Untersuchung von Zirkulationsänderungen im Europäisch ......Untersuchung von...

Untersuchung von Zirkulationsänderungen im

Europäisch-Nordatlantischen Raum mit besonderer

Betrachtung der Auswirkungen auf die Gletscher in

den Ötztaler Alpen

Diplomarbeit

Zur Erlangung des Akademischen Grades

Magister der Naturwissenschaften

an der

Leopold-Franzens-Universität

Innsbruck

Eingereicht von

Georg Harold Isola

Innsbruck, im Herbst 2003

Abstract

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Abstract Classified weather types as defined by Hess and Brezowsky are suitable to describe the atmospheric circulation over the European-North Atlantic sector. The frequency of some groups of weather situations was determined and significant temporal trends were found. During the period between 1881 and 2002 the frequency of weather situations which lead to a southerly flow in Central Europe has doubled whereas those weather situations which are connected with cooler airstreams from the northern sector have decreased by one third. During the same period changes have been detected in those groups of weather situations that affect the behaviour of glaciers in the Ötztal region as defined by Pfoser. The weather situations which have been found to promote glacier retreat had a higher frequency during the last twenty summers compared to the entire period. On the other hand the frequency of those weather situations with a positive effect on glacier growth has decreased mainly during the midsummer months July and August.

There is a close link between climate and the behaviour of glaciers. In the Eastern Alpine area the most important period of a balance year are the summer months. Mass decrease is connected to the energy balance on the surface. The availability of the daily pressure fields allows an examination of the conditions for ablation. Advantageous for glacier growth are those weather situations which lead to a cloudy sky with a small radiation balance and – ideally – to snowfall. Advers weather situations are connected with sunny weather and higher than average temperatures.

A referential value taken out of the weather situations over Europe during the ablation period could determine some periods of glacier fluctuation in the Ötztal area acceptable. Including the accumulation period some difficulties arose in the analysis and the comparison with the real weather impact. However, good congruence could be derived over a longer period of time. Within the last decade of the twentieth century the most significant deviation was found between the measured and the computed mass balances.

Inhaltsverzeichnis

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Inhaltsverzeichnis

ABSTRACT.............................................................................................................2

INHALTSVERZEICHNIS .........................................................................................3

1. EINLEITUNG....................................................................................................5

2. DIE WITTERUNG AM EUROPÄISCH-NORDATLANTISCHEN SEKTOR ......7

2.1 Die Zirkulation am Nordatlantik ................................................................................................... 7

2.2 Die Wetterlagen nach Hess und Brezowski............................................................................ 10 2.2.1 Zirkulationsformen ...................................................................................................................... 11 2.2.2 Großwetterlagen ......................................................................................................................... 12 2.2.3 Großwettertypen ......................................................................................................................... 13

2.3 Jahresgänge ................................................................................................................................... 13

2.4 Zeitliche Änderung der Zirkulationsstruktur und klimatische Aspekte .......................... 15 2.4.1 Gruppierung nach Klaus (1997) ............................................................................................... 17 2.4.2 Gruppierung nach Pfoser (1997) .............................................................................................. 19

3. NORDATLANTISCHE OSZILLATION...........................................................23

3.1 Historisches (Stephenson et al., 2003) .................................................................................... 24

3.2 NAO in der globalen Zirkulation ................................................................................................ 26

3.3 Der Index der Nordatlantischen Oszillation............................................................................ 27 3.3.1 Definition, Berechnung............................................................................................................... 27 3.3.2 Saisonale Entwicklung ............................................................................................................... 29

4. DIE AUSWIRKUNGEN DER NAO AUF DEN ALPENRAUM ........................33

5. KLIMA UND GLETSCHER DER ÖTZTALER ALPEN...................................38

5.1 Massenbilanzen ............................................................................................................................. 38 5.1.1 Akkumulation und Ablation ........................................................................................................ 38 5.1.2 Methoden der Massenbilanzbestimmung ............................................................................... 39 5.1.3 Gletscherentwicklung der vergangenen Jahrzehnte ............................................................. 40

5.2 Die Bedeutung der Witterung für die Massenbilanzen der Gletscher im Ötztal ........... 44 5.2.1 Die Akkumulationsperiode......................................................................................................... 44 5.2.2 Die Ablationsperiode .................................................................................................................. 46

5.3 Klimagrößen und Massenbilanzen ........................................................................................... 47 5.3.1 Die Temperatur ........................................................................................................................... 47 5.3.2 Der Niederschlag ........................................................................................................................ 49 5.3.3 Das Klima in den Ötztaler Alpen im vergangenen Jahrhundert........................................... 50

Inhaltsverzeichnis

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6. WITTERUNG UND WETTERLAGEN IN BEZUG AUF DIE ÖTZTALER GLETSCHER.........................................................................................................53

6.1 Frühere Arbeiten über den Zusammenhang zwischen Großwetterlagen und Gletscherentwicklung................................................................................................................................. 53

6.1.1 „Gletscherschwankungen und Wetter in den Alpen“, Hoinkes (1967) ................................ 53 6.1.2 „Witterungsklimatologie und Massenbilanzen in den Ötztaler Alpen“, Dreiseitl (1973).... 54 6.1.3 „Gletscherschwankungen und großräumige atmosphärische Strömung“, Pfoser (1997) 55

6.2 Gletscherentwicklung und Witterung ...................................................................................... 56 6.2.1 Ermittlung der normierten Witterungszahl............................................................................... 56 6.2.2 Gletschergünstige Großwetterlagen ........................................................................................ 58 6.2.3 Gletscherungünstige Großwetterlagen .................................................................................... 61 6.2.4 Ergebnisse ................................................................................................................................... 62 6.2.5 Diskussion.................................................................................................................................... 63 6.2.6 Kritische Bemerkungen .............................................................................................................. 69

6.3 Großwetterlagen in der Akkumulationsperiode .................................................................... 70 6.3.1 Die Auswahl gletschereffektiver Großwetterlagen ................................................................. 70 6.3.2 Versuch der Abschätzung von Akkumulationsbeträgen mittels der Häufigkeit ausgewählter Großwetterlagen ............................................................................................................... 73 6.3.3 Die normierte Niederschlagszahl im Winter............................................................................ 73

7. ZUSAMMENFASSUNG .................................................................................77

LITERATURVERZEICHNIS ..................................................................................79

DANK ....................................................................................................................82

LEBENSLAUF.......................................................................................................83

1. Einleitung

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1. Einleitung

Seit der Mitte des 18. Jahrhunderts beobachten Menschen die Auswirkungen unterschiedlicher Zirkulationseigenschaften der Atmosphäre. Anfangs waren es die skandinavischen Seefahrer, die auf ihren zahlreichen transatlantischen Fahrten gegenläufige Klimaverhältnisse in Nordeuropa und Grönland beobachteten. Über mehr als zwei Jahrhunderte beschäftigten sich Wissenschaftler und Forscher mit derartigen Klimafernkopplungen im Nordatlantischen Raum, welche im 20. Jahrhundert als die „Nordatlantische Oszillation“ in die klimatologische Literatur einging. Weltweit arbeiten Wissenschaftler an der Erforschung dieses Phänomens, dessen Wirkung auf weiten Teilen der nördlichen Hemisphäre spürbar ist.

Das Klima einer bestimmten Region kann nur dann richtig verstanden werden, wenn jene Vorgänge bekannt sind, welche der internen Systemvariabilität zuzuschreiben sind (Wanner et al., 2000). Das Klima der Nordhalbkugel hängt in hohem Masse von den Zirkulationseigenschaften über dem Nordatlantik ab. Schon vor über zweihundert Jahren setzten sich Wissenschaftler mit diesem Phänomen auseinander (Stephenson et al., 2003). Da die Wirkung vor allem in den Wintermonaten deutlich wird, bezeichnet man die Verhältnisse heute als „seasaw in winter temperatures between Greenland and Europe“ und begründet sie mit der Nordatlantischen Oszillation, dem Wechselspiel zwischen starkem und schwachem Westwind. Die Wetterlagen in Europa werden primär durch persistente Druckgebilde über dem Atlantik, wie etwa Islandtief und Azorenhoch, gesteuert. Die relative Lage dieser beiden Druckzentren unterliegt quasi-zyklischen Perioden. Diese erklären im Winter rund ein Drittel der Temperaturschwankungen in Europa. Die Nordatlantische Oszillation beschreibt Schwankungen des großräumigen Druckunterschiedes zwischen Islandtief und Azorenhoch, welcher klimatische Schwankungen im Bereich von Jahren und Jahrzehnten erzeugen.

Gletscher werden aufgrund ihrer Beständigkeit als Klimaindikatoren betrachtet. Schwankungen im Massenhaushalt eines Gletschers stehen in unmittelbarer Beziehung zur klimatischen Umwelt (Hoinkes, 1970). In den vergangenen beiden Jahrzehnten schrumpften die Alpengletscher deutlich, vor allem im Lauf der Neunzigerjahre des vergangenen Jahrhunderts mussten oft extreme Massenverluste hingenommen werden. Dies deutet auf eine Änderung des Klimas hin. Die entscheidende Periode des Massenhaushaltsjahrs für die Ostalpengletscher ist die Ablationsperiode. Während im Winter vor allem der Niederschlag und der Wind die entscheidenden Parameter sind, bestimmt im Sommer hauptsächlich die Energiebilanz den Massenhaushalt eines Gletschers. Menge und Andauer der Schneedecke stehen in engem Zusammenhang zur sommerlichen Ablation.

Leider kann kein unmittelbarer Zusammenhang zwischen verschiedenen Zirkulationsindices und den Gletscherschwankungen gemacht werden. Um die klimatischen Aspekte der globalen Zirkulation auf den Europäischen Kontinent zu regionalisieren werden in Kapitel 2 zunächst die Zirkulationsmuster und deren Änderung im zeitlichen Verlauf untersucht. Verschiedene aus der Literatur bekannte Gruppierungen von Zirkulationsmustern finden dabei Beachtung. Besonderes Augenmerk liegt auf der Änderung in den letzten zwanzig Jahren.

1. Einleitung

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Kapitel 3 soll einen Überblick über die Nordatlantische Oszillation vermitteln. Sowohl eine historische Zusammenfassung der Erforschung dieses Phänomens als auch der derzeitige Stand der Wissenschaft werden berücksichtigt. Der Index der Nordatlantischen Oszillation wird eingeführt, seine saisonale Entwicklung beschrieben und seine Grenzen aufgezeigt.

Kapitel 4 beschäftigt sich mit den Auswirkungen der globalen Zirkulation auf den Alpenraum und vor allem der Alpengletscher. Seit Anfang des vorigen Jahrhunderts werden Zusammenhänge zwischen dem Auftreten verschiedener Witterungsverläufe und den Vorstoß- und Rückzugstendenzen der Alpengletscher vermutet. Mit einer Zusammenschau neuerer Arbeiten sollen die Auswirkungen der Nordatlantischen Oszillation auf den Bereich der Alpen regionalisiert werden.

In Kapitel 5 wird Geographie und Klima der Ötztaler Alpen sowie deren Gletscher beschrieben, zudem ein Überblick über die grundlegenden Arbeitsmethoden der Gletscherkunde gegeben. Die Ötztaler Gletscher mussten vor allem in den vergangenen zwanzig Jahren sehr massive Massenverluste hinnehmen, was sich auch im Klima der nahe gelegenen Station Vent widerspiegelt. Auf die Bedeutung einzelner Zirkulationsmuster und Wetterlagen wird eingegangen.

In Kapitel 6 werden unterschiedliche Maßzahlen definiert, welche die Witterung einzelner Haushaltsjahre in den unterschiedlichen Perioden der Gletscherentwicklung wiedergeben sollen. Es handelt sich dabei um eine Fortsetzung der Arbeit von Pfoser (1997). Aufgrund unterschiedlicher Witterungsabläufe sollten die Schwankungen der Massenbilanzen erklärbar sein. Es wird ein Zusammenhang geschaffen zwischen der Sommerwitterung und der Ablation. Weiters wird der Versuch unternommen, auch Maßzahlen für die Akkumulationsperiode zu berechnen.

Der häufig zitierte Klimawandel, welcher im Alpenraum mehr als anderswo in Europa ausgeprägt ist, ist nicht nur in den gemessenen Reihen der Lufttemperatur zu finden, vielmehr sind diese erhöhten Temperaturen eine Auswirkung der sich verändernden Zirkulation. Die Reaktion der Gletscher auf das sich verändernde Klima ist in diesem Zusammenhang ein guter Ausgangspunkt zum Verständnis der Auswirkungen.

2. Die Witterung am Europäisch-Nordatlantischen Sektor

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2. Die Witterung am Europäisch-Nordatlantischen Sektor

2.1 Die Zirkulation am Nordatlantik

Bestimmend für die Wetterlagen in Europa zeichnen sich primär persistente Druckgebilde über dem Nordatlantik aus: ein hochreichendes subtropisches Hochdruckgebiet westlich der Iberischen Halbinsel, das Azorenhoch sowie eine hochreichende subpolare Tiefdruckrinne über dem Nordmeer, dem Islandtief. In den mittleren Breiten führen die Temperatur- und Druckgradienten zwischen diesen beiden Zentren zu mehr oder weniger kräftigen Westwinden, in welchen die so genannte Atlantische Frontalzone eingebettet ist. Diese wird in unregelmäßigen Abständen instabil. Dieser Mechanismus ermöglicht den atmosphärischen Energietransport und trägt so zum Abbau der meridionalen Temperaturgradienten bei. Bei diesen Vorgängen entstehen Einzelstörungen mit eigenen Frontensystemen, welche auf den Europäischen Kontinent übergreifen und das Wettergeschehen entscheidend mitbestimmen.

