Kalben (Glaziologie)

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Als Kalben wird das Abbrechen größerer Eismassen von im Meer oder Binnengewässern endenden Gletschern bezeichnet.[1] Viele Definitionen des Begriffs beziehen auch Fälle ein, bei denen der Gletscher nicht im Wasser endet, aber das Eis in ähnlicher Weise mit nahezu senkrechter Bruchfläche vom Gletscher abbricht.[2] In den meisten Fällen findet der Vorgang jedoch bei im Wasser endenden Gletschern statt.[3] Dabei kann der Gletscher am Gletscherende auf dem Grund des Gewässers stehen oder auf diesem schwimmen. Typischerweise endet der Gletscher dabei in Form eines wenige Dutzend Meter hohen Eiskliffs, die Höhe kann aber auch bis zu 80 Meter betragen. In Binnengewässer kalbende Gletscher gibt es in nahezu allen vergletscherten Gebirgen der Welt, ins Meer kalbende Gletscher – sogenannte Gezeitengletscher – treten allerdings nur in höheren Breiten als 45° auf.[4] Der in dieser Hinsicht mit Abstand am meisten erforschte Gletscher ist der Columbia-Gletscher in Alaska.

Die abgebrochenen Blöcke werden zu Eisbergen. Dieser Prozess ist für einen Großteil des Massenverlusts des Inlandeises verantwortlich – über 90 Prozent der Ablation in der Antarktis und etwa die Hälfte in Grönland werden dadurch verursacht.[3] Durch das Kalben verliert ein Gletscher deutlich größere Eismengen pro Zeiteinheit als dies durch Schmelzvorgänge der Fall wäre, besonders deutlich wird dies bei sich vom Schelfeis ablösenden großen Tafeleisbergen. Aus diesem Grund ist das Verständnis dieses Prozesses für Voraussagen zur Entwicklung der Kryosphäre in Verbindung mit dem Klimawandel und der Prognose des Meeresspiegelanstiegs von entscheidender Bedeutung.[4]

Ursachen und relevante Faktoren[Bearbeiten]

Grundlegend für den Prozess des Kalbens ist, dass der Gletscher sich längst der Fließrichtung am Gletscherende streckt, da der Fließwiderstand durch Erreichen des Gewässers nachlässt. Durch die Längsstreckung selbst brechen weitere Spalten auf, zudem wird die destabilisierende Wirkung der aus dem höher gelegenen Verlauf des Gletschers „mitgebrachten“ Spalten auch durch die dünner gewordene Eisdecke verstärkt.[3]

Darüber hinaus wird das Kalben durch zahlreiche Faktoren beeinflusst, die wichtigsten sind folgende:

  • Schmelzvorgänge unter der Wasserlinie können das Gletscherende unterhöhlen. Diese hängen sowohl von Wassertemperatur und Strömung und damit der Menge der zugeführten Wärme ab, als auch von der Bewegungsenergie der Wellen.[3] Dies führt zum einen dazu, dass überhängende Teile abbrechen. Solche Schmelzvorgänge können zum anderen auch dazu führen, dass ein gänzlich unter der Wasserlinie liegender Teil des Gletschers abbricht und an die Oberfläche hochschnellt.[5]
  • Der Massenverlust durch Kalben ist bei Gezeitengletschern eine Größenordnung höher als bei im Süßwasser endenden Gletschern. Die Hauptursache hierfür ist, dass die Dichte des von Gezeitengletschern abgegebene Schmelzwasser sich von der des Meerwassers unterscheidet, was zu erheblicher Konvektion führt und somit den Wärmetransfer steigert.[6][7]
  • Die Fließgeschwindigkeit des Gletschers hat zwei wesentliche Einflüsse auf den Prozess des Kalbens: Solange das Gletscherende sich nicht wesentlich verlagert entspricht die Fließgeschwindigkeit des Gletschers näherungsweise der Kalbungsgeschwingkeit und bestimmt damit den Eisverlust pro Zeiteinheit. Zudem beeinflusst die Fließgeschwindigkeit entscheidend die Bildung von Spalten im Verlauf des Gletschers. Besonders deutlich wird dies bei Surge-Gletschern, bei denen sich die Fließgeschwindigkeit zeitweise signifikant erhöht. Als beispielsweise beim normalerweise mit niedriger Frequenz kalbenden Bering-Gletscher in Alaska 1993 die Surge-Front das Gletscherende erreichte, produzierte dieser auf einmal unzählige kleine Eisberge.[8][9]
  • Die Eistemperatur spielt eine Rolle, also ob es sich um einen temperierten, polythermalen oder kalten Gletscher handelt. Dies beeinflusst zum einen die Fließgeschwindigkeit, zum anderen ist kaltes Eis steifer und weniger plastisch verformbar. Von Bedeutung ist auch das Vorhandensein von Schmelzwasser an der Gletscheroberfläche, dieses kann die Vertiefung der Spalten erheblich beschleunigen.[3]
  • Die hydrographischen Merkmale des Mündungsgebiets können erheblichen Einfluss haben. Die Wassertiefe wirkt sich dabei auf zweierlei Weise aus, zum einen kommt der Gletscher mit mehr Wasser in Kontakt, was eine höhere Wärmeübertragung ermöglicht. Zum anderen erhöht sich in tieferem Wasser der Auftrieb des Eises, womit sich der Fließwiderstand verringert, was zur Längsstreckung führt und damit ebenfalls das Kalben begünstigt. Einen ähnlichen Einfluss hat, wenn ein Fjord breiter wird. Dies zeigt sich daran, dass Gletscher kaum über das Ende eines Fjords oder einer Bucht hinauswachsen können. Dagegen können Untiefen eine Art Ankerpunkt darstellen, an denen die Gletscherfront über lange Zeit stabil bleibt. Zu beachten ist, dass solche Untiefen durch Sedimente und Moränen gebildet werden können, also vom Gletscher selbst geschaffen werden.[10][9]

