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Die Klimageschichte und zukünftige Perspektiven des Alpenraums

Hausarbeit (Hauptseminar) 2010 26 Seiten

Geowissenschaften / Geographie - Meteorologie, Aeronomie, Klimatologie

Leseprobe

Inhaltsverzeichnis

1. Die Klimageschichte des Alpenraumes
1.1 Definition des Klimabegriffs und Abgrenzung der Alpen
1.2 Einordnung in das Erdzeitalter – Das Quartär
1.3 Die Eiszeiten des Alt-, Mittel- und Jungpleistozäns
1.4 Klimarekonstruktion mittels Gletscher und Permafrost
1.5. Das Holozän
1.6 Gletscherschwankungen in Folge von Klimaänderungen
1.7 Abhängigkeit der Vegetationsentwicklung vom Klima
1.8 Das Klimaoptimum des Holozäns

2. Zukünftige Perspektiven für das Klima des Alpenraumes
2.1 Veränderungen des Klimas
2.2 Auswirkungen auf die Temperatur
2.3 Auswirkungen auf den Niederschlag
2.4 Klimamodelle und Zukunftsaussichten
2.5 Auswirkungen des Klimawandels auf die Alpen

Literaturverzeichnis

1. Die Klimageschichte des Alpenraumes

1.1 Definition des Klimabegriffs und Abgrenzung der Alpen

Die nachfolgende Arbeit soll einen Überblick über die Geschichte des Klimas in den Alpen und des Alpenraumes liefern. Dabei sollen auch zukünftige Perspektiven und Szenarien bzw. deren Folgen für den behandelten Raum angedacht werden.

Um das Thema eingehend zu erforschen sind Definitionen bzw. Abgrenzungen grundlegender Begriffe notwendig. Die Alpen bilden das größte Gebirge Europas und erstrecken sich in einem etwa 1.200 Kilometer langen und bis 250 Kilometer breiten Bogen vom Ligurischen Meer im Westen bis zum Pannonischen Becken im Osten, wodurch eine Fläche von etwa 220.000 km² bedeckt wird. Siehe dazu Abbildung 1. Die Bezeichnung „Alpen“ stammt aus dem Keltischen (keltisch „alb“ = hoch bzw. „alpa“ = Gebirge), was immer noch in einigen alemannischen Dialekten verwendet wird.[1]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Erstreckung der Alpen

http://www.gebirge.mykilcher.ch/welt/alpen_relief.jpg ; (30.03.10)

Der Ausdruck „Klima“ leitet sich aus dem Griechischen ab (griechisch: κλίνείν = neigen), wobei das Wort „klinein“ ursprünglich die durch zwei Breitengrade begrenzte Zone beschrieb, welche mit der Neigung der Erdachse gegenüber der Sonne in Verbindung gebracht wurde. Im Laufe der Zeit entwickelte sich diese Bezeichnung dann zum Synonym für die in dieser Zone vorherrschenden Wärme- und Wetterverhältnisse.[2] Laut HANN versteht man unter dem Ausdruck Klima „[…] die Gesamtheit der meteorologischen Erscheinungen, welche den mittleren Zustand der Atmosphäre an irgend einer Stelle der Erdoberfläche charakterisieren. Was wir Witterung nennen, ist nur eine Phase, ein einzelner Act aus der Aufeinanderfolge der Erscheinungen, deren voller, Jahr für Jahr mehr oder weniger gleichartiger Ablauf das Klima eines Ortes bildet. Das Klima ist die Gesamtheit der Witterungen eines längeren oder kürzeren Zeitraumes, wie sie durchschnittlich zu dieser Zeit des Jahres einzutreten pflegen.[3]