Die Stärke der Westwinde über dem Atlantik hängt vor allem von den meridionalen Temperaturgradienten ab. Diese zeigen auffallende Schwankungen zwischen Sommer und Winter, welche vor allem auf den kontinentalen Charakter der Arktis zurückzuführen sind. In den niederen Breiten glätten die Wassermassen den Temperaturverlauf, während im nördlichen Teil des Atlantiks ein deutlicher Jahresgang gegeben ist. Zurückzuführen ist diese kontinentale Eigenschaft auf die großflächige Vereisung des Meeres.

Im Niveau der 500-hPa-Fläche können die Luftströmungen als geostrophisch ausbalanciert betrachtet werden. Die Windrichtung in dieser Höhe entspricht also weitgehend dem Verlauf der Konturen der Geopotentialflächen. Für den Wintermonat Jänner (Abbildung 2-1) ergibt das Mittel über die Jahre 1955 bis 2002 einen schwachen Trog am Westatlantik und eine fast exakte Westströmung über dem Ostatlantik. Ein schwacher Keil ist über Westeuropa auszumachen. Der mitteleuropäische Raum wird im Wesentlichen aus westlicher Richtung angeströmt, wobei mit abnehmender Breite eine schwache Nordkomponente, welche mit dem relativ deutlich ausgeprägten Trog über Osteuropa, dessen Achse sich von Ostskandinavien bis zur Küste Nordafrikas erstreckt, in Verbindung steht. So liegt auch der Alpenraum im Mittel in einer Westströmung mit schwacher Nordkomponente.

Eine deutlich schwächere Zirkulation zeigt das Mittel für den Sommermonat Juli, ebenfalls gemittelt für die Jahre 1955 bis 2002 (Abbildung 2-2). Das Westwindband ist in diesem Monat im 500-hPa-Niveau deutlich nach Norden verschoben. Es handelt sich dabei um eine fast exakte Westströmung zwischen Labrador und den Britischen Inseln. Deutlich zu erkennen ist weiter südlich das subtropische Hoch am Atlantik sowie in Nordafrika. Zwischen den beiden Trögen am Ostatlantik vor der Iberischen Halbinsel sowie zwischen Skandinavien und dem östlichen Mittelmeer liegt Mitteleuropa einschließlich des Alpenraums in einer Westströmung, welche im Mittel allerdings deutlich schwächer ist als jene im Jänner.

Die generelle Struktur der Geopotentialfelder (Abbildung 2-1 und Abbildung 2-2) ist durch eine Höhenabnahme vom Sommer zum Winter sowie von den hohen zu den niedrigen Breiten gekennzeichnet. Der Verlauf der Isohypsen ist weitgehend

2.1. Die Zirkulation am Nordatlantik

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zonal orientiert. Im Alpenraum liegt die mittlere Höhe der 500 hPa-Fläche im Wintermonat Jänner um rund 250 Meter tiefer als im Sommermonat Juli.

Abbildung 2-1: Mittlere Höhe der 500-hPa-Fläche im Jänner [gpdm]. Mittelwert 1955-2002. Gerechnet aus den Daten des National Center for Environmental Prediction (NCEP).

Abbildung 2-2: Mittlere Höhe der 500-hPa-Fläche im Juli [gpdm]. Mittelwert 1955-2002. Gerechnet aus den Daten des NCEP.

2.1. Die Zirkulation am Nordatlantik

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Abbildung 2-3: Mittlerer Bodendruck im Jänner [hPa]. Mittelwert 1955-2002. Gerechnet aus den Daten des NCEP.

Die mittlere Verteilung des Bodendrucks (Abbildung 2-3 und Abbildung 2-4) zeigt deutliche Unterschiede zwischen dem Wintermonat Jänner und dem Sommermonat Juli. Am Atlantik ist im Jänner im Mittel ein deutlich kräftigeres Druckgefälle zwischen niederen und hohen Breiten vorhanden als im Juli. Über dem Kontinent hingegen kommt es im Jänner im Mittel zu deutlichen Kältehochs und im Juli zu Hitzetiefs. Diese zeichnen sich gegen Osteuropa hin immer kräftiger ab.

Abbildung 2-4: Mittlerer Bodendruck im Juli. Mittelwert 1955-2002. Gerechnet aus den Daten des NCEP.

2.2. Die Wetterlagen nach Hess und Brezowski

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Abbildung 2-5: Differenz zwischen mittlerem Bodendruck im Jänner und mittlerem Bodendruck im Juli [hPa]. Mittelwerte 1955-2002. Gerechnet aus den Daten des NCEP.

Bei der Betrachtung der Bodendruckdifferenzen (Abbildung 2-5) fällt auf, dass vom Süden Grönlands über Island, die Britischen Inseln bis nach Skandinavien im Sommer deutlich höhere Bodendruckwerte erreicht werden. Über Osteuropa bis weit in den asiatischen Raum hinein ist der Druck im Mittel jedoch im Winter höher, eine Tatsache, welche den kontinentalen Charakter dieser Region widerspiegelt.

2.2 Die Wetterlagen nach Hess und Brezowski

Es gibt mehrere Faktoren, welche dafür verantwortlich sind, welche Teile des Kontinents von den Atlantischen Störungen wie beeinflusst werden. Unter anderem gehören dazu neben der Anströmrichtung auch die Lage der Frontalzone, die Topographie und die Strömungsverhältnisse auf dem Kontinent. Durch die unterschiedlichen Verteilungen von Höhen- und Bodendruck ergeben sich sehr unterschiedliche Strömungskonfigurationen mit regional sehr unterschiedlichen Auswirkungen auf den Wetterverlauf. Diese Bilder werden als die „Großwetterlagen Europas“ bezeichnet.

Der „Katalog der Großwetterlagen Europas“ nach Hess und Brezowski wurde im Jahr 1952 veröffentlicht. Aufgebaut wurde dabei auf die Arbeiten von Baur, welcher in den Jahren 1941 bis 1943 den „Kalender der Großwetterlagen Europas“ für die Jahre 1881 bis 1939 schuf. Baur bezeichnete „die mittlere Luftdruckverteilung eines Großraumes, mindestens von der Größe Europas während eines mehrtägigen Zeitraumes, in welchem gewisse Züge aufeinander folgender Wetterlagen gleich bleiben, eben jene Züge, welche die Witterung in den einzelnen Teilgebieten des Großraums bedingen“ (Baur et al., 1944) als Großwetterlage. Merkmale bestimmter festgelegter Großwetterlagen waren dabei einerseits die geographische Lage der steuernden Zentren, andererseits die Lage und Erstreckung von Frontalzonen, was eine erste Unterteilung ergab. Weiters wurde der Witterungscharakter über Mitteleuropa, überwiegend zyklonal oder


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antizyklonal festgestellt. So wurden 21 Großwetterlagen im Europäisch-Ostatlantischen Raum definiert. Mit dem Fortschritt der Synoptik nach 1945 wurde der Großwetterlagenkalender von Hess und Brezowski (1952) vollkommen überarbeitet. Für Hess und Brezowski bildete diejenige Zirkulationsform die Grundlage der Klassifikation, die durch die Lage der steuernden Zentren (Höhenhoch- und Höhentiefdruckgebiete, Tröge) und durch die Erstreckung der Frontalzone bestimmt wird. Dem Luftdruck im Meeresniveau wurde trotz der Verfügbarkeit der Höhenkarten im 500-hPa- Niveau aus Gründen der Konsistenz weiterhin besonderes Augenmerk gegeben, weil für die Jahre 1881 bis 1938 nur Bodenwetterkarten zur Verfügung standen (Gerstengarbe und Werner, 1999). Die Autoren klassifizierten drei Zirkulationsformen, welche sie in sechs Großwettertypen unterteilen, welche insgesamt 29 Großwetterlagen enthalten. Die Definition fordert außerdem, dass eine Großwetterlage ihre charakteristische Strömungsanordnung mehrere Tage lang, im Allgemeinen sind das drei Tage, im Wesentlichen gleich erhält. Wenn sich der Übergang von einer Großwetterlage auf eine andere nicht rasch und eindeutig vollzieht, dann können ein oder zwei Übergangstage auftreten. Diese Tage werden in manchen Fällen entweder der vorigen, oder der nachfolgenden Großwetterlage zugeordnet, bei uneinheitlichem Druckbild hingegen wird sie nicht bestimmt und als „unbestimmt“ (Abkürzung: U) angegeben. Tabelle 2-1 gibt dazu einen Überblick. Diese Methode ist nicht frei von subjektiven Zuordnungsentscheidungen. Die Qualität des Klassifikations-ergebnisses ist daher abhängig von der Erfahrung des Analysten (Klaus, 1997).

2.2.1 Zirkulationsformen

Wenn zwischen einem hochreichenden subtropischen Hochdruckgebiet über dem Nordatlantik und einem ebenfalls hochreichenden System tiefen Luftdrucks im subpolaren Raum eine etwa glatte Westströmung besteht herrscht die zonale Zirkulationsform. Dabei wandern einzelne Tiefdruckgebiete mit ihren Frontalsystemen von Westen nach Osten, also vom östlichen Nordatlantik zum Europäischen Festland. Hierzu zählen sämtliche Westlagen.

Sind die zonalen und meridionalen Strömungskomponenten in etwa gleich groß, so wird die gemischte Zirkulation klassifiziert. Der Austausch von Luftmassen verschiedener Breitenkreise erfolgt hierbei nicht auf dem kürzesten, also meridionalen Weg, sondern mit deutlich zonalem Strömungsanteil. Südwest- oder Nordwestlagen mit ihren meist lang gestreckten Frontalzonen sind typische Beispiele für die gemischte Zirkulationsform. Gegenüber der zonalen Zirkulationsform sind die antizyklonalen Steuerungszentren am Ostatlantik, in Mittel- oder in Osteuropa bis etwa 50° N verschoben.

Stationäre, blockierende Hochdruckgebiete zwischen 50° N und 65° N sind cha-rakteristisch für die meridionale Zirkulationsform. Dazu zählen auch alle Troglagen mit längenkreisparalleler Achse. Alle Nord-, Ost-, oder Südlagen zählen zu dieser Zirkulationsform. Die allgemein mit einem blockierenden Hoch in Nord- oder Osteuropa verbundenen Nordost- und Südostlagen gehören ebenfalls zu dieser Zirkulationsform (Gerstengarbe und Werner, 1999).


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2.2.2 Großwetterlagen

Nach beschriebenem Schema konnten 29 Großwetterlagen definiert werden, über welche Tabelle 2-1. eine Übersicht gibt. Es sei darauf hingewiesen, dass bei jenen Lagen, welche in Mitteleuropa sowohl mit antizyklonalem als auch mit zyklonalem Witterungscharakter auftreten können, der letzte Buchstabe der Abkürzung darüber Aufschluss gibt (also A für antizyklonal und Z für zyklonal).

Bezeichnung Abkürzung A. Großwetterlagen der zonalen Zirkulationsform 1. Westlage, antizyklonal WA 2. Westlage, zyklonal WZ 3. Südliche Westlage WS 4. Winkelförmige Westlage WW B. Großwetterlagen der gemischten Zirkulationsform 5. Südwestlage, antizyklonal SWA 6. Südwestlage, zyklonal SWZ 7. Nordwestlage, antizykolnal NWA 8. Nordwestlage, zyklonal NWZ 9. Hoch Mitteleuropa HM 10. Hochdruckbrücke (Rücken) Mitteleuropa BM 11. Tief Mitteleuropa TM C. Großwetterlagen der meridionalen Zirkulationsform 12. Nordlage, antizyklonal NA 13. Nordlage, zyklonal NZ 14. Hoch Nordmeer-Island, antizyklonal HNA 15. Hoch Nordmeer-Island, zyklonal HNZ 16. Hoch Britische Inseln HB 17. Trog Mitteleuropa TRM 18. Nordostlage, antizyklonal NEA 19. Nordostlage, zyklonal NEZ 20. Hoch Fennoskandien, antizyklonal HFA 21. Hoch Fennoskandien, zyklonal HFZ 22. Hoch Nordmeer-Fennoskandien, antizyklonal HNFA 23. Hoch Nordmeer-Fennoskandien, zyklonal HNFZ 24. Südostlage, antizyklonal SEA 25. Südostlage, zyklonal SEZ 26. Südlage, antizyklonal SA 27. Südlage, zyklonal SZ 28. Tief Britische Inseln TB 29. Trog Westeuropa TRW Übergang U

Tabelle 2-1: Übersicht über die Großwetterlagen Europas. (Gerstengarbe und Werner, 1999)

2.3. Jahresgänge

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2.2.3 Großwettertypen

Für umfangreiche statistische Untersuchungen sind die Häufigkeiten mancher Großwetterlagen nicht repräsentativ, da die einzelnen Teilkollektive auch bei der Betrachtung von 122 Jahren zu gering sind. Außerdem gibt es Fälle, in denen die Einteilung in eng definierte Großwetterlagen nicht sinnvoll erscheint, etwa bei großräumigen Zirkulationsuntersuchungen. In diesen Fällen können mehrere verwandte Großwetterlagen zu Großwettertypen zusammengefasst werden, dabei ist es „zweckmäßig, in erster Linie die Zirkulationsform und die hauptsächliche Richtung der Luftzufuhr zu berücksichtigen“ (Gerstengarbe und Werner, 1999). Zusätzlich kommen auch die Luftmassen nach Scherhag (1960) zur Anwendung.