Modellierungsansätze für den Kalbungsprozess[Bearbeiten]

Da der Prozess des Kalbens für eine Großteil des Massenverlusts insbesondere des Schelfeises, des Inlandeises und vieler Gletscher verantwortlich ist, spielt es eine entscheidende Rolle bei Prognosen, die die Kryosphäre und den Meeresspiegelanstieg betreffen. Dabei scheint dieser Prozess nicht nur vom Klima abzuhängen, sondern eine gewisse Eigendynamik zu beinhalten, wobei es Indizien gibt, dass eine Klimaveränderung eine „Initialzündung“ darstellen und sich somit überproportional auswirken kann. Die Modellierung des Prozesses wird durch die zahllosen relevanten Faktoren erschwert und zudem auch dadurch, dass einige bislang nicht befriedigend gelöste andere glaziologische Probleme ebenfalls eine Rolle spielen, wie beispielsweise Voraussagen im Bereich der Übergangszone zwischen aufliegendem und schwimmendem Eis. Eine der Kernfragen bei der Modellierung ist, ob das Kalben von der Gletscherdynamik beeinflusst wird, also ob eine höhere Fließgeschwindigkeit eine höhere Kalbungsgeschwindigkeit verursacht, oder ob es umgekehrt ist, das heißt, eine erhöhte Fließgeschwindigkeit die Folge höherer Kalbungsverluste ist. Bei bisherigen Forschungen wurden beide Ansätze vorgeschlagen, bezeichnenderweise erfolgte dies sogar auf Basis der Daten desselben Gletschers, des Columbia-Gletschers, was Verzwicktheit des Problems unterstreicht. Es scheint somit, als müsste ein noch zu entwickelndes, umfassendes Modell auch die Gletscherdynamik einbeziehen. [7]

Für isolierte Fragestellungen wurden bereits einige einfachere Formeln vorgeschlagen. Eine wesentliche Größe ist die Kalbungsgeschwindigkeit (Calving rate), die üblicherweise als Differenz der Fließgeschwindigkeit am Gletscherende (V_T) und der Längenänderung (\Delta l) pro Zeiteinheit (\Delta t) definiert wird.[11]

V_K = V_T - \frac{\Delta l}{\Delta t}

Wenn das Gletscherende ortsfest ist, entspricht also die Kalbungsgeschwindigkeit der Fließgeschwindigkeit am Gletscherende.

Empirisch wurde ermittelt, dass sich die Kalbungsgeschwindigkeit nahezu proportional zur Wassertiefe (H_W) verhält, wenn die anderen Einflussfaktoren in ähnlichen Bereichen liegen.[4] Bei Analyse von 22 Gezeitengletschern in Alaska, Grönland und Spitzbergen wurde folgende Näherungsformel für die Kalbungsgeschwindigkeit (in Meter pro Jahr) entwickelt:[11]

V_K = 70 + 8,33 H_W

Da sich in Süßwasser endende Gletscher gänzlich anders verhalten, wurde für diese analog auf Basis von 21 Gletschern eine separate Formel ermittelt:[11]

V_K = 17,4 + 2,3 H_W

Die Eisdicke (H_E), ab der ein Gletscher nicht mehr auf dem Boden aufliegt sondern eine schwimmende Zunge ausbildet, kann auf folgende Weise in Abhängigkeit von der Wassertiefe (H_W) abgeschätzt werden:[3]

H_E < \frac{\rho_w}{\rho_e}H_W \approx 1,1 H_W

Dabei sind \rho_w und \rho_e die Dichten von Wasser bzw. Eis.

Literatur[Bearbeiten]

  • Douglas I. Benn, Charles R. Warren , Ruth H. Mottram: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. In: Earth Science Reviews 82, 2007, S. 143–179.
  • Roger LeB. Hooke: Principles of Glacier Mechanics. Second Edition. Cambridge University Press, Cambridge 2005, ISBN 0-521-83609-3

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Der Brockhaus. Wetter und Klima. Brockhaus, Leipzig/Mannheim 2009, ISBN 978-3-7653-3381-1, Seite 165
  2. Klaus K. E. Neuendorf: Glossary of Geology. Springer, Berlin 2010, ISBN 3-642-06621-6, Seite 93
  3. a b c d e f Kurt M. Cuffey, W. S. B. Paterson: The Physics of Glaciers. Fourth Edition Butterworth-Heinemnn, Burlington 2010, ISBN 0-12-369461-2, Seite 121–124
  4. a b c Charlese A. Warren: Calving Glaciers. In: Vijay P. Singh, Pratap Singh, Umesh K. Haritashya (Hrsg.): Encyclopedia of Snow, Ice and Glaciers. Springer, Dordrecht 2011, ISBN 978-90-481-2641-5, Seite 105f
  5. Benn et al.: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. Seite 156–159, siehe Literatur
  6. Hooke: Principles of Glacier Mechanics. Seite 31–34, siehe Literatur
  7. a b Benn et al.: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. Seite 144–147, siehe Literatur
  8. Benn et al.: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. Seite 154f, siehe Literatur
  9. a b Benn et al.: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. Seite 163–171, siehe Literatur
  10. Benn et al.: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. Seite 171–174, siehe Literatur
  11. a b c Benn et al.: Calving processes and the dynamics of calving glaciers. Seite 147f, siehe Literatur

Weblinks[Bearbeiten]