Die Gletscher - Bernina und Ötztaler Alpen im Vergleich

• 1. Gletscherkundlicher Überblick
• 2. Gletschergeschichtlicher Überblick
  • 2.1. Spät- und postglaziale Gletscherschwankungen
  • 2.2. Gletscherrückgang seit 1850
  • 2.3. Künftige Klimaentwicklung und Gletscherschwund
• 3. Das Gletschervorfeld
• 4. Die Ötztaler Alpen (vgl.: "Das Ötztal")
  • 4.1 .Allgemeines
  • 4.2. Der Gepatschferner
  • 4.3. Der Vernagtferner (vgl.: "Naturgefahren")
    • 4.3.1 Allgemeines
    • 4.3.2. Die Vorstoßperiode um 1600
    • 4.3.3. Die Vorstoßperiode um 1680
    • 4.3.4. Die Vorstoßperiode nach 1770
    • 4.3.5. Die Vorstoßperiode um 1845
    • 4.3.6. Gletscherbewegungen in jüngerer Zeit
    • 4.3.7. Vergleich mit anderen Gletschern
• 5. Die Berninagruppe
  • 5.1. Allgemeines
  • 5.2. Die Gletscher der Berninagruppe
  • 5.3. Der Morteratschgletscher
• 6. Zentralalpine Gletscher im Vergleich – Bernina und Ötztaler Alpen
  • 6.1. Klimavergleich (vgl.: "Das Klima des Exkursionsraumes")
  • 6.2. Vergleich der Gletscher und deren Rückzugsverhalten
• 7. Literatur

1. Gletscherkundlicher Überblick

Definition des Begriffs Gletscher:

Ein Gletscher ist eine aus atmosphärischem Niederschlag entstandene Masse aus Schnee und vor allem körnigem Eis, die sich teils in gleitender, teils in fließender Bewegung von einem Nähr- in ein Zehrgebiet befindet.

Ein Gletscher kann also nur dort entstehen, wo im langjährigen Mittel mehr fester Niederschlag fällt als abschmilzt, oder anders ausgedrückt, wo die Akkumulation größer ist als die Ablation. Jene Linie, an der die Akkumulation gleichgroß ist wie die Ablation, das heißt wo der Zuwachs bzw. die Abschmelzung von Schnee sich im langjährigen Mittel die Waage halten, nennt man Schneegrenze. Die Höhe der Schneegrenze ist von vielen verschiedenen Faktoren abhängig, wie Klima, Relief oder Exposition und kann daher auch regional sehr unterschiedlich sein.

Die Schneegrenze kann als langjähriges Mittel der Gleichgewichtslinie (Grenze zwischen Akkumulations- und Ablationsgebiet im Einzeljahr) berechnet werden.

Die am häufigsten verwendete Methode zur näherungsweisen Bestimmung der SG im Alpenraum ist die Methode nach G. Groß, H. Kerschner und G. Patzelt (1977). Dabei wird ein Flächenverhältnis von Nähr- zu Zehrgebiet mit 2:1 angenommen.

Unter Massenhaushalt versteht man die Veränderung der Schnee- und Eismassen eines Gletschers in Raum und Zeit. Der Haushalt setzt sich, wie oben erwähnt, aus zwei Komponenten zusammen: der Akkumulation und der Ablation.
Die wichtigsten Akkumulationskomponenten sind der direkte Eintrag durch Schneefälle bzw. indirekt durch Windverfrachtungen und Schneeauftrag durch Lawinen.
Die Ablation erfolgt in drei unterschiedlichen Formen: durch Abschmelzung an der Oberfläche (wichtigste Ablationsform), Kalbung und Verdunstung.

Akkumulation und Ablation erfassen häufig nur Teile des Gletschers, häufig aber auch den Gesamtgletscher. Jeder Gletscher kann daher prinzipiell für definierte Zeitspannen in ein Ablations- und ein Akkumulationsgebiet gegliedert werden. Beide Gebiete müssen nicht geschlossen und zusammenhängend sein.

Die Bewegungsstruktur eines Gletschers entspricht der Modellvorstellung des laminaren Fließens. Die einzelnen Fließlinien verlaufen also, im Gegensatz etwa zum turbulenten Verhalten eines sich wild durchmischenden Bergbaches, durchwegs parallel, ohne sich zu überschneiden. Je höher ein Partikel im Nährgebiet eintaucht, desto tiefer unten kommt er zum Vorschein. Dabei bildet sich die Schneegrenze selbst ab. Die Lagebeziehungen (oben/unten, vorne/hinten, links/rechts) bleiben auf und im Gletscher gleich.

2. Gletschergeschichtlicher Überblick

2.1. Spät- und postglaziale Gletscherschwankungen

Die Epoche des Quartärs wird auch als Eiszeitalter bezeichnet. Mehrere Kaltzeiten (Glaziale) mit ausgedehnten Gletschervorstößen wechselten regelmäßig mit Warmzeiten (Interglaziale) ab, welche unter "besseren" Klimabedingungen mit starkem Gletscherschwund verbunden waren. Sechs größere quartäre Vereisungsphasen lassen sich nachweisen: Biber-, Donau-, Günz-, Mindel-, Riss- und Würm- Vergletscherung.

Im Zeitraum gegen Ende der letzten Kaltzeit zwischen rund 17 000 bis 10 000 Jahren vor heute lässt sich im gesamten Alpenraum schematisch das Bild einer generellen Erwärmungs- und Gletscherrückgangstendenz nachzeichnen. Gleichzeitig oder nur leicht verzögert erfolgte aus botanischer Sicht auch die Wiederausbreitung der Vegetation und das sukzessive Wiedereinwandern und Nachrücken der Bewaldung. Mehrere, diesen generellen Haupttrend überlagernde "Klimaverschlechterungen" bewirkten nach klassischer Vorstellung wiederholte Male ein vorübergehendes Absinken der Schneegrenzen und damit ein Regenerieren der sich zurück ziehenden Gletscher.

