Gletscherverhalten als klimatische Information Auswirkungen von

Bayerisches Klimaforschungsprogramm

BayFORKLIM

Bayerischer Klimaforschungsverbund

Gletscherverhalten als klimatische Information Auswirkungen von Klimaänderungen auf den Wasserhaushalt alpiner, teilweise vergletscherter Gebiete

Abschlußbericht zu den Projekten A II 2 und H2

Heidi Escher-Vetter, Markus Weber, Ludwig N. Braun

Bayerische Akademie der Wissenschaften Kommission für Glaziologie München

Dezember 1998

Zusammenfassung Die Arbeitsgruppe der Kommission für Glaziologie der Bayerischen Akademie der Wissenschaften bearbeitete im Rahmen von BayFORKLIM zwei Fragestellungen aus dem Bereich der Glaziologie und Hydrologie am Beispiel zweier klimatisch unterschiedlicher Regionen in den bayerischen und in den Zentralalpen. In der ersten Phase wurden die beobachteten Gletscherveränderungen dokumentiert und bezüglich ihrer Langzeitspeicherwirkung analysiert; im Mittelpunkt der zweiten Phase stand das Abflußverhalten aus diesen alpinen Gebieten und seine Beeinflussung durch die jeweiligen Physiographien und Witterungsbedingungen. Die Methoden, die dabei zum Einsatz kamen, waren zunächst die statistische Analyse von vorliegenden Zeitreihen von Lufttemperatur, Niederschlag und Schneebedeckung in den bayerischen Alpen; hiermit wurden bereits vorhandene Trends ermittelt. Der Einsatz zweier Modelle mit unterschiedlicher Architektur ermöglichte die Berechnung von Abflußzeitreihen im Zeitschritt von Tagen (konzeptionelles Modell) und Stunden (physikalisches Modell) und deren Vergleich mit gemessenen Werten. In den vergangenen 150 Jahren sind die Gletscher in Bayern ebenso wie die der Zentralalpen stark zurückgegangen. Dies korrespondiert mit den Analysen der meteorologischen Daten der Station Zugspitze über die vergangenen 100 Jahre, die eine Erwärmung von etwa 0.5 K liefern, wobei vor allem in den letzten 15 Jahren ein deutlicher Temperaturanstieg im Winter auftrat. Bei den Niederschlagssummen der Stationen Berchtesgaden und Garmisch-Partenkirchen ergibt sich dagegen kein einheitlicher Trend für den Zeitraum seit 1900. Die seit 1960 vorliegenden Zeitreihen der Schneedecke jedoch zeigen in allen Höhenlagen seit 1980 eine Abnahme dieses saisonalen Speichers. Mit dem konzeptionellen Modell wurden Sensitivitätsstudien des Abflusses in Abhängigkeit von vorgegebenen Klimaszenarien durchgeführt. Die dort gewählten Randbedingungen, die einer Klimaveränderung auf der Basis einer CO2-Verdopplung entsprechen, wirken sich sehr unterschiedlich auf den Wasserhaushalt der bayerischen und der Zentralalpen aus. Die Abflüsse aus den im Höhenbereich von weniger als 3000 m ü.NN gelegenen bayerischen Einzugsgebieten reagieren vor allem auf Niederschlagsänderungen, dagegen nur unwesentlich auf Temperaturerhöhungen, weil diese zu den Jahreszeiten zu erwarten sind, in denen die Schneedecke bereits abgebaut ist. Im Gegensatz dazu können in den stark vergletscherten Einzugsgebieten der Zentralalpen die sommerlichen Abflüsse zunächst sehr hoch ausfallen, vor allem nach ununterbrochenen Sequenzen von starken Schwundjahren, die eine maximale Ausdehnung der aperen Gletscherflächen zur Folge haben. Modellrechungen mit einem physikalischen Ansatz erklären in diesem Fall das bereits beobachtete Ansteigen der Tagesschwankungen im Abfluß mit einer erhöhten Disposition zu Hochwässern v.a. bei Zusammentreffen von Eisschmelze und sommerlichen Starkregen. Falls sich die hohen Massenverluste aus den neunziger Jahren über weitere Jahrzehnte fortsetzen, wird die Ausdehnung der Gletscher weiterhin abnehmen. Mit dieser Entwicklung werden auch die Abflußspenden graduell zurückgehen, und beim endgültigen Verschwinden der Gletscher werden die sommerlichen Abflüsse stark reduziert. Obwohl die hier gewonnenen Erkenntnisse auf nicht vollständig gesicherten Klimaprognosen beruhen, ist die Wahrscheinlichkeit für ein Eintreffen der geschilderten Entwicklung doch so hoch, daß unverzüglicher Handlungsbedarf in Hochwasserschutz, Energie- und Wasserversorgung besteht. Obschon Bayern selbst keine bedeutenden Gletscher mehr besitzt, ist es doch durch die zurückgehende Wasserspende aus den Zentralalpen direkt betroffen. Daher ist bereits jetzt die Zusammenarbeit mit allen betroffenen Länder und Institutionen anzustreben, nicht nur um die möglicherweise kurzfristigen ökonomischen Vorteile bei der Wasserversorgung zu nutzen, sondern auch um auf die anstehenden wirt schaftlichen und ökologischen Veränderungen reagieren zu können, welche in nicht allzu ferner Zukunft zu erwarten sind.

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Inhaltsverzeichnis ZUSAMMENFASSUNG

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INHALTSVERZEICHNIS

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1. ZIELSETZUNG

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2. METHODEN

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3. ERGEBNISSE

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3.1 Aspekte der Abflußbildung in alpinen Gebieten

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3.2 Variabilität und Trends von Klimaparametern 7 3.2.1 Temperatur und Niederschlag bayerischer alpiner Stationen während der letzten 100 Jahre 8 3.2.2 Variation der Schneedecke als saisonaler Speicher 9 3.2.3 Gletscher als Langzeitspeicher und Klimaindikatoren 10 3.3 Abfluß 11 3.3.1 Charakterisierung der Untersuchungsgebiete und Einfluß der Physiographie auf den Abfluß 11 3.3.2 Einfluß der Schneedecke auf den Abfluß 12 3.3.3 Einfluß der Gletscher auf den Jahresgang des Abfluß 13 3.3.4 Sensitivität der Abflußgenese auf vorgegebene Witterungsabläufe 13 3.3.5 Tageszeitliche Variationen in Gletscherabfluß 13 3.4 Auswirkungen von Klimaänderungen auf den Abfluß alpiner Einzugsgebiete

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4. FOLGERUNGEN

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5. FORSCHUNGS- BZW. HANDLUNGSBEDARF

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DANKSAGUNG

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LITERATUR

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VERZEICHNIS DER ABBILDUNGEN

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ABBILDUNGSTEIL

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VOLLSTÄNDIGE PUBLIKATIONSLISTE

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1. Zielsetzung Ziel der hier vorgestellten Arbeiten ist es, die folgenden zwei Fragen zu beantworten: • Wie können Klimaveränderungen anhand von Gletscherbeobachtungen belegt werden? • Welche Auswirkungen haben vorgegebene Klimaszenarien auf das Abflußverhalten alpiner, teilweise vergletscherter Gebiete? Zu diesem Zwecke wurden im Rahmen des interdisziplinär ausgerichteten Bayerischen Klimaforschungsprogrammes BayFORKLIM an der Kommission für Glaziologie der Bayerischen Akademie der Wissenschaften zwei inhaltlich eng verzahnte Projekte im Bereich H (Hydrologie / Hydrometeorologie) bearbeitet. In der ersten Förderungsphase - 1991 bis 1994 - lag der Schwerpunkt der Arbeiten auf der Untersuchung „Gletscherverhalten als klimatische Information“, in der zweiten Phase - 1995 bis 1998 - wurde der Themenbereich auf „Auswirkungen von Klimaänderungen auf den Wasserhaushalt alpiner, teilweise vergletscherter Gebiete“ ausgedehnt.

2. Methoden Zur Beantwortung der oben angeführten Fragen wurde nach folgendem Schema vorgegangen:

5 Im Mittelpunkt der Forschungsarbeiten steht die Reaktion von Gletschern und vom Abfluß alpiner Einzugsgebiete auf das Klima. Das Verhalten der Gletscher wird hierbei durch Monitoring, die bereits erfolgte Änderung des Klimasignals anhand von Trendanalysen ausgewählter Klimaparameter über die letzten 100 Jahre dokumentiert. Auswirkungen möglicher zukünftiger Klimaänderungen auf den Wasserhaushalt ergeben sich aus Abflußmodellierungen, die auf Klimaszenarien der Modellgruppen von BayFORKLIM basieren. Im einzelnen wurden vor allem folgende Schwerpunkte bearbeitet:

Klimaanalyse •

Lufttemperatur, Niederschlag und Schneehöhe in der Region Bayerische Alpen wurden einer Trendanalyse unterzogen.

Monitoring •

Im Einzugsgebiet des Vernagtferners wurden durch Fortführung der Langzeitbeobachtungen die Veränderungen der Massenbilanz des Gletschers sowie die klimatologischen und hydrologischen Bedingungen analysiert.

•

Mit Hilfe einer universell einsetzbaren Meßkamera wurden durch wiederholte Befliegungen des Gebietes der Zugspitze, des Nationalparks Berchtesgaden und des hinteren Ötztals die bayerischen Gletscher und ausgewählte Ostalpengletscher (z.B. Vernagtferner) aufgenommen und kartographisch dargestellt.

Abflußmodellierung •

Die Abflußbildung in alpinen Gebieten, insbesondere die Rolle der Gletscher als Langzeitspeicher und der Schneedecke als saisonaler Speicher, wurde anhand eines konzeptionellen (HBV3-ETH9) und eines physikalischen Modells (PEV) untersucht.

Auswirkungen von Klimaänderungen •

Basierend auf Resultaten der Projektgruppen „Klimamodellierung“ des Institutes für atmosphärische Umweltforschung IFU Garmisch-Partenkirchen und des Deutschen Zentrums für Luft- und Raumfahrt DLR Oberpfaffenhofen wurden die Auswirkungen von vorgegebenen Klimaveränderungen (Verdoppelung der Kohlendioxidkonzentration) auf die Wasserführung ausgewählter Flüsse anhand von Abflußmodellierungen für unterschiedliche alpine Einzugsgebiete in Bayern und Österreich abgeleitet.