1.2 Einordnung in das Erdzeitalter – Das Quartär

Um die komplette Entwicklung des Klimas im Alpenraum zu dokumentieren ist ein weitaus größerer Rahmen notwendig, als ihn diese Arbeit bietet. Deshalb wird der Beginn der nachfolgend behandelten Klimageschichte der Alpen auf das Quartär datiert. Die übergeordnete Ära der Erdgeschichte ist das Känozoikum, welches in die Perioden Paläogen, Tertiär, Neogen und Quartär gegliedert werden kann. Letztere Periode beinhaltet die Epochen Pliozän, Pleistozän sowie Holozän in chronologischer Reihenfolge.[4]

Das Quartär begann vor ca. 2,6 Mio. Jahren und war geprägt durch einen Wechsel von Kalt- und Warmzeiten, wodurch die Alpen wiederholt bis in ihr Vorland vergletschert waren. Die Temperaturen lagen dabei in den Kaltzeiten um 4 bis 6° C tiefer als heute, während der Temperaturdurchschnitt in den Warmzeiten damals ca. 2 bis 3°C höher lag, verglichen mit der heutigen Warmzeit.[5] Durch marine Bohrungen und darauffolgende Untersuchungen an stabilen Isotopen wurde herausgefunden, dass es im Pleistozän eine Folge von 20 bis 25 Warmzeit-Kaltzeit-Zyklen gab. Bei diesen Bohrungen wird das Verhältnis von schweren δ18O- zu leichten δ 16O-Isotopen gemessen, da diese Verteilung Aufschluss über die damalig vorherrschenden Temperaturen gibt. Der sog. globale Eisvolumeneffekt bewirkt dabei, dass das Meerwasser in Eiszeiten isotopisch jeweils schwerer wird, was daran liegt, dass in den Eisschilden bevorzugt die leichten δ 16O -Isotopen gespeichert werden und somit im verbleibenden Wasser ein höherer Anteil an δ18O- Isotopen resultiert.[6]

Durch diese Bohrungen, entweder im Meeresboden oder dem ewigen Eis, kann das Klima relativ genau ermittelt und rekonstruiert werden. Seit diesem Wechsel von einer Kaltzeit, der vor ca. 12.000 Jahren endete, herrscht eine Warmzeit, die Holozän und in den Alpen auch Postglazial genannt wird. Durch eine Pollenanalyse, anhand einer vegetationsgeschichtlichen Untersuchung niederländischen Materials, wird die Grenze zwischen Tertiär und Quartär auf ca. 2,4 Mio. Jahren vor heute gesetzt. Dabei kam heraus, dass im jüngsten Pliozän (auch Reuver genannt) in den Niederlanden noch hohe Anteile von Florenelementen vorhanden waren, wohingegen diese Anteile im ältesten Pleistozän (auch Prätegelen) deutlich zurückgegangen sind.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 2: Alpine Eiszeitchronologie im nördlichen Alpenvorland und Chronostratigraphie des Quartärs mit mariner δ18O-Kurve ; VEIT (2002, S. 239)

Daraus ergibt sich die Annahme, dass das Prätegelen die erste Kaltzeit in Europa gewesen sein muss, wobei dafür aber keine Vergletscherung nachgewiesen werden konnte. Dieser Verdacht bestätigt sich in der eher geringen Amplitude der marinen Sauerstoffisotopenkurve, welche das globale Eivolumen wiedergibt und in Abbildung 2 zu sehen ist.[7]

