INHALTSVERZEICHNIS

1.  EINLEITUNG.  1

2.  ÜBERBLICK: DIE ALPEN IM EISZEITALTER.  2

3.  METHODEN ZUR REKONSTRUKTION DER VEGETATIONS-, KLIMA- UND  

GLAZIALGESCHICHTE   3

4.  SPÄT- UND POSTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN IN DEN ALPEN.  6

4.1.  EISAUFBAU UND KLIMA IM WÜRM BIS ZUM HOCHGLAZIAL.  6

4.2.  GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM WÜR-MSPÄTGLAZIAL  7

4.3.  GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM POSTGLAZIAL/HOLOZÄN.  12

5.  SPÄT- UND POSTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN AM BEISPIEL  

BERNINAREGION  UND MORTERATSCHGLETSCHER  17

5.1.  SPÄTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM BERNINAGEBIET.  18

5.2.  POSTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM BERNINAGEBIET.  19

6.  AUSBLICK  22

QUELLENVERZEICHNIS   25

Abbildungsverzeichnis   

Abb.  1 u. 2: Spätglaziale Moränen zur Rekonstruktion von Gletscherständen Seite  

Abb.  3: Größte ungefähr noch erkennbare alpine Eisausdehnung im Pleistozän Seite  

Abb.  4: Modell der spätglazialen Gletscherschwankungen Seite  

Abb.  5: Modell der spätglazialen Gletscherschwankungen Seite  

Abb.  6: Postglaziale Klima- und Gletscherschwankungen in den Alpen Seite  

Abb.  7: Blick auf den Morteratschgletscher Seite  

Abb.  8: Lage der Berninaregion Seite  

Abb.  9: Modell des Morteratschgletschers und der Berninagruppe Seite  

Abb.  10: Karte der Vergletscherungssituation während des Clavadel-Stadiums Seite  

Abb.  11: Karte der Vergletscherungssituation während des Egesenstadiums Seite  

Abb.  12: Gletscherausdehnung im Berninagebiet 1850 und heute Seite  

Abb.  13: Gliederung der spät- und postglazialen Gletscherschwankungen Seite  

Abb.  14: Rekonstruktion der Mitteltemperatur in den letzten 10'000 Jahren  

und  Prognose einer anthropogenen Superwarmzeit Seite  

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1. Einleitung

Die Untersuchung spät- und postglazialer Gletscherschwankungen in den Alpen ist in einer Zeit, die sicherlich als wichtige Entscheidungs- und Handlungsphase hinsichtlich des Globalproblems „anthropogener Treibhauseffekt“ in die Geschichte eingehen wird, aktueller und brisanter denn je. Denn alle Entscheidungen in Politik, Wissenschaft und Gesellschaft hinsichtlich einer Reduktion des Ausstoßes von CO 2 und anderen Klimagasen sowie Reaktionsmaßnahmen auf ein etwaiges „global warming“ bedürfen letztlich des profunden Verständnisses von Verlauf und Ursache-Wirkungszusammenhängen des Weltklimas. Dabei spielt nicht zuletzt die Erforschung der pleistozänen und holozänen Klimaschwankungen eine wichtige Rolle - umso mehr, da das Wissen und Theorien über spät-und postglaziale Umweltveränderungen in den letzten Jahrzehnten dramatisch erweitert wurden (IVES 1977: 253). Gletscher und ihr geomorphologischer Formenschatz gelten in diesem Zusammenhang als Klimazeugen und wichtiges Analyseobjekt zur Rekonstruktion und zum Verständnis klimatischer Veränderungsprozesse. Sie können durchaus als Zeigerphänomene (engl. „signals“), Schlüsselindikatoren und Modellgrößen für das Klimasystem im Hochgebirge perzipiert werden (MAISCH et al. 2000: 24). Kenntnisse über unterschiedlich alte Moränenwälle oder weitere Formen der Glazial-geomorphologie, zusammen mit vegetationsgeographischen und anderen Ergebnissen, ermöglichen es, das Klima der Vergangenheit - und somit auch von Gegenwart und Zukunft besser zu verstehen. Dabei gewinnt in jüngeren postglazialen Zeitabschnitten (ab Beginn etwa der Eisenzeit 2’800 BP ¹ ), in denen sich der menschliche Einfluss auf die Vegetation bemerkbar machte und somit Palynologie und Makrofossilien-Analysen an paläoklimatischer Nachweisschärfe verlieren, die Gletschergeschichte als Klimaindikator eine besondere Bedeutung (BURGA/PERRET 1998: 713).