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3. Ergebnisse 3.1 Aspekte der Abflußbildung in alpinen Gebieten Die wichtigste Wasserhaushaltskomponente alpiner Einzugsgebiete ist der Abfluß, denn er stellt die Reaktion des hydrologischen Systems auf die Gesamtheit aller Einflußgrößen dar. Dabei sind Variationen in den mittleren Abflußwerten ebenso von Bedeutung wie die Menge und Häufigkeit einzelner (Extrem-) Ereignisse. Ein jahreszeitlich verschobenes Wasseraufkommen kann beispielsweise eine veränderte Bewirtschaftung landwirtschaftlicher Flächen oder von Speicherkraftseen erzwingen, extreme Abflußmengen auf Grund maximalen Niederschlags- oder Schmelzwasseranfalls können diese stark beeinträchtigen, ja sogar alle Bereiche des menschlichen Lebens in den betroffenen Gebieten gefährden. Aus diesen Gründen ist die Untersuchung der Auswirkungen eventueller Klimaänderungen auf das Abflußgeschehen keinesfalls nur von akademischer Bedeutung. Um diese Frage zumindest in Teilaspekten zu beantworten, müssen die sehr komplexen Kopplungsmechanismen der Prozesse betrachtet werden, die letztlich den Abfluß eines Einzugsgebietes bestimmen. Abb.1 zeigt, daß der Abfluß eines bestimmten Einzugsgebietes durch Prozesse mit sehr unterschiedlichen räumlichen und zeitlichen Skalen bestimmt wird. Lang- und mittelfristig wirksame Komponenten wie das Klima oder das Vorhandensein von Gletschern prägen den Abfluß ebenso wie die Witterung oder die Schneedecke. Eine Schneedecke bildet sich im Gebirge zumindest temporär aus, wirkt als Speicher und beeinflußt damit zeitlich die Abflußspende. So resultiert aus den Szenarien der regionalen Klimamodelle beispielsweise ein mögliches Ansteigen der Schneefallgrenze in den bayerischen Alpen um ca. 200 m bis zum Jahr 2050. Dieses vermindert je nach FlächenHöhen-Verteilung des Einzugsgebietes den Einfluß des Schneedeckenspeichers unter Umständen beträchtlich. Der durch flüssigen Niederschlag verursachte Anteil des Abflusses nimmt zu, der durch Schneeschmelze gespeiste dagegen ab. Ebenso können Abflüsse aus vergletscherten Gebieten ihre Struktur ändern, da Gletscher ein langfristiges Reservoir für die Abflußspende darstellen. Bei der oben erwähnten Klimaentwicklung wird zunächst der Abfluß aus dem vergletscherten Bereich ansteigen durch zunehmende Abschmelzung, dann aber mit abnehmender Gletscherfläche geringer werden, bis die Gletscher bei ihrem völligen Verschwinden überhaupt keinen Abflußbeitrag mehr liefern. Entsprechend zu diesen Vorgängen würde sich auch der Abflußhydrograph solcher Gebiete ändern. Darüber hinaus wird der Abflußverlauf von den Änderungen der hydrologischen und geomorphologisch-physiographischen Eigenschaften des Einzugsgebietes modifiziert. Dabei ist zunächst der Gebietseinfluß auf die Abflußbildung zu berücksichtigen. Dieser äußert sich vor allem in den physiographischen Parametern, welche die hydrologischen Eigenschaften prägen, wie etwa Gesamtfläche, Höhenerstreckung, Flächen-HöhenVerteilung und Neigungs- bzw. Richtungsverteilung der Hänge, daneben auch die Oberflächenbeschaffenheit (Vegetation, Vergletscherungsgrad) sowie die Beschaffenheit des Geländes. Diese Parameter sind zwar weitgehend als stationär zu betrachten; sie bestimmen aber durch ihre Speichereigenschaften die Grundcharakteristiken des Abflußhydrographen, insbesondere dessen Reaktionszeit auf Änderungen der Witterung und des Klimas. Als Beispiel hierfür sei auf die unterschiedliche Struktur der Abflußhydrographen in den benachbarten Einzugsgebieten Wimbach und Klausbach im Nationalpark Berchtesgaden hingewiesen (s. Abb. 13 in Abschn. 3.3.1). Durch unterschiedli-

7 che Speichereigenschaften werden die wetterbedingten Schwankungen der Abflußspende im Wimbachtal sehr stark gedämpft, während sie im Klausbachtal deutlich in Erscheinung treten. Eine Änderung der Wetterparameter wird also schon aus diesem Grund in beiden Einzugsgebieten unterschiedliche Auswirkungen haben. Primär ist allerdings die Abflußgenese vom aktuellen Wetter abhängig. Da globale, aber auch regionale Klimamodelle im wesentlichen nur Veränderungen der langfristigen Mittelwerte der Lufttemperatur und der Summen des Niederschlags in Abhängigkeit von Treibhausgas-Zunahme-Szenarien prognostizieren, können damit zwar Szenarien zur Klimaänderung, bestenfalls Änderungen von Witterungscharakteristiken abgeleitet werden; Informationen zum zukünftigen Wetterablauf sind darin nicht enthalten. Im Rahmen des vorliegenden Forschungsprojekts konnte daher in erster Linie nur der Einfluß der dem Abfluß vorgeschalteten Speicher in Form der Schneedecke und - soweit vorhanden der Gletscher in sehr unterschiedlichen Einzugsgebieten untersucht werden. Die komplexen Wirkungsketten für die Abflußgenese sind zweckmäßig mit geeigneten hydrologischen Modellen zu beschreiben, die je nach der betrachteten Zeitskala das Verhalten der temporären Schneedeckenspeicher und des Gletschers unterschiedlich detailliert erfassen. Daher werden in der Studie zwei Modelltypen, nämlich ein physikalischer und ein konzeptioneller verwendet. Die hier dargestellten Modellanalysen stellen keine Prognosen im eigentlichen Sinn dar, da der zukünftige Wetterverlauf nicht bekannt ist. Sie ermöglichen es aber, anhand typischer Beispiele die unterschiedlichen Reaktionen des Abflusses in ausgewählten Gebieten auf deutlich differenzierte Wetterabläufe zu diskutieren und damit zumindest indirekt eine Aussage für den Trend in der Zukunft zu liefern.

3.2 Variabilität und Trends von Klimaparametern Die im vorliegenden Projekt behandelten Fragestellungen liegen im Umfeld der wissenschaftlichen und öffentlichen Diskussion über mögliche Veränderungen des globalen bzw. lokalen Klimas auf Grund anthropogener Aktivitäten. Zu dieser Thematik wurden insbesondere anhand von Klimamodellen eine Vielzahl von Klimaszenarien erstellt, die überwiegend eine allmähliche Erwärmung der unteren Troposphäre im Laufe der nächsten Jahrzehnte von bis zu 5 K und für Mitteleuropa eine Zunahme des Niederschlags im Rahmen von 10% bis 50% prognostizieren (IPCC 1995). Die aus diesen globalen Modellen gewonnenen Informationen sind bezüglich der räumlichen und zeitlichen Auflösung für ein Gebiet von der Größe Bayerns unzureichend. Deshalb wurden in den letzten Jahren - ähnlich wie im Rahmen des Nationalen Forschungsprogramms NFP31 in der Schweiz (Rotach et al., 1997) - innerhalb des Bayerischen Klimaforschungsprogramms BayFORKLIM regionale Klimamodelle für Bayern und den österreichischen Alpenraum entwickelt, die konkretere Angaben zu Änderungen der Klimagrößen Temperatur und Niederschlag speziell in diesen Regionen erwarten lassen. So zeigen die Modellsimulationen mit MM5/MCCM (Grell et al., 1998) bei einer CO2Verdopplung relativ zu den Verhältnissen der frühen achtziger Jahre eine generelle Erwärmung. Diese beträgt im Winter nur moderate 1 bis 2 K, in den Sommermonaten dagegen mehr als 5 K. Für den Niederschlag ergibt sich eine leichte Zunahme im Winter. Die Anzahl der Tage mit Schneefall steigt zwar im Alpenvorland, durch den Anstieg der Nullgradgrenze um ca. 100 bis 200 m Meereshöhe bleibt jedoch die Schneedeckendauer in etwa konstant. Für den Sommerniederschlag ist eine generelle Aussage schwieriger; gesichert erscheint, daß der konvektive Anteil der Niederschläge im Alpenraum zunimmt.