1.3 Die Eiszeiten des Alt-, Mittel- und Jungpleistozäns

Auf dieser Darstellung der alpinen Eiszeitchronologie lassen sich anhand der Menge der Sauerstoffisotope vor ca. 1 Mio. Jahren auch erste sicher nachzuweisende Vergletscherungen erkennen, welche als Günz-Eiszeit deklariert werden. Warum erst ab diesem Zeitpunkt die Vergletscherung einsetzte ist nicht genau bekannt. Es besteht die Theorie, dass erst ab dieser Zeit die klimatischen Bedingungen dafür geeignet waren. Seit diesem Beginn der Günz-Eiszeit wechseln sich Kaltzeiten mit Warmzeiten mehr oder weniger regelmäßig ab, was in etwa einen Zeitraum von 100.000 Jahren in Anspruch nimmt. Ebenfalls anhand Abbildung 2 zu erkennen ist die Dominanz der zeitlichen Dauer durch die Kaltzeiten. Während die Warmzeiten mit 10.000 bis 20.000 Jahren Dauer nur jeweils kurze Phasen bildeten, überwogen die Kaltzeiten mit der einhergehenden Vergletscherung. Dass der Wechsel zwischen Warm- und Kaltzeiten teilweise sehr schnell stattfand beweisen erneut arktische Bohrungen. Anhand eines Eiskerns aus Grönland ermittelte man mit Hilfe des Sauerstoffisotopenverhältnisses, dass sich sowohl vor ca. 75.000 als auch vor etwa 10.000 Jahren der Klimaumbruch in weniger als 1.000 Jahren vollzog.[8] Bei genauerer Betrachtung der Zusammensetzung des Sauerstoffs im Verlauf der Jahrmillionen fällt auf, dass die Schwankung der Isotope auf zahlreiche Kaltzeiten hinweisen, welche aber nicht durch Vergletscherung nachweisbar sind. Ein Grund dafür ist sicherlich die unvollständige Erhaltung von Spuren letzterer an den Moränen, an denen sie nachzuweisen wären.

Die Eiszeiten, welche nicht nur durch Schwankungen des Sauerstoffisotopenverhältnisses, sondern auch durch noch heute sichtbare Spuren wie z.B. Moränen nachweisbar sind, sind die nach Flüssen des bayerischen-schwäbischen Alpenvorlandes benannten Günz, Mindel, Riss und Würm. Alle 4 Eiszeiten sind Teil des Pleistozäns, jedoch teilweise unterschiedlich ausgeprägt. Der Zeitpunkt der maximalen Vergletscherung der Alpen war regional verschieden. So erfolgte die maximale Vereisung der westlichen Alpen in der Riss- oder Mindelkaltzeit während sich im Osten in der Günzeiszeit die Gletscher am weitesten ausbreiteten. Die Ausbreitung des Eises nach Süden hin änderte sich nur geringfügig und reichte nur knapp über den Rand der Alpen ins Vorland hinaus, wie auf Abbildung 3 zu erkennen ist. Der Wechsel in die Kaltzeiten und die damit verbundene Klimaänderung hatte natürlich auch Auswirkungen auf die Flora Nord- und Mitteleuropas und insbesondere des Alpenraumes. Um das Überleben zu sichern verlagerten sich die verschiedenen Pflanzen gezwungenermaßen in Gebiete nach Süden und Südosten. So überdauerten sie geschützt vor dem kalten Klima am Alpensüdrand und im Mittelmeergebiet. Diese eiszeitlichen Refugien des Alpensüdrands erkennt man heute noch deutlich an der erhöhten Zahl der dort vorkommenden Endemiten.[9]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 3: Heutige und eiszeitliche Eisbedeckung der Alpen sowie die Position der eiszeitlichen Permafrostgrenze ; VEIT (2002, S. 242)