Diese Arbeit wird sich mit der jüngeren Glazialgeschichte der Alpen, speziell den würmspät- und postglazialen Gletscherschwankungen befassen. Dabei wird nach dem Versuch, einen groben Gesamtüberblick über die Alpen im Eiszeitalter unter Bezugnahme auf PENCK und BRÜCKNER zu geben, der Schwerpunkt auf der Analyse der Klima- und Gletschergeschichte des Würmspätglazial-Holozän-Zykluses liegen, dessen theoretische Ab-handlungen anschließend kurz an einem Fallbeispiel aus der schweizerischen Berninaregion (Oberengadin) veranschaulicht werden. Dem Rezipienten soll diese Arbeit ermöglichen, die Gletscherdynamiken seit dem LGM (= last glacial maximum) ab ca. 20'000 BP bis zur letzten, „gegenwärtigen“ Gletscherschwundphase synoptisch zu erfassen und somit grundlegende Erkenntnisse und Einschätzungskriterien für das heutige Handeln zu erlangen.

¹ BP= years Before Present, also “Jahre vor heute”; “heute“ wird als 1950 n. Chr. definiert;

In dieser Arbeit wird in Anlehnung an BURGA/PERRET auf das y vor BP verzichtet. Eine Formel zur Umrechnung

der unterschiedlichen Zeitrechnungen lautet: BP = Jahre vor Christus + 2000 (in Anlehnung an THOME 1998: 31).

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2. Überblick: Die Alpen im Eiszeitalter

Befasst man sich heute mit den Alpen im Eiszeitalter, so basieren nach wie vor viele Erkenntnisse über Gletscher und Klima sowie Einteilungen des Pleistozäns auf dem fast 100-jährigen, bahnbrechenden Standardwerk von PENCK UND BRÜCKNER: „Die Alpen im Eiszeitalter“. Die beiden Autoren prägten lange Zeit die in der Forschergemeinde intersubjektiv geteilten Vorstellungen zur modernen Glazialgeschichte. PENCK UND BRÜCKNER machten z.B. deutlich, dass die Alpen im Pleistozän nicht so stark vergletschert waren wie etwa das heutige Grönland, da es kein zusammenhängendes alpines Schneefeld als Nährgebiet gab (zit. in GEIKIE 1910: 195). Die Gletscher der Eiszeit und ihre heutigen Residuen beziehen ihr Nährgebiet also nach wie vor letztlich aus den gleichen Schneefeldern, wobei heutige Gebiete über der Schneegrenze wohl ein ähnliches Erscheinungsbild aufweisen wie damals. Ebenso geht die Vorstellung auf PENCK UND BRÜCKNER zurück, dass die Vergletscherung im Quartär eher eine Folge tieferer Temperaturen und somit geringerer Ablation als ein Ergebnis höherer Schneeniederschläge war (GEIKIE 1910: 196). Sie schätzten die Schneegrenze in den Stadialen um ca. 1200 m tiefer gelegen ein und folgerten, dass in den Nordalpen die Gletscher sich einst zu großen Eisflächen im Alpenvorland vereinigten und in rauhen Tundrenregionen ca. 400-600 m unter der damaligen Schneegrenze endeten. In den Südalpen dagegen stießen aus ihrer Sicht die Eismassen in den Stadialen wohl auch in baumbedeckte Gebiete vor. Dieses Bild muss nach 100 Jahren weiterer Forschung natürlich differenzierter betrachtet und teils auch revidiert werden, da heute weitaus präzisere Methoden und Daten vorliegen. Viele glaziale Maximalstände der Kaltphasen des Pleistozäns sind heute relativ genau bekannt (beispielsweise die Maximalvorstöße des Illergletschers im Legau, die während der Mindel-, Riss- oder Würmeiszeit geographisch nicht weit voneinander entfern lagen). Als gesichert gilt auch, dass die Alpengletscher wohl vorrangig während der Riss-und teils Mindeleiszeit ihre weitesten Vorstöße im Alpenraum verzeichneten. Ebenso weiß man von den Warmzeiten, dass hier bis zu 400 m höhere Schneegrenzen als heute auftraten, die jeweils weite Rückzüge der Gletscher aus den Tälern zurück ins Hochgebirge nach sich zogen. Generalisiert betrachtet dauerten Eiszeiten im Schnitt ca. 100’000 Jahre, Warmzeiten dagegen nur ca. 15’000 Jahre. Im Würm-Holozän-Zyklus etwa macht der zeitliche Anteil der Kaltphasen (Stadiale) mehr als drei Viertel aus (BURGA/PERRET 1998: 611).

