Kryosphäre II

Physische Geographie
Kryosphäre II
1) Sie sind imstande ein Diagramm mit den Grundbegriffen für Permafrost im
Gleichgewichtszustand zu zeichnen.
Permafrost oder Dauerfrostboden ist „dauernd gefrorener Boden“ – die Bodentemperatur bleibt
während mindestens zwei aufeinanderfolgenden Sommern bzw. während eines Jahres unter 0°C.
Permafrost kann Eis enthalten, wenn eingeschlossenes Wasser gefriert. Er kann aber auch
trocken sein und kein Eis enthalten. Permafrost wird in erster Linie über die negative Temperatur
definiert.
Für die Stabilität und das Verhalten von Permafrost im Klimawandel spielt der Eisgehalt jedoch
eine Rolle.
Temperaturen im Permafrost im Gleichgewichtszustand:
Im Winter wird mehr Kälte im Boden gespeichert, als die Sommerwärme ausgleichen kann. Der
Boden bleibt dadurch in der Tiefe ganzjährig kälter als 0°C.
Nur im obersten Teil, in der Auftauschicht,
steigt die Temperatur im Sommer über den
Gefrierpunkt (rote Linie).
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In der Tiefe des Permafrostkörpers steigt die
Temperatur aufgrund der Erdwärme wieder an.
----Wo die Bodentemperatur 0°C erreicht, hört der
Permafrost auf, die Permafrostbasis ist
erreicht.
Pro negatives °C an der Oberfläche reicht der
Permafrost etwa 50 m in die Tiefe. Im Fels der
höchsten Alpengipfel kann er bis über einen
Kilometer tief sein.
2) Sie können die thermische Reaktion von Permafrost auf einen stufenförmigen Anstieg
der Oberflächen-Temperatur schematisch darstellen (Phasen).
Der Einfluss von Temperaturänderungen auf Permafrostböden: wärmer und dünner.
Wenn ein Permafrostboden übers Jahr mehr Wärme erhält, so wird der Permafrostkörper wärmer
und dünner (vgl. Aufbau des Permafrosts). Doch der Wärmeeintrag muss mit dem Klimawandel
nicht unbedingt und nicht überall steigen, da unsicher ist, wie sich die Schneebedeckung und die
Niederschläge verändern werden.
Ist mehr Wärme vorhanden, so taut der Permafrost jeweils im Sommer tiefer auf. Im Winter gefriert
die Auftauschicht zwar wieder vollständig, aber der grössere Wärmeeintrag setzt sich langsam in
die Tiefe fort. Der Permafrostkörper beginnt im Laufe von Jahrzehnten von innen nach aussen (!)
zu schmelzen.
Erst im Zeitraum von Jahrhunderten stellt sich ein neues Gleichgewicht ein. Der Eiskörper ist
dünner und wärmer geworden.
Untenstehende Grafik zeigt die 4 Phasen A - D:
---
Legende:
T0 Oberflächentemperatur des Permafrostbodens im Winter vor einer Erwärmung (Minus-Grade)
Z Mächtigkeit des Permafrostbodens
h0 Mächtigkeit des Permafrostkörpers vor einer Erwärmung
T1 Oberflächentemperatur des Permafrostbodens nach einer Erwärmung (Minus-Grade)
h1 Mächtigkeit des Permafrostkörpers nach einer Erwärmung
3) Sie sind fähig ein Schema der Gletscher-/Permafrostverbreitung als Funktion von
Temperatur und Niederschlag zu zeichnen und maritime und kontinentale Verhältnisse
hinsichtlich der beiden Phänomene zu unterscheiden.
(vgl. Fig. 4.13, p. 59)
Gleichgewichtslinie: Grenze, welche die Bereiche mit positiver und negativer Massenbilanz von
Gletschern voneinander trennt. Unterhalb der GG-linie ist die Abschmelzung grösser als der
Zuwachs, d.h. Gletscherschwund oder negative Massenbilanz.
Ist z.B. ein Gletscher in einem kalten Gebiet (-8C), so braucht er relativ wenig Niederschlag, um
ein GG zu erhalten. Für einen Vorstoss (oder eine positive Massenbilanz) bräuchte er hingegen
mehr Niederschlag und nicht kältere Temperaturen. (maritime Verhältnisse?)
(Diercke Wörterbuch)
4) Sie kennen typische Schwundraten der Gletscher (Massenbilanz, Längenänderung,
Fläche, Volumen) im 20. Jahrhundert.
Massenbilanz: Zu- oder Abnahme der Eismenge eines Gletschers in einem bestimmten Zeitraum,
die sich aus der gesamten Schneeablagerung im Nährgebiet und der gesamten Abschmelzung im
Zehrgebiet ergibt.
Die Massenbilanz der Gletscher im 20. Jhd. ist trendmässig negativ (Schwund). Vgl. dazu Skript
Fig. 4.15, p. 60.