An Hand von Moränenresten und anderen kartierbaren Eisrandsedimenten können diese Gletschervorstöße oder Stillstandsphasen im Gelände erkannt und als sogenannte "Rückzugsstadien" definiert werden. Die meist typische räumliche Staffelung und Gliederung der vorhandenen Moränenserien und Gletscherendlagen kann dabei in einem für überregionale Vergleichszwecke gedachten Stadialmodell zusammengefasst werden (siehe Abb.1).

Im ausgehenden Spätglazial ereignete sich eine besonders markante "Klimaverschlechterung", die Jüngere Dryas- oder Tundrenzeit mit dem Egesen-Stadium.

Zeitraum: vor ca. 11 000 – 10 000 Jahren

Die Schneegrenze lag im Egesenstadium rund 250 – 350 Meter tiefer als im Mittel der letzten Jahrzehnte (oder 150 – 250 m tiefer als um 1850). Die Sommertemperaturen müssen deshalb rund 1-2 K kälter gewesen sein als "heute".

Anschließend begann das Postglazial bzw. Holozän.

Zeitraum 10 000 Jahre bis heute

Dieser Abschnitt bedeutet auch das Ende der letzten Eiszeit.

Dem Gletscherrückgang folgend setzte in jener Zeit bereits auch die sukzessive Wiederbewaldung ein (siehe Kap.3 Das Gletschervorfeld).

Die heutigen Befunde und Kenntnisse zur chronologischen Abfolge des spät- und postglazialen Gletscherrückgangs stützen sich hauptsächlich auf die Altersbestimmungen (¹⁴C-Methode) von gletschernah geborgenen organischen Resten und auf die Pollenanalysen von Torfprofilen. Danach hatten sich die Eisströme bereits im Zeitraum vor rund 10 000 bis 9 500 Jahren auf eine Größenordnung zurückgezogen, die annähernd derjenigen der historisch belegten neuzeitlichen Vorstöße entspricht. Seither sind die Gletscher während der gletschergünstigen kühleren oder feuchteren Phasen des Postglaziales nachweisbar mehrmals wieder etwa bis in diesen neuzeitlichen Größenbereich vorgestoßen. Sie haben aber am Zungenende den Rahmen dieses Ausmaßes nur selten, in Ausnahmefällen höchstens geringfügig (um wenige Meter bis wenige 100 Meter) überschritten. Das Klimageschehen der letzten 10 000 Jahre schwankte innerhalb einer Amplitude von weniger als 2K im langjährigen Mittel.

Über die Gletscherausdehnungen während der postglazialen Rückschmelzphasen sind konkrete Informationen noch eher spärlich. Jedenfalls ist nicht ganz auszuschließen, dass die Gletscher in wärmeren oder trockeneren Klimagunstperioden zeitweise geringfügig, zeitweise aber auch deutlicher als bisher angenommen, die heutige Ausdehnung unterschritten haben könnten.

Die gegenwärtigen "aktuellen" Ausdehnungen wären dann nicht mehr (oder noch nicht) als die minimalen potsglazialen Gletscherausdehnungen zu interpretieren. Künftige, mit der prognostizierten Erwärmung einhergehende Zustände sind damit (zumindest vorläufig) nicht zweifelsfrei als anthropogen bedingte Rekordzustände zu werten.

2.2. Gletscherrückgang seit 1850

Für den Zeitraum zwischen dem Ende des 16. Jahrhunderts bis um 1850, den man auch als die "Gletscherhochstandsphase der Neuzeit" bezeichnet, wird oft der Begriff "Kleine Eiszeit" verwendet. Im gletscher- und klimageschichtlichen Ablauf des Postglaziales (oder Holozäns) umfasst das "Little Ice Age" die letzte große zusammenhängende und länger anhaltende Phase mit wiederholten Gletschervorstößen in der Größenordnung der 1850er Moränen.

Die "Klimagunstperiode" des Hochstandes von 1850 beginnt sich bereits gegen Ende des 13. Jahrhunderts abzuzeichnen. Die Gletscher begannen schon damals wieder anzuwachsen und verzeichneten dann um 1350 einen deutlichen Hochstand in der Größenordnung der neuzeitlichen Ausdehnungen. Der Gletscheraufbau der 1350er-Phase leitete dann nach einer Unterbrechung im 15. Jahrhundert direkt in die bereits erwähnte "Gletscherhochstandsphase der Neuzeit" über. Diese ist wiederum in mehrere Vorstoßphasen unterteilbar, in denen die Zungenenden wiederholt in die Nähe der später erreichten 1850er-Umrisse kamen oder diese Ausdehnung gar leicht überschritten. Mit großer Übereinstimmung konnten in verschiedenen Regionen der Alpen Vorstöße in den Jahren 1600 bis 1640, um 1720, 1780, 1820 bis 1850 nachgewiesen werden.

Die als "Gletscherhochstand von 1850" bezeichnete Vorstoßphase bildete in den Alpen somit gleichsam die Kulmination und den Abschluss einer seit mindestens rund 600 Jahren andauernden gletschergünstigen Periode. Die mit den Hochstandsphasen parallel und ursächlich einher gehenden Klimaverschlechterungen können anhand von detaillierten Rekonstruktionen des damaligen Witterungsgeschehens bis weit zurück verfolgt und aufgeschlüsselt werden.