Glaziale Rückzugs- und Oszillationsdynamiken bzw. Minimalstände dagegen sind weitaus schwerer zu erfassen. Schon PENCK UND BRÜCKNER stellten in Bezug auf das Spätglazial der Würmeiszeit drei lange Unterbrechungen im Rückschmelzen der Gletschersogenannte Rückzugsstadien - fest, bei denen es teilweise zu einem erneutem Vorstoßen der Eismassen kam (zit. in GEIKIE 1910: 201). Gemäß ihrer guten geomorphologischen

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Nachweisbarkeit an den entsprechenden Orten wurden diese als Bühl-, Gschnitz- und Daunstadium von ihnen benannt, welche noch heute die Grundlage des Systems zum alpinen Gletscherrückgang im Spätglazial bilden (GEIKIE 1910: 201; FURRER 1990: 10). In den folgenden Kapiteln sollen die Ergebnisse der Pioniere auf dem Gebiet der Glazialdynamiken des Spätwürms und Holozäns differenzierter betrachtet, erweitert und auf den neuesten Stand gebracht werden.

Zunächst wird ein knapper, keines Falls den Anspruch auf Vollständigkeit erhebender Überblick über einige der gängigen Forschungsmethoden zur Rekonstruktion der jüngeren Galzial-, Vegetations- und Klimageschichte des Alpenraumes dargestellt, um dem

Rezipienten Hilfestellung bei der Einschätzung und Bewertung der später dargelegten Erkenntnisse zu spät- und postgalzialen Gletscherschwankungen zu geben.

3. Methoden zur Rekonstruktion der Vegetations-, Klima und Glazialgeschichte

Rekonstruktionen von Paläoklimaten erfolgen in der Regel auf Basis der Interpretation geomorphologischer, sedimentologischer, pedologischer, botanischer und zoologischer Indikatoren sowie Isotopenbestimmungen.

Geomorphologen schließen aus dem Erhaltungszustand und der Position von Moränenwällen und eisrandlichen Entwässerungsrinnen auf deren ungefähres Alter und die zugehörigen Gletscherstände (vgl. Abb. 1 u. 2) (FURRER 1990: 7f.). Moränen des Egesen-oder des 1850er-Hochstandes etwa sind vielerorts gut erkenn- und abgrenzbar.