Zirkulationsform Großwettertyp (GWT)

Großwetterlage Luftmassen nach Scherhag

Zonal West WA, WZ, WS,WW

mTP, mPT

Südwest Nordwest Hoch Mitteleuropa

SWA, SWZ NWA, NWZ HM, BM

mT, mTP mP, mTP verschieden, übergehend in cTP

Gemischt

Tief Mitteleuropa TM verschieden Nord NA, NZ, HNA,

HNZ, HB, TRM mPA, mP

Nordost Ost

NEA, NEZ HFA, HFZ, HNFA, HNFZ

cPA, cP cP, cPT

Meridional

Südost Süd

SEA, SEZ SA, SZ, TB, TRW

cT, cPT mT, mTS cT

Tabelle 2-2: Übersicht über die Großwettertypen. (Gerstengarbe und Werner, 1999)

2.3 Jahresgänge

Betrachtet man die zwischen 1881 und 2002 gemittelten Häufigkeiten der Zirkulationsformen, so können deutliche Jahresgänge festgestellt werden. Abbildung 2-6 und Abbildung 2-7 zeigen die prozentuellen Anteile der jeweiligen Zirkulationsform an der Gesamtzahl aller meridionalen, zonalen und gemischten Fälle. Auffallend ist das Minimum der Zonalität in den Monaten April und Mai, welches aus der Abbildung 2-6 ersichtlich ist. Während dieser Monate kann in Abbildung 2-7 ein deutliches Maximum der meridionalen Zirkulationsform ausgemacht werden. Während der Sommermonate steigt der Anteil der zonalen Lagen wieder schrittweise an, vor allem ab Juli sind wieder deutlich weniger Großwetterlagen der meridionalen Zirkulationsform zu erwarten. Während die Häufigkeiten der beiden Zirkulationsformen im Herbst relativ ausgeglichen sind, ist vor allem der Winter, hier hauptsächlich die Monate Dezember und Jänner, primär von Zonalität geprägt.

2.3. Jahresgänge

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Jan Feb Mar Apr Mai Jun Jul Aug Sep Okt Nov Dez

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Abbildung 2-6: Relativer Anteil der zonalen Zirkulationsform. Die Säulen zeigen den mittleren Jahresgang für 1881 bis 2002. (Gerstengarbe und Werner, 1999, ergänzt für die Jahre 1998 bis 2002)

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Abbildung 2-7: Relativer Anteil der meridionalen Zirkulationsform. Die Säulen zeigen den mittleren Jahresgang für 1881 bis 2002. (Gerstengarbe und Werner, 1999 ergänzt für die Jahre 1998 bis 2002).

2.4. Zeitliche Änderung der Zirkulationsstruktur und klimatische Aspekte

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2.4 Zeitliche Änderung der Zirkulationsstruktur und klimatische Aspekte

Der natürliche Vorgang des Klimawandels beruht auf äußeren und inneren Ursachen. Zu den äußeren Ursachen zählen unter anderen die Strahlungsintensität der Sonne, Erdbahnparameter und Vulkanismus. Auch die Eingriffe des Menschen wie etwa die Änderung der Oberflächenbeschaffenheit, die Anreicherung der Atmosphäre mit treibhauswirksamen Gasen oder die vom Menschen verursachte Abnahme des stratosphärischen Ozons bei gleichzeitigem Aufbau von troposphärischem zählen zu den äußeren Faktoren. Die inneren Ursachen sind in der komplexen Dynamik der Atmosphäre selbst sowie in jener der Ozeane zu suchen, die Ereignisse wie El-Nino oder Nordatlantische Oszillation hervorrufen und Einfluss auf die atmosphärische Zirkulation nehmen.

In Zusammenhang mit der häufig zitierten Klimaänderung stellt sich die Frage, ob diese umfassende Gruppierung zonaler und meridionaler Großwetterlagen in ihrer zeitlichen Entwicklung seit 1881 wesentliche Veränderungen erfahren hat. Anders als bei Pfoser (1997) soll an dieser Stelle die Entwicklung für die gesamte verfügbare Reihe der nach Hess und Brezowski klassifizierten Wetterlagen Beachtung finden.

Die beiden folgenden Abbildungen zeigen die Differenzen der relativen Häufigkeiten der zonalen (Abbildung 2-8) und der meridionalen (Abbildung 2-9) Zirkulationsform zwischen dem gesamten Datenkollektiv von 1881 bis 2002 und den gemittelten relativen Häufigkeiten der vergangenen 20 Jahre (1982 bis 2002). Es fällt auf, dass vor allem in den Wintermonaten (Dezember, Jänner, Februar) die zonalen Wetterlagen deutlich abgenommnen haben. Gleichzeitig nahmen die Wetterlagen der meridionalen Zirkulationsform in diesen Monaten sowie im Folgemonat März deutlich zu. Die Wetterlagen der meridionalen Zirkulationsform nahmen über das gesamte Jahr gesehen nur mit Ausnahme der Sommermonate Juli und August, in welchen eine deutliche Abnahme festzustellen ist, zu. Während dieser beiden Monate verstärkte sich analog dazu die zonale Zirkulation.

Betrachtet man den Ursprung der Luftmassen sowie die regionalen Auswirkungen einzelner Wetterlagen auf den mitteleuropäischen Raum so zeigt sicht, dass vermehrtes Auftreten westlicher Wetterlagen, deren Summe die zonale Zirkulationsform darstellt, eher zu maritimen Verhältnissen beitragen. Für sämtliche Westlagen konnten Gerstengarbe und Werner (1999) im Winter überdurchschnittlich warme und – mit Ausnahme der antizyklonalen Westlage – niederschlagsreiche Verhältnisse vorfinden. Für den Sommer konnten – mit Ausnahme der antizyklonalen und der winkelförmigen Westlage – unternormale Temperaturen festgestellt werden. Weniger einheitlich sind die Trends der meridionalen Zirkulationsform. Da diese Zirkulationsform sowohl nördliche Wetterlagen als auch blockierende Hochdruckgebiete einschließt, wäre hier eine genauere Betrachtung der einzelnen Wetterlagen nötig.

Neben dieser umfassenden Gruppierung in zonale, gemischte und meridionale Zirkulationsform gibt es noch weitere, mehr spezifische Gruppierungen von Wetterlagen. Diese werden in den beiden folgenden Unterkapiteln besprochen.


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Abbildung 2-8: Relative Anteile der zonalen Zirkulationsform. Die Säulen geben die Abweichungen zwischen den gemittelten relativen Häufigkeiten der gesamten verfügbaren Datenreihe (1881-2002) und den gemittelten relativen Häufigkeiten der Jahre 1982 bis 2002 an. (Gerstengarbe und Werner, 1999, ergänzt um die Jahre 1998 bis 2002)

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Abbildung 2-9: Relative Anteile der meridionalen Zirkulationsform. Die Säulen geben die Abweichungen zwischen den gemittelten relativen Häufigkeiten der gesamten verfügbaren Datenreihe (1881-2002) und den gemittelten relativen Häufigkeiten der Jahre 1982 bis 2002 an. (Gerstengarbe und Werner, 1999, ergänzt um die Jahre 1998 bis 2002)


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2.4.1 Gruppierung nach Klaus (1997)

Klaus und Mitarbeiter untersuchten in ihrer Arbeit die „Änderungen der Zirkulationsstruktur im europäisch-atlantischen Sektor und deren mögliche Ursachen“. Dazu wurde im ersten Schritt die Klassifikation der Wetterlagen nach Hess und Brezowski folgendermaßen untersucht: Für die Wintermonate Dezember, Jänner und Februar der Jahre 1949 bis 1994 berechnete der Autor für alle Tage, denen ein bestimmter Großwettertyp zugeordnet worden war, die mittlere Höhe der 500-hPa-Fläche. Diese Überprüfung der Qualität wurde deshalb als notwendig erachtet, da diese Klassifikation nicht gänzlich frei von subjektiven Zuordnungsentscheidungen ist. Der berechnete Mittelwert lieferte für jeden Großwettertyp die mittlere Anströmrichtung, welche mit den Vorschriften der Klassifikation übereinstimmen sollte. Auf diese Weise konnte eine hervorragende Übereinstimmung der Strömungsrichtungen für sämtliche Großwettertypen im Niveau der 500-hPa-Fläche festgestellt werden. Methodisch ist diese Zuordnung also einwandfrei.

Weiters wurden einzelne Großwettertypen in zwei Gruppen aufgeteilt, nämlich eine erste Gruppierung, welche die nordwestlichen, nördlichen und nordöstlichen Großwettertypen einschließt und eine zweite, welche die südwestlichen und südlichen Großwettertypen einschließt. Mittels Zeitreihen der Auftrittshäufigkeiten konnte gezeigt werden, dass diese beiden Gruppen einem deutlichen zeitlichen Trend folgen.

Betrachtet man die Zusammenfassung der jährlichen Häufigkeiten der nordwestlichen, nördlichen und nordöstlichen Großwettertypen (Abbildung 2-10), so zeigt die Häufigkeitsentwicklung im Zeitraum 1881 bis 2002 einen signifikant negativen Trend. Strömungen aus dem nördlichen Richtungssektor traten im Mittel um 1881 an etwa 120 Tagen im Jahr (das sind 32% aller Tage) auf, um 2002 jedoch nur mehr an je etwa 87 Tagen (oder 24% aller Tage), damit nahm die Häufigkeit dieser Großwettertypen um 28% ab.

Eine umgekehrte jährliche Häufigkeitsentwicklung machte die Summe der südwestlichen und südlichen Großwettertypen durch (Abbildung 2-11). Um 1881 traten diese Strömungskonfigurationen im Mittel an etwa 28 Tagen pro Jahr (das sind 8% aller Tage) auf, um 2002 hingegen an etwa 58 Tagen (oder 16% aller Tage). Dies entspricht einer Zunahme um 107%.

Vernachlässigt man gewisse Unsicherheiten in der Periode vor 1949 so kann festgestellt werden, dass sich die Häufigkeit von Südströmungen während der betrachteten Periode zwischen 1881 und 2002 verdoppelt hat. An 8% aller Tage eines Jahres wurden am Ende des 20. Jahrhunderts gegenüber der Situation zu Ende des 19. Jahrhunderts kalte Nordströmungen durch deutlich wärmere Südströmungen ersetzt. Mit dieser Umstellung der Zirkulation, welche durch die Häufigkeitsänderung der Großwetterlagen nachgezeichnet wird, begründet Klaus (1997) die beobachtete Tendenz zu höheren Temperaturen im europäisch-atlantischen Sektor seit Beginn des vorigen Jahrhunderts.

Einen erheblichen Teil der beschriebenen Häufigkeitsänderungen ortet Klaus (1997) während der Sommermonate Juni, Juli und August. An 32,6% der Tage, an denen während dieser Monate zu Beginn des vorigen Jahrhunderts Nordströmungen beobachtet wurden, kamen sie am Ende aus anderen Richtungen. An 11% dieser Tage herrschten dann Strömungen aus südlicher


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Abbildung 2-10: Zeitreihe der jährlichen Auftrittshäufigkeiten der nordwestlichen (NWA, NWZ), nördlichen (NA, NZ, HNA, HNZ, HB, TRM) und nordöstlichen (NEA, NEZ) Großwettertypen im Zeitraum 1881 bis 2002. (Klaus, 1997, ergänzt um die Jahre 1998 bis 2002)

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Abbildung 2-11: Zeitreihe der jährlichen Auftrittshäufigkeiten der südwestlichen (SWA, SWZ) und südlichen (SA, SZ, TB, TRW) Großwettertypen im Zeitraum 1881 bis 2002. (Klaus, 1997, ergänzt um die Jahre 1998 bis 2002)

Richtung, an den restlichen Tagen Hochdruckgebiete über Mitteleuropa. Auch für die anderen Jahreszeiten können signifikante Häufigkeitsänderungen gezeigt werden. Die stärksten Häufigkeitsänderungen der Großwetterlagen erfolgten zwischen 1940 und 1950. Es ist nicht auszuschließen, dass mit der Verfügbarkeit


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von Höhenwinddaten ab 1949 einzelne Klassifikationsregeln abgeändert wurden. Aufgrund der fundamentalen Zusammenhänge zwischen der Lage der Frontalzone und den steuernden Zentren im Bodenniveau einerseits und der Höhenströmung andererseits sind drastische Fehler bei der Klassifikation aber unwahrscheinlich (Klaus, 1997).

In diesem Zusammenhang scheint es erwähnenswert, dass die beschriebene Zirkulationsumstellungen mit Änderungen der Persistenz von Großwetterlagen verbunden sind. Die mittlere Andauer von Großwetterlagen, welche mit der Höhentrogposition westlich von 10° E in Verbindung stehen, nahmen im Lauf des vorigen Jahrhunderts in den Sommermonaten von 5 auf 10 Tage zu. Im selben Zeitraum nahmen Großwetterlagen mit Trogpositionen östlich von 10° E von 20 auf 10 Tage ab (Klaus, 1993).

2.4.2 Gruppierung nach Pfoser (1997)

In seiner Arbeit untersuchte Pfoser (1997) die Auswirkungen verschiedener Wetterlagen auf die Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher. Es wurden dabei für die Gletscher je eine „günstige“, „ungünstige“ und „neutrale“ Gruppe ermittelt. Die Gruppierung basiert auf jener von Dreiseitl (1973), der für jede einzelne Großwetterlage im Zeitabschnitt Mai bis September durchschnittliche Temperatur- und Niederschlagsabweichungen an der Station Vent berechnete. Diese Aufstellung wurde von Pfoser (1997) weiterentwickelt. Die Gruppierung ist der Tabelle 2-3 zu entnehmen.

Günstige Gruppe WS, WW, NWZ, TM, NZ, TRM, NEZ, HFZ, SEZ, TRW Ungünstige Gruppe WA, SWA, SWZ, HM, BM, HNA, HB, HNFA, SEA, SA Neutrale Gruppe WZ, NWA, NA, HNZ, NEA, HFA, HNFZ, SZ, TB, U

Tabelle 2-3: Gruppierung der Großwetterlagen aufgrund ihrer Gletscherwirksamkeit in den Ötztaler Alpen. Die genauen Bezeichnungen der abgekürzten Wetterlagen sind der Tabelle 2-1 zu entnehmen. (Pfoser, 1997)

Gletschergünstige Wetterlagen sind jene, bei welchen in den Ötztaler Alpen vorwiegend tiefe Temperaturen, dichte Bewölkung, zum Teil auch Schneefall auftritt. Kennzeichen dafür sind eine über dem Alpenraum liegende Frontalzone, ein Kaltlufttropfen, ein Höhentrog oder ein Föhnereignis, bei dem der Alpenhauptkamm auch an der Leeseite im Einfluss der Föhnmauer steht und somit Niederschlag erhält.