Bei vielen Gletschern wuchs der 1850er Vorstoß zum Maximalereignis der "Kleinen Eiszeit", ja des gesamten Postglaziales an. Moränen aus früheren Zeitabschnitten wurden aus diesem Grund oft überfahren, "wieder benutzt" oder zugeschüttet. Im Inneren der heute eisfrei gewordenen Gletschervorfelder trifft man oft auf die Spuren der Wiedervorstöße der 1890er- , 1920er- und der 1980er-Phase.

2.3. Künftige Klimaentwicklung und Gletscherschwund

Bei linearem Wachstum der Treibhausgasemissionen ("business as usual") wird bis ins Jahr 2030 ein Temperaturanstieg in der Größenordnung von 1-2K und bis ins Jahr 2050 von rund 1,5-3,0K gegenüber der Klimavergleichsperiode 1900 – 1960 als die wahrscheinlichste Schätzung angenommen.

Die "Zerfallskurven" bringen klar zum Ausdruck, dass der Rückgang der Vergletscherung nicht geradlinig, sondern in einem glaziologisch als äußerst kritisch und anfällig zu bezeichnenden Bereich zwischen +100 m und +300 m SG-Anstieg offenbar akzentuiert verlaufen wird. Diese Phase des beschleunigten Eiszerfalles fällt nach dem vorgegebenen Zeitmaßstab bereits in das erste Drittel oder in die erste Hälfte des 21. Jahrhunderts.

Tabelle 1, nach Maisch, 1992

3. Das Gletschervorfeld

Als Gletschervorfeld bezeichnet man ein gut abzugrenzendes Gebiet (vgl. Abb.2), das innerhalb der Moränen des letzten Gletscherhochstandes von 1850 liegt und danach durch Abschmelzungs- und damit verbundene Rückzugsvorgänge eisfrei geworden ist. Durch diese noch relativ junge Entwicklung (150 Jahre) der Vegetation und auch der Morphodynamik unterscheidet sich das Gletschervorfeld doch stark von der umliegenden Landschaft.

Durch die relative Vegetationsarmut nach dem Eisrückzug können erosive Kräfte verstärkt angreifen, wobei hier Wind, Wasser aber auch der Frostwechsel als entscheidende Faktoren zu nennen wären. Folgende Formen sind hier anzutreffen:

Durch die Gletscherbewegung entstehen am Gletschergrund entsprechend der Fließrichtung Rundhöcker sowie Gletscherschrammen durch das sich im Gletscher befindliche Geschiebe. Das Gletschervorfeld wird talabwärts mit den Endmoränen abgeschlossen, die meist auf das Jahr 1850 zu datieren sind und umschließt zusammen mit den Seitenmoränen das gesamte Gletschervorfeld. Im ehemaligen Gletscherstirnbereich sind sie oft nicht mehr vorhanden, da sich bei zurückziehenden Gletschern Moränenstauseen zwischen dem Gletscher und den jungen Endmoränen bilden können, die die Moränen in plötzlichen Entleerungsereignissen aufreißen oder auch bei langsameren Abflüssen abtragen können. In Rückzugsphasen eines Gletschers schmelzen Geschiebe aller Größen aus der zurückweichenden Gletscherzunge aus und bedecken ungeordnet das Gletschervorfeld. Zwischen ihnen schüttet ein aus dem Gletschertor austretender, milchig- trüber Gletscherbach flache Schwemmkegel fluvioglaziale Schotter, Kiese und Sander auf. Durch Mäandrierung und allmähliche Verlandung des Areals bilden sich hier typische Trompetentälchen aus. Vom Gletscher isolierte Eismassen bleiben als sogenanntes Toteis zurück, diese bilden nach ihrem Abschmelzen Toteislöcher. Die sogenannten "Orgelpfeifen" sind meist an den Ufermoränen und Grundmoränen zu finden und entstehen durch die Rinnenerosion des oberflächlich abfließenden Niederschlagswassers.

Neben der Formenausstattung bzw. der formenbildenden Faktoren im Gletschervorfeld sollten auch die biogenen Veränderungen nicht vernachlässigt werden. Nach dem Eisrückzug entsteht ein neues Ökosystem, welches einer raschen und ständigen Veränderung unterworfen ist. Sehr schön zu beobachten ist diese Entwicklung anhand der Vegetation, welche zunächst nur aus inselartigen Ansiedlungen hochspezialisierter Pionierpflanzen besteht und in weiterer Folge aber doch auch flächendeckend wird, wobei sich am Ende der Sukzession schließlich die jeweilige Vegetation der entsprechenden Höhenstufe einstellt.

Als Beispiele für solche Pionierpflanzen könnte man folgende Schuttstauer, -kriecher und –wanderer nennen:

• Alpen-Leinkraut (Linaria alpina)
• Fetthennen-Steinbrech (Saxifraga aizoides)
• Jochkamille (Achillea moschata)
• Einblütiges Hornkraut (Cerastium uniflorum)
• Alpensäuerling (Oxyria dygina

4. Die Ötztaler Alpen

4.1.Allgemeines

Die Ötztaler Alpen sind zusammen mit den Hohen Tauern, der Ortler Gruppe und der Bernina Gruppe die meistvergletscherten Bereiche der Ostalpen, wobei die Ötztaler Alpen durch noch vorhandene Gletscherverbindungen über Bergkämme hinweg hervorstechen. Der Name Ötztaler Alpen leitet sich vom Dorf Ötz her, Ötz ist ein deutscher Flurname und bedeutet " Weide" (vgl. "äsen", "etzen"). Der im Ötztal bzw. fast ganz Nordtirol angewandte Begriff "Ferner" für Gletscher leitet sich aus dem Altgermanischen her, gotisch "fairn", altdeutsch "firni", "verne" = alt; also der alte, vorjährige, schließlich im Laufe der Jahre zu Eis gewordene Schnee.