Neuere Methoden der Absolutdatierung wie etwa ¹⁴ C-Messungen bieten dabei eine wichtige Ergänzung klassischer Vorgehensweisen. Mit dem Begriff „Stand“ oder „Gletscherstand“ bezeichnet man eine im Gelände durch Moränenablagerungen gekennzeichnete und meist gut abgrenzbare frühere „Gletscherausdehnung“ im Anschluss an Vorstoß- oder längere Stillstandsphasen. Der Terminus „Gletscherhochstand“ wird dabei

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im speziellen auf Gletschervorstöße in der Größenordnung von 1850 angewendet (MAISCH et al. 2000: 49). Gleichaltrige Moränenwälle werden, auch auf Basis geologischer Geröllanalysen, verschiedenen Gletschervorstößen zugeordnet und die ehemalige Eistopographie bzw. Gletscherstände rekonstruiert (FURRER 1990: 5; MAISCH et al. 2000: 62).

Sedimentologische Untersuchungen geben häufig Aufschluss über das Minimalalter des Eisfreiwerdens von ehemals vergletscherten Gebieten, da organische Sedimentation erst nach dem Abschmelzen des Eises einsetzen kann. Organische Seeablagerungen können mit Warmzeiten, mineralische, tonig-siltige Seesedimente mit Klimarückschlägen und Schmelzwassereintrag korreliert werden. So kann z.B. der Zerfall des würmeiszeitlichen Eisstromnetzes ab 18’000 BP über den Beginn der organischen Sedimentation an der Profilbasis zahlreicher schweizer Moore und Seen radiokarbondatiert und rekonstruiert werden (BURGA/PERRET 1998: 619). Auch LISTER betont in diesem Sinne, dass die lakustrinen Sedimente des Zürichsees die paläoklimatischen Ereignisse des späten Pleistozäns und Holozäns gut widerspiegeln (LISTER 1985: 1). Außerdem sei auf die Möglichkeit der Analyse von Seespiegelschwankungen hingewiesen; jeweils niedrige Paläoseespiegel deuten auf Warmphasen und Gletscherrückzug, Transgressionen hingegen auf Gletschervorstöße und kühlere Bedingungen in den Alpen hin (BURGA/PERRET 1998: 725f.).

Methoden der Palynologie nutzen die spezifischen morphologischen Bau- und Kennmerkmale von Pflanzenpollen und Sporen, die in feuchtem Einbettungsmittel bzw. Sedimenten gut erhalten bleiben (WELTEN 1982: 75). Eine vegetationsgeschichtliche Klimarekonstruktion stützt sich dabei auch auf Makroreste wie erhaltene Blätter, Stängel, Früchte, Samen etc. Mittels biostratigraphischer Einteilungen lässt sich die Ablagerungsfolge von Pollen oder organischen Resten in bestimmten Sedimenten wie Seetonen oder Torf ermitteln (WELTEN 1982: 75f.). Anstiege von Baumpollen im Vergleich zu Nichtbaumpollen deuten dabei auf Erwärmungstendenzen hin. Des Weiteren ist der Eiszerfall im beginnenden Spätwürm oft durch einen Anstieg von Artemisia und Pionierarten gekennzeichnet (BURGA/PERRET 1998: 619). Auch FURRER kommt in Bezug auf protokratische Spezies zu dem Ergebnis, dass sie das Abschmelzen der Gletscherzungen seit Beginn des Spätwürms gut widerspiegeln (1990: 35). Aus entsprechenden Profilanalysen und eventuellen ¹⁴ C-Datierungen können somit Rückschlüsse auf die Vegetations- und damit auch Klima- und Gletschergeschichte quartärer und holozäner Zeitabschnitte gezogen werden. Zusätzlich zu pollenanalytischen Methoden wird in Aufschlüssen und Bohrungen aber auch gezielt weiteres organisches Material wie z.B. Torfprofile, humose Horizonte fossiler Böden, Holz und Holzkohle mit der Radiocarbon-Methode datiert und zur zeitlichen Einordnung von Gletscherständen verwendet. Ah-Horizonte fossiler Böden auf Moränen geben über das ¹⁴ C-Alter ihren Überschüttungszeitpunkt auf 200 Jahre genau an - also den