Die ungünstige Gruppe enthält jene Wetterlagen, die eine vergleichsweise hohe Energiebilanz an der Oberfläche des Gletschers erwarten lassen. Dies wird durch eine positive Strahlungsbilanz sowie durch übernormale Lufttemperaturen bewirkt. Gering bewölkte, sonnige Tage fallen in diese Kategorie, die auch meist eine hohe Temperaturabweichung nach oben aufweisen.

In die neutrale Gruppe fallen jene Tage, die insgesamt ausgeglichene Auswirkungen auf die Ötztaler Gletscher haben. (Pfoser, 1997) Die Charakteristika der Auswahl und eine Erklärung der Zuordnung kann Kapitel 6.2 entnommen werden.

In den folgenden Abbildungen (Abbildung 2-12 und Abbildung 2-13) werden die mittleren monatlichen Häufigkeiten der Gesamtperiode 1881 bis 2002 (graue Säulen) mit den vergleichbaren Werten der Periode 1982 bis 2002 dargestellt (Linie). Betrachtet man die monatlichen mittleren Häufigkeiten der


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gletschergünstigen Gruppe (Abbildung 2-12) so fällt auf, dass diese insgesamt mit zunehmendem Fortschritt der Ablationsperiode leicht abfallen. Etwas deutlicher sind die Schwankungen in der Periode von 1982 bis 2002 ausgeprägt, mit einem breiten Minimum im Hochsommer.

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Abbildung 2-12: Relativer Anteil der gletschergünstigen Wetterlagen während der Ablationsperioden der Ötztaler Gletscher. Die Säulen zeigen das Mittel 1881-2002, die Linie den Mittleren Gang für 1982-2002.

Ein anderes Bild zeigen die mittleren Häufigkeiten der gletscherungünstigen Wetterlagen (Abbildung 2-13). In der Gesamtperiode ist der Jahresgang sehr ausgeglichen, mit einem Maximum im September. Die relative Häufigkeit beträgt im September nahezu 50%. In der Periode von 1982 bis 2002 reiht sich auch der September in den glatten Jahresgang ein. Während der eigentlichen ablationsintensiven Zeit, also von Mai bis August sind sämtliche Monatsmittel während der letzten beiden Dekaden deutlich höher als die langjährigen Vergleichswerte.


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Abbildung 2-13: Relativer Anteil der gletscherungünstigen Wetterlagen während der Ablationsperioden der Ötztaler Gletscher. Die Säulen zeigen das Mittel 1881-2002, die Linie den Mittleren Gang für 1982-2002.

Betrachtet man die zeitliche Entwicklung der gletschergünstigen beziehungsweise gletscherungünstigen Wetterlagen für die Monate Mai bis September der Jahre 1881 bis 2002 (Abbildung 2-14 und Abbildung 2-15), so kann für beide Gruppen ein positiver zeitlicher Trend festgestellt werden. Dieser ist jedoch für die gletscherungünstigen Lagen ausgeprägter. Zusätzlich liegt die durchschnittliche Anzahl der Tage dieser Wetterlagengruppe höher als die der gletschergünstigen Gruppe. An den jährlich 153 betrachteten Tagen traten im Zeitraum zwischen 1881 und 2002 als gletschergünstig klassifizierte Wetterlagen an durchschnittlich 38 Tagen auf, als gletscherungünstig klassifizierte Wetterlagen jedoch an durchschnittlich 58 Tagen. Die Häufigkeit von Wetterlagen der neutralen Gruppe zeigt einen entsprechend negativen Trend.


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Abbildung 2-14: Zeitreihe der Auftrittshäufigkeit gletschergünstiger Wetterlagen. Die Linie zeigt die Anzahl der Tage, an denen ein der gletschergünstigen Wetterlagen klassifiziert worden ist, der Ablationsperioden (Mai bis September) der Jahre 1881 bis 2002.

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Abbildung 2-15: Zeitreihe der Auftrittshäufigkeit gletscherungünstiger Wetterlagen. Die Linie zeigt die Anzahl der Tage, an denen ein der gletscherungünstigen Wetterlagen klassifiziert worden ist, der Ablationsperioden (Mai bis September) der Jahre 1881 bis 2002.

3. Nordatlantische Oszillation

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3. Nordatlantische Oszillation

In der meteorologischen Literatur finden sich seit langer Zeit zahlreiche Klimavergleiche und simultane Wetterabläufe von weit auseinander liegenden Orten. Derartige Variationen werden allgemein als „teleconnections“ bezeichnet. In den Außertropen werden Wetter- und Klimaparameter hauptsächlich durch das sich fortpflanzende Verhalten von atmosphärischen Wellen planetarer Größenordnung beeinflusst. Folglich können beispielsweise einige Regionen unterdurchschnittliche Temperaturen aufweisen, während tausende Kilometer entfernt gleichzeitig wärmere Verhältnisse herrschen.

In den mittleren und hohen nördlichen Breiten können im Winter etwa ein Dutzend solcher Teleconnections ausgemacht werden. Die bekannteste davon ist die Nordatlantische Oszillation (NAO). Die NAO beeinflusst die Klimavariabilität von der Ostküste Nordamerikas bis Sibirien und von der Arktis bis zum subtropischen Atlantik. Es liegt nahe, dass die NAO als eine regionale Ausprägung der hemisphärischen „Arktischen Oszillation“ (AO) aufzufassen ist. Durch die Kontrolle der regionalen Schwankungen von Temperatur und Niederschlag über Jahre und Jahrzehnte beeinflusst die NAO direkt auch andere als rein klimatische Bereiche wie Pflanzenwachstum, Wasserversorgung oder Fischbestände.

Wie alle atmosphärischen Teleconnections ist die NAO am deutlichsten in zeitlich gemittelten Daten (über Monate oder Jahreszeiten) zu erkennen, da hier der statistische „Lärm“ der kleinräumigen meteorologischen Vorgänge, welche nicht im Zusammenhang mit der großräumigen Klimavariabilität stehen, reduziert wird. Die NAO bezieht sich auf eine Schwankung meridionaler atmosphärischer Massenverlagerung mit den Aktionszentren nahe Island und über dem subtropischen Atlantik zwischen den Azoren und der Iberischen Halbinsel. Es handelt sich dabei um die einzige Teleconnection, welche das ganze Jahr über präsent ist, die höchste Amplitude findet sich aber im Winter wenn die Atmosphäre dynamisch am aktivsten ist. Während der Monate Dezember bis März ist die NAO für mehr als ein Drittel der gesamten Varianz des Bodendrucks über dem Nordatlantik verantwortlich, in den anderen Jahreszeiten ist es deutlich weniger. Werden in der Literatur und auch hier in dieser Arbeit NAO Werte ausgewiesen, so ist unbedingt darauf zu achten, für welchen Zeitraum sie berechnet wurden, weitaus am häufigsten, aber nicht ausschließlich, wegen dieser oben angesprochenen Eigenschaft für die vier Monate Dezember, Jänner, Februar und März.

Während der so genannten positiven Phase herrscht überdurchschnittlich hoher Druck südlich von 55° N kombiniert mit unterdurchschnittlich tiefem Druck in der Arktis. Diese Phase der Oszillation ist verbunden mit verstärkten Westwinden über die mittleren Breiten des Atlantiks und weiter nach Europa, mit außergewöhnlichen Südwinden entlang der Ostküste Nordamerikas und außergewöhnlichen Nordwinden über Westgrönland, die nordamerikanische Arktis und den Mittelmeerraum.

In der unteren Stratosphäre existiert ebenfalls ein Wechselspiel der Masseverteilung. Wenn die geopotentiellen Höhen über der Polarregion tiefer als normal sind, so liegen diese in den mittleren Breiten höher als sonst. In dieser Phase sind die stratosphärischen Westwinde, die den Pol umkreisen stärker, die polare Stratosphäre ist zudem außergewöhnlich kalt. Dieser Vorgang wird in der Literatur als die „Arktische Oszillation“ (AO) bezeichnet.

3.1. Historisches (Stephenson et al., 2003)

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Es gibt kaum Anhaltspunkte dafür, dass die Schwankungen der NAO oder AO eine bevorzugte Periode haben. Große Unterschiede können von einem Jahr zum nächsten vorkommen, auch innerhalb einzelner Jahreszeiten kann es große Schwankungen geben. Dies kann als weiterer Beleg dafür angesehen werden, dass die Variabilität der atmosphärischen Zirkulation in der Form der NAO auf interne Prozesse der Atmosphäre zurückzuführen ist, bei denen alle Größenordnungen der Bewegung zusammenwirken und zufällige und damit unvorhersagbare Variationen schaffen. Daneben gibt es auch Perioden, in denen Anomalien in der Zirkulation über viele Jahre erhalten bleiben. (Hurrell, 2001).

3.1 Historisches (Stephenson et al., 2003)

Skandinavische Seefahrer waren die ersten, die die Auswirkungen der Nordatlantischen Oszillation beschrieben. Aufgrund ihrer Reisen nach Grönland kannten diese Menschen die Beziehung zwischen den Klimaten verschiedener Regionen des Nordatlantiks und der ihn umgebenden Landmassen. Der dänische Missionar Saabye stellte im Jahr 1745 in seinen Dokumentationen fest, dass in Grönland alle Winter hart, aber nicht gleich seien. War der Winter in Dänemark vergleichsweise hart, so fand er in Grönland für die dortigen Verhältnisse eher milde Bedingungen vor und umgekehrt. Bereits vor den Dänen wussten norwegische Seefahrer aufgrund ihrer häufigen sommerlichen transatlantischen Fahrten darüber bescheid, dass zu kalte Temperaturen in Grönland mit vermehrten Stürmen in Europa gekoppelt waren, ein wichtiger Aspekt der Nordatlantischen Oszillation. Zunehmende Nutzung des Nordatlantiks durch Wal- und Robbenfang sowie Missionarstätigkeit in Grönland schufen im 19. Jahrhundert erste meteorologische Datenreihen und die Beobachtungen von Meereis. Mit langjährigen Datenreihen aus Grönland begann um 1840 die wissenschaftliche Aufarbeitung dieser durch Klimatologen wie Dove, der 60 Temperaturreihen der Nordhalbkugel untersuchte und feststellen konnte, dass zonale Temperaturunterschiede oft stärker ausgeprägt waren als meridionale. Der Österreichische Klimatologe Hann konnte 1890 den Einfluss des Atlantiks auf das Wetter am Europäischen Kontinent anhand 42jähriger Datenreihen von Jakobshaven an der Grönländischen Westküste (69°N, 51°W) und Wien (48°N, 16°E) zeigen. De Bort untersuchte um 1880 verschiedene Winteranomalien in Europa und die Lagen der großen Druckgebilde, die er als „centres d’action“, Aktionszentren bezeichnete. Hildebrandsson untersuchte in den Folgejahren den Bodendruck verschiedener Orte und fand dabei inverse Zusammenhänge zwischen Island und den Azoren.

Exner ging 1913 in seiner Studie über nordhemisphärische Bodendruckanomalien einen Schritt weiter. Er veröffentlichte erstmals Korrelationsbilder, welche bereits die Struktur der Nordatlantischen Oszillation wiedergeben und später unter dem Begriff „Northern Annular Mode“ bekannt wurden. Für diese Studien nutzte Exner statistische Methoden der Korrelationsanalyse, welche auch von Walker in der Klimatologie eingesetzt wurden, der diese für seine Arbeiten zur saisonalen Vorhersage des Indischen Sommer Monsuns und des Hochwassers am Nil benutzte. Mit Hilfe der statistischen Methoden der Korrelation und der Regression klassifizierte Walker zur selben Zeit Korrelationen für etliche Stationen auf der ganzen Erde. In späteren Arbeiten gruppierte er diese Korrelationen in eine „Südliche Oszillation“ und eine „Nördliche Oszillation“, wobei er letztere in die

3.1. Historisches (Stephenson et al., 2003)

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„Nordatlantische Oszillation“ und die „Nordpazifische Oszillation“ unterteilte. Für die Nordatlantische Oszillation wurde ein Index geschaffen, welcher Druck und Temperatur verschiedenster über den Europäischen und nordatlantischen Raum verteilter Stationen enthielt.

Defant hatte schon 1924 für die Periode 1881 bis 1905 die monatlichen Druckanomalien über dem Nordatlantik berechnet. Er unterschied zwei Paare von Anomalien wobei das erste Paar, welches 83 % aller Monate umfasst, mit der NAO korreliert, das andere Paar hingegen mit einer starken Anomalie bei 55°N und einer schwachen gegenüber zwischen 30°N und 10°N. Er betrachtete diese Anomalien als interne Schwankungen im Klimasystem, welche durch Meereisbedeckung und Vulkanausbrüche modifiziert werden. Defants Ansätze gingen deutlich weiter als jene von Exner und Walker, dennoch wurden sie nie weiter verfolgt.