Wie ebenfalls auf der Abbildung 3 zu sehen ist, erstreckte sich die Gletschereisfläche der Würmeiszeit über ca. 126.000 km², was mehr als das 42-fache der heutigen Gletscherfläche bedeutet. Die damaligen Gletscher-Gleichgewichtslininen lagen in etwa 1.500 m tiefer als heute, was zur Folge hatte, dass Eis über sogenannte Transfluenzpässe in schwächer vergletscherte Täler transportiert wurde und somit dort für eine wesentlich stärkere Vergletscherung sorgte, als dies normalerweise möglich gewesen wäre. In der Phase des Eisaufbaus waren die höchstwahrscheinlich temperierten Gletscher durch sehr hohe Eisfließgeschwindigkeiten geprägt, während im Hochglazial vorwiegend kalt-arides Klima herrschte und für nur wenig Bewegung der Gletscher sowie geringe Beiträge durch Fließbewegungen sorgte.[10] Ebenfalls im Hochglazial waren die Gletscher mit aller Wahrscheinlichkeit aufgrund des Permafrostes an ihren Gletscherbetten festgefroren. Anders verhielt es sich am südlichen Rand der Alpen, wo, im Gegensatz zum Nordrand, warme Gletscher unter feuchteren Verhältnissen vorherrschten, was natürlich auch die Fließbeträge beeinflusste. Dies weist auf ein Fehlen von Permafrost hin, was auch in Abbildung 3 durch den angedeuteten Verlauf der Permafrostgrenze bestätigt wird. Der intensive Eisaufbau, der bis ins Alpenvorland reichte, erfolgte etwa 18.000 14C-Jahre vor heute, während bereits 14.000 14C-Jahre vor heute im Schweizer Mittelland die Flächen schon wieder eisfrei waren. Vor mehr als 13.200 14C-Jahren vor heute war der Eisabbau dann bereits vollzogen und die Wiederbewaldung im Gange. Dabei standen für den kompletten Eisaufbau und das anschließende Abschmelzen der Eismassen höchstens 10.000 Jahre zur Verfügung, was wiederrum den schnellen Wechsel zwischen Warm- und Kaltzeit verdeutlicht.[11] Somit war das Vorrücken der Gletscher während der letzten Eiszeit nur von kurzer Dauer was auch die Vegetation beeinflusste. In den beiden kurzzeitigen relativen Warmperioden (auch Interstadiale genannt) des Frühwürms, BrØ rup und Odderade , wuchsen im nördlichen Alpenvorland Kiefern- und Fichtenwälder, während ca. 8.000 bzw. 2.000 Jahre später in den Mittelwürm-Interstadialen Hengelo und Denekamp Föhren- und Birkenwälder die prägende Vegetation bildeten, wie in Abbildung 4 zu erkennen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 4: Die Gliederung der Würm-Eiszeit ; VEIT (2002, S. 246)

Anhand der Gletscher und Vegetationsrekonstruktion lässt sich schließen, dass im Hochglazial der Würm-Kaltzeit das wohl extremste Klima der letzten Eiszeit geherrscht haben muss. Das Vorkommen von Permafrostboden ist ein eindeutiges Indiz dafür, dass die Jahresdurchschnittstemperatur unter -7°C lag, was eine Absenkung der Temperatur im nördlichen Alpenvorland um die 16°C im Vergleich zu heutigen Temperaturen bedeutete. Damit war der Temperaturabfall um einiges größer als im globalen Durchschnitt, wo er nur 5 bis 7°C betrug. Eine weitere Folge des rapiden Absinkens der Temperatur war die damit vorherrschende Trockenheit, verursacht durch die Gletscher-Gleichgewichtslinien, die der Temperaturdepression nur teilweise folgen konnten und somit zu einer Niederschlagsrate von nur etwa 20%, verglichen mit heute, führte.[12] Dieser Effekt geht möglicherweise auf den veränderten globalen Wasserhaushalt während Kaltzeiten zurück, als auch auf das Entstehen von Seeeis im Atlantik, wodurch eine geringere Evaporation verursacht wurde.