Dies bedeutet eine Längenänderung, die Gletscher werden kürzer, haben eine kleinere Fläche und
ein geringer werdendes Volumen (vgl. Skript, p.60, Fig.4.14 für Längenänderung).
5) Sie wissen, wie lange der Oetztaler Eismann vor seiner Entdeckung eingefroren war und
können den gegenwärtigen Stand der Gletscher im Vergleich mit vorindustriellen
Schwankungen der letzten Jahrtausende einordnen.
„Ötzi“ stammt aus der Jungsteinzeit (Neolithikum), d.h. er lebte vor ca. 3300 v. Chr. oder anfangs
der zweiten Hälfte des Holozäns.
In der zweiten Hälfte des Holozäns waren die Gletscher nie kleiner als heute. Das Klima hat
wahrscheinlich den „warmen“ Grenzbereich der vorindustriellen Schwankungen erreicht.
(wikipedia.de/ Skript p. 59)
6) Sie können die entscheidenden Einflüsse des Laurentischen (nicht laurentinisch!)
Eisschildes über Nordamerika auf das Meer und die Atmosphäre schildern.
Laurentischer Eisschild = kanadischer Schild (Laurentia); Urkontinent, der das Kernstück des
nordamerikanischen Kontinents bildet und Zentral- und Ostkanada, Teile der arktischen Inseln und
Grönland umfasste. Der Laurentische Eisschild war während den Eiszeiten grösser als die heutige
Antarktis. Grosse Mengen Meerwasser waren als Festlandeis gebunden.
Folgen:
- der globale Meeresspiegel sank bis max. 130m ab
- die Küstenlinie senkte sich dadurch, so dass die Einwanderung der Ureinwohner Amerikas über
die trockengelegte Beringstrasse ermöglicht wurde
- die atmosphärische Zirkulation wurde umgestaltet: Aufspaltung des pazifischen Jetstreams durch
den Laurentischen Eisschild (war so hoch?), Vereisung des Atlantiks durch den über die Arktis
umgelenkten Nordteil, extreme Auskühlung und Austrocknung Eurasiens(Permafrost und
Löss=Lockersediment in Mitteleuropa). (keine weiteren Erklärungen gefunden)
7) Der Unterschied zwischen eustatischen und isostatischen Meeresspiegeländerungen ist
Ihnen klar.
Eustatisch: Schwankungen des Meeresspiegels durch Massenverlagerungen des Wassers infolge
klimabedingter Änderungen des globalen Wasserhaushaltes mit Verschieben der Anteile
Wasser/Eis im globalen Klima- und Wasserhaushaltssystem (z.B. Eiszeit; grosse Mengen
gebundenes Wasser in Eis). Bei Vereisung sinkt der Meeresspiegel und umgekehrt.
Isostatisch: Ausgleichsbewegung; durch die enormen Eismassen während der Eiszeit senkte sich
die Erdkruste unter der Last. Das Abschmelzen der eiszeitlichen Eiskappen und Eisschilde löste
isostatische Ausgleichsbewegungen aus, d.h. die Erdkruste hebt sich nach der Entlastung wieder
an. Dieser Prozess dauert bis heute an wegen der verzögerten Reaktion (z.B. das Wiederanheben
der Erdkruste auf Skandinavien bis jetzt 300m!; vgl. Skript p. 64, Fig. 4.20).
(Diercke Wörterbuch; physische Geographie p. 131ff.)
( der Begriff isostatische Meeresspiegeländerung existiert nicht; es geht vielmehr um das Prinzip
der Isostasie grundsätzlich, oder???)
8) Sie wissen, was Eisbohrkerne aus den polaren Eisschilden über die Geschichte des
globalen Treibhauseffektes aussagen.
Eisbohrkerne liefern Informationen über die Atmosphärengeschichte:
Die Gletscher Grönlands, der Antarktis und der Hochgebirge entstanden über lange Zeiträume
hinweg. Schicht auf Schicht erweiterten sich die Eispanzer mit jedem Schneefall.
Während des Fallens "säubert" der Schnee die Atmosphäre von den in ihr enthaltenen
Spurenstoffen und deponiert sie auf der Oberfläche von Eis oder Firn. So entsteht ein mehr oder
weniger direktes Abbild der Bedingungen in der Atmosphäre und des Klimas.
Aus den Konzentrationen der Wasserisotope werden Temperaturen rekonstruiert, Spurenstoffe
helfen bei der Datierung und die im Eis eingeschlossene Luft gibt Auskunft über die
Zusammensetzung der Atmosphäre und beispielsweise den Gehalt an Treibhausgasen.
Die Chronisten der Klimageschichte können sich im Idealfall buchstäblich durch die Jahreszeiten
hindurchzählen: In den oberen 500 Metern der grönländischen Eisdecke zum Beispiel enthält jeder
Meter den Niederschlag von fünf Jahren. Die älteren Jahreslagen sind unter dem zunehmenden
Druck stärker komprimiert, so daß in 1500 Metern unter der Oberfläche in jedem Meter Eis
Informationen aus 20 Jahren dokumentiert sind (www.g-o.de).