In der zweiten Hälfte des zwanzigsten Jahrhundert eröffnete das zunehmende Verständnis von der Dynamik großräumiger planetarer Wellen neue Wege zur Erforschung klimatischer Aspekte. Weiters führte die zunehmende Verwendung von Gitterpunktsdaten und fortschrittlicheren, multivarianten statistischen Methoden zu neuen Ergebnissen. Viele Europäische Studien zur Nordatlantischen Oszillation blieben aber unbekannt und kaum zitiert. Lamb publizierte in den Siebzigerjahren eine Reihe von Arbeiten, in welchen er die Idee der NAO für Großbritannien aufgriff. In einem Versuch, die Mechanismen für jährliche und längere Anomalien des Nordatlantischen Klimas zu erforschen, verwendete Bjerknes in den Sechzigerjahren des vorigen Jahrhunderts die Druckdifferenz zwischen Island und den Azoren als einfaches Maß für die Stärke der Westwinde, den er „Zonalindex“ nannte. Er fand, dass kurzfristige Schwankungen des Zonalindex mit der Oberflächentemperatur des Nordatlantiks zusammenhängen, längerfristige Trends aber auf wesentlich komplexeren Mechanismen basieren, über welche er nur spekulierte. Mit der Verfügbarkeit langer Datenreihen konnte Loewe später zweifelsfrei zeigen, dass der von Gronau im Jahr 1811 gefundene, so genannte „seasaw in winter temperatures“ zwischen Grönland und Nordeuropa für mehr als 200 Jahre stabil geblieben war. Die dynamischen Gründe für diesen „seasaw“ wurden in einer Reihe von Studien von van Loon Ende der Siebzigerjahre untersucht. Signifikante Zusammenhänge zwischen der Oberflächentemperatur und der atmosphärischen Zirkulation wurden gefunden. Diese Zusammenhänge liegen dem derzeitigen Konzept der NAO als großskaliger Klimaparameter zugrunde. Lamb und Peppler konnten 1987 mit Hilfe der Nordatlantischen Oszillation die Dürre in Marokko zwischen 1979 und 1984 erklären.

In den letzten Jahren kann eine Art Renaissance festgestellt werden, die Zahl der Publikationen die NAO und ihre Auswirkungen betreffend ist sehr stark angestiegen. Hurrell untersuchte in den Neunzigerjahren langjährige Temperatur- und Druckanomalien über dem Europäischen Kontinent und konnte zeigen, dass mit Hilfe der NAO Klimatrends in Europa teilweise erklärt werden können. Außerdem konnte er 31 % der totalen Varianz der winterlichen Oberflächen-temperaturen, gemittelt zwischen 20°N und 90° N für die Periode zwischen 1935 bis 1994 erklären. Hurrell definierte einen neuen NAO Index als Differenz zwischen dem standardisierten Stationsdruck von Lissabon minus dem von Stykkisholmur. Dieser Index ist der am weitesten in der Klimaforschung verbreitete. Außerdem gab es zu Beginn des 21. Jahrhunderts teils recht mutige Versuche, NAO Indices aus frühen instrumentellen Druck-, Temperatur- und

3.2. NAO in der globalen Zirkulation

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Niederschlagsmessungen sowie aus Umwelt- und dokumentarischen Proxydaten zu rekonstruieren, Namen wie Appenzeller oder Luterbacher stehen damit in Verbindung. Außerdem fand die NAO auch Einzug in Klimamodelle wie ECHAM4. Ebenso wird an einer Koppelung mit der Stratosphäre sowie anderen höheren Schichten der Atmosphäre gearbeitet.

3.2 NAO in der globalen Zirkulation

Es darf an dieser Stelle etwas weiter ausgeholt werden, das heißt der Blick über den Atlantik weiter nach Westen gerichtet werden. Die generelle Struktur (siehe auch Kapitel 2.1) der Geopotentialflächen in der Höhe ist durch eine Höhenabnahme vom Sommer zum Winter sowie von niedrigen zu hohen Breiten gekennzeichnet. Der Verlauf der Isohypsen ist weitgehend zonal orientiert. Gemittelt über den 48-jährigen Zeitraum bilden sich in 80° W und zwischen 20 und 40° E Höhentröge im Winter und in deutlich abgeschwächter Form auch im Sommer aus. Weiters ist ein Hochkeil in 0° im Winter und in etwa 20° E im Sommer zu erkennen. Auch die mittleren Positionen der Höhentröge verlagern sich im Sommer um 10 bis 20° ostwärts.

Abbildung 3-1: Mittleres 500 hPa Geopotentialfeld für die Wintermonate der Jahre 1955 bis 2002. Gerechnet aus den Daten des NCEP.

Die Eigenschaften der im Westwindband dominierenden Höhenströmung werden in Abhängigkeit von der Strömungsgeschwindigkeit durch die beiden Randbedingungen

• Land-Meer Verteilung und • Lage der Rocky Mountains

bestimmt und entsprechend bildet sich der Ostamerikanische Höhentrog mehr oder weniger weit nach Westen aus. Kontinentale Kaltluft lässt die Topographie in 500 hPa im Winter über dem Kontinent so stark absinken, dass selbst im langjährigen Mittel ein deutlicher Trog erkennbar bleibt (Abbildung 3-1). Die Achse dieses Höhentrogs verlagert sich im Sommer nach etwa 60 bis 70° W und liegt damit über dem westlichen Teil des Nordatlantiks (Abbildung 3-2), dessen Oberflächentemperatur ganz wesentlich von Labrador- und Ostgrönlandstrom bestimmt werden (Klaus, 1997).

3.3. Der Index der Nordatlantischen Oszillation

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Abbildung 3-2: Mittleres 500 hPa-Geopotentialfeld für die Sommermonate der Jahre 1955 bis 2002. Gerechnet aus den Daten des NCEP.

Die Lage des Europäischen Trogs bei etwa 20 bis 40° E bleibt im Winter aufgrund von Resonanzeffekten, die der ostamerikanische Trog auslöst, sowie durch die zeitweise auftretende Bildung von kontinentalen Kaltluftmassen über Osteuropa deutlich variabler als die des ostamerikanischen Trogs. Im Mittel über die Periode von 1955 bis 2002 kommt diese Tatsache auch durch die geringe Intensität des Höhentrogs zum Ausdruck. Selbes gilt für den Hochkeil an der Europäischen Atlantikküste, dessen Position durch die subtropischen Warmluftmassen bestimmt ist, die an der Vorderseite des Ostamerikanischen Höhentrogs in den östlichen Atlantik und um den Hochkeil herum nach Westeuropa geführt werden. Die großräumige Betrachtung verdeutlicht die Tatsache, dass das Zirkulationsgeschehen im Europäisch-Nordatlantischen Raum ganz wesentlich durch Lage und Intensität des Ostamerikanischen Höhentrogs bestimmt wird. Dies äußert sich auch in den Bodendruckfeldern des Ostatlantiks, nämlich in der Intensität und Lage des Azorenhochs sowie in Intensität und Lage des Islandtiefs, also genau dort, wo das Konzept der Nordatlantischen Oszillation ansetzt.

3.3 Der Index der Nordatlantischen Oszillation

3.3.1 Definition, Berechnung

Zur Quantifizierung der NAO wird der Index der Nordatlantischen Oszillation (NAOI) verwendet. Es findet sich in der Literatur keine allgemeine Definition, die am häufigsten zitierte und verwendete ist jedoch jene von Hurrell (1995).

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Der NAOI ist ein normierter Index. Von den jährlichen oder saisonalen Mittelwerten des Luftdrucks p der Stationen Lissabon (38°43’N, 9°09’W) und Stykkisholmur (65°05’N, 22°44’W) werden die zugehörigen langjährigen


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Mittelwerte des Luftdrucks p abgezogen und die daraus resultierenden Abweichungen vom Normalwert durch die jeweilige Standardabweichung σ dividiert.

Bei einem derart einfachen Index kann weder der Fall ausgeschlossen werden, dass die Aktionszentren des untersuchten Druckmusters sich nicht mit den genannten Orten überschneiden, noch kann er die saisonalen Variationen exakt wiedergeben. Der große Vorteil eines solchen Index ist aber, dass er anhand der existierenden Wetterbeobachtungen mindestens bis ins Jahr 1864 zurück erweitert werden kann (Marshall et al., 2000).

Abbildung 3-3: Mittlere Position der Druckkerne von Islandtief und Azorenhoch im Bodendruckniveau im Verlauf des Jahres. Die Nummern bezeichnen die Positionen der einzelnen Monate. (Wanner et al., 2000)

Vor der Betrachtung der Eigenschaften und der zeitlichen Entwicklung des NAOI soll der Blick kurz auf jahreszeitliche Verschiebungen der beiden Aktionszentren gelenkt werden. Abbildung 3-3 zeigt die mittleren monatlichen Positionen der Druckkerne der beiden Gebilde. Linien verdeutlichen die Verschiebungstendenzen. Sowohl das Islandtief als auch das Azorenhoch sind während des Winterhalbjahrs kräftiger ausgebildet als im Sommer. Ihre Positionen unterliegen einer deutlichen jahreszeitlichen Variation. Der Kern des Islandtiefs ist im Mittel hinsichtlich seiner Position relativ breitenkreisstabil (61° N +/-1°), liegt aber im Hochsommer um 35 Längengrade weiter im Westen als im Herbst und im Frühling. Das Zentrum des Azorenhochs pendelt zwischen 20 und 37 ° W hin und her, weist aber bezüglich der Breitenkreise eine deutlich höhere Variabilität auf als das Islandtief. In den Wintermonaten nähern sich die beiden Druckkerne einander an, was zur bereits erwähnten deutlichen Verstärkung der Westzirkulation führt und somit vermehrt Einfluss auf das Klima Europas nimmt (Wanner et al., 2000). Aus der Abbildung 3-3 kann auch entnommen werden, dass die Wiedergabe der tatsächlichen Verhältnisse durch den NAOI im Winter besser sein dürfte als im Sommer.


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3.3.2 Saisonale Entwicklung

Wie aus der Zeitreihe (Abbildung 3-4) ersichtlich folgen die Schwankungen der NAO keinem bevorzugten zeitlichen Intervall. Dennoch treten durchaus länger anhaltende Perioden positiver beziehungsweise negativer NAO-Indices auf. Abbildung 3-4 zeigt die zeitliche Entwicklung der jährlichen NAO-Indices für die Jahre 1865 bis 2002. Anhand der dünnen Kurve erkennt man die kurzzeitigen Schwankungen, welche auf den wechselhaften Charakter des Nordatlantischen Systems hinweisen. Die dicke Linie zeigt das fünfjährig übergreifende Mittel. Perioden mit unterschiedlicher Wechselhaftigkeit verdeutlichen die Tatsache, dass dieses System in verschiedenen Zeitabschnitten unterschiedlichen Gesetzmäßigkeiten gehorcht und offenbar von mehreren konkurrierenden Prozessen gesteuert wird (Wanner et al., 2000).

Zur Zeit des Übergangs von der kleinen Eiszeit zur Gegenwart am Ende des 19. Jahrhunderts gab es eine Tendenz zu rascherem Wechsel, bevor eine gewisse Periodizität einsetzte. Zu Beginn des vorigen Jahrhunderts wurden bei vergleichsweise geringer Schwankung vermehrt positive Indices beobachtet. Ab etwa 1930 schwankte der NAOI stärker und fiel tendenziell ab, bis er ab etwa 1950 im Mittel unter null blieb. Eher positive Werte können in den Siebzigerjahren festgestellt werden, in den frühen Achtzigern ist noch ein deutlich negativer Ausschlag auszumachen. Ab Mitte der der Achtzigerjahre befindet sich die NAO in einer deutlichen Positivphase, was die bekannte, starke Zonalität deutlich macht. Mitte der Neunzigerjahre ist wieder eine stärkere Schwankung feststellbar, zudem fiel die Indexzahl auch wieder zeitweise deutlich in den negativen Bereich.

Konnte man in den Neunzigerjahren des vergangenen Jahrhunderts noch vermuten, dass es einen Gleichklang zwischen steigenden NAO Indices und dem beobachteten Gletscherschwund beziehungsweise der nordhemisphärischen Erwärmung gibt, kann festgestellt werden, dass es in den vergangenen zehn Jahren keine Änderungen trotz fallender NAO Indices (einschließlich Wechsel des Vorzeichens) gab.


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1985

1991

1997

NA

O-I

nd

ex

Abbildung 3-4: Verlauf des jährlichen NAO-Index zwischen 1865 und 2002. Die dünne Linie zeigt die jährlichen NAO-Indices, die dicke Linie das dazugehörige fünfjährig übergreifende Mittel. (Climate Analysis Section, NCAR, Boulder, USA, Hurrell (1995)).

-6

-4

-2

0

2

4

6

1864

1870

1876

1882

1888

1894

1900

1906

1912

1918

1924

1930

1936

1942

1948

1954

1960

1966

1972

1978

1984

1990

1996

2002

NA

O-I

nd

ex

Abbildung 3-5: Verlauf des winterlichen NAO-Index zwischen 1865 und 2002. Die dünne Linie zeigt die NAO-Indices für die jeweiligen Monate Dezember, Jänner, Februar und März, die dicke Linie das dazugehörige fünfjährig übergreifende Mittel. Gerechnet aus den Daten der Climate Analysis Section, NCAR, Boulder, USA, Hurrell (1995).


31

Starke Ähnlichkeiten zur obigen Jahreskurve im Verlauf zeigt die Zeitreihe der winterlichen NAO-Indices für die Monate Dezember, Jänner, Februar und März, wie in Abbildung 3-5 dargestellt. Differenzen sind vor allem bei den Absolutbeträgen zu finden. Am Ende des 19. Jahrhunderts und vor allem zu Beginn des vorigen Jahrhunderts schwankten die NAO-Indices tendenziell noch stärker, ehe später längere Perioden beobachtet werden können. In den Jahren 1955 bis etwa 1973 wurden tiefe Indexwerte registriert. Darauf folgte eine längere Phase mit positiven Werten, was im Winter vermehrter zonaler Westströmung entsprach. Ab 1885 sind wieder stärkere Schwankungen zu beobachten.

