Spät- und postglaziale Gletscherschwankungen in den Alpen

INHALTSVERZEICHNIS

1. EINLEITUNG

2. ÜBERBLICK: DIE ALPEN IM EISZEITALTER

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

4. SPÄT- UND POSTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN IN DEN ALPEN
4.1. EISAUFBAU UND KLIMA IM WÜRM BIS ZUM HOCHGLAZIAL
4.2. GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM WÜRM-SPÄTGLAZIAL
4.3. GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM POSTGLAZIAL/HOLOZÄN

5. SPÄT- UND POSTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN AM BEISPIEL BERNINAREGION UND MORTERATSCHGLETSCHER
5.1. SPÄTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM BERNINAGEBIET
5.2. POSTGLAZIALE GLETSCHERSCHWANKUNGEN IM BERNINAGEBIET

6. AUSBLICK

QUELLENVERZEICHNIS

Abbildungsverzeichnis

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

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

Abb. 4: Modell der spätglazialen Gletscherschwankungen

Abb. 5: Modell der spätglazialen Gletscherschwankungen

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

Abb. 7: Blick auf den Morteratschgletscher

Abb. 8: Lage der Berninaregion

Abb. 9: Modell des Morteratschgletschers und der Berninagruppe

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

Abb. 11: Karte der Vergletscherungssituation während des Egesenstadiums

Abb. 12: Gletscherausdehnung im Berninagebiet 1850 und heute

Abb. 13: Gliederung der spät- und postglazialen Gletscherschwankungen

Abb. 14: Rekonstruktion der Mitteltemperatur in den letzten 10'000 Jahren und Prognose einer anthropogenen Superwarmzeit

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 CO₂ 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 Klima- schwankungen 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 Ver- such, einen groben Gesamtüberblick über die Alpen im Eiszeitalter unter Bezugnahme auf PENCK und BRÜCKNER zu geben, der Schwerpunkt auf der Analyse der Klima- und Gletscher- geschichte 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.

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 Gletscher – sogenannte Rückzugsstadien – fest, bei denen es teilweise zu einem erneutem Vorstoßen der Eismassen kam (zit. in GEIKIE 1910: 201). Gemäß ihrer guten geomorphologischen 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.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1 u. 2: spätglaziale Moränen im Tal, die zur Rekonstruktion von Gletscherständen herangezogen werden können (vgl. rote Pfeile). Quelle: FURRER 2001: 36;38.

Neuere Methoden der Absolutdatierung wie etwa 14C-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 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 14C- 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 14C-Alter ihren Überschüttungszeitpunkt auf 200 Jahre genau an – also den 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 Unter- suchungen 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 klimaempfindlichen¹⁸ 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. [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]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 in der Schweiz unter Einbezug der „Original-Messtischblätter“ von 1850 (MAISCH et al. 2000: 224). Des weiteren hat in letzter Zeit der Einsatz von GIS zur Datenaufbereitung, Luftbildaufnahmen zur Lokalisierung der Moränen und vor allem die interdisziplinäre Zusammenarbeit zwischen Naturwissenschaftlern und Historikern bzw. Archäologen bei der Rekonstruktion spät- und postglazialer Gletscherstände stark an Bedeutung hinzugewonnen.

4. Spät- und postglaziale Gletscherschwankungen in den Alpen

Alpine Gebirgsgletscher reagieren weitgehend passiv auf Änderungen der atmosphä- rischen Bedingungen und sind somit über Energie- und Massenhaushalt mit dem Klima- system verbunden (MAISCH et. al 2000: 24). Bei Betrachtungen zu spät- und postglazialen Gletscherschwankungen in den Alpen ist es somit essentiell, den Klimaverlauf der Schweiz im Würm-Holozän-Zyklus zu berücksichtigen. In dieser Arbeit wird aus synoptischen Gründen der Eisaufbau zu Beginn des Würms ausdrücklich noch kurz miteinbezogen, so dass Betrachtungen zum späteren Eiszerfall zu den vorangegangenen Epochen in Bezug gesetzt werden können. Im den nachfolgenden Kapiteln werden Klimaphasen und Gletscherdynamiken des Würm-Holozän-Zyklus betrachtet, wobei der Hauptfokus auf der Zeit nach 18'000 BP liegen wird.

4.1. Eisaufbau und Klima im Würm bis zum Hochglazial

Frühwürm (Dauer im Alpenraum ca. 115'000 - 55’000 BP^[2] ).