Die Ötztaler Alpen sind im geologischen Sinne Teil der ostalpinen Deckensysteme, die tektonisch über dem mesozoischen Bündner Schiefer liegen. Sie grenzen im Osten an das Penninikum der Hohen Tauern, im Norden an die Nördlichen Kalkalpen, im Westen an das Penninikum des Engadiner Fensters sowie im Süden an alte Gneise des selben Deckensystems. Sie werden im wesentlichen aus altkristallinen Gesteinen (Metamorphite in Amphibolitfazies) aufgebaut (siehe Beitrag Lacheiner).

Die Vergletscherung in den Ötztaler Alpen betrug Mitte des 19.Jahrhunderts insgesamt 350 km². Gepatschferner, Gurgler Ferner, Hintereis- und Vernagtferner sind aufgrund ihrer Größe und individuellen Besonderheit die wohl bekanntesten Vertreter in diesem Gebiet (siehe Abbildung 3).

1969 betrug die Gesamtvereisung der Ötztaler Alpen nur mehr 173,77 km² mit 208 vermessenen Gletschern; dies ergibt eine durchschnittliche Gletschergröße von 0,84 km². Die durchschnittliche Gletscherlänge betrug außerdem 956 m, wobei 504 m im Ablationsbereich lagen.

Die große Masse des Gebirgsstockes beeinflusst natürlich auch als "Massenerhebungseffekt" die klimatischen Verhältnisse im Sinne einer "Kontinentalisierung", d.h. größeren Strahlungs- und Temperaturgenusses, geringerer Niederschläge und Windwirkung. Dazu kommt die abschirmende Wirkung der randlichen Alpenketten auf beiden Seiten, die insbesondere den Niederschlag betrifft. Solcherart finden sich hier nicht nur die höchsten unvergletscherten Gipfel der Ostalpen (Litznerspitze 3203 m, Mastaunspitze 3200 m), sondern auch die höchsten lokalen Schneegrenzlagen (Eisfleck nördlich des Schalfferners : 3360 m).

4.2. Der Gepatschferner

Der im hinteren Kaunertal gelegene Gepatschferner ist mit einer Fläche von 18 km² und einer Länge von 8,7 km (1996) der flächenmäßig zweitgrößte Gletscher Österreichs. Der Name "Gepatsch" leidet sich vom romanischen "compaccio" ab, was so viel bedeutet wie "großes karges Feld". Der Gepatschferner wird als Talgletscher mit zusammengesetzten Firngebieten typisiert. Der Gletscher überwindet in seinem Verlauf eine Stufe, in der massive Zerklüftung auftritt. Das Nährgebiet des Gletschers liegt zwischen der Weißseespitze und den drei Hintereisspitzen, seine Ernährung wird durch Schneeakkumulation und Windverfrachtung bestritten. Der Gepatschferner hat eine Länge von 8,7 km, davon liegen 5,3 km in der Ablationszone. Die Gletscherzunge verläuft ab einer Höhe von ungefähr 2900 m (östlich des Rauhen Kopfes) in Richtung Norden und endet nach ca. 4 km in einer Höhe von 2060 m (1996). Die maximale Dicke der Zunge beträgt 250 m, wobei die größten Bewegungsraten in der Zungenmitte bei bis zu 70 m pro Jahr betragen können.

Der Gepatschferner begann zwischen 1040 und 1250 mit seiner mittelalterlichen Vorstoßperiode (bzw. mittelalterlichen Vorstoßperioden), welche sich aber allesamt nicht entscheidend vom 1850er Hochstand unterscheiden, d.h. entweder dieselbe Ausdehnung wie 1850 erreichten, oder nur wenig dahinter blieben.

Wie auch alle anderen Alpengletscher befindet sich der Gepatschferner seit 1850, also seit dem neuzeitlichem Hochstand, in fast ununterbrochenem Rückzug. Die Ausnahmen stellen Vorstöße um 1920 (bis 1922 mündete sogar noch eine zweite Gletscherzunge über die Westseite des Rauhen Kopfes in die Hauptzunge – siehe auch Abb.5) und von 1977-1988 (Vorstoß um ungefähr 70 m) dar, wobei die hier erzielten Vorstoßbeträge aber schon wieder abgeschmolzen sind. Die neuesten Zahlen aus dem Haushaltsjahr 1997/98 zeigen beim Gepatschferner einen Rückgang von 16,2 m.

4.3. Der Vernagtferner

4.3.1 Allgemeines

Der Vernagtferner, noch 1969 mit 9,5 km² einer der großen Gletscher Österreichs, befindet sich im gleichnamigen Seitental des Rofentales in den Ötztaler Alpen. Dieser Gletscher ist der historisch wohl am besten dokumentierte Gletscher der Ostalpen, Grund hierfür ist sein Verhalten bzw. dessen Folgen. Der Vernagtferner stieß während der Neuzeit wiederholt gemeinsam mit dem benachbarten kleineren Guslarferner in mehreren Ausbrüchen in das querliegende Rofental vor und bildete dort einen Eisdamm. Insgesamt sind vier Vorstoßperioden mit anschließenden Eisseebildungen bekannt: um 1600, um 1680, nach 1770 und 1845/48.

Da die allenthalben erfolgten Seenausbrüche meist mit katastrophalen Wirkungen auf die darunter liegende Kulturlandschaft verbunden waren, erklärt sich die relativ gute historische Daten- und Quellenlage.

Der Vernagtferner unterscheidet sich von den benachbarten Gletschern Hintereis- und Kesselwandferner wie auch den meisten übrigen Gletschern des Rofentals deutlich durch seine, vom typischen alpinen Talgletscher abweichende Form: Ein weitausladendes, aus mehreren großen, flachen Karmulden zusammengesetztes Firngebiet, großflächige Verebnungen im Mittelbereich (in diese Stufe zwischen 3000 und 3300 m fallen 72% der Gesamtfläche) und eine kurze breite Zunge sowie einige weitere kleine Zungenenden sind Charakteristika dieses Gletschers. Eine derzeitige Länge von 3,3 km (Ablationsbereich 2,5 km) steht eine Breite von bis zu 5 km (Stand 1969) gegenüber.