Betrachtet man abschließend die sommerlichen Indizes der NAO (Abbildung 3-6) so fällt auf, dass in diesen Monaten (Juni, Juli, August) die größten Schwankungen von Jahr zu Jahr auftreten. Den überwiegenden Teil des betrachteten Zeitraums schwankten die sommerlichen NAO-Indices sehr stark. Im ausgehenden 19. Jahrhundert bewegten sie sich im Mittel mit geringer Amplitude um null. Zu Beginn des vergangenen Jahrhunderts lagen die Werte im Mittel überwiegend im negativen Bereich. Von etwa 1920 bis zur Mitte der Sechzigerjahre bildeten sich etwas deutlichere Perioden aus, wobei im Mittel die Werte am meisten schwankten. Seit Ende der Sechzigerjahre zeigt die Kurve der fünfjährig übergreifenden Mittel durchwegs positive Werte, wobei die jährlichen Schwankungen aber beträchtlich sind. Dieser im Vergleich zu den anderen Jahreszeiten eher ungewöhnliche Verlauf mag einerseits damit zusammen hängen, dass die Druckgebilde zu dieser Jahreszeit möglicherweise mit Hilfe des NAOI nicht in ausreichender Präzision erfasst werden. Wie bereits oben erwähnt sind während der Sommermonate einerseits Islandtief und Azorenhoch vergleichsweise schwach ausgeprägt, andererseits liegen im Mittel die Positionen ihrer Druckkerne westlich der verwendeten Stationen.

Die etwas ungewöhnliche Wahl der Periode Juni, Juli und August liegt in der Ablationsperiode der Ötztaler Gletscher begründet, welche im Wesentlichen diese drei Monate umfasst, der Gletscher verliert in diesen Hochsommermonaten die meiste Masse. Aus dem gemittelten Verlauf der NAO Indices (dicke Kurve in Abbildung 3-6) lässt sich kein Anzeichen auf eine Auswirkung auf die Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher ablesen, weder was die Sommer- noch was die Jahreswerte betrifft. Die Indices schwanken im Wesentlichen um die Nullachse, in den fünfzig Jahren von 1875 bis 1925 lagen sie geringfügig unterhalb der Nulllinie, bis 1960 deutlich darüber um in den folgenden Jahren sich wieder knapp unter der Nulllinie einzupendeln. Diese Aussage bezieht sich auf die fünfjährig übergreifend gemittelte Kurve, die Werte der einzelnen Sommer streuen natürlich wesentlich deutlicher und erreichen durchaus die Größenordnung der winterlichen Einzelwerte. In diesem Zusammenhang sei nochmals auf die Abbildung 3-5, den „extended winter index“ hingewiesen, wo durch das Hinzunehmen des Monats März es zu einer deutlichen Vergrößerung der Amplitude kommt, einzelne Jahre erreichen hier durchaus den Wert fünf.


32

-5

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

1865

1871

1877

1883

1889

1895

1901

1907

1913

1919

1925

1931

1937

1943

1949

1955

1961

1967

1973

1979

1985

1991

1997

NA

O-I

nd

ex

Abbildung 3-6: Verlauf des sommerlichen NAO-Index zwischen 1865 und 2002. Die dünne Linie zeigt die NAO-Indices für die jeweiligen Sommermonate Juni, Juli und August, die dicke Linie das dazugehörige fünfjährig übergreifende Mittel. Gerechnet aus den Daten der Climate Analysis Section, NCAR, Boulder, USA, Hurrell (1995).

In diesem kurzen Rückblick kann also nur das bestätigt werden, was Hoinkes (1967) formulierte, nämlich dass die Intensität der Westwindzirkulation, also verstärkte oder abgeschwächte Zirkulationsmuster, keinen eindeutigen und ins Auge springenden Hinweis auf die Verschiedenartigkeiten der Massenhaushalte auf den Gletschern im Ötztal geben kann.

4. Die Auswirkungen der NAO auf den Alpenraum

33


Versuche, Zusammenhänge zwischen Druckverhältnissen über dem Ostatlantik und der Witterung über Europa beziehungsweise Mitteleuropa und dem Alpenraum, welches in der Westwindzone stromabwärts vom Atlantik liegt, herzustellen gehen sehr weit zurück.

Im Folgenden wird auf eine Arbeit von Hoinkes (1967) zurück gegriffen worin der Autor versucht, zwischen den Gletscherschwankungen der Ostalpengletscher und dem meteorologischen Parameter mittlere Jahrestemperatur einen Zusammenhang zu erkennen. Untersuchungen von Wagner (1940) haben schon früh zu der Meinung geführt, dass „in den Alpen Gletscherhochstände bei abgeschwächter Zirkulation (…) auftreten, dass dagegen eine Verstärkung der Zirkulation ein Zurückgehen der Gletscher bewirkt.“ Abgeschwächte und verstärkte Zirkulation über Westeuropa sind genau die Parameter, welche in den letzten zehn Jahren in der meteorologischen und geographischen Literatur zum Teil sehr frei interpretiert als NAO Index mit den mannigfaltigsten Erscheinungen korreliert wurden.

Als Beispiel für die obige Aussage, also für verstärkte Zirkulation sei hier auf den Sommer 1964 verwiesen. In jenem Sommer waren die Abweichungen des Azorenhochs stark positiv und die des Islandtiefs stark negativ, es gab also einen positiven NAO Index. Im selben Jahr verloren die Ötztaler Gletscher stark an Masse. Im darauf folgenden Sommer wurde bei umgekehrten Verhältnissen und einem negativen NAO Index im Sommer ein Massengewinn festgestellt, also eine Korrelation wie sie Wagner vermutete.

Hoinkes (1967) greift Untersuchungen von Scherhag (1950) und Wege (1961) auf in denen gezeigt wird, dass über einen längeren Zeitraum betrachtet Vorstoß und Rückgang der Gletscher durchaus nicht eindeutig der Abschwächung und Verstärkung der Zirkulation zuzuordnen ist. So gab es Jahrzehnte, in denen Gletscherhochstände und abgeschwächte Zirkulation positiv korreliert waren, aber auch Jahrzehnte, während derer diese Korrelation negativ war. So einfach lassen sich diese Beziehungen zwischen Gletscher- und Klimaschwankungen offenbar nicht herstellen. Hoinkes glaubt, die Lösung in der noch wenig bekannten Beziehung zwischen Gletscherschwankungen und Witterung, wobei er unter Witterung die Häufigkeit typischer Wetterlagen versteht, gefunden zu haben. Eine seiner wesentlichen Aussagen lautet, dass Hochdrucklagen im Sommer (SWA, HM, SA, usw.) für den Massenhaushalt der Ostalpengletscher ungünstig, so genannte monsunale sommerliche Lagen (WZ, WS, NWA, NWZ, usw.) jedoch sehr günstig sind. Diese Aussagen werden von Dreiseitl (1973) bestätigt. Seine Untersuchung der Großwetterlagen nach Hess und Brezowski zeigt ebenfalls, dass für die Gletscher des inneren Ötztals Wetterlagern wie TRM, HM, NWZ, WS, usw. mit übernormaler Niederschlagsbereitschaft im Sommer und einer negativen Temperaturanomalie das Überleben der Gletscher sichern, während SWA, SWZ, HM, usw. den Fortbestand der Geltscher mit positiven Temperaturabweichungen und geringer Niederschlagsbereitschaft stark gefährden.

In diesem Kapitel wurde bisher das Verhalten der Ötztaler Gletscher als Maß für eine bestimmte Witterung angesehen. Es ist für eine typische Witterung in Mitteleuropa aber nicht nur eine einzelne Wetterlage verantwortlich, sondern meist ist es eine Gruppe in ähnlichen Witterungslagen oder Großwetterlagen die ihrerseits durchaus ähnliche, wenn auch nicht gleiche Druckfelder repräsentiert.


34

Diese Druckfelder sind es, deren Verlauf die über Monate oder Jahreszeiten gemittelt die Auftrittshäufigkeit einer bestimmten Gruppe von Wetterlagen zeigt.

Wie schon weiter oben gezeigt (siehe dazu auch die Kapitel 2.4 und 6), sind sommerliche Hochdrucklagen für die Ötztaler Gletscher ungünstig, monsunale Situationen im Sommer hingegen günstig.

Entsprechend liefert ein positiver NAO Index auch eine Aussage über die Druckverhältnisse über dem Ostatlantik, nämlich den Hinweis auf negative Anomalien des Azorenhochs. Im Gegensatz dazu beschreibt ein negativer NAO Index positive Anomalien des Azorenhochs.

Abbildung 4-1: Schematische Darstellung der Wirkung der unterschiedlichen Modes der Nordatlantischen Oszillation auf die Druckverteilung im Alpenraum. (Wanner et al., 1997)

Wie in Abbildung 4-1 dargestellt bedeutet dies für die Temperaturverhältnisse im Alpenraum zu kalte oder zu warme Bedingungen. Auch an dieser Stelle soll wieder auf die Problematik der Zusammenfassung beziehungsweise der Mittelbildung hingewiesen werden: Die ursprüngliche Berechnung erfolgte über die vier Wintermonate Dezember, Jänner, Februar und März, weil zu dieser Jahreszeit die gegensätzlichen Druckmuster über dem Nordatlantik am deutlichsten ausgeprägt sind. Wenn also zwischen diesen beiden Druckzentren ein ausgeprägter Druckgradient vorherrscht, wird dadurch die Stärke der atlantischen Westströmung bestimmt. Bei der Diskussion der Schwankungen der Ostalpengletscher, zum Beispiel der Ötztaler Gletscher, wird auf die langjährige Erfahrung aufgebaut, dass der Massehaushalt mehr als von jeder anderen Einflussgröße von der Sommertemperatur bestimmt wird. Die Schwankungen der Massenhaushalte skandinavischer Gletscher werden im Gegensatz dazu deutlich vom winterlichen Niederschlag gesteuert.


35

Abbildung 4-2: Zeitreihe des winterlichen NAO-Index und Minimumtemperaturen an der Station Säntis (2500m Seehöhe) für die Jahre 1900 bis 2000. (Beniston und Jungo, 2001)

Die in Abbildung 4-1 angedeutete Verknüpfung zwischen der Intensität der Westwinde und den Temperaturverhältnissen in den Alpen wurde von Beniston und Jungo (2002) untersucht. Abbildung 4-2 zeigt für die letzten 35 Jahre einen überraschend klaren Gleichlauf der Zeitreihen. Dieser Gleichklang deutet in diesem letzten Teil der Zeitreihe darauf hin, dass es in dieser Periode möglicherweise zu einer Verlagerung der Polarfront gekommen ist. Die Zusammenhänge in den vorhergehenden 70 Jahren zeigen diesen Zusammenhang nicht so deutlich.

Abbildung 4-3: Zeitreihe des winterlichen NAO-Index und Bodendruckanomalien an der Station Säntis (2500m Seehöhe) für die Jahre 1900 bis 2000. (Beniston und Jungo, 2001)

In Abbildung 4-3 wird eine ähnliche Zusammenschau zweier Zeitreihen präsentiert, nämlich für die Reihe der winterlichen NAO Indices und die Reihe der winterlichen Temperaturminima. Auch hier ist die Gleichartigkeit des Kurvenverlaufs in den beiden letzten Jahrzehnten frappierend. Auch hier zeigen die vorangegangenen Dekaden allerdings ein durchaus anderes Bild.

In einer weiteren Arbeit der beiden Autoren wird gezeigt, dass für zwölf ausgewählte Klimastationen in der Schweiz (Flachlandstationen im Norden, Periode 1961 bis 1999) die Zunahme der winterlichen Minimumtemperaturen auch


36

für diese größere Gruppe ähnliche Werte zeigt, jedoch insgesamt keinen signifikanten Trend erkennen lässt.

Die meisten Zusammenhänge zwischen der Nordatlantischen Oszillation und meteorologischen Parametern betreffen wegen der leichten Verfügbarkeit langer Datenreihen die Lufttemperatur. Interessant erscheint in diesem Zusammenhang eine Arbeit von Rupprecht et al. (2002) den Feuchtetransport vom Nordatlantik in Richtung Europa betreffend. Ausgehend von der Tatsache, dass die Kenntnis des Feuchtetransports über dem Nordatlantik in Richtung Europa die wesentliche Voraussetzung für das Verständnis der Niederschlagsvariabilität in Europa und damit auch in den Alpen ist, haben Rupprecht und Mitarbeiter untersucht, wie bei verschiedenen Modes der NAO unterschiedliche Mengen von Wasserdampf (in kg/ms) nach Europa transportiert werden (Rupprecht et al., 2002). Das wesentliche Ergebnis ist in Abbildung 4-4 wiedergegeben. Als Transport in Richtung Europa wird der Betrag des Wasserdampfs verstanden, welcher durch die Pforte 30° N bis 80° N über 10° W ostwärts transportiert wird. Die Untersuchung erstreckte sich von über den Zeitraum von 1958 bis 1998, es wurden allerdings – wie üblich – nur die Wintermonate Dezember, Jänner, Februar und März untersucht. Winter mit hohem (niedrigem) NAO Index waren solche mit einer positiven (negativen) Abweichung vom mittleren Index um mehr als eine Standardabweichung. Durch diese Definition blieben von den 40 Jahren je acht Winter mit hohen und acht Winter mit niedrigem NAO Index übrig.

Abbildung 4-4: Zonale Komponente des vertikal integrierten totalen Wasserdampftransports [kg/ms]. Die ausgezogene Linie zeigt die Verhältnisse bei hohem NAO-Index, die unterbrochene Linie jene bei niedrigem NAO-Index. (Rupprecht et al., 2002)

In obiger Abbildung erkennt man deutlich wie durch die verschiedenen NAO Indices die beiden Gruppen von Wintern differenziert werden: In Wintern mit hohem NAO Index (ausgezogene Kurve) liegt das Maximum des Transports mit 160 kg/ms bei 55°N; bei niedrigem NAO Index (strichlierte Kurve) verschiebt es sich nach Süden auf etwa 44°N und ist mit 120 kg/ms deutlich abgeschwächt.

Wie aus der detaillierten Analyse der Zyklonen über dem Ostatlantik ersichtlich ist, ist im Fall hoher NAO Indices die mittlere Richtung der Zugbahnen von Zyklonen um einen Winkel von etwa 30°N nach Norden in Richtung Skandinavien gedreht


37

und im niederen NAO-Mode der maximale Transport in Richtung Mitteleuropa gerichtet.