8 Im Flachland ist eher mit eine Abnahme der Tage mit Starkniederschlag zu rechnen (Heimann et al., 1998).

3.2.1 Temperatur und Niederschlag bayerischer alpiner Stationen während der letzten 100 Jahre Vor diesem Hintergrund ist es erforderlich, den Trend dieser die Abflußgenese primär bestimmenden Klimaparameter in den letzten hundert Jahre in der Region zu betrachten. Dies erfolgt anhand von Meßserien der Deutschen Wetterdienst-Stationen Zugspitze, Wendelstein, Garmisch-Partenkirchen und Berchtesgaden, wobei die Daten der Station Zugspitze (2962 m ü.NN), Deutschlands höchster Meßstelle, in erster Näherung die Verhältnisse in der freien Atmosphäre und damit die großräumige Entwicklung im Untersuchungsgebiet repräsentieren. Abb.2 gibt am Beispiel der Temperatur- und Niederschlagsreihen der Stationen Zugspitze und Berchtesgaden die Sommerhalbjahr-, Winterhalbjahr- und Jahresmittelwerte während der letzten hundert Jahre wieder. Der Trend wird durch Filterung über 9 Jahre verdeutlicht. Über den Gesamtzeitraum ist der Temperaturanstieg von etwa 0.5 K in Übereinstimmung mit der weltweit beobachteten Erwärmung in den letzten hundert Jahren. Auffällig sind die relativ langen Perioden mit sehr geringen mittleren Erwärmungsraten, unterbrochen von jedoch jahreszeitlich nicht unbedingt synchron auftretenden wärmeren und kühleren Perioden. In den letzten fünfzehn Jahren sorgt für die Zugspitze (Abb. 2a) ein deutlicher Temperaturanstieg im Winter, der zu den höchsten bisher gemessenen Winterwerten im Zeitraum 1989/90 führt, in Verbindung mit einer etwas weniger ausgeprägten Zunahme im Sommer für einen Anstieg der Jahresmitteltemperatur um mehr als 1 K seit Beginn der achtziger Jahre. Ähnlich wie die Lufttemperatur auf der Zugspitze zeigt die Niederschlagsreihe der Talstation Berchtesgaden (550 m ü.NN) (Abb.2b) im Winter eine Zunahme über den Gesamtzeitraum. Die Entwicklung des Jahresniederschlags jedoch wird geprägt von den Sommerhalbjahresmitteln. Diese weisen nicht nur höhere Mengen, sondern auch stärkere Variationen auf als die Winterhalbjahresmittel. Insgesamt ergibt dies - im Gegensatz zur Lufttemperatur - keinen einheitlichen Trend, sondern führt zu einer Abnahme des Jahresniederschlags seit Anfang der sechziger Jahre. Da die Berchtesgadener Reihe nur bis 1994 vorliegt, wurden die Garmischer Messungen von 1. Januar 1960 bis 30. April 1998 zusätzlich angegeben, sie zeigen in etwa den gleichen Verlauf. Bei den in Abb.2c dargestellten prozentualen Abweichungen der Niederschlagssummen erkennt man gut den Variationsbereich der Einzel- wie der Mittelwerte. So fielen im Winterhalbjahr 1947/48 etwa 70 % mehr Niederschlag als im Mittel der Winterhalbjahre 1960 bis 1989. Mit einer höheren zeitlichen Auflösung zeigt Abb.3 den Trend der Monatsmittelwerte von Lufttemperatur an der Station Zugspitze und Niederschlag an der Station Berchtesgaden. Die hier dargestellte Häufung heißer Juli- und Augustmonate seit 1980, gekoppelt mit dem Ausbleiben niedriger Temperaturen im Hochwinter belegen den bei den Jahresmitteln bereits diskutierten Trend in der Lufttemperatur. Dagegen zeigt die Niederschlagsverteilung über das Jahr keine auffällige Häufung extrem niederschlagsreicher oder -armer Perioden; allenfalls könnte in den dreißiger und frühen vierziger Jahren ein erhöhter Niederschlag festgestellt werden, der vor allem durch die größere Niederschlagsmenge im Oktober verursacht ist.

9 In Abb.4 sind die absoluten bzw. prozentualen Abweichungen der eben diskutierten Größen vom langjährigen Mittel 1960 bis 1989 dargestellt. Sie belegen, daß die Herbstmonate des zweiten, z.T. auch des vierten Jahrzehnts des 20. Jahrhunderts an der Station Zugspitze um etwa 2 K kälter gegenüber dem Mittel waren, die Hochwintermonate Januar und Februar seit Ende der achtziger Jahre dagegen um bis zu 3 K wärmer. Im Vergleich zum langjährigen Niederschlagsmittel heben sich nur die Monate September und Oktober der dreißiger Jahre und die Hochwintermonate der späten vierziger Jahre durch überprozentuale Niederschläge in Berchtesgaden hervor, im übrigen zeigen die Niederschlagswerte keinen einheitlichen Trend. Insgesamt zeigt die hohe Variabilität dieser über 9 Jahre zentriert gleitend gemittelten Größen die Bandbreite der registrierten Variationen auf, man erkennt, daß sie in den letzten hundert Jahren in der Größenordnung von 15% bis 20% beim Niederschlag lagen, bei den Temperaturen betrug sie ca. ±1 K. Der Vergleich mit den in Abschnitt 2 beschriebenen Modellszenarien von MM5/MCCM zeigt allerdings, daß die bisher registrierten Spannbreiten noch deutlich unter den modellierten liegen und insbesondere die Entwicklung zu stärkerer Erwärmung derzeit eher im Winter als im Sommer belegen.

3.2.2 Variation der Schneedecke als saisonaler Speicher Die Temperaturzunahme bei uneinheitlicher, keinen klaren Trend zeigender Niederschlagsentwicklung (vgl. Abb.2b, Werte von Garmisch-Partenkirchen) verringert den Schneeanteil am Niederschlag. Dies ist deutlich aus der für drei Stationen seit 1960 gemessenen mittleren monatlichen Schneehöhe ersichtlich (Abb.5). An der höchstgelegenen Meßstelle, dem Schneemeßfeld (2650 m ü.NN) auf dem Nördlichen Schneeferner im Zugspitzplatt, wurden noch in den siebziger und frühen achtziger Jahren Schneehöhen von mehr als 4 m über die Hälfte des Jahres gemessen; diese Zeitspanne reduziert sich auf ein bis zwei Monate seit Ende der achtziger Jahre. Ein ähnlicher Trend ist auf dem Wendelstein (1835 m ü.NN) zu beobachten. Auch hier liegen die mittleren monatlichen Schneehöhen seit 1990 mit maximal 150 - 200 cm nur noch in einem Monat deutlich unter den Werten der sechziger Jahre. Auch die Station Garmisch-Partenkirchen zeigt diese Entwicklung; hier treten inzwischen bereits Jahre (1988/89, 1989/90) ohne nennenswerte Schneedecke (d.h. kleiner als 10 cm) auf. Für die Abflußentstehung maßgeblich ist aber weniger die Schneehöhe als vielmehr das zeitlich sich verändernde Wasseräquivalent der Schneedecke. Dieser Parameter kann experimentell nur mit hohen Aufwand flächendeckend bestimmt werden. Aus diesem Grund kommt im folgenden das HBV3-ETH9-Modell (Braun und Renner, 1992) zum Einsatz, ein konzeptionelles Niederschlag-Abfluß-Modell auf der Basis von Tagesschritten. Die Gebietsinformation wird durch die Flächen-Höhen-Verteilungen für drei Expositionsklassen (Nord, Süd, Ost-West-Horizontal) eingebracht, wobei die Höhenauflösung 200 m beträgt. Das Hauptaugenmerk der Modellierung liegt auf dem Schneedeckenauf- und abbau in den jeweiligen Höhenstufen und Expositionen. Das Modell wird angetrieben durch die an einer repräsentativen Meßstelle erfaßten Tageswerte von Lufttemperatur und Niederschlag, auf deren Grundlage die entsprechenden Größen für die jeweiligen Höhenstufen extrapoliert werden. Aus diesen "Modelltemperaturen" wird der aktuelle Aggregatzustand des Niederschlags und gegebenenfalls die Schneeschmelzrate bestimmt. Ausgehend von der anfänglichen Verteilung wird die Entwicklung des Wasseräquivalents der Schneedecke entsprechend der Witterung fortgeschrieben. Abb. 6 zeigt am Beispiel eines schneereichen und eines schneearmen Jahres die modellmäßige Entwicklung des Wasseräquivalents der Schneedecke für das Klausbachgebiet im Nationalpark Berchtesgaden (Lage siehe Abb.12a). Im schneereichen Winter

10 1981/82 hat sich vor allem im Höhenbereich von 1200 bis 1800 m ü.NN eine Schneedecke von 800 bis 900 mm Wasseräquivalent aufgebaut; der Unterschied zum schneearmen Winter 1993/94 ist in dieser Höhenlage besonders klar ersichtlich. Ein Vergleich mit gemessenen Daten (Nationalparkverwaltung Berchtesgaden) aus dem Jahr 1993/94 zeigt, daß für die Höhenlage von ca. 1400 m die Akkumulation der Schneedecke zufriedenstellend simuliert wird, daß aber während der Schmelzphase in diesem Fall die Größe des Schneedeckenspeichers unterschätzt wird.

3.2.3 Gletscher als Langzeitspeicher und Klimaindikatoren Während die alpine Schneedecke im wesentlichen während des Frühjahrs und der Sommermonate abgebaut wird und als Abfluß im laufenden hydrologischen Jahr in Erscheinung tritt, wirken Gletscher als Langzeitspeicher von Wasser und können in Jahren mit überwiegend positiver Massenbilanz erhebliche Wassermengen zurückhalten. Eine Reihung von Jahren mit überwiegend negativen Massenbilanzen kann zu starker Abschmelzung bis hin zu ausgeprägten Flächenverlusten der Gletscher führen; so zeigen Abb. 7 und 8, daß die Gletscher auf dem Zugspitzplatt seit dem Hochstand in der Mitte des letzten Jahrhunderts auf ca. 1/5 der ursprünglichen Fläche geschrumpft sind, während Vernagtferner und Höllentalferner ca. 40% an Fläche verloren haben. Kartierungen mit der aus diesem Forschungsprojekt finanzierten Vermessungskamera Linhof Metrika zeigen, daß sich die Oberfläche des Nördlichen und Südlichen Schneeferners sowie des Höllentalferners innerhalb 8 Jahren um bis zu 9 m gesenkt hat (Abb.9a-9c); die wenigen Stellen mit Höhenzunahme sind insbesondere beim Nördlichen Schneeferner durch anthropogene Einflüsse (Präparierung von Skipisten) zu erklären. Um diese Entwicklung nachzuvollziehen, wurde eine Modellierung der Energiebilanz im Zugspitzgebiet durchgeführt (Arck und Escher-Vetter, 1997). Dabei wurden die Daten vom Sommer 1990 benutzt, um eine für mittlere Abschmelzverhältnisse charakteristische Energieverteilung der Gletscherflächen zu berechnen. Für die Gletscherflächenverteilung, wie sie im Jahr 1856 vorlag (vgl. Abb.8), zeigt Abb. 10 die Energieumsätze und damit die verfügbare Schmelzenergie als Monatsmittel für den August. Danach liegen hohe Energieangebote im Bereich des Östlichen und des Südlichen Schneeferners, d.h. auf Eisflächen, die inzwischen ganz oder nahezu verschwunden sind. Ein stärkeres Zurückgehen des Nördlichen Schneeferners trotz hohen Energieangebots wurde u.U. verhindert durch fallweises Herantransportieren von Schnee aus der Umgebung und die bereits erwähnte Pistenpräparation, dagegen ist das vergleichsweise geringe Schrumpfen des Höllentalferners trotz sehr hohen Energieangebots auf die bessere Ernährung durch Lawinenschnee zurückzuführen, die auf dem Platt nicht gegeben ist und bei der Ablationsmodellierung nicht mit erfaßt wird. Unter den aktuellen Klimabedingungen, charakterisiert durch das Jahr 1992/93, zeigt die Modellierung der Gletschermassenbilanzen des Vernagtferners mit Hilfe des HBV3ETH9-Modells (s. Abschnitt 3.2.2) in Übereinstimmung mit der Messung, daß dieser Gletscher derzeit erst oberhalb von ca. 3400 m ü.NN, d.h. knapp unterhalb der höchsten Geländeerhebungen, an Masse gewinnt (Abb.11a). Im Bereich des Wimbachtals (Nationalpark Berchtesgaden) zeigen die Modellrechnungen für dasselbe Haushaltsjahr potentielle Massengewinne nur oberhalb von ca. 2400 m (Abb.11b), d.h. mehrere hundert Meter höher als die oberste Begrenzung von Blaueis und Watzmanngletscher. Sollten diese Klimabedingungen über Jahrzehnte fortdauern, würde der Massenschwund dieser Gletscher unvermindert fortgeführt und das Verschwinden der bayerischen Gletscher bewirken. Demgegenüber ergibt die Modellrechnung unter den Klimabedingungen des Jahres 1977/78 klare Massengewinne der Gletscher: für den Vernagtferner liegt die Gleichge-