4.3.2. Die Vorstoßperiode um 1600

Der erste Vorstoß in der Neuzeit erfolgte in den Jahren 1599/1600, die daraus resultierende Eisseebildung endete am 20. Juli 1600 mit dem ersten bekannten Ausbruch des Eissees, der im Ötztal verheerende Auswirkungen hatte. Auch im darauffolgenden Jahr 1601 erreichten die Ausmaße des Eissees bedrohliche Dimensionen, Regierungsbeamte Kaiser Rudolphs II sahen dann aber nur ein langsames, ungefährliches Abrinnen des Gewässers, die Eisdammhöhe betrug zu dieser Zeit ca. 270 m. Der weiteste Vorstoß des Vernagtferners in dieser ersten Vorstoßperiode reichte am 9.Juli 1601 670 - 710 m außerhalb der Mündungsstelle des Vernaggbaches in die Rofenache (2060 m).

4.3.3. Die Vorstoßperiode um 1680

Bereits im Jahr 1676 wurde wieder ein Vorstoßen des Vernagtferners bemerkt, der Gletscher erreichte im November 1677 das Rofental. Auch damals erfolgten insgesamt fünf Eisseebildungen, wobei die Ausbrüche von Ende 1679 und im Juni 1680 wieder große Verwüstungen bewirkten. Die größte Ausdehnung wird für Juli 1678 angegeben; die Gletscherstirn reichte bis 350 – 390 m talauswärts des bereits erwähnten Mündungsbereiches des Vernagtbaches (2100 m). Dies bedeutet eine durchschnittliche Vorstoßgeschwindigkeit von 30 – 50 m / Monat. Dieser Gletschervorstoß war somit etwas geringer ausgeprägt als jener um 1600, Eisreste fanden sich bis 1712 im Rofental.

4.3.4. Die Vorstoßperiode nach 1770

Der Vernagtferner verhielt sich bis 1770 eher unauffällig, sein Vorstoß ab 1771 bewirkte aber neuerlich einen Eisdamm, der den Rofenbach aufstaute. Wiederholte Seeausbrüche verwüsteten das Ötztal, der Gletscherhöchststand wird mit einem Vorstoß bis 790 m talauswärts der Mündung des Vernagtbaches angegeben (2050 m).

Im Jahr 1821 kam es zu einem unwesentlichen Vorstoß, der zwar das Rofental erreichte, doch schmolz das Eis bald wieder ab ohne eine aufstauende Wirkung erreicht zu haben.

4.3.5. Die Vorstoßperiode um 1845

In dieser Periode werden die Angaben naturgemäß genauer, ab 1880 wurden in der Annahme eines Minimalstandes der Alpengletscher einige kartographisch dokumentiert, darunter auch der Vernagtgletscher. Der Gletscherhöchststand um 1848 (siehe Abb. 6.) wurde aber noch aus geomorphologischen Befunden abgeleitet, die Fläche der damals noch in direktem Kontakt befindlichen Vernagtferner und Guslarferner wird mit 18,85 km² angegeben. Die Gletscherstirn befand sich Mitte des 19. Jahrhunderts ca. 610 m talauswärts des Mündungsbereiches (ca. 2070 m). Weiters wurde an der Gletscherstirn ein Vorrücken von bis zu 12 m pro Tag (!!) gemessen, am Höhepunkt der letzten Gletschervorstoßperiode 1980 stieß die Stirn durchschnittlich mit 6,4 m pro Jahr in Richtung Rofental vor. Die letzten Messungen aus dem Jahr 1998 zeigen einen Rückgang von 21,9 m, die Rückschmelzbeträge haben sich also im letzten Jahrzehnt stets gesteigert (Patzelt, 1999).

4.3.6. Gletscherbewegungen in jüngerer Zeit

Die Ergebnisse der Massenhaushaltsmessungen ab dem Jahr 1965 zeigen zwei markante Wachstumsphasen. Das Verhalten bis zu diesem Zeitpunkt war von einer kurzzeitigen Wachstumsphase kurz vor der Jahrhundertwende und um 1920 gekennzeichnet, danach wurden ausschließlich defizitäre Massenbilanzen verzeichnet, so dass die Trendwende von 1965 ein markantes Ereignis darstellt; die erste Wachstumsphase dauerte bis 1967/68, die zweite fällt in die Siebzigerjahre mit dem Höhepunkt und gleichzeitigem Ende im Jahr 1980. Um 1985 erreichte der Vernagtferner dann wieder den Ausgangszustand der Beobachtungsreihe von 1964/65. In diesem Gletscherverhalten spiegeln sich entsprechend uneinheitliche, zu rasche Wechseln mit extremen Schwankungswerten tendierende klimatische Verhältnisse wider.

4.3.7. Vergleich mit anderen Gletschern

Einen Hinweis auf die Repräsentanz dieser gewonnenen Ergebnisse vermittelt die Summenkurve der spezifischen Nettobilanzwerte (Abb. 7.) für den Hintereis- , Kesselwand- und Vernagtferner, bezogen auf das Jahr 1964/65 als Ausgangswert. Eine Korrelation der jährlichen Änderungen ist durchaus erkennbar, die Beträge sind aber doch sehr unterschiedlich. Diese Abweichungen sind bedingt durch die unterschiedliche Flächen-Höhenverteilung der Gletscher sowie – in geringerem Maße - durch lokalklimatische Verhältnisse. Im Gegensatz zu den anderen beiden Gletschern hat sich der Vernagtferner wohl sehr nahe am Gleichgewichtszustand befunden, so dass die hier festgestellten Änderungen das mittlere Gletscherverhalten weitgehend repräsentativ wiedergegeben.