Drei frühwürmzeitliche Interstadiale (Huttwil, Ufhusen und Dürnten-Interstadial) mit Fichten- und Kiefernwäldern, aber kühleren Temperaturen als im Riss/Würm-Interglazial (ca. 130'000 - 115’000 BP) wechselten mit drei Frühwürm-Stadialen (Seilern, Mühle und Bifig) mit deutlicher Abkühlung und der Ausbildung von Kältesteppen und Steppentundren. Vor allem auf Grund des massiven Klimarückschlags im ersten Frühwürm-Stadial erfolgten unter den deutlich kälteren Klimaverhältnissen wohl bereits erste massive Vorstöße der alpinen Gletscher. Insgesamt gesehen lag aber im Frühwürm noch keine Tendenz für eine fortschreitende Abkühlung vor (BURGA/PERRET 1998: 611). Nach dem Dürnten-Interstadial erfolgte ein markanter Temperatursturz, der zum Mittelwürm überleitete (BURGA/PERRET 1998: 610).

Mittelwürm (ca. 55’000 – 28’000 BP)

Die Gliederung des Mittelwürms in Stadiale und Interstadiale ist für die Schweiz noch unsicher. Temperaturen und Niederschlägen nahmen ab, es kam zunehmend zu kalt- trockenen Klimaverhältnissen (BURGA/PERRET 1998: 611). Gegen Ende des Mittelwürms existierte allerdings noch eine relativ geringe Ausdehnung der Eismassen im Alpenvorland. Die Wintertemperaturen waren 10 bis 12 k kälter als heute, die Sommertemperaturen lagen um 4 bis 5k und die Jahresmitteltemperaturen 8k unter dem gegenwärtigen Durchschnitt. Aufgrund des um 300-400 mm höheren Jahresniederschlags gegenüber dem Würm- Maximum ermöglichten diese deutlich feuchteren Klimaverhältnisse erst den Aufbau von Eismassen zu Beginn des Hochwürms (BURGA/PERRET 1998: 611, 616).

Hochwürm (ca. 28’000-18’000 Jahre BP)

Das Hochwürm begann mit massiven Gletschervorstößen aus dem Alpenraum um ca. 28’000 BP, wobei die Gletscher ihre Würm-Maximal-Stände zwischen ca. 20’000 u. 18’000 BP bei extremer Winterkälte und Trockenheit erreichten (vgl. Abb. 3). In der Schweiz dürften die Jahresmitteltemperaturen in der Tundren- und Steppenvegetation während dem Würm- Maximum um 12 k und die Jahresniederschlagssumme um ca. 500 mm pro Jahr tiefer als heute gelegen haben (BURGA/PERRET 1998: 616). Im Folgenden wird, ausgehend von den bereits erwähnten Maximalständen des LGM, auf die spät- und postglazialen Gletscher- schwankungen vertiefend eingegangen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

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

Die Würm-Maximal-Stände dürften geringfügig kleiner ausgefallen sein. Quelle: THOME 1998: 112.

4.2. Gletscherschwankungen im Würm-Spätglazial (ab 18’000 (17'500) - 10’000 BP)

Kurz nach 18’000 BP erfolgte vor allem in der Ältesten Dryas (ca. 18'000 - 13’000 BP) durch beginnende Erwärmungstendenz und den Übergang vom kalt-trockenen zu weniger kühlem und feuchten Klima das Abschmelzen der würmzeitlichen Maximalstände und der Zerfall der Eisstromnetze in viele einzelne Tal-Gletscher – nach FURRER teils sogar nur binnen ca. 4000 Jahren (BURGA/PERRET 1998: 619; MAISCH 1992: 32; FURRER 1990: 23).

Generell kann der spätglaziale Gletscherrückzug vom Vorland zurück ins Alpeninnere zwischen 18’000 und 10’000 BP in die Rückzugsstadien Bühl bis Egesen eingeteilt werden, wobei wie bereits angedeutet mit Ausnahme des Egesen-Stadiums alle vorangegangenen Gletscherstadien in die Zeit vor ca. 13’000 BP fallen. Die Rückzugsstadien können als Etappen im Eiszerfall, also Stillstandsphasen oder teils erneute Gletschervorstöße bei Klimarückschlägen, angesehen werden.

Da man von der Annahme ausgeht, dass bei Gletscherständen mit ähnlichen Höhenlagen der einstigen Gletscher-Schneegrenze diese auch gleich alt sind, wird zu den einzelnen Stadien oft ihre Schneegrenzdepression im Vergleich zur Gletscher-Schneegrenze des Hochstandes von 1850 A.D. angegeben^[3]. Hierbei spiegeln die aufeinander folgenden spätglazialen Rückzugsstadien eine schrittweise Höherlegung der Schneegrenzen und somit die fortschreitende Erwärmungstendenz im Anschluss an das LGM wieder (FURRER 1990: 38). (Hinweis: Die Gletscher-Schneegrenze, also die Gleichgewichtslinie, auf der der Massenhaushalt des Gletschers im Laufe des Jahres gemittelt 0 beträgt, wird neben der Ableitung über Moränenansatzstellen vor allem auf der Basis der 2:1-Flächenteilung in Akkumulations- und Ablationsgebiet berechnet. Wird folglich jeder durch Moränenwallserien oder andere Eisrandsedimente rekonstruierbare Gletscherstand als damals im Gleichgewicht befindlich interpretiert, lässt sich dessen Gletscher-Schneegrenze relativ leicht ermitteln. In Graubünden etwa lag sie um 1850 gemittelt auf ca. 2650 m ü. M. Heute liegt sie hier 100 - 150 m höher, auf ca. 2750 - 2800 m ü. M. (FURRER 2001: 5; 25f.; MAISCH 1992: 6; MAISCH et al. 2000: 224; 339).

