beginn des 20. Jhs. stark vor. Dadurch wurde der Abfluss nach S versperrt und nach N umgeleitet. Bis 1970 hatten sich Gletscher E und S wieder leicht zurückgezogen, doch stieß der Gletscher Marmorbreen (M ) vor. Da nun weder ein Abfluss nach N noch nach S möglich war, bildete sich ein von Gletschern aufgestauter (proglazialer ) See. Bis 1988 hatte das Wasser seinen alten Flusslauf nach S wiedergefunden und entwässerte fortan unterhalb des Gletschers E wieder nach S. 2004 zeigte sich auf einer Zelttour an die Ostküste wieder ein neues Bild. Der vormals noch subglaziale Fluss fließt nun in einer rund 25 m tiefen Schlucht (Abb. 5). Dadurch wurde ein Teil der Gletscherzunge als Toteiskörper vom Hauptgletscher abgeschnitten.
Abb. 4: Gletscher Surge bedingte Landschaftsveränderung nahe der Bucht Agardhbukta an der Ostküste Spitzbergens zwischen 1936 und 2004 (Stände 1936/38, 1970, 1988 - Umbreit 2002; 2004 – Deutscher, eigene Kartierung).
Abb. 5: Rund 25 m tiefe Schlucht im Zungenbereich des Elfenbeinbreen. Die Eismasse auf der rechten Bildseite ist vom Gletscher (links) abgetrennt und folglich ein Toteiskörper (Foto: Deutscher, 14.8.2004).
3.4. Massenbilanzstudien auf Spitzbergen
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 (Leser et al. 1995). Massenbilanzmessungen sind auf Spitzbergen aus logistischen Gründen schwieriger zu bewerkstelligen als z.B. in den Alpen. Daher gibt es nur wenige mehrjährige Massenbilanzserien von Gletscher nahe den Forschungszentren. Direkte Massenbilanzmessungen wurden bislang nur auf wenigen kleinen Gletschern des Archipels durchgeführt, welche aber nur ca. 0,5% der vergletscherten Fläche bedecken (Hagen et al. 2003). Die beiden längsten Massenbilanzreihen Spitzbergens stammen von Austre Brøggerbreen und Midre Lovenbreen und wurden von Liestøl und Hagen seit 1967 bzw. 1968 durchgeführt. Aufgrund der logistischen Probleme sind alternative Methoden zur Massenbilanzerhebung gefragt. Auf einigen Gletschern wurde die mittlere Nettobilanz mittels Eiskernbohrungen bestimmt, indem man radioaktive Feinablagerungen aus den Jahren 1963 (Atomtests der Sowjetunion) und 1986 (Tschernobyl) in den Eisproben als Datierungsreferenz benutzen konnte (Pinglot et al. 1999; Pinglot et al. 2001). Andere Ansätze basieren auf Bodenradarmethoden oder Fernerkundungsmethoden, z.B. SAR-Interferometrie oder Radio-Echo-Sounding. (vgl. König et al. 2001).
Um 1920 gab es auf dem Archipel einen abrupten Anstieg der Jahresdurchschnittstemperaturen um ca. 5K, welcher als Ausklang der „Kleinen Eiszeit“ gedeutet wird. Dieser Anstieg ist in der Temperaturkurve der gesamten Nordhemisphäre zu erkennen, wenn auch weniger markant. Die Temperaturen auf Spitzbergen stagnieren seitdem auf diesem hohen Niveau, was sich im Massenhaushalt der Gletscher niederschlägt (Førland et al. 1997). Seit der Klimaänderung um 1920 sind die Massenbilanzen der Gletscher Spitzbergens kontinuierlich negativ. Zwar hat es seit Beginn der Aufzeichnungen auch einen leichten Anstieg der Niederschlagsummen gegeben, dieser reicht jedoch bei weitem nicht aus, um den Massenverlust durch den Temperaturanstieg auszugleichen. Modellierungen lassen vermuten, dass es einer Abkühlung um 0,5K oder einer Niederschlagszunahme um 25% bedürfte, um unter den derzeitigen Bedingungen ausgeglichene Massenbilanzen auf Spitzbergen zu erhalten (Fleming 1992, Dowdeswell et al. 1997).
Hagen et al. (2003) versuchten eine möglichst umfassende Gesamtmassenbilanz für die Gletscher Spitzbergens zu berechnen. Die Gesamt-Nettobilanz für Spitzbergen ist demnach leicht negativ mit -4,5 ± 1km³/a , oder –120 ± 30mm/a spezifischer Nettobilanz. Der Anteil aller Gletscher und Eiskappen Spitzbergens 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 (Dowdeswell et al . 1997). Zur Zeit steigt nach Warrick et al. (1993) der globale Meeresspiegel jährlich um ca. 0,9 mm/a an. Das Abschmelzen der Gletscher der Welt ist ungefähr zur Hälfte für diesen Anstieg verantwortlich, der Rest erklärt sich in erster Linie durch die thermische Ausdehnung infolge der globalen Erwärmung.
Fortsetzung und Literatur in der nächsten Ausgabe der Grazer Geographischen Mitteilungen (Heft 37) |