Das Ende der Würm-Eiszeit wird auch alpines Spätglazial genannt und beschreibt den Zeitraum zwischen dem Ende des Hochwürms und dem Anfang des Postglazials. Dabei kann das Spätglazial nicht eindeutig vom Hochglazial abgegrenzt werden, da schon kurz nach dem Hochstand der Gletscher diese schon wieder begannen abzuschmelzen. Etwa 14.500 14C-Jahre vor unserer Zeit zerfiel das alpine Eisstromnetz, was die Freilegung des südlichen als auch des nördlichen Alpenvorlandes zur Folge hatte. Nachgewiesen wurde auch die Tatsache, dass sich vor ca. 13.000 bis 12.400 14C-Jahren vor heute die Schmelzwässer der alpinen Vergletscherung in vielen nördlich bzw. südlich gelegenen Seen des Alpenraums sammelten, was auf ein sehr schnelles Abschmelzen der damaligen Gletscher hinweist. Ab etwa 14.500 14C-Jahren bis 13.300 14C-Jahren vor heute stellte sich der Lösseintrag beispielsweise in den Bodensee ein und es wandelte sich die Steppentundra der Tieflagen um in eine Strauchtundra. Der Anstieg der Schnee- und parallel der Waldgrenze auf die heutigen Maßstäbe erfolgte im Frühholozän vor in etwa 10.000 bis 9.000 14C-Jahren.[13] Während die unterschiedlichen Phasen der spätglazialen Vegetation sehr gut zu rekonstruieren und datieren sind, ist es bei den einzelnen Perioden der Gletschervorstößen sehr schwierig exakte Aussagen zu treffen. Deshalb werden Gletscherstände nur über entsprechende Depressionen der Gleichgewichtslininen sowie geomorphologische Anhaltspunkte rekonstruiert.

Das Paläoklima, insbesondere der spätglaziale Temperaturverlauf, wird unter anderem durch das Vorkommen von Sauerstoffisotopen in Seesedimenten angezeigt. Anhand Abbildung 5 lässt sich ein stark negativer δ18O Gehalt in der Älteren Dryas feststellen, wodurch eine Abkühlung der Lufttemperatur um ca. 7° C im Vergleich zu heutigen Durchschnittstemperaturen errechnet werden konnte. Der darauffolgende steile Anstieg der δ18 Sauerstoffisotope fällt zeitlich mit einer allgemeinen Erwärmung und der Bewaldung im sog. Bölling zusammen. Von Bölling bis Alleröd lassen sich sehr hohe δ18O-Werte beobachten, aber immer unterbrochen mit kleineren Schwankungen. Eine klare Trennung beider durch den Gehalt der Sauerstoffisotope ist nicht möglich. Ein deutlicher Abfall dieser trat erst in der Jüngeren Dryas ein, worauf ein starker Temperaturanstieg zum Präboreal im Frühholozan erfolgte. Mittels Schätzungen anhand der egesenzeitlichen Absenkung der Schneegrenze von 180 – 230m ergibt sich eine Senkung der Sommerdurchschnittstemperatur von 1,5 bis 3°C. Jedoch muss man dabei beachten, dass die Untergrenze für Permafrostboden zu damaliger Zeit in etwa 600m tiefer lag als heute, wo die Grenze ca. bei 2500m liegt. Dieses Absenken der Permafrostgrenze deutet darauf hin, dass die Jahresdurchschnittstemperatur niedriger gelegen haben muss. Berechnungen ergaben einen Wert, der sich in etwa um 3 – 4°C unter heutigen Verhältnissen befindet.

[...]


[1] SAMMER (1995): http://www.aeiou.at/aeiou.encyclop.a/a317663.htm ; (25.03.10)

[2] STRÖMMER (2003, S.11)

[3] HANN, VON (1883, S.1)

[4] STRAHLER & STRAHLER (2005, S. 213)

[5] LAUER ; BENDIX (2006, S. 283)

[6] Vgl. WEINELT (2008): http://www.b-f-k.de/webpub01/cnt/weinelt.htm (30.03.10)

[7] VEIT (2002, S. 238)

[8] DANSGAARD et al. (1972, S. 396 ff.)

[9] VEIT (2002, S. 241 f.)

[10] SPECK (1995, S. 10 ff.)

[11] PATZELT (1975, S. 309 ff.)

[12] HAEBERLI & SCHLÜCHTER (1987, S. 333 ff.)

[13] NIESSEN et al. (1992a, S. 71 ff.)

Details

Seiten
26
Jahr
2010
ISBN (eBook)
9783656753537
ISBN (Buch)
9783656838005
Dateigröße
2.9 MB
Sprache
Deutsch
Katalognummer
v281356
Institution / Hochschule
Universität Passau
Note
1,6
Schlagworte
klimageschichte perspektiven alpenraums

Autor

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