11 wichtslinie (in Übereinstimmung mit der Messung) bei etwa 3000 m ü.NN (Abb.11c), im Bereich des Wimbachtals im Höhenintervall 2200-2300 m ü.NN, so daß sich im Bereich des Blaueis in der oberen Hälfte des Gletschers Massengewinne ergeben (Abb.11d). Dies ergibt sich auch aus einer weiteren, auf sehr einfachen, stationären Verhältnissen beruhenden Bestimmung der Anzahl von Gletschern in Bayern (Glazirin und EscherVetter, 1998). Hier wird mit Hilfe empirischer, ursprünglich für Zentralasien bestimmter Beziehungen die Höhenlage der Gleichgewichtslinien im Bayerischen Alpengebiet aufgrund des Schneedeckendauer berechnet. Trotz der sehr einfachen Anpassungen der multifaktoriellen Formeln ergibt sich eine sehr gute Übereinstimmung mit der derzeitigen Anzahl der Bayerischen Gletscher, weniger jedoch mit deren Höhenverteilung. Trotzdem wird der Ansatz angewandt, um bei Änderungen des Jahresniederschlags und der Sommermitteltemperatur im Bereich ± 50% bzw. ± 3 K Höhenlage und Anzahl von möglichen Gletschern zu berechnen. Im gletschergünstigsten Fall (Niederschlag + 50%, Temperatur - 3K) ergeben sich insgesamt 37 Gletscher bei einer mittleren Höhenlage von 2320 m ü.NN, im entgegengesetzten Fall (-50%, + 3K) bleibt nur noch ein einziger Gletscher in Bayern übrig.

3.3 Abfluß 3.3.1 Charakterisierung der Untersuchungsgebiete und Einfluß der Physiographie auf den Abfluß Nach den Ausführungen in Kapitel 1 wird der Abfluß einerseits vom Komplex WetterWitterung-Klima, andererseits von den hydrologischen (Schneedeckenspeicher und Gletscher) und den physiographischen Eigenschaften der Untersuchungsgebiete geprägt. Im Rahmen dieser Studie wurde die Abflußgenese in sechs Einzugsgebieten der Bayerischen Alpen und der Zentralalpen bearbeitet, die eine große Bandbreite bezüglich Höhenerstreckung, Oberflächenbeschaffentheit und Talausrichtung überdecken. Abb.12a gibt ihre geographische Lage, Abb.12b ausgewählte Ansichten, Tabelle 1 die wichtigsten physiographischen Kenngrößen wieder. Die drei Einzugsgebiete in den Ötztaler Alpen liegen in unmittelbarer Nachbarschaft zum Alpenhauptkamm. Deren Kernstück ist das Vernagtgebiet mit der Pegelstation Vernagtbach. Dieses ist wiederum eingebettet in das Gebiet der Rofen- bzw. Venterache, zweier Hochgebirgsregionen mit hohem Vergletscherungsanteil. Die drei am Nordrand der Alpen gelegenen bayerischen Einzugsgebiete der Partnach, des Wimbachs und des Klausbachs sind im Gegensatz zu den Gebieten im Ötztal nur gering oder gar nicht vergletschert; die bayerischen Gletscher (Nördlicher und Südlicher Schneeferner und Höllentalferner im Zugspitzgebiet, Blaueis und Watzmanngletscher im Berchtesgadener Raum) nehmen derzeit nur noch eine Gesamtfläche von ca. 1 km² ein (Escher-Vetter und Rentsch, 1995). Wie Tabelle 1 zeigt, umfassen die bayerischen Einzugsgebiete teilweise einen größeren Höhenbereich als die zentralalpinen. Mit einer maximalen Meereshöhe von 2964 m ü. NN am Gipfel der Zugspitze liegt aber der höchste Punkt mehr als 800 m unter dem der Ötztaler Gebiete.

12 Tabelle 1: Physiographische Kenngrößen der Untersuchungsgebiete in den Zentral- und den Nordalpen Einzugsgebiet Vernagtbach 3633

Rofenache 3770

Venter Ache 3770

Partnach

Wimbach

Klausbach

2964

2607

2713

Höhe mit größtem m ü.NN Flächenanteil Tiefster Punkt m ü.NN

3125

3100

3100

1700

1500

1300

2635

1904

1877

730

790

700

Fläche

km²

11.44

98.2

164.7

96.5

33.0

41.0

Gletscheranteil

%

79

41

38

1

0.1

0

N-S

W-E

SW-NE

W-E

SW - NE

SW - NE

Höchster Punkt

HaupttalRichtung

m ü.NN

Die Abflußverhältnisse können je nach den vorherrschenden naturräumlichen Gegebenheiten auf kleinem Raum stark variieren. Dies zeigen die Abflußganglinien des hydrologischen Jahres 1982/83 in den zwei benachbarten Einzugsgebieten im Nationalpark Berchtesgaden (Abb.13): während am Pegel Klausbach ein stark schwankender Abfluß gemessen wird, der primär von den herrschenden Niederschlags- und Temperaturverhältnissen geprägt ist, zeigt der Wimbach einen stark gedämpften Verlauf, der durch die Wechselwirkung mit dem Grundwasserbegleitstrom in einem mehr als 10 km langen Schuttkörper, dem Wimbachgries, hervorgerufen wird. Kurzzeitige Schwankungen im Abfluß unter dem Einfluß von einzelnen Niederschlags- und Schmelzereignissen werden dadurch nicht mehr registriert.

3.3.2 Einfluß der Schneedecke auf den Abfluß Um den Einfluß der vorherrschenden Wetter- und Witterungsbedingungen auf den Abfluß zu illustrieren, sind in Abb.14 die Tagesabflüsse des Klausbachs über 30 Jahre und der Rofenache über 19 Jahre dargestellt. Im Falle des Klausbachs (Abb.14a) ist der Abfluß pluvial-nival, im Falle der Rofenache (Abb.14b) nival-glazial geprägt. Die hohe Variabilität des Abflusses von Jahr zu Jahr belegt, daß in beiden Fällen kein mittlerer Abflußhydrograph existiert, so daß der Einfluß der Schneedecke und der Gletscher besser anhand charakteristischer Abflußjahre dargestellt werden sollte. Aufgrund der Komplexität der Prozesse wird zur Modellierung der Vorgänge wiederum das konzeptionelle HBV3ETH9-Modell (s. Abschn. 3.2.2) eingesetzt. Dieses Modell, primär entwickelt zur Abflußmodellierung auf Tagesbasis, muß mit gemessenen Abflußreihen kalibriert werden. Es eignet sich zum Einsatz sowohl in nival als auch in glazial geprägten Abflußregimen. Anhand zweier hydrologisch unterschiedlicher Jahre zeigt Abb. 15 die Auswirkung der temporären Speicherung von Niederschlag in Form von Schnee auf den Abfluß für das Klausbachgebiet als einem typischen Vertreter eines Einzugsgebietes in den bayerischen Alpen. Im schneereichen Winter des Jahres 1974/75 (Abb.15a) baut sich in den Höhenbereichen mit den größten Flächenanteilen (1200-1800 m ü.NN) eine Schneedecke von bis zu 1000 mm Wasseräquivalent auf, die dann im Mai 1975 abschmilzt und dabei einen hohen Beitrag zum Abfluß trotz insgesamt eher trockener Witterung bewirkt. Anfang Juli ist auch in den höheren Lagen die Schneedecke weitgehend abgebaut, der Abfluß der Sommermonate wird allein durch Regenfälle dominiert. Demgegenüber ist im schneear-

13 men Winter 1990/91 (Abb.15b) der Abfluß während des ganzen April niedrig, auch im Mai trägt die Schneeschmelze nur unbedeutend zum Abfluß bei, da in den Höhenlagen unterhalb 1700 m die Schneerücklage gering ist und der Niederschlag im wesentlichen als Regen fällt. Das Beispiel zeigt, daß sich der Einfluß der Schneedecke auf den Abfluß dieser randalpinen Gebiete auf das Winterhalbjahr bis Juni beschränkt. Etwaige Temperaturerhöhungen, die vor allem die Sommermonate betreffen, hätten somit keine nennenswerten Auswirkungen auf das Abflußgeschehen, da zu dieser Zeit die Schneeschmelze in den Höhenlagen mit dem höchsten Flächenanteil abgeschlossen ist.

3.3.3 Einfluß der Gletscher auf den Jahresgang des Abfluß Dagegen unterscheidet sich die Abflußspende aus stark vergletscherten Gebieten wie z.B. dem des Vernagtbaches oder der Venter Ache deutlich von den im vorigen Abschnitt geschilderten. Das Jahr 1977/78 (Abb.16a) ist dort geprägt durch eine relativ große Altschnee- und Firnrücklage, besonders in hohen Lagen, bedingt durch die vorausgegangenen schneereichen und kühlen Jahre. Durch die Schneeschmelze erreichen die Abflüsse im Juni 1978 hohe Werte, während sie im Juli und August relativ niedrig ausfallen. Anders im Jahr 1991/92 (Abb.16b): die Winterschneeauflage schmilzt bereits im Verlauf des Mai und Juni, hohe Eisschmelzraten im stark ausgeaperten Eisgebiet bewirken ein Ansteigen der Abflüsse im Gebiet der Venter Ache auf Werte bis zu 20 mm/d bis Anfang September. Zur Abschätzung der Abflußspenden aus stark vergletscherten Einzugsgebieten ist demnach insbesondere die vorangegangene Entwicklung des Firnkörpers und der Altschneerücklage bedeutsam.