5. Die Berninagruppe

5.1. Allgemeines

Zwischen dem Oberengadin und dem Veltlin baut sich als höchste Erhebung Graubündens und der Ostalpen der Gebirgsstock der Bernina auf. Die Grenze zwischen Italien und der Schweiz bildend, türmen sich hier die Alpen noch einmal als imposante Eis und Felsburg über 4000 m hoch. Ihr höchster Punkt, der Piz Bernina, ist mit 4049 m gleichzeitig der höchste Punkt Graubündens und der gesamten Ostalpen, sowie ihr einziger Viertausender.

Die Berninagruppe wird von besonders beeindruckenden Gletschern und Permafrosterscheinungen an den nördlichen Flanken der bedeutenden Gipfel, wie Piz Palü 3 905m und Piz Roseg 3 937m geprägt. Diese Gletscherpracht der Berninagruppe hat die Region berühmt gemacht und bildet eine der großen landschaftlichen Attraktionen, des von der Natur ohnehin so reich beschenkten Oberengadins.

Die ganze Region erweist sich als glazial geprägte und geformte Landschaft, in der eiszeitliche und rezente Vergletscherung allgegenwärtig ist. Durch die eiszeitliche Vergletscherung wurden die Oberflächenformen deutlich gerundet, die Haupt- und Nebentäler sind zu Trögen geschliffen, und viele Seitentäler münden mit einer Stufe ins Haupttal. Weitere Zeugen der prägenden eiszeitlichen Vergletscherung sind Rundhöckerscharen, Moränenablagerungen, Gletschertöpfe und Gletscherschliffe (vor allem im Bereich des Malojapasses), sowie Karnischen und Transfluenzerscheinungen.

Aus geotektonischer Sicht gehört die Bernina zum Bereich der unterostalpinen Deckenzone. Aus diesem Grund überwiegen die kristallinen Gesteine (Granite, Diorite, Schiefer und Gneise), die nur an vereinzelten Stellen von mesozoischen Sedimentgesteinen aus der Trias (vorwiegend Dolomite) unterbrochen werden.

Klimatologisch vermittelt das Berninagebiet zwischen dem zentralalpinen Oberengadin und dem insubrischem Klima des Puschlav und Veltlin im Süden. Vor allem der Berninapass erweist sich als wichtige Wetterscheide. Die regionalen Klimafaktoren des Oberengadins, wie Höhenlage, inneralpine Lage und die Lage im Bereich einer alpinen Massenerhebung, bedingen eine auffallende Betonung der Gegensätzlichkeiten, am besten erkennbar an der hohen Jahresschwankung von 20,6K. Die im Winter oft zu beobachtenden Kaltluftseen bescheren dem Oberengadin auch die tiefsten Temperaturen der Region (Jännermittel in Bever 1712 m –9,2°C). Im Puschlavgebiet ist ein südlicher Einfluß deutlich an den milderen Wintertemperaturen (1,2°C Jännermittel in Brusio 840 m) und an der niedrigeren Jahresschwankung von 18,3K zu erkennen. Während man im Norden bei Bever noch mit einem Temperaturjahresmittel von 1,4°C rechnen muß, steigt das Jahresmittel bei Brusio im Süden schon auf 9,4°C.

Die Niederschlagsmengen sind in der gesamten Region recht ähnlich zwischen 900mm und 1000mm im Jahr. Allerdings ist im Oberengadin der August der niederschlagreichste Monat (Pontresina, 1805 m – 101 mm), während im Puschlav im Oktober am meisten Niederschlag fällt (La Prese, 965 m – 118 mm). Auf gleiche Meereshöhe bezogen erhält das Puschlav aber bis zu 70% mehr Niederschlag als das kontinentaler beeinflusste Oberengadin.

Bedingt durch den Massenerhebungseffekt finden wir auch in der Bernina sehr hohe Höhengrenzen. So kann die natürliche obere Waldgrenze mit ca. 2300m angegeben werden, wobei ein sehr schön entwickelter Lärchen-Zirbenwald den Wald nach oben hin abschließt. Darüber folgen einzelne Bäume von Lärche und Zirbe bis zur Baumgrenze um ca. 2400m. Die Schweizer Geographen M. Maisch und C. Burga geben weiters eine Krummholzgrenze (Legföhre) von 2550m und eine Mattengrenze (Zwergsträucher, alpine Rasen) von 2800m an. Im Höhenintervall von 2850 – 3000m liegt der Bereich der Schneegrenze.

5.2 Die Gletscher der Berninagruppe

Die Bernina zählt zusammen mit den Regionen der Silvretta und der Ötztaler Alpen zu den am stärksten vergletscherten Gebirgsgruppen der Ostalpen. Die hoch aufragenden Gebirgsstöcke und die zahlreichen, als Nährflächen gut geeigneten Verflachungen in ablationsgeschützter Nordexposition erlauben hier trotz zentralalpiner Klimazüge die Bildung großer Talgletscher. 1991 gab es noch 87 Einzelgletscher in der Bernina, mit einer Gesamtfläche von rund 85 km², wovon sich 69 auf Schweizer Seite und 18 auf der italienischen Südflanke befinden. Die Vergletscherung wird von sechs größeren Gletschern dominiert. Dem Morteratsch- (N), Roseg- (N), oberen und unteren Scerscen- (S), Fellaria- (S), Palü- (N) und Tschiervagletscher (N). (nach der Größe, in Klammer Exposition)

Durch den Gletscherrückgang seit 1850 sind im Berninamassiv, als Resultat des Temperaturanstiegs von 0,5 –0,7K fast 35 km² oder ca. 30% der damals noch vergletscherten Flächen weggeschmolzen. Dieser allgemeine Gletscherschwund seit Mitte des letzten Jahrhunderts ging aber nicht kontinuierlich vor sich, sondern wurde, wie allgemein in den Alpen, von Vorstoßphasen um 1890, 1920 und zwischen 1965 und 1985 unterbrochen.