Allgemein kann man wohl davon ausgehen, dass die Gletscherdynamiken im Spät- wie auch Postglazial in den Ost- und Westalpen relativ parallel verlaufen sind (MAISCH 1982: 18). Die Einteilungen der Rückzugsstadien sind jedoch z.B. in Österreich und der Schweiz nicht immer übereinstimmend, weshalb in dieser Arbeit versucht wurde, lokale Nomenklaturen zu umgehen und ein für die inneralpinen Räume im Spätglazial gesamt gültiges Schema wiederzugeben (vgl. auch MAISCH 1992: 32). Demnach lassen sich folgende Rückzugsstadien abgrenzen:

- Bühl-Stadium^[4] (älter als 15000 BP, vielleicht um 17’000 BP (MAISCH 1982: 103)): Nach vorangegangenem, kollapsartigen Zurückweichen der Eismassen im Anschluss an die Stände des LGM stabilisierte sich das noch intakte Eisstromnetz am Alpennordrand und stieß nochmals mehrgliedrig vor; auch selbstständig gewordene Talgletscher verzeichneten erneut Vorstöße (FURRER 1990: 11f. u. 2001: 10; THOME 1998: 114). Die Schneegrenzdepression zu 1850 betrug ca. 900 -1100 Höhenmeter.

Anmerkung: MAISCH z.B. vermutet zwischen Bühl- und Steinach-Stadium noch weitere spätglaziale Vorstoßphasen, die aber bisher höchstens lokal berücksichtigt werden konnten bzw. bei denen wohl eine Korrelation mit überregionalen Nomenklaturen nicht möglich ist (MAISCH 1982:98f.).

- Steinachstadium (zeitlich zwischen Bühl- und Gschnitz-Stadium gelegen, vielleicht 17'000 - 16’000 BP (MAISCH 1982: 103)): Dieses Rückzugsstadium war gekennzeichnet durch selbständige Vorstöße der Lokalgletscher, stellenweise auch über letzte inaktive Toteisreste des würmzeitlichen Eisstromnetzes (MAISCH 1992: 20). Die Schneegrenzdepression gegenüber 1850 betrug ca. 950m.

- Gschnitz-Stadium (ca.14’500 BP): Die erneuten Vorstöße der Lokalgletscher waren nur wenig geringer als im Steinachstadium, das Toteis des Eisstromnetzes war jedoch bereits restlos verschwunden (MAISCH 1991: 21). Allerdings existierten noch weiterhin ausgedehnte Gletschersysteme mit kompliziert verästelten Einzugsgebieten (FURRER et al. 1987: 67). Es kann von einer Schneegrenzendepression um ca. 600 - 700 m gegenüber 1850 ausgegangen werden (BURGA/PERRET 1998: 715; FURRER 2001: 12).

- Clavadel-Stadium (ca. 14’000 BP): Hierbei handelt es sich um eine von MAISCH 1977 erstmals in Mittelbünden definierte, markante Vorstoßphase, deren geomorphologische Residuen als letzte räumlich eigenständige Einheiten vor den Daun- und Egesenständen betrachtet werden können (FURRER 1990: 15). MAISCH vermutet, dass es sich beim Clavadel-Stadium durchaus um ein überregionales Rückzugsstadium zwischen Gschnitz und Daun handelt, was durch Hinweise auf ähnliche Stände im Gotthardgebiet, Saas- und Flüelatal gestützt zu werden scheint (1982: 97). Eine Bestätigung dieses Rückzugsstadiums auch aus den Ostalpen steht aktuell aber noch aus. Das Clavadel-Stadium wies eine Schneegrenzdepression gegenüber 1850 von ca. 400-500 m auf; es existierten wohl 3 - 4°C kältere Sommertemperaturen (MAISCH et al 1993: 90; BURGA/PERRET 1998:716).

Anmerkung: Im jüngeren Spätglazial traten die einzelnen Gletscherstände zunehmend enger gestaffelt auf. Daun und Egesen folgen im Gelände oft in geringem Abstand (FURRER 1990:15).