3.3.4 Sensitivität der Abflußgenese auf vorgegebene Witterungsabläufe Mit Hilfe des HBV3-ETH9-Modells kann nicht nur der saisonale Verlauf der Abflüsse aus alpinen Einzugsgebieten abgeschätzt werden, sondern auch deren hydrologische Reaktion auf Wetterereignisse. In Abb.17 wird über einen Zeitraum von 10 Tagen die Sensitivität des Abflusses auf eine Erhöhung der Lufttemperaturen und auf zusätzliche Niederschlagsereignisse für den Klausbach für die Zeit der Schneeschmelze (Ende März 1994) und für den Vernagtbach für das letzte Drittel des Augusts 1993 gezeigt. Hierbei wird die Temperatur im Klausbachtal gegen Ende März fiktiv auf 28 °C erhöht, was einen starken Anstieg des Abflusses bewirkt; ein zusätzliches Niederschlagsereignis von 40 mm/Tag am Tag 7 verstärkt den Abfluß nochmals. Der grüne Bereich um die prognostizierte Abflußkurve verdeutlicht die Sensitivität insbesondere auf die Modellierung des Aggregatzustandes des Niederschlags (vgl. Abschn. 3.2.2); man sieht, daß hier der Abfluß in der Zeit der Schneeschmelze sehr empfindlich auf etwaige Temperaturzunahmen und kombinierte Regen-Schmelz-Ereignisse reagiert. Im Fall des stark vergletscherten VernagtGebietes (Abb.17b) ergibt ein zusätzliches Niederschlagsereignis am Tag 4 bei gleichbleibender Temperatur einen kaum erhöhten Abfluß, da in den Höhengebieten mit dem größten Flächenanteil der Niederschlag als Schnee fällt. Demgegenüber ist bei einer Temperaturerhöhung um bis zu 10º C und gleichzeitigem Niederschlag, der in diesem Fall bis in hohe Lagen als Regen fällt, ein starker Anstieg des Abflusses abzulesen.

3.3.5 Tageszeitliche Variationen in Gletscherabfluß Von besonderem Interesse sind in hochalpinen Lagen die typisch auftretenden Tagesschwankungen im Abfluß. Abb.18 zeigt die Abflußverhältnisse an der Pegelstation Vernagtbach für zwei Sommerperioden; 1981 ist ein Jahr mit ausgeglichenem Massenhaus-

14 halt, in dem mit fortschreitender Ausaperung die Tagesschwankungen zwar größer werden, aber nie mehr als 2 m³/s betragen. In diesem Jahr ist am Ende der Ablationsperiode das apere Eisgebiet im Mittel etwa halb so groß wie das Firn- und Altschneegebiet. Treten jedoch wie in den achtziger und neunziger Jahren nacheinander viele Jahre mit negativer Massenbilanz auf, so verringert sich der Firnflächenanteil am Ende des Sommers gegenüber ausgeglichenen Haushaltsbedingungen. Im Falle des Vernagtferners umfaßte der Firnflächenanteil im August 1994 z.B. nur noch ca. ein Zehntel der Gletscherfläche. Dadurch wird das Rückhaltevermögen dieses Gebiets für Schmelzwasser verringert, der Schmelzwasseranfall der aperen Eiszone dagegen stark erhöht, was z.B. im Sommer 1991 zu ausgeprägten Tagesschwankungen mit fast dreimal so hohen Amplituden geführt hat. Im Hinblick auf eine Modellierung zeigt Abb. 19 schematisch das Abflußgeschehen in den einzelnen Teilgebieten des Gletschers (aperes Eis, Firn und Schnee) bei unterschiedlichen Flächenverteilungen. Man sieht, daß die typischen Verweilzeiten von Schmelzwasser im Firngebiet bis zu 20 Tage betragen, wohingegen der Abfluß aus dem Eisgebiet innerhalb weniger Stunden erfolgt. Diese Tagesvariation wird allerdings vom HBV3ETH9-Modell nicht beschrieben, da dessen zeitliche Auflösung bei einem Tag liegt; deshalb kommt hier das physikalische, räumlich und zeitlich hoch aufgelöste Energiebilanzund Abflußmodell PEV (Escher-Vetter, 1997) zum Einsatz, das speziell auf vergletscherte Einzugsgebiete ausgelegt ist und nicht durch gemessene Größen kalibriert werden muß. Die Schmelzwasserproduktion wird mit einem Energiebilanzansatz berechnet, der für ein digitales Geländemodell mit der Maschenweite 100 m die Terme der Energiebilanz im Stundenschritt bestimmt. Das Modell wird mit dem Wasseräquivalent der Schneedecke im Einzugsgebiet zu Beginn der Ablationsperiode initialisiert, es verwendet als Basisdatensatz die Registrierungen von Globalstrahlung, Lufttemperatur, Luftfeuchte, Luftdruck, Windgeschwindigkeit und Niederschlag an der Pegelstation Vernagtbach. Aus diesen Daten werden die Gegenstrahlung, die Art des Niederschlags, die nächtliche Abkühlung und vor allem die Albedoentwicklung (Rohrer, 1992) abgeleitet. Die Größe des Eisgebiets ergibt sich unmittelbar aus der Energiebilanz, d.h. der Ausaperungsmodellierung, dagegen wird die Grenze zwischen dem eisnahen Firngebiet und dem im obersten Gletscherbereich liegenden Altschneegebiet gemäß der Firnrücklagenverteilung des Vorjahres festgelegt. Abb.20 zeigt zunächst die mit dem Modell berechnete Schmelzwasserproduktion am Vernagtferner für die Jahre 1993 und 1994 anhand von 10- bzw. 11-Tagesmittelwerten, getrennt gemittelt über das Eisgebiet (orange), das dem Eis benachbarte, höhergelegene Firngebiet (rot), das höchstgelegene Altschneegebiet (grün) und über den Gesamtgletscher (blau). Für das Jahr 1993 ergibt sich eine ziemlich uneinheitliche Verteilung der Schmelzwasserproduktion. Größere Schmelzwassermengen treten zu Beginn des Juni nur im tiefergelegenen Firngebiet auf, da noch kein aperes Eis an der Gletscheroberfläche liegt. Dieses spielt erst im August eine nennenswerte Rolle. Dagegen bleibt der Anteil des Altschneeschmelzwassers aufgrund des geringen Flächenanteils dieses Gebietes über den gesamten Zeitraum sehr niedrig. Im Sommer 1994 treten zwar erst gegen Ende Juni hohe Schmelzwassermengen im Firngebiet auf, sie bleiben aber während des ganzen Juli auf vergleichsweise hohem Niveau. Mit dem Schrumpfen des Firngebiets geht die Produktion zurück, gleichzeitig aber steigt sie in dem inzwischen schon mehr als die Hälfte der Gletscherfläche umfassenden Eisgebiet zu Beginn des August auf nahezu 3.8 m³/s an (Mittelwert über 10 Tage). Dem Schmelzwasserproduktionsmodell wird im PEV-Modell ein Abflußmodell nachgeschaltet (Moser et al., 1986), das den Gesamtabfluß auf Stundenbasis als Summe der mit einem Linearspeicheransatz modellierten Abflüsse aus den drei Teilgebieten beschreibt.

15 Damit ist das physikalische Modell auch in der Lage, Extremwerte des Abflußtagesgangs modellmäßig zu beschreiben. Abb.21 demonstriert am Beispiel August 1993 die Abflußbeiträge der drei Teilgebiete sowie den modellierten und den gemessenen Gesamtabfluß des Vernagtferners. Der Abflußgang wird dominiert von den jeweiligen Flächenanteilen der drei Reservoire, wobei generell die Tagesvariation mit der Größe des Eisgebietes wächst. Zur Verdeutlichung sind für drei ausgewählte Tage die Flächenverteilung der drei Reservoire zusätzlich dargestellt (oberer Teil: modelliert, unterer Teil: anhand von Photographien analysiert). Sie zeigen für den ersten Termin (7. August) ein mittelgroßes Eisgebiet mit entsprechend niedriger Abflußspitze. Nach einem Neuschneefall am 9. August ist das Eisgebiet am 11. August auf 15% geschrumpft, der Rest des Gletschers weist eine höhere Albedo - entsprechend der Schneebedeckung - auf, der Gesamtabfluß ist - in Übereinstimmung mit der Messung - sehr niedrig. Der Einfluß des nahezu voll ausgeaperten Gletschers wird am Abfluß des 22. August deutlich. Ein Eisanteil von ca. 60% an der Gesamtfläche läßt den Abfluß aus diesem Gebiet, zusätzlich verstärkt durch Regen, auf Spitzenwerte von mehr als 7 m³/s im Stundenmittel ansteigen. Mit 6 m³/s im Tagesmittel ist der 23. August der Tag mit dem höchsten Abfluß des Sommers 1993, er entsteht aus dem Zusammentreffen von hoher Schmelzung und starkem Regenniederschlag im Gesamtgletschergebiet. Dagegen spielt der Abfluß aus dem Altschneegebiet während des ganzen Monats nur eine untergeordnete Rolle. Das gleiche gilt für die modellierten Abflußbeträge des Sommers 1994. In diesem Jahr war die Abflußregistrierung bereits im Verlauf des Juli gestört, ab Anfang August sogar völlig unterbrochen, da extrem hohe Schmelzwassermengen zum Ausfall der Station führten. Diese im bis dahin 24-jährigen Meßbetrieb der Station höchsten Abflüsse waren das Ergebnis einer extremen Eisablation, da das Eisgebiet infolge der mehrjährigen Sequenz von negativen Massenhaushalten schon zu Anfang August mehr als 70%, gegen Ende August nahezu 90% der Gletscheroberfläche einnahm. Abb.22 macht die zeitlich differenzierten Anteile der Abflußkomponenten deutlich. So wird der Gesamtabfluß vom 20. Juni bis 10. Juli praktisch ausschließlich vom Firnabfluß gebildet, das im Juli schnell ausapernde Firngebiet vergrößert das Eisgebiet; der Firnabfluß verringert sich bis zum Ende des Monats immer mehr, und ab Anfang August dominiert der Eisabfluß. Der Altschneeabfluß bleibt dagegen den ganzen Sommer auf Werten unter 1 m³/s im Stundenmittel.