Die größten Gletscher in der Region Bernina

• Fläche 1850 Fläche 1991 Flächenverlust Verlustanteil
• Morteratschgletscher 19,3 km² 16,4 km² 2,9 km² -15,0%
• Fornogletscher (Bergell) 10,3 km² 8,7 km² 1,6 km² -15,5%
• Roseggletscher 11,1 km² 8,5 km² 2,6 km² -23,4%
• Palügletscher 8,0 km² 6,5 km² 1,5 km² -18,8%
• Tschiervagletscher 7,6 km² 6,2 km² 1,4 km² -18,4%
• Bernina Total (87 Gletscher) 118,6 km² 84,8 km² 33,8 km² -28,5%
• Anteil Schweiz (69 Gletscher) 84,8 km² 59,3 km² 25,5 km² -30,1%
• Anteil Italien (18 Gletscher) 33,7 km² 25,4 km² 8,3 km² -24,6%

Kleine Gletscher und weniger stark vergletscherte Regionen haben dabei im Verhältnis zu ihrer ursprünglichen Fläche prozentual deutlich größere Einbußen erlitten als größere Gletscher, deren Nährgebiete über wesentlich weiter hinaufreichende Höhenintervalle ausgebreitet sind und daher auf Klimaveränderungen nicht so sensibel reagieren wie die kleinen und schmalen Eisflächen

5.3. Der Morteratschgletscher

Der Morteratschgletscher ist der größte Gletscher der Berninagruppe. Mit 16,4 km² Flächenausdehnung (1991) nimmt er rund ein Fünftel der Gesamtgletscherfläche der Berninagruppe ein, und ist damit mehr als doppelt so groß wie die beiden nächst größeren Gletscher der Bernina, der Roseg- und der Palügletscher. Trotz seines Rückzugs ist er immer noch 7 km lang, sein Eisvolumen beträgt 1,2 km³, woraus man eine mittlere Dicke von mindestens 70 m ableiten kann. Im Vergleich dazu bedeckt die Pasterze, der größte Gletscher Österreichs, eine Fläche von 18,9 km², er ist 9 km lang und sein Eisvolumen beträgt 1,0 km³.

Von den ausgedehnten Firnmulden in den Karen unterhalb des Gipfelkranzes zwischen Piz Morteratsch, Piz Bernina bis hin zum Aussichtspunkt der Diavolezza bricht das Eis in spektakulären Eisfällen ins breit ausladende Zungenbecken ab. Unterhalb der Isla Persa (=verlorene Insel) vereinigen sich die beiden Systeme von Morteratsch- und Persgletscher zu einer prächtigen, fast schnurgerade in nördlicher Richtung gleitenden Gletscherzunge, deren unteres Ende heute bis auf 2100 m reicht. Er ist somit als ein typischer alpiner Talgletscher anzusprechen.

Das seit ca. 1850 vom Eis freigegebene Gletschervorfeld (vgl. Kap. 3) wird beiderseits augenfällig von den scharfkantigen Ufermoränenkämmen aus dem letzten Jahrhundert gesäumt, welche die damalige Ausdehnung und das Ausmaß des Gletscherschwundes geomorphologisch außerordentlich schön nachzeichnen. Weitere Zeugen des einstigen Gletscherhochstandes sind die Endmoräne im Bereich der Haltestelle der Rhätischen Bahn, und viele Rundbuckel, die mit ihren Schrammen und Schliffen die Wirkung des Gletscherschurfes zeigen. Auffällig , allerdings durch fluviatile Erosion entstanden, sind auch die modellhaften Orgelpfeifenmoränen.

Seit 1850 hat der Morteratschgletscher mit 2,9 km² Verlust rund 15% seiner damaligen Fläche und mit knapp 2 km rund ein Fünftel seiner einstigen Länge eingebüßt. Dabei hat sich sein Zungenende um fast 200m nach oben verlagert und es entstand ein Volumsverlust von 0,3 km³. Trotzdem können die in Form von Eis gespeicherten Wasserreserven immer noch auf 1,1 km³ geschätzt werden. Seit 1878 wird der Morteratschgletscher von Schweizer Wissenschaftern jährlich nachgemessen. Der überdurchschnittlich große, lange und daher auf kurzfristige Klimaänderungen sehr träge reagierende Gletscher hat sich seit Beginn der Beobachtungen beinahe ununterbrochen zurückgezogen. Nur in den Jahren 1899 (+2m), 1912 (+5m), 1985 (+8,4m) und 1988 (+2,4m) waren Vorstöße zu registrieren. Der maximale Rückzug war 1947 mit –48m zu beobachten, weitere ungünstige Jahre waren etwa 1958 (-46m), 1962 (-44m) und 1964 (-43m). Die durchschnittliche jährliche Veränderung des Morteratschgletschers 1880 – 1990 betrug –16,3m.