- Daun-Stadium (um 13’000 BP): In den hintersten Abschnitten der Seitentäler existierten zu dieser Zeit nur noch kleinere, selbstständige Lokalgletscher, die dann erneut

Vorstöße verzeichneten (MAISCH 1991: 21; 1982: 95). Die Schneegrenzdepression gegenüber 1850 betrug wohl 300 m; es können 2-3 °C kältere Sommertemperaturen gegenüber heute angenommen werden (MAISCH et al. 1993: 90; BURGA/PERRET 1998:716).

Um 15’000 BP waren noch viele inneralpine Passregionen wie etwa Gotthard, die Maloja oder Bernina von Gletschermassen bedeckt, die sich erst am Ende des Daunstadiums und der kalt-trockenen Ältesten Dryas (nach 13’000 BP) zurückzogen. Die sich anschließenden, zunehmend wärmeren Klimaverhältnisse kennzeichneten den Über- gang zum Bölling, in dem teils wieder Bäume auftraten (BURGA/PERRET 1998: 610, 620, 737). LISTER konnte das oben genannte Ende des Daunstadiums bzw. der Ältesten Dryas (ab 13'000 BP) mit dem Übergang zum wärmeren Bölling bestätigen. Er zeigt auf, dass bis ca. 12'800 BP der Zufluss des Zürichsees durch glaziales Schmelzwasser dominiert war, dieser Schmelzwasseranteil jedoch zwischen 12’800 und 12’400 BP vernachlässigbar wurde. Die glaziale Rückschmelzphase war hier zu dieser Zeit somit bereits abgeschlossen (LISTER 1985: 1). Ebenso weist er sauerstoffisotopenanalytisch den signifikanten Temperaturanstieg zum Bölling hin nach: 13’000 BP erfolgte im Zürichsee eine Zunahme der Jahresmitteltemperaturen um 4,3 - 7,2 °C – und das innerhalb nur ca. 50 Jahren. Eisbohrungen in Grönland ergaben hierzu gar eine Temperaturzunahme um 5°C in nur 20 Jahren (zit. in BURGA/PERRET 1998: 716).

Auf die Erwärmung im Bölling (13’000-12'000 BP) und Alleröd (12’000-11'000 BP) reagierten die Gletscher des Alpenvorlandes (unterbrochen nur durch das schwach entwickelte Stadial Ältere Dryas/Gerzenseeschwankung) mit sehr raschem Eiszerfall bis weit ins Alpeninnere. Die damaligen Minimalstände sind kaum bekannt, der Rückschmelzprozess dürfte jedoch bereits 12’400 BP weitgehend beendet gewesen sein (BURGA/PERRET 1998: 717; FURRER 1990:35).

Der Übergang vom Alleröd zur Jüngeren Dryas ist dann jedoch durch einen erneuten, abrupten Kälterückfall gekennzeichnet, der auf die Hemmung des Golfstromes durch den Ausbruch des nordamerikanischen Schmelzwassersees Lake Agasiz in den Nordatlantik zurückgeführt wird (BLÜMEL, mündliche Mitteilung, und 1999: 127). Es erfolgte eine Senkung der Jahresmitteltemperaturen in der Schweiz um 3 - 4°C (BURGA/PERRET 1998: 717, 737). Diese Klimatischen Veränderungen schlugen sich in der durch Moränen sehr gut belegten letzten Vorstoßphase der Alpengletscher vor dem endgültigen Rückschmelzen auf postglaziale Größenordnungen nieder, dem - Egesenstadium (Jüngere Dryaszeit, 11'000 - 10'200 (10’000) BP). Es wird oft in drei verschiedene Phasen (Egesen-Maximalstand, Bocktentälli-Vorstoß und Kromer-Stand) gegliedert, wobei letzterer vor allem an kleinen, schnell reagierenden Gletschern ausgeprägt ist (MAISCH 1982: 96f.). Die Gletscher-Schneegrenze lag in der Jüngeren Dryas wohl 150 – 250 m tiefer als beim 1850er-Stand.

[...]

^[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).

^[2] Die zeitliche Einteilung der Abschnitte im Würm-Holozän-Zyklus variiert teils beträchtlich. So beginnt etwa bei BURGA/PERRET (1998: 608) das Spätglazial kurz nach 18’000 BP, bei FURRER (2001: 10) dagegen erst 14’500 BP. In dieser Arbeit wurde teils vermittelnd versucht, die unterschiedlichen Einteilungen in der Literatur miteinander zu harmonisieren.

^[3] Nachfolgend wird anstatt der korrekten Zeitangabe von 1850 A.D. einfach 1850 verwendet werden.

^[4] Angemerkt sei nochmals, dass die Alterseinschätzungen der spätglazialen Rückzugsstadien auf Grund nur weniger Datierungen teils beträchtlich variieren. PENCK etwa legt das Bühl-Stadium auf 24’000-16’000 BP fest (zit. in MAISCH 1982: 98).