3.4 Auswirkungen von Klimaänderungen auf den Abfluß alpiner Einzugsgebiete Zur Demonstration der Auswirkungen etwaiger Klimaänderungen auf das Abflußgeschehen in alpinen Gebieten müßten eigentlich nicht nur Änderungen in den Klimaparametern, sondern auch das „Wetter der Zukunft“ in die Modellierung einfließen. Dieses können aber die vorhandenen Klimamodelle bislang nicht liefern. Um dennoch Aussagen zur Modifikation des Abflußhydrographen zu erhalten, wurden in der vorliegenden Studie zwei unterschiedliche Lösungsansätze gewählt. In einem ersten Schritt werden in Übereinstimmung mit den Resultaten globaler Klimamodelle die Eingangsdaten für die HBV3-ETH9-Modellierung nicht wie in Abschn. 3.4 über Tage, sondern über das Jahr einheitlich modifiziert. Als Beispiel dieser Modellierung zeigt Abb.23 die Auswirkungen der Modifizierung der Klimaparameter auf die Schneerücklage im Einzugsgebiet der Partnach am Beispiel der räumlichen Verteilung des Wasseräquivalents der Schneedecke am 1. Juni. Im Abbildungsteil b) wurde der gemessene Niederschlag generell um 20% erhöht. Es ist offensichtlich, daß damit auch die Schnee-

16 rücklage gegenüber dem Referenzzustand zunimmt, insbesondere in den höchstgelegenen Bereichen (lila Färbung, >500mm). Das Szenario im Abbildungsteil c) zeigt dagegen die Situation bei einer generellen Temperaturerhöhung um 2 K. In diesem Fall wird die Schneegrenze um ca. 300 m angehoben, was zu deutlich großflächigeren aperen Bereichen (gelb) im Einzugsgebiet führt. Da das Abflußgeschehen aber überwiegend durch die Witterung geprägt wird, hat das Ergebnis dieser generellen Temperatur- und Niederschlagsmodifizierung nur beschränkte Aussagekraft. Dasselbe gilt für eine im Rahmen des Schweizerischen Nationalen Forschungsprogrammes NFP31 erstellten Studie (Ehrler, 1998). Die pauschalen Modifikationen spiegeln nur einen geringen Teil der komplizierten Wechselwirkungen wieder. Im Falle der Partnachregion wird nämlich der Abfluß durch die durchgeführte Manipulation der Eingangsdaten in der Struktur kaum verändert. Deshalb wurden bei einer weiteren HBV3-ETH9-Modellierung die neueren Simulationsergebnisse der regionalen Klimamodelle (Grell et al., 1998) benutzt, die etwas konkretere Informationen zu einem zukünftigen Szenario liefern. Die Auswertung dieser Szenarien zusammen mit einigen plausiblen Annahmen ermöglichen die Erstellung von Datensätzen der Temperatur und des Niederschlags, die mögliche Änderungen der Witterung etwas realitätsnäher widerspiegeln. Sowohl für das randalpine Klausbachtal als auch für das stark vergletscherte RofenGebiet wurde jeweils ein Eingangsdatensatz auf der Grundlage von Meßdaten eines ausgewählten hydrologischen Jahres erstellt, bei denen folgende Modifikationen vorgenommen wurden: ♦ Im Frühjahr und Herbst wurden die Meßwerte der Temperatur nur geringfügig erhöht, vereinzelt wurden wärmere Tage und gegenüber den Originaldaten zusätzliche Niederschlagsereignisse hinzugefügt. ♦ Im Kernwinter wurden die Temperaturwerte um ca. 1 K erhöht; Schneefallereignisse wurden vereinzelt hinzugefügt, die Menge des Niederschlags insgesamt aber nur um 5% geringfügig erhöht. ♦ Im Hochsommer wurden so viele „Heiße Tage“ ergänzt, daß sich die Mitteltemperaturen in diesen Monaten um ca. 5 K erhöhen. Weiter wurden während ursprünglich trockener Perioden einzelne konvektive Niederschlagsereignisse angenommen. Für das Klausbachtal wurde als Grunddatensatz das relativ schneereiche hydrologische Jahr 1986/87 gewählt. Das resultierende Szenario entspricht den Vorgaben des regionalen Klimamodells (MM5/MCCM). Als Ergebnis der Simulation mit dem HBV3-ETH9-Modell zeigt Abb. 24 zunächst die Änderung der Schneedeckenentwicklung. Signifikante Abweichungen vom Referenzfall (Abb.24a) treten danach nur in den höher gelegenen Bereichen des Untersuchungsgebietes auf. Die unteren Höhenlagen, die den größten Flächenanteil aufweisen, sind dagegen weniger betroffen. In den Tallagen verkürzt sich die Dauer der Schneebedeckung vor allem im Spätwinter, der Flächenanteil dieser Bereiche ist aber gering. Dementsprechend gering sind auch die Auswirkungen auf den Abfluß selbst (Abb.25). Die Modifikation der Klimadaten führt augenscheinlich zu keiner grundsätzlichen Änderung der Struktur des Hydrographen. Zwar treten einzelne Fälle auf, bei denen die Schneeschmelze einen höheren Beitrag liefert als im Referenzfall, die Periode mit den höchsten Abflüssen im Sommer wird aber nur von der zusätzlichen konvektiven Niederschlagsaktivität beeinflußt, da der Schneedeckenspeicher in den heißen Sommermonaten

17 bereits verschwunden ist ( vgl. Abb. 24b). Diese Situation ist typisch für die voralpinen Randgebiete, in denen im Sommer die Schneefallgrenze oberhalb der Gipfelregionen liegt. Eine Anhebung der Null-Grad-Grenze hat dann auf den Abfluß keine Wirkung, der Regen wird allenfalls „wärmer“. Reicht das Einzugsgebiet allerdings in höhere Regionen, dann wird auch das Abflußgeschehen durch eine Klimaänderung mit steigender Temperatur zunehmend modifiziert. Die Anzahl der Tage mit positiver Lufttemperatur wird größer, der Anteil des Schneeniederschlags am Gesamtniederschlag nimmt ab. Im Gegensatz zum Klausbachtal, bei dem das Verhältnis von festem zu flüssigem Niederschlag durch die Klimamodifikation nur unwesentlich verändert wird, verringert sich im hochgelegenen Rofental der Quotient von 2 auf ca. 1. Dadurch wird der Schneespeicher und damit sein Einfluß auf die Abflußgenese deutlich verändert. Hinzu kommt, daß in der Alpenregion die höchstgelegenen Bereiche immer noch zu einem großen Anteil vergletschert sind. Im Einzugsgebiet der Rofenache beträgt der Flächenanteil zur Zeit 40% (Tab. 1). Diese Bereiche reagieren auf eine Anhebung der NullGrad-Grenze am empfindlichsten und liefern damit die höchsten zusätzlichen Abflußspenden. Das Ergebnis der Manipulation der Eingangsgrößen wird für das Rofen-Gebiet in Abb.26 gezeigt (a: Meßdaten 1977/78, b: modifizierte Werte entsprechend CO2Verdopplung). In Abb.27a) ist der gemessene Abfluß und dessen Simulation mit dem HBV3-ETH9-Modell für die Jahre 1993/94 und 1977/78 dargestellt. Die in Abb.26b dargestellte Modifikation der Klimadaten wurde auf die Werte des Jahres 1977/78 angewandt, das sich durch eher niedrige Abflüsse auszeichnet. Damals setzte sich der Hydrograph hauptsächlich aus der Abflußspende durch Schneeschmelze im Juni und einem geringen Anteil von Eisschmelze und Regen in den restlichen Sommermonaten zusammen. Die Modellrechnung mit dem in Abb. 26b) dargestellten Klimaszenario unter Annahme des heutigen Vergletscherungsgrades (oberer Teil der Abb. 27b) modifiziert den Abflußhydrographen signifikant. Die Abflußwerte erreichen das bislang nicht beobachtete Niveau von 35 mm/d. Allerdings zeigt die Abflußganglinie durchaus Ähnlichkeit mit der im Jahre 1994 gemessenen (Abb.27a). Die Wassermengen sind aber hauptsächlich auf die Eisschmelze zurückzuführen, der Anteil aus der Schneeschmelze vergrößert sich nur wenig. Bei derartigen Massenverlusten der Gletscher wird die vergletscherte Fläche auf Dauer deutlich zurückgehen. In Abb.28 wird dieser mögliche Gletscherrückgang am Beispiel der Ansicht des Vernagtferners in Form einer Computergraphik visualisiert. Würde eine derartige Serie von negativen Massenhaushalten beispielsweise über einen Zeitraum von 30 Jahren anhalten, zögen sich die Gletscher im Gebiet der Rofenache auf ein Niveau oberhalb von etwa 3100 m ü.NN zurück (Abb. 28b). Diese Entwicklung ist der Simulation in Abb.27b zugrunde gelegt. In diesem Fall ist die Abflußspende durch die Eisschmelze immer noch sehr hoch, liegt aber etwa auf dem heute beobachteten Niveau. Bei einer noch längeren Dauer der "Warm-Zeit" würden, ähnlich wie die bayerischen Gletscher, auch die des Ötztaler Hauptkamms weiter zerfallen und gegen Ende des nächsten Jahrhunderts vollständig verschwinden (Abb.28c). Diese Situation demonstriert der dritte Modellauf (Abb.27b). In diesem Fall beträgt die Abflußspende nur noch einen Bruchteil der heutigen Wassermenge. Nur in der Zeit der Schneeschmelze sind hohe Wasserstände zu erwarten. Der Typus des Abflusses wird sich dem pluvial geprägten der alpinen Randgebiete, wie er heute beobachtet wird, annähern. Bei einem weiteren Ansteigen der Temperatur würden sich allerdings auch noch die verbliebenen Abflußspenden aus der Schneeschmelze weiter reduzieren.

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3.5 Folgerungen Die im vorangegangenen Kapitel dargestellten Ergebnisse führen bezüglich der Ausgangsfragestellungen des Projektes zu diesen wesentlichen Schlußfolgerungen: •

Der drastische Gletscherrückgang seit der Mitte des letzten Jahrhunderts muß einerseits vor dem Hintergrund der Entwicklung zumindest im letzten Jahrtausend gesehen werden, da die Gletscherausdehnung um 1850 den postglazialen Maximalstand repräsentiert. Andererseits ist die Abnahme der alpinen Vergletscherung zweifelsohne ein eindrücklicher Hinweis auf veränderte Klimabedingungen gegenüber der Situation vor 150 Jahren.