Zurückkehrend zu den Überlegungen den Massehaushalt von Gletschern betreffend ergibt sich aus der oben zitierten Arbeit von Rupprecht et al. (2002), dass die darin definierten Unterschiede unmittelbar auf die Winterniederschläge der skandinavischen Gletscher angewandt werden können. Im Fall der Ostalpengletscher ist die Bedeutung der winterlichen Niederschläge, wie bereits mehrfach erwähnt, hinter der Sommertemperatur zweitrangig. Eine Kombination der drei Parameter Druck, Feuchte und Temperatur ist in den Wetterlagen gegeben, weshalb immer wieder (siehe Hoinkes, 1967, usw.) auf die Häufigkeit bestimmter Wetterlagen zugegriffen wird wenn es darum geht, gletschergünstige von gletscherungünstigen Perioden zu unterscheiden.

5. Klima und Gletscher der Ötztaler Alpen

38

5. Klima und Gletscher der Ötztaler Alpen

Mitte des 19. Jahrhunderts begann die alpine Meteorologie sich mit den großen Eisregionen im Hochgebirge auseinander zu setzen. Anfangs wurde das Augenmerk auf die Länge und Dynamik der Gletscher gelegt, bevor sich ab Mitte des 20. Jahrhunderts der Blick mehr auf die Massenbilanzen richtete (Hoinkes, 1967). Durch die nach der direkten glaziologischen Methode bestimmten, jährlichen Massenbilanzen wurden detaillierte Untersuchungen über Gletscher- und Klimaschwankungen möglich und sinnvoll. Eine der weltweit längsten Massenhaushaltsreihen, welche nach der direkten glaziologischen Methode bestimmt wurde, liegt vom Hintereisferner in den Ötztaler Alpen vor.

Die Ötztaler Alpen sind ein Gebirgszug im Bereich der östlichen Zentralalpen. Sie erstrecken sich über die Grenze zwischen Österreich und Italien und teilen entlang des Alpenhauptkamms Nord- und Südtirol. Angrenzend daran liegen die Stubaier Alpen im Nordosten, die Sarntaler Alpen im Südosten, südlich davon verläuft das Vintschgau. Im Südwesten grenzen die Rätischen Alpen mit Samnaun- und Silvrettagruppe im Westen an. Im Norden und Nordwesten schließen die Lechtaler Alpen an. Neben den Hohen Tauern besitzen die Ötztaler Alpen die meisten großen Gletscher der Ostalpen. Drei von ihnen werden seit 1885 genauer beobachtet: Der Hintereisferner mit einer Fläche von 7,9 km², der Kesselwandferner mit einer Fläche von 4,0 km² und der Vernagtferner, welcher sich über 8,7 km² ausdehnt. Die Reihen der Massenbilanzen reichen beim Hintereisferner und beim Kesselwandferner bis zum Haushaltsjahr 1952/1953, beim Vernagtferner bis 1964/1965 zurück.

5.1 Massenbilanzen

5.1.1 Akkumulation und Ablation

Die Massenbilanz B eines Gletschers ist die Summe aus den beiden Komponenten Akkumulation (Massengewinn) C mit stets positivem Vorzeichen und Ablation (Massenverlust) A mit stets negativem Vorzeichen.

B = C + A Zur Akkumulation tragen sämtliche Vorgänge bei, aufgrund derer der Gletscher Masse gewinnt, das sind:

• Niederschlag im festen Aggregatzustand • Ablagerung von Treibschnee • Gefrieren von Regen- oder Schmelzwasser • Ablagerungen von Lawinenabgängen • Kondensation von Wasserdampf aus der Atmosphäre

Umgekehrt tragen zur Ablation sämtliche Vorgänge bei, die zum Verlust von Gletschermasse führen. Dazu zählen:

• Schmelzen von Schnee und Eis • Verdunstung • Erosion

5.1. Massenbilanzen

39

Der Jahresgang der Massenbilanz zeigt bei Alpengletschern ein Hauptmaximum im Spätfrühling und ein Hauptminimum im Frühherbst. Die Zeit zwischen Minimum und Maximum wird Akkumulationsperiode genannt, jene zwischen Maximum und Minimum heißt Ablationsperiode. Es kann vorkommen, dass die Zeit zwischen zwei Maxima oder zwei Minima länger oder kürzer als ein Jahr dauert. In Anlehnung an das hydrologische Bilanzjahr wurde die Jahresbilanz aus praktischen Gründen von 1. Oktober bis 30. September des Folgejahres definiert. Für saisonale Untersuchungen wird weiters die Akkumulationsperiode von 1. Oktober bis 30. April des darauf folgenden Kalenderjahres und die Ablationsperiode zwischen 1. Mai und 30. September definiert. Diese Unterteilung hat sich vor allem bei Untersuchungen von Massenbilanzen in Zusammenhang mit klimatologischen Daten bereits vielfach bewährt.

Um die Massenbilanzen verschiedener Gletscher vergleichen zu können, wurde die mittlere spezifische Massenbilanz b definiert. Diese bezieht sich entweder auf die gesamte Gletscherfläche oder auf einzelne Höhenstufen.

b = B/S

Die gesamte Fläche S eines Gletschers setzt sich dabei aus dem Akkumulationsgebiet (Nährgebiet) Sc mit einer positiven Jahresbilanz und dem Ablationsgebiet (Zehrgebiet) Sa mit einer negativen Jahresbilanz zusammen.

S = Sc + Sa

5.1.2 Methoden der Massenbilanzbestimmung

Zur Bestimmung der Massenbilanz eines Gletschers sind in der Literatur mehrere Methoden bekannt. Die geodätische Methode beruht auf einem Vergleich zweier, in bestimmtem zeitlichen Abstand aufgenommener Bildern des untersuchten Gletschers. Aus den festgestellten Unterschieden können quantitative Aussagen über jährliche Veränderungen gemacht werden. Diese an sich sehr einfache Methode hat den Nachteil, dass vor allem von Schnee oder Geröll bedeckte Teile des Gletschers nur sehr ungenau wiedergegeben werden können. Für den Massenhaushalt von Teilen eines Gletschers ist diese Methode nicht geeignet, da die Massenbilanzgrößen wie Akkumulation und Ablation nicht erfasst werden können.

Bei der hydrologisch-meteorologischen Methode wird der Massehaushalt sämtlicher Gletscher eines Einzugsgebiets als Differenz zwischen der Rücklage R des laufenden Haushaltsjahrs minus Aufbrauch B durch Schmelzung oder Verdunstung von älterem Firn oder Eis, aus dem Gebietsniederschlag N, dem Abfluss A und der Gebietsverdunstung V bestimmt.

N – A – V = (R – B) Als Vorteil wird angegeben, dass neben der Massenbilanz der Gletscher der Massenumsatz des gesamten Einzugsgebiets ermittelt wird. Der größte Nachteil dieser an sich sehr eleganten Methode besteht darin, dass die Massenbilanz immer die kleine Differenz aus sehr viel größeren Werten von Abfluss, Niederschlag und Verdunstung ist. Zudem ist die Ermittlung von Gebiets-

5.1. Massenbilanzen

40

niederschlag und Gebietsverdunstung in der Praxis problematisch (Hoinkes, 1970).

Die Massenbilanzen der in vorliegender Arbeit behandelten Gletscher wurden nach der direkten glaziologischen Methode bestimmt. Bei dieser Methode wird die spezifische Massenbilanz an zahlreichen Stellen, welche sowohl über das Akkumulations- als auch über das Ablationsgebiet verteilt sind, bestimmt und anschließend mittels Interpolation und Mittelung über die gesamte Gletscherfläche berechnet. Im Akkumulationsgebiet werden Schneeschächte gegraben und an deren Wänden Dichteprofile erstellt, eventuell auch Stratigraphien aufgenommen. Durch Integration über die Jahresrücklage wird die Akkumulation berechnet. In diesem Zusammenhang ist es nicht immer ganz einfach, die Oberfläche des Vorjahres eindeutig zu bestimmen. Im Ablationsgebiet wird die spezifische Bilanz mit Ablationspegeln aus Holz oder Metall, welche ins Eis gebohrt werden, bestimmt. Durch eine einfache Längenmessung des herausragenden Teils des Pegels am Anfang und Ende des Haushaltsjahres wird die abgeschmolzene Eisdicke bestimmt und mit der Dichte des Eises multipliziert und somit die Ablation ermittelt. Alle Haushaltsdaten, welche in Schneeschächten und an Ablationspegeln ermittelt werden, sind Bilanzwerte (Details dazu siehe H. Hoinkes, 1970).

5.1.3 Gletscherentwicklung der vergangenen Jahrzehnte

Wie bereits erwähnt liegen die ersten Massenbilanzen für den Hintereis- und den Kesselwandferner bereits für das Haushaltsjahr 1953/1954 vor. Es stellte sich jedoch heraus, dass die spezifischen Massenbilanzen der frühen Fünfzigerjahre mit Vorsicht zu betrachten sind, da zu dieser Zeit die direkte glaziologische Methode noch nicht ausgereift war. Vor allem das Bilanzjahr 1953/1954 scheint nicht gesichert zu sein, da es große Abweichungen zwischen Hintereisferner und dem Aletschgletscher gab (Steinacker, 1979). Seit dem Haushaltsjahr 1965/1966 liegen auch jährliche Massenbilanzen vom Vernagtferner vor.

Bei der Betrachtung der drei Massehaushaltsreihen fällt eine sehr gute Übereinstimmung im zeitlichen Verlauf auf. Der enge statistische Zusammenhang zeigt sich in den hohen Korrelationskoeffizienten, für den Zeitabschnitt 1965 bis 2002 betragen sie 0,92 zwischen Hintereisferner und Kesselwandferner, 0,91 zwischen Hintereisferner und Vernagtferner und 0,92 zwischen Kesselwandferner und Vernagtferner. Dieser Zusammenhang erscheint bemerkenswert, da die vergletscherten Einzugsgebiete sehr verschiedene Eigenschaften aufweisen, es gibt Unterschiede sowohl in der Höhenlage als auch in der Ausrichtung. Trotz der regionalen Unterschiede reagieren offenbar alle drei Gletscher ähnlich auf Witterung und Klima. Aus diesem Grund liegt die Berechnung eines Mittelwerts aus den drei vorhandenen Massenhaushaltsreihen nahe, um mit einer „mittleren Massenbilanz der Ötztaler Gletscher“ als Datengrundlage zu arbeiten (Pfoser, 1997). Um auch für die ersten zehn Haushaltsjahre einen Mittelwert zu berechnen, ermittelte Pfoser (1997) fiktive Bilanzwerte des Vernagtferners, indem er einen linearen Zusammenhang zwischen dem Vernagtferner und den anderen beiden Gletschern anlegte. Aufgrund der hohen Korrelationskoeffizienten und aufgrund der Tatsache, dass nur ein geringer Teil der Daten ergänzt wurde, scheint diese Extrapolation sinnvoll.

5.1. Massenbilanzen

41

Hintereis Kesselwand Vernagt Mittelwert ferner ferner ferner 1954/1955 76 246 138 153 1955/1956 -275 291 -12 1 1956/1957 -189 118 -54 -42 1957/1958 -981 -438 -713 -711 1958/1959 -763 -557 -664 -661 1959/1960 -62 118 8 21 1960/1961 -205 271 13 26 1961/1962 -696 -416 -563 -558 1962/1963 -603 -406 -512 -507 1963/1964 -1244 -537 -890 -890 1964/1965 925 1039 751 905 1965/1966 344 594 632 523 1966/1967 20 297 83 133 1967/1968 338 464 301 368 1968/1969 -431 -152 -307 -297 1969/1970 -552 5 -224 -257 1970/1971 -600 43 -424 -327 1971/1972 -74 368 137 144 1972/1973 -1229 -383 -460 -691 1973/1974 55 573 230 286 1974/1975 65 369 171 202 1975/1976 -314 -37 50 -101 1976/1977 760 701 352 604 1977/1978 411 422 288 374 1978/1979 -219 68 44 -36 1979/1980 -50 162 140 84 1980/1981 -173 162 -55 -22 1981/1982 -1240 -620 -845 -902 1982/1983 -580 -182 -537 -433 1983/1984 32 178 20 77 1984/1985 -574 -9 -112 -232 1985/1986 -732 -495 -808 -679 1986/1987 -717 -243 -290 -417 1987/1988 -945 -264 -497 -569 1988/1989 -637 -151 -312 -367 1989/1990 -995 -264 -569 -609 1990/1991 -1325 -851 -1079 -1085 1991/1992 -1120 -413 -858 -797 1992/1993 -573 -75 -472 -373 1993/1994 -1107 -828 -1028 -988 1994/1995 -461 144 -398 -238 1995/1996 -827 -111 -413 -450 1996/1997 -591 11 -487 -356 1997/1998 -1230 -604 -1003 -946 1998/1999 -861 -12 -108 -327 1999/2000 -633 140 -287 -260 2000/2001 -173 524 -224 42 2001/2002 -647 17 -266 -299

Tabelle 5-1: Jahresmassenbilanzen der Ötztaler Gletscher: Hintereisferner, Kesselwand-ferner und Vernagtferner. Die Angaben sind in mm Wasseräquivalent. Berechnete Werte sind in Kursiver Schrift dargestellt.