Glaziologische Kennziffern des Morteratschgletschers

• 1850 1991 Differenz Anteil
• Gletscherfläche 19,3 km² 16,4 km² -2,9 km² -15%
• Gletscherlänge 8,9 km 7,0 km -1,9 km -21%
• Höhenlage der Zunge 1910 m 2100 m +190 m
• Mittlere Eisdicke (geschätzt) 75 m 70 m -5 m
• Eisvolumen (geschätzt) 1,5 km³ 1,2 km³ -0,3 km³ -20%

Als etwas Außergewöhnliches kann die Kombination völlig unterschiedlicher Längsprofile angesprochen werden. Der Morteratschgletscher ist durch ein nordexponiertes, extrem steiles und damit stark strahlungsgeschütztes Einzugsgebiet gekennzeichnet, dadurch liegen große Flächenanteile im unteren Höhendrittel, und die Schneegrenzlage ist extrem tief bei 2 700m. Der Persgletscher ist durch ein wesentlich flacheres und offeneres Nährgebiet charakterisiert, wodurch die Schneegrenze ungleich höher, nämlich auf 2 880m zu liegen kommt.

6. Zentralalpine Gletscher im Vergleich – Bernina und Ötztaler Alpen

6.1. Klimavergleich

Die Bernina Gruppe ist hauptsächlich dem Südstau unterworfen. Als lokalklimatologische Besonderheit darf das tagesperiodische Auftreten des Malojawindes bezeichnet werden. Die Niederschlagssummen (2000 m Niveau) liegen im Intervall zwischen 900 und 1200 mm, was generell zu hochgelegenen Schneegrenzen und damit zu kühleren Temperaturbedingungen an den Gleichgewichtslinien der Gletscher führt. In der Bernina Gruppe befinden sich trotz dieser zumindest in den zentralen Tälern ausgeprägten Trockenheit die größten und ausgedehntesten Vereisungen im Graubündener Bereich. Die Erklärung liegt in der großen Gebirgshöhe dieses Massives (Piz Bernina, 4049 m), die den Kamm- und Gipfelregionen Niederschlagssummen im Bereich bis 2400 – 2800 mm bringen kann. Zudem bieten hoch hinaufreichende und zum Teil weit ausladende nordexponierte Nährgebietsflächen auch günstige hypsographische Voraussetzungen für die markante Vergletscherung.

Ähnliches gilt auch für die Ötztaler Alpen. Klimatisch gehört dieses Gebirge ebenfalls dem trockenen inneralpinen Bereich an und ist durch die Allgäuer bzw. die Lechtaler Alpen besonders gut abgeschirmt. Jedoch ist in diesem Fall der Nordstau die niederschlagsbringende Wetterlage. Der Hauptgrund für die relativ starke Vergletscherung dürfte ebenfalls in der Gebirgshöhe liegen (Wildspitze, 3783 m) bzw. der ablationsgeschützte, nordexponierte Lage der meisten Gletscher.

Die Jahressummen der Niederschläge sind im Tal- und Dauersiedlungsbereich in beiden Beobachtungsgebieten sehr niedrig:

Mittlere Jahresniederschlagssummen:

• Obergurgl, 1930m 827mm Ötztaler Alpen
• Gepatsch-Damm, 1770m 799mm Ötztaler Alpen
• St. Moritz, 1825m 809mm Bernina
• Bever 1710m 819mm Bernina

Die für diese Höhe geringen Werte sind weniger auf eine besonders verminderte Niederschlagshäufigkeit, als auf die geringen Niederschlagsmengen zurückzuführen.

6.2. Vergleich der Gletscher und deren Rückzugsverhalten

Für die Ötztaler Alpen wird für das Haushaltsjahr 1969 eine Gletscheranzahl von 208 mit einer Gesamtfläche von 173,77 km² ausgewiesen, im Gegensatz dazu verfügt die Bernina Gruppe (1973) über 87 Gletscher mit der Fläche von 84,76 km². Ebenfalls ist ein Unterschied im Rückzugsverhalten der Gletscher (1850 – "Gegenwart") zu beobachten. Mit einer Verlustfläche von 98 km² (36%) ist der Rückzug in den Ötztaler Alpen um einiges dramatischer als in der Bernina mit einer Verlustfläche von 34 km² bzw. 18 %. Die Gründe liegen einerseits in der unterschiedlichen Größe der beiden Vergleichsgebiete, dabei weisen die Ötztaler Alpen eine weitaus größere Fläche (2380 km²) als die Bernina (1305 km²) auf.

Andererseits ist das unterschiedliche Rückzugsverhalten, bezogen auf den prozentuellen Rückgang, durch eine differenzierte topographische Ausstattung zu begründen. Allgemein ist zu bemerken, daß kleinere Gletscher, deren Fläche (vor allem deren Akkumulationsgebiete) sich ursprünglich nur über ein sehr schmales Höhenintervall erstreckt, auf Schneegrenzerhöhungen weitaus sensibler reagieren als jene Gletscher, die über eine große Vertikalerstreckung und ausgeprägte Zungenbereiche verfügen. Große Gletscher müssen in diesem Fall ihre Ausdehnung in der Zungenregion im Verhältnis zu ihrer Gesamtfläche weniger stark reduzieren, während bei kleineren Gletschern ein Schneeegrenzanstieg eine wesentlich größere Reduktion der Nährgebietsfläche bewirkt. Ein viel stärkeres Abschmelzen der Ablationsgebiete ist somit die Folge (größere Fläche des Ablationsgebietes durch Ansteigen der Schneegrenze, dadurch auch Unterversorgung des Zehrgebiets). Diese Tatsache ist in diesem Fall insofern interessant, als die Bernina verglichen mit den Ötztaler Alpen über einen weitaus höheren Anteil an Talgletschern verfügt und so das geringere Rückzugsverhalten grundsätzlich zu erklären ist. Die Frage warum die Bernina Gruppe über weitaus mehr Talgletscher verfügt, ist wieder mit der klimatologischen Eigenheit der Ötztaler Alpen zu erklären, die inneralpine Abschirmung bewirkt - wie bereits angesprochen – eine verglichen mit der Bernina Gruppe Erhöhung der Schneegrenze bzw. quantitative Niederschlagsunterversorgung.

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