•

Auch die Analysen der verfügbaren meteorologischen Klimadaten von Gebirgsstationen bestätigen diesen Trend zumindest über die letzten 100 Jahre. Allerdings erlauben diese Daten noch keine Verifikation der Prognosen der modernen Klimamodelle. Deshalb ist der Fortführung der Klimamessungen auch im Gebirge Priorität einzuräumen, wobei vor allem die wenigen derzeit verfügbaren langfristigen Klimameßreihen lückenlos fortgeschrieben werden müssen. Dasselbe gilt für das GletscherMonitoring.

•

Ausgehend von Klimaszenarien, wie sie im Rahmen von BayFORKLIM z.B. das MM5/MCCM-Modell liefert, werden sich die Abflußbedingungen im Zentralalpenraum deutlicher ändern als in den Bayerischen Alpen. Die sommerlichen Abflüsse aus stark vergletscherten Einzugsgebieten werden dabei zunächst ansteigen, bedingt durch die Abnahme von Neuschneefällen in den Gletscherregionen und der erhöhten Schmelzraten aufgrund der allgemein höheren Lufttemperaturen im Hochsommer. Es sei darauf hingewiesen, daß eine derartige Entwicklung am Vernagtferner bereits beobachtet werden kann. Am 4. August 1998 konnte bei Zusammentreffen von ungewöhnlich hohen Schmelzwassermengen und einem Gewitterregen der bislang höchste Abfluß seit Bestehen an der Pegelstation beobachtet werden. Die Wassermassen stellten für die Station eine ernsthafte Bedrohung dar, wie Abb.29 eindrücklich belegt. Falls die starken Gletscherschwundjahre der achtziger und frühen neunziger Jahre sich über weitere Jahrzehnte fortsetzen sollten, wird die vergletscherte Fläche weiter schrumpfen und die Abflußspenden der Gletscher werden graduell zurückgehen. Beim endgültigen Verschwinden der Gletscher werden die sommerlichen Abflüsse stark reduziert, was u.U. zu empfindlichen Engpässen in der Wasserversorgung führen kann. Demgegenüber beschreiben die auf diesen Klimaszenarien beruhenden Modellrechnungen für die tiefer gelegenen Bayerischen Alpen zwar eine Reduktion der Schneedecke vor allem in den Hochlagen, das Abflußverhalten wird sich dadurch aber kaum merklich ändern.

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3.6 Forschungs- bzw. Handlungsbedarf Weiterführende Forschungsarbeiten zum Themenkomplex müssen der Sicherung der hier gewonnenen Erkenntnisse dienen. Im besonderen liegt Forschungsbedarf in folgenden Bereichen: •

Die Modellierung des Schneedeckenauf- und –abbaus sollte flächendetailliert unterBerücksichtigung von wind- und lawinenbedingten Umlagerungen von Schnee durchgeführt werden. Das in diesem BayFORKLIM-Projekt verwendete konzeptionelle Modell ist für die Zwecke der Abflußsimulation gut geeignet, aufgrund seiner räumlichen Auflösung aber nicht für detaillierte Untersuchungen des Schneedeckenspeichers hinsichtlich ökologischer Fragestellungen.

•

Zur Verbesserung der Aussagen bezüglich des zukünftigen Abflußverhaltens werden zusätzliche Informationen zu der Entwicklung des Niederschlags benötigt. Die Klimamodelle sind in dieser Hinsicht verbesserungswürdig.

Nach dem jetzigen Stand der Kenntnisse muß der Trend zu zunächst erhöhten Wasserspenden und darauf folgender Wasserknappheit in alpinen Einzugsgebieten als realistisch eingeschätzt werden, wenn auch die zeitliche Abfolge der Ereignisse noch unsicher ist. Mit dem Eintreten der Wasserknappheit im Sommer muß spätestens in den nächsten 50 bis 100 Jahren gerechnet werden. Daraus ergibt sich nach Meinung der Autoren der folgende Handlungsbedarf: •

Im Bereich des Hochwasserschutz bei sommerlichen Abflußspitzen sind Maßnahmen überwiegend in den vergletscherten Regionen sofort notwendig. Die bayerischen Bergregionen sind dagegen nicht unmittelbar betroffen, da die Restvergletscherung hydrologisch gesehen unbedeutend ist.

•

Bei der Gewinnung von hydroelektrischer Energie sollten die bestehenden Anlagen so erweitert werden, daß der vermehrte Schmelzwasseranfall während der Abschmelzphase der Gletscher optimal genutzt werden kann.

•

In Bezug auf die Wasserversorgung im Sommer ist in der ferneren Zukunft zu beachten, daß auch Bayern unmittelbar betroffen sein wird, da nach den Szenarien nicht nur die Schmelzwässer der Gletscher ausbleiben, sondern auch die sommerlichen Regenspenden in der Gesamtregion mit hoher Wahrscheinlichkeit zurückgehen werden. Dieser Engpaß betrifft dann auch die Energiegewinnung aus Wasserkraft. Obwohl diese Problematik erst in einigen Jahrzehnten Realität werden kann, sollten rechtzeitig Alternativstrategien entwickelt werden, die geeignet sind, sowohl die Wasserversorgung der Bevölkerung als auch die Energieversorgung sicherzustellen. Dies gilt insbesondere vor dem Hintergrund, daß politisch auf lange Sicht der Ausstieg aus der Kernenergie angestrebt wird und die Ausweitung der Nutzung fossiler Energieträger das Problem der Klimaerwärmung noch verschärfen würde.

•

Aus der Sicht der hier gewonnenen Erkenntnisse wäre es aber nicht nur ökologisch, sondern auch ökonomisch wünschenswert, den Langzeitwasserspeicher Gletscher - soweit möglich - zu erhalten, weil dadurch vor allem in trockenen, heißen Jahren dringend benötigte Abflußspenden geliefert werden und somit die Alpen weiterhin als Wasserschloß Europas dienen könnten.

20 Obwohl Bayern selbst keine bedeutenden Gletscher mehr besitzt, so ist es doch in vielerlei Hinsicht durch die veränderte Klimasituation in den Alpen betroffen. Daher ist bereits jetzt die Zusammenarbeit mit den Alpenländern anzustreben, nicht nur, um die möglicherweise kurzfristigen ökonomischen Vorteile bei der Wasserversorgung zu nutzen, sondern auch um auf die in nicht mehr allzu ferner Zukunft anstehenden ökonomischen und ökologischen Veränderungen des Alpenraums reagieren zu können.

Danksagung Folgende Institutionen haben dankenswerterweise Daten zur Analyse zur Verfügung gestellt: Deutscher Wetterdienst, Bay. Landesamt für Wasserwirtschaft, Hydrographisches Zentralbüro Wien, Nationalparkverwaltung Berchtesgaden, Lehrstuhl für Photogrammetrie und Fernerkundung der TU München. Wichtige Einzelbeiträge lieferten Roland Würländer, Matthias Siebers, Matthias Schulz, München; Hubert Vogt, Berchtesgaden und Helmut Rott, Innsbruck.

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21 Heimann, D., Sept, V., Fuentes, U. und Torres, G. (1998): Auswirkung globaler Klimaveränderungen auf sommerliche Starkniederschläge im bayerischen Alpenvorland. Vorl. Schlußbericht BayFORKLIM, Projekt H4, 56. Hirtlreiter, G. (1992): Spät- und postglaziale Gletscherschwankungen im Wettersteingebirge und seiner Umgebung. Münchener Geographische Abhandlungen, Reihe B, Bd. B15, 154. IPCC (1995): Climate Change 1995 - The Science of Climate Change. Contribution of Working Group I to the Second Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), University of Cambridge Press. Moser, H., Escher-Vetter, H., Oerter, H., Reinwarth, O. und Zunke, D. (1986): Abfluß in und von Gletschern. GSF-Bericht 41/86, Teil1 und 2, München. Rohrer, M. (1992): Die Schneedecke im Schweizer Alpenraum und ihre Modellierung. Zürcher Geographische Schriften 49, 178. Rotach, M., Marinucci, M., Wild, M., Tschuk, P., Ohmura, A. und Beniston, M. (1997): Nested regional simulation of climate changes over the Alps for the scenario of a doubled greenhouse forcing. Theor. Appl. Climatol. 57, 209-227.

Verzeichnis der Abbildungen Abb. 1 Schemaskizze zur alpinen Abflußgenese. Abb. 2 Saisonale Schwankungen und Trends der Temperatur und des Niederschlags in Jahres-, Sommer- und Wintermittel in den bayerischen Alpen während der letzten 100 Jahre am Beispiel der Stationen Zugspitze, Garmisch-Partenkirchen (GAP) und Berchtesgaden. Daten des Deutschen Wetterdienstes und der Nationalparkverwaltung Berchtesgaden. Abb. 3 Verlauf der über 9 Jahre gleitend gemittelten Monatswerte der Lufttemperatur an der Zugspitze und Monatssummen des Niederschlags an der Station Berchtesgaden. Abb. 4 Abweichung der in Abb. 3 dargestellten Werte der Lufttemperatur an der Zugspitze und der Monatssummen des Niederschlags an der Station Berchtesgaden vom langjährigen Mittelwert 1960-1989. Abb. 5 Mittlere monatliche Schneehöhen an drei Stationen der bayerischen Alpen. Abb. 6 Saisonale Schneedeckenmodellierung im Gebiet Klausbach des Nationalparks Berchtesgaden für die Expositionsklasse „Ost, West und horizontale Flächen“, dargestellt am Beispiel eines a) schneereichen (1981/82) und eines b) schneearmen (1993/94) Jahres.