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Zeitpunkt, als die (Ufer-)Moräne durch einen Gletschervorstoß mit neuem Material überfrachtet und die Böden fossiliert wurden (FURRER 1990: 36f.). Eine wichtige Methode zur Rekonstruktion vor allem postglazialer Gletscherstände stellt die radiokarbon- bzw. dendrochronologische Datierung „in situ“ gewachsener und dann von Gletschern bei Vorstößen überfahrener, fossilierter Bäume, Wurzelstrünke und Holzreste dar (MAISCH 1999: 53; FURRER 1990: 38). Auf diese Weise kann der Zeitpunkt relativ genau ermittelt werden, zu dem das Eis den Baum überfuhr. Über das Freilegen und Datieren späteiszeitlicher Wälder werden zunehmend Rekonstruktionen von Paläowaldgrenzen bestimmter Klimaperioden möglich, die weitere Rückschlüsse auf die Gletscherdynamiken zulassen.

GÄGGELER et al. heben neben den bereits diskutierten Umweltarchiven die Bedeutung von Gletschern als Eisarchive hervor, da Gletschereis seine atmosphärischen Inhaltsstoffe konserviert und somit Analysemöglichkeiten für modernste Methoden der Klima- und Gletscherrekonstruktion bietet (1997: 6). Zukünftig werden wahrscheinlich speziell Untersuchungen von Firn- und Eisbohrkernen wie Analysen der Isotopenzusammensetzung der Wassermoleküle sowie Analysen der eingeschlossenen Kondensationskeime oder der Luft im Gletschereis präziseren Aufschluss über die Geschichte der Alpengletscher geben. Schon heute nehmen Analysen zum klimaempfindlichen ¹⁸ O/ ¹⁶ O-Isotopenverhältnis sowohl in Gletschereisbohrkernen als auch biogenen limnischen Sedimenten (z.B. Kalkschalen von Foraminiferen, Ostrakoden und Pelecypoden oder biogener Opal von Kieselalgenschalen) eine wichtige Stellung ein. ˜ ¹⁸ O-Werte in Palöoniederschlägen oder Sedimenten können also als Klimaindikatoren verwendet werden, da die Werte ohne Zeitverzug auf Klima- und speziell Wasser- bzw. Lufttemperaturveränderungen reagieren und bei höheren Jahresmitteltemperaturen einen relativen Anstieg verzeichnen (GÄGGELER ET. AL. 1997: 14). Beispielsweise lassen sich über Isotopensprünge die Klimawechsel an der Grenze Älteste Dryas/Bölling, Jüngere Dryas/Präboreal gut nachweisen (BURGA/PERRET 1998: 640, 712). Es kann dann versucht werden, solche Klimakenntnisse mit entsprechenden Gletscherdynamiken des Spät- und Postglazials zu korrelieren. Die paläographische Auswertung quartärer Mollusken, fossile Köcherfliegen- und Käferfaunen, die Lössforschung (Lösssedimentation in den Stadialen) oder Untersuchungen von Wechsellagerungen fossiler Böden (Entstehung in den Interstadialen) und Solifluktionsschutt (Entstehung verstärkt in den Stadialen) können weitere Erkenntnisse zur Rekonstruktion von Klimaphasen und Gletscherdynamiken liefern (BURGA/FURRER 182: 69f.; BURGA/PERRET 1998: 715).

Zuletzt sei hier noch in Bezug auf die jüngste glaziale Vergangenheit auf quantitative Messreihen zu Gletscherbewegungen hingewiesen, welche zusammen mit modernem und historischem Kartenmaterial eine oft präzise Vorstellung über Gletscherfluktuationen der jüngeren Neuzeit ermöglichen. Die Rekonstruktion der 1850er-Gletscherstände z.B. erfolgte