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Abb. 7 Änderung der vergletscherten Fläche des Zugspitzplatts und des Vernagtferners. Die Verhältnisse in der Mitte des letzten Jahrhunderts stellen nacheiszeitlich gesehen einen Maximalstand dar (nach Hirtlreiter (1992), verändert). Die Fläche des Vernagtferners ist in km2, die der Zugspitzgletscher in ha angegeben. Die Meßpunkte beim Vernagtferner beruhen auf geodätischen Vermessungen. Abb. 8 Gletscherflächen im Zugspitzmassiv für die Jahre 1856, 1950 und 1992 (Quellen: Finsterwalder, 1951; Klimaatlas von Bayern, 1996). Abb. 9 Ergebnisse der Kartierungen in den Jahren 1989, 1990 und 1997 mit der Vermessungskamera Linhof-Metrika: a) Höhendifferenzen der Gletscheroberfläche des Höllentalferners 1997-1989 b) Höhendifferenzen der Gletscheroberfläche des Nördlichen Schneeferners 1997-1990 c) Höhendifferenzen der Gletscheroberfläche des Südlichen Schneeferners 1997-1990. Abb. 10 Monatsmittel der Energiebilanz im August [W/m2], dargestellt für die Gletscherflächen im Zugspitzgebiet von 1856. In den unvergletscherten Bereichen sind die Werte auf Null gesetzt. Im Vordergrund liegt der Südliche Schneeferner, in der Bildmitte der Nördliche Schneeferner, der Höllentalferner liegt im hinteren mittleren Bildteil. Abb. 11 Modellierung der Gletschermassenbilanz für die Expositionsklassen „Ost, West und horizontal“, „Nord“ und „Süd“, für das Haushaltsjahr 1992/1993 (starkes Schwundjahr) a) Vernagtferner b) Wimbachtal Modellierung der Gletschermassenbilanz 1977/1978 (Jahr mit positiver Bilanz) c) Vernagtferner d) Wimbachtal. Die mit „real“ bezeichnete Kurve zeigt die mit der tatsächlichen Höhenverteilung gewichtete modellierte Massenbilanz, die eingetragenen Punkte geben die Resultate der gemittelten glaziologischen Messungen auf dem Vernagtferner an. Abb. 12 a) Lage der untersuchten Einzugsgebiete in Bayern und Tirol, b) Ansichten der Einzugsgebiete. Abb. 13 Zum Einfluß unterschiedlicher hydrologischer und physiographischer Rahmenbedingungen: gemessener und modellierter Abfluß im Wimbach- und Klausbachtal (Nationalpark Berchtesgaden) im hydrologischen Jahr 1982/83. Abb. 14 Jahresgang der Tagesmittel des Abflusses in unterschiedlich geprägten Einzugsgebieten a) Pegel Klausbach, Berchtesgadener Alpen b) Pegel Rofenache, Ötztaler Alpen.

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Abb. 15 Einzugsgebiet Klausbach (Nationalpark Berchtesgaden): gemessener und modellierter Abfluß des Klausbachs sowie Gebietsniederschlag und aus Modellrechnungen ermitteltes Wasseräquivalent der Schneedecke für einen a) schneereichen (1974/75) und einen b) schneearmen (1990/91) Winter. Abb. 16 Einzugsgebiet Vernagtbach und Venter Ache: gemessener und modellierter Abfluß des Vernagtbach und der Venter Ache, sowie das aus Modellrechnungen ermittelte Wasseräquivalent der Schneedecke für a) 1977/78: Jahr mit großem Firngebiet und kleiner Ausaperungsfläche der Gletscher am Ende des Haushaltsjahres b) 1991/92: Jahr mit kleinem Firngebiet und großer Ausaperungsfläche der Gletscher. Abb. 17 Sensitivitätsstudie für den Abfluß mit dem HBV3-ETH9-Modell hinsichtlich Temperaturerhöhung und zusätzlicher Niederschlagsereignisse am Beispiel der a) Schneeschmelze im Klausbachtal (März 1994) und der b) Eisschmelze im Vernagtgebiet (August 1993). Abb. 18 Stundenmittel des gemessenen Abflusses an der Pegelstation Vernagtbach für die Sommer 1981 und 1991. Abb. 19 Schemaskizze der Fließwege und -zeiten im Gletscher bei verschiedenen Flächenverteilungen von aperen Eis- zu Firn-Schneegebieten. Abb. 20 Mit dem PEV-Modell berechnete Zehntagesmittel der Schmelzwasserproduktion am Vernagtferner für drei Teilgebiete und den Gesamtgletscher für die Ablationsperioden 1993 und 1994. Abb. 21 Gemessener und modellierter Gesamtabfluß und modellierte Abflußkomponenten für den August 1993. In den drei Flächendarstellungen für den 7., 11. und 22. August ist die modellierte (oberer Teil des Panels) und aus Photographien analysierte (unterer Teil) Größe des Eisgebietes (Modell: gelb, Photo: dunkelgrau) des jeweiligen Reservoirs angegeben. Abb. 22 Modellierte Abflußkomponenten an der Pegelstation Vernagtbach für die Ablationsperiode 1994 mit dem PEV-Modell. Abb. 23 Flächenhafte Darstellung der modellierten Schneerücklage (in mm w.e.) im Einzugsgebiet der Partnach am 1. Juni 1990 a) Ist-Zustand b) bei genereller Erhöhung des Niederschlages um 20 % c) bei genereller Erhöhung der Temperatur um 2 K.

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Abb. 24 Entwicklung der Schneedecke im Einzugsgebiet des Klausbachs (Nationalpark Berchtesgaden) a) Referenzjahr 1986/87 (schneereiches Jahr, Ist-Zustand des Klimas) b) Simuliert mit modifizierten Klimaeingabedaten (Szenario 2 x CO2, analog Abb. 26). Abb. 25 Auswirkung modifizierter Klimaeingabedaten auf den Abfluß des Klausbachs am Beispiel des Jahres 1986/87. Abb. 26 a) Klimaeingabedaten für das Referenzjahr 1977/78 im Einzugsgebiet Rofenache b) Modifizierte Klimadaten als Szenario einer Klimaänderungen (2 x CO2). Abb. 27 a) Modellierte und gemessene Abflüsse für die Referenzjahre 1977/78 und 1993/94 im stark vergletscherten Einzugsgebiet Rofenache b) Auswirkungen der modifizierten Klimadaten auf den Abfluß im Einzugsgebiet Rofenache unter Annahme verschiedener Vergletscherungsgrade. Abb. 28 a) Zukünftige Ansicht des Vernagtferners unter der Annahme vollständiger Ausaperung, basierend auf einem Luftbild v. G. Markl von 1997 b) "Vision" des stark geschrumpften Vernagtferners nach einer Folge von Schwundjahren, etwa Mitte des kommenden Jahrhunderts, generiert mit Hilfe digitaler Bildverarbeitung, also kein Modellergebnis. c) Die Region des (ehemaligen) Vernagtferners nach dem vollständigen Abschmelzen des Eises, voraussichtlich gegen Ende des nächsten Jahrhunderts. Abb. 29 Bilderserie vom Hochwasserereignis vom Abend des 4.August 1998. Die Pegelstation Vernagtbach wird bereits allseitig von Schmelz- und Regenwassermassen umspült. Die Bilddokumente wurden von S. Holzkämper und T. Schuler zur Verfügung gestellt.

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Abbildungsteil

Abb. 1

Abb. 2

Abb. 3

Abb. 4

Abb. 5

Abb. 6

Abb. 7

Abb. 8

Abb. 9a)

Abb. 9b)

Abb. 9c)

Abb. 10

Abb. 11

Abb. 12a)

Abb. 12b)

Abb. 13

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Abb. 15

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Abb. 17

Abb. 18

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Abb. 20

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Abb. 26

Abb. 27

Abb. 28

Abb. 29

Vollständige Publikationsliste Projekt BayFORKLIM, Kommission für Glaziologie Arck, M. (1994): Topoklimatische Untersuchungen zum Abschmelzen der Zugspitzgletscher, Dipl.-Arb. LMU München, Meteorologie. Arck, M. und Escher-Vetter, H. (1997): Topoclimatological analysis of the reduction of the glaciers in the Zugspitz region, Bavaria. Zeitschr. f. Gletscherk. und Glazialgeologie 33, 57-72. Braun, L.N. (1995): Les résultats principaux de 100 ans de recherche au Vernagtferner, Oetztal, Autriche. La Houille Blanche No. 5/6, 109-110. Braun, L.N. (1996). Gletscherabflüsse unter verschiedenen klimatischen Bedingungen, Tagungsband Internationales Symposium Klimaänderung und Wasserwirtschaft. Europäisches Patentamt, 27./28. Nov. 1995, München, Heft 56b/1996, Institut für Wasserwesen, Universität d. Bundeswehr, 269-292. Braun, L.N. und Escher-Vetter, H. (1996): Glacial discharge as affected by climate change. Interpraevent 1996 (Garmisch-Partenkirchen, 24-28 June, 1996), Tagungspublikationen 1, Bayerisches Landesamt für Wasserwirtschaft, 65-74. Escher-Vetter, H., Braun, L.N. und Rentsch, H. (1996): Neuzeitliche Schwankungen der bayerischen Gletscher. Kapitel 5.3., Klimaatlas von Bayern, Bayerischer Klimaforschungsverbund (BayFORKLIM) München, 45-46. Escher-Vetter, H. und Reinwarth, O. (1994): Zwanzig Jahre Abflußmessung an der Pegelstation Vernagtbach (Oetztaler Alpen) 1974-1993. Kommission für Glaziologie der Bayrischen Akademie der Wissenschaften, München, 48. Escher-Vetter, H. und Reinwarth, O. (1995): Two decades of runoff measurements (1974 to 1993) at the Pegelstation Vernagtbach/Oetztal Alps. Zs. Gletscherk. und Glazialgeol. 30, 53-98. Escher-Vetter, H. und Reinwarth, O. (1995): Untersuchungen zum Niederschlag- und Abflußverhalten eines stark vergletscherten Einzugsgebietes in den Oetztaler Alpen. Annalen der Meteorologie 30, Deutscher Wetterdienst, Offenbach, 307-310. Escher-Vetter, H. und Rentsch, H. (1995): The behaviour of the Bavarian glaciers: results from surveying and mass balance modelling. Zs. Gletscherk. und Glazialgeol. 31, 181-187. Glazirin, G. und Escher-Vetter, H. (1998): The existence of glaciers in Bavaria, demonstrating climatic limitations of mountain glaciation. Zeitschr. f. Gletscherk. und Glazialgeol. 34, 1, 47-55. Graf, W., Stichler, W., Trimborn, P. und Escher-Vetter, H. (1997): Stable isotope contents in precipitation of German meteorological stations. Proc. of IAEA-Symposium Isotope techniques in the study of environmental change, Wien, 14.-18.4.97, 863-866. Heipke, C., Rentsch, H., Rentsch, M. und Würländer, R. (1994): The digital orthophoto map Vernagtferner 1990. Zs. Gletscherk. und Glazialgeol. 30, 109-117.

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