5.1. Massenbilanzen

42

-12000

-10000

-8000

-6000

-4000

-2000

0

2000

1954

/1955

1956

/1957

1958

/1959

1960

/1961

1962

/1963

1964

/1965

1966

/1967

1968

/1969

1970

/1971

1972

/1973

1974

/1975

1976

/1977

1978

/1979

1980

/1981

1982

/1983

1984

/1985

1986

/1987

1988

/1989

1990

/1991

1992

/1993

1994

/1995

1996

/1997

1998

/1999

2000

/2001

Abbildung 5-1: Kumulative spezifische mittlere Massenbilanz der Ötztaler Gletscher für den Zeitraum 1954 bis 2002. (Markl, persönliche Mitteilung, 2002)

Betrachtet man die kumulative mittlere Massenbilanz der Ötztaler Gletscher (Abbildung 5-1) so erkennt man, dass während der ersten zehn Jahre ein Massenverlust von insgesamt minus 3167 mm Wasseräquivalent aufgetreten ist. Zwischen 1965 und 1968 gab es deutliche Zuwächse, ebenso zwischen 1973 und 1978, unterbrochen für den Zeitraum 1969 bis 1972, wo ein Massenverlust feststellbar war. Von 1979 bis 1984 gab es wieder Verluste, ausgenommen die beiden Jahre 1980 und 1984 mit leichtem Massengewinn. Für diese fünf Perioden zusammen genommen kann die Massenbilanz insgesamt als schwach negativ betrachtet werden, die Ötztaler Gletscher verloren zwischen 1954 und 1984 insgesamt minus 2532 mm Wasseräquivalent. Seit 1985 gab es, mit Ausnahme des Haushaltsjahrs 2001 (Massenbilanz plus 42 mm) nur negative jährliche Bilanzen.

5.1. Massenbilanzen

43

-1500

-1000

-500

0

500

1000

1500

1954

/195

5

1956

/195

7

1958

/195

9

1960

/196

1

1962

/196

3

1964

/196

5

1966

/196

7

1968

/196

9

1970

/197

1

1972

/197

3

1974

/197

5

1976

/197

7

1978

/197

9

1980

/198

1

1982

/198

3

1984

/198

5

1986

/198

7

1988

/198

9

1990

/199

1

1992

/199

3

1994

/199

5

1996

/199

7

1998

/199

9

2000

/200

1

spez

ifis

che

Mas

sen

bila

nz

(mm

w. e

q.)

Abbildung 5-2: Jährliche spezifische mittlere Massenbilanz der Ötztaler Gletscher für den Zeitraum 1954 bis 2002. (Markl, persönliche Mitteilung, 2002)

Zwischen 1954 und 2002 gab es im Mittel über die drei Ötztaler Gletscher 16 positive und 32 negative Bilanzjahre, wobei die spezifischen Massenbilanzen zwischen plus 905 mm w.eq. (im Haushaltsjahr 1964/1965) und minus 1085 mm Wasseräquivalent (im Haushaltsjahr 1990/1991) schwankten (Abbildung 5-2). Die größte Schwankung dieser Periode stellt der abrupte Anstieg von 1963/1964 auf 1964/1965 dar.

Insgesamt zeigt die Zeitreihe der mittleren Massenbilanzen ein interessantes Bild. Die Reihe der jährlichen Werte lässt augenscheinliche Perioden erkennen, die Verteilung macht keinen rein zufälligen Eindruck. Die jährlichen Massenbilanzwerte wurden in vier Klassen eingeteilt, wobei Werte oberhalb des dritten Quartils als „deutlich positiv“, Bilanzen zwischen dem dritten Quartil und dem zweiten Quartil (welcher gleich dem Median ist) als „ausgeglichen“ bezeichnet werden. In der Klasse „mäßig negativ“ finden sich Bilanzwerte, welche zwischen dem ersten Quartil und dem Median liegen, Bilanzen unterhalb des ersten Quartils werden als „stark negativ“ klassifiziert. Nach 1983/1984 fiel keines der Haushaltsjahre mehr in die Kategorie „deutlich Positiv“, hingegen fielen in diesen Zeitraum acht der zwölf Haushaltsjahre in die Kategorie „stark negativ“.

Zur Weiterführung der Arbeit von Pfoser (1997) schien es sinnvoll, den vier vorhandenen Zeitabschnitten einen weiteren hinzuzufügen. Dieser fünfte Abschnitt reicht vom Haushaltsjahr 1994/1995 bis 2001/2002 und ist eine weitere, für die Gletscherentwicklung ungünstige Periode.

5.2. Die Bedeutung der Witterung für die Massenbilanzen der Gletscher im Ötztal

44

Anzahl der Jahre pro Massenbilanzkategorie mittlere Massenbilanz deutlich

positiv ausgeglichen mäßig

negativ stark negativ

1956-1964 -369 mm 0 4 2 3 1965-1972 +149 mm 5 1 2 0 1974-1981 +174 mm 5 3 0 0 1986-1994 - 654 mm 0 0 3 6 1995-2002 - 354 mm 0 3 4 1

Tabelle 5-2: Fünf Zeitabschnitte in der Gletscherentwicklung der Ötztaler Alpen.

Der erste Zeitabschnitt umfasst mit ausgeglichenen bis stark negativen Massenbilanzen die neun Haushaltsjahre 1955/1956 bis 1963/1964. Darauf folgen, getrennt durch das Haushaltsjahr 1972/1973 zwei jeweils acht Jahre umfassenden Phasen zwischen 1964/1965 und 1971/1972 sowie zwischen 1973/1974 und 1980/1981 mit überwiegend positiven Massenbilanzen. Die Jahre 1981/1982 bis 1984/85 werden aufgrund ihrer uneinheitlicher Massenbilanzen nicht berücksichtigt. Der vierte Zeitabschnitt von 1985/1986 bis 1993/1994 ist charakterisiert durch mäßige bis stark negative Bilanzen. Die Haushaltsjahre 1994/1995 bis 2001/2002 bilden die fünfte Phase mit ausgeglichenen, mäßig negativen Massenbilanzen sowie einer stark negativen Massenbilanz (Abbildung 5-2). Sämtliche Massenhaushaltsdaten entstammen einer persönlichen Mitteilung von Markl (2002).

5.2 Die Bedeutung der Witterung für die Massenbilanzen der Gletscher im Ötztal

Die Massenbilanz eines Gletschers am Ende eines Haushaltsjahres ist das Produkt zahlreicher Faktoren, welche in den vorangegangenen zwölf Monaten auf den Gletscher eingewirkt haben. Diese stehen weitestgehend in ursächlichem Zusammenhang mit dem Wettergeschehen. Somit kann die Massenbilanz als Ergebnis des Witterungsverlaufs des vorangegangenen Jahres interpretiert werden. Aufgrund klimatischer und hydrologischer Eigenarten besteht keine einfache Beziehung zwischen Massenbilanzen von Gletschern und Witterungsabläufen. In den beiden folgenden Unterkapiteln soll diese Beziehung für ein Haushaltsjahr genauer beleuchtet werden.

5.2.1 Die Akkumulationsperiode

Aus praktischen Gründen (vertretbarer Arbeitsaufwand) werden im Ötztal Massenbilanzen nur für das gesamte Haushaltsjahr ermittelt, eine Unterteilung etwa in Winter- und Sommerbilanz ist daher aus den verfügbaren Daten nicht möglich. Jedoch gab es Versuche, die saisonalen Massenbilanzen zu modellieren. Hofinger und Kuhn (1996) stellen in ihrer Arbeit ein Modell vor, mit welchem aus Klimadaten aus der unmittelbaren Umgebung die Sommerbilanzen des Hintereisferners ermittelt wurden. Besonderes Augenmerk wurde dabei auf die kurzwellige Strahlungsbilanz sowie die Albedo gelegt. Als Winterbilanz wird die Differenz aus Jahresbilanz und Sommerbilanz angegeben.


45

Wie bereits erwähnt beginnt die Akkumulationsperiode definitionsgemäß am Anfang Oktober und endet im Spätfrühling, meist Ende Mai. Während dieser Periode wird davon ausgegangen, dass Niederschläge in festem Aggregatzustand fallen und tiefe Temperaturen sowie geringe Strahlungsbilanzen ein Abschmelzen unterbinden. Daher wird überwiegend Masse aufgebaut.

Wie gut die von Hofinger und Kuhn berechneten Wintermassenbilanzen am Hintereisferner und die Winterniederschläge in Vent (in der Periode von 1. Oktober bis 31. März) übereinstimmen, zeigt die folgende Abbildung (Abbildung 5-3).

0

100

200

300

400

500

600

1954

/195

5

1956

/195

7

1958

/195

9

1960

/196

1

1962

/196

3

1964

/196

5

1966

/196

7

1968

/196

9

1970

/197

1

1972

/197

3

1974

/197

5

1976

/197

7

1978

/197

9

1980

/198

1

1982

/198

3

1984

/198

5

1986

/198

7

1988

/198

9

1990

/199

1

1992

/199

3

1994

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5

Nie

der

sch

lag

[m

m]

0

300

600

900

1200

1500

1800

Mas

sen

bila

nz

[mm

]

Abbildung 5-3: Vergleich zwischen dem Winterniederschlag von Vent (ausgezogene Linie) und den Wintermassenbilanzen des Hintereisferners (unterbrochene Linie). Der Winter umfasst die Monate Oktober bis Mai. (Hofinger und Kuhn, 1996)

Uneinheitliche Niederschlagsverteilung über ein größeres Gebiet ist nichts außergewöhnliches, speziell in komplexen Gebirgsregionen wie den Ötztaler Alpen. Niederschlagsmengen einzelner Stationen können nur sehr bedingt auf ein größeres Gebiet übertragen werden. Die in Abbildung 5-3 auftretenden Differenzen gehen aber doch über das zu erwartende Maß hinaus.

Da es sich bei den modellierten Winterbilanzen um Differenzen zwischen gemessenen Jahresbilanzen und modellierten Sommerbilanzen handelt, weisen Hofinger und Kuhn (1996) in ihrer Arbeit darauf hin, dass die Winterbilanzen alle Fehler und Vereinfachungen der Messung sowie der Rechnung beinhalten. Besonders während der ersten Bilanzjahre treten größere Unterschiede auf.


46

5.2.2 Die Ablationsperiode

Bestimmend für die Ablation ist auf den Alpengletschern im Wesentlichen die Energiebilanz an der Oberfläche. Dabei erfolgt der größte Teil der Energieaufnahme (und damit des Massenabbaus) über die Absorption kurzwelliger Strahlung sowie die Zufuhr von fühlbarer Wärme. In den Sommermonaten leistet vor allem die Einstrahlung einen sehr großen Beitrag zur Schmelzenergie, da während dieser Periode durch lange Tage und hohe Sonnenstände das Strahlungsangebot sehr groß ist. Der Beitrag zur umgesetzten Schmelzenergie wird in der Literatur (Hoinkes, 1967) bei optimalen Bedingungen mit 80% und für nach Norden exponierte Zungen noch mit 60% angegeben. Die Menge der absorbierten Strahlung hängt dabei von zwei wesentlichen Faktoren ab. Der eine ist, wie bereits erwähnt, das Strahlungsangebot, der andere ist die Fähigkeit des Gletschers, diese Energie auch aufzunehmen. Da zu Beginn der Ablationsperiode der Gletscher von den Schneefällen der vergangenen Monate noch weiß ist, wird der Großteil der kurzwelligen Strahlung wieder reflektiert. Im Lauf des Sommers nimmt das Reflexionsvermögen, die so genannte Albedo, durch Verschmutzung der Oberfläche aus Staubablagerungen, durch Schneemetamorphose und durch Ausaperungen von Firn und Eis deutlich ab. Dabei treten beträchtliche Unterschiede auf.

Neuschnee 0,7 bis 0,9 Altschnee 0,4 bis 0,7

Firn 0,3 bis 0,6 Eis 0,2 bis 0,5

Tabelle 5-3: Zahlenwerte der Albedo.

Der Höhepunkt der maximal möglichen Einstrahlung liegt im Monat Juni. Zusammen mit dem abnehmenden Reflexionsvermögen der Gletscheroberfläche kann man Maximalwerte der Ablation in den Monaten Juli und August erwarten. Zu diesem Zeitpunkt ist einerseits das Strahlungsangebot hoch, andererseits sollte bereits eine niedrige Albedo auftreten. Unter Einbeziehung des fühlbaren Wärmestroms in diese Überlegungen und bei Beachtung der Tatsache, dass die höchsten Temperaturen in den Alpen ebenfalls während der Monate Juli und August auftreten, lässt sich die hervorragende Bedeutung dieser beiden Sommermonate auf die Ablation und die Gletscherentwicklung der Alpengletscher insgesamt nachvollziehen. An sonnigen und warmen Tagen kann während der Monate Juli und August die Ablation zügiger voranschreiten als bei vergleichbarem Wetter im Juni oder September.

Wie im vorigen Abschnitt kurz erwähnt ist während der Ablationsperiode der Niederschlag, speziell die Zahl der Tage mit Schneefall, für den Verlauf der Ablation von großer Bedeutung. Sommerlicher Neuschnee wirkt sich zweifach auf die Massenbilanz des Gletschers aus. Einerseits steigt mit einer weißen Neuschneedecke die Albedo der Gletscheroberfläche rapide an, vor allem dort, wo zuvor die Eisablation bereits in vollem Gange war. Andererseits bedeutet die Schneedecke eine vorübergehende Akkumulation von Masse, die erst wieder abgebaut werden muss, bevor die Ablation wieder ebenso effektiv wie zuvor weitergehen kann.

Insgesamt nimmt die Albedo einen sehr wichtigen Stellenwert im Energiehaushalt von Gletschern ein. Ein sonniger und warmer Juni etwa bringt nur dann deutliche

5.3. Klimagrößen und Massenbilanzen

47

Ablationsbeträge, wenn der Mai bereits die Voraussetzungen hierfür geschaffen hat, das heißt im Mai bereits wesentliche Teile des Winterniederschlags abgeschmolzen sind.

Vor allem die Jahreszeiten Frühling und Herbst weisen eine sehr große Wechselhaftigkeit der Witterung auf und zeigen in verschiedenen Jahren sehr unterschiedliche Charakteristika (Dreiseitl, 1973). So verkürzen frühsommerliche Kaltlufteinbrüche die Ablationsperiode deutlich, während frühsommerliche Staubfälle im Zusammenhang mit Südföhn die Reflexionseigenschaften der noch weißen Gletscheroberfläche stark erniedrigen und ein rasches Fortschreiten des Abschmelzens bewirkt.

5.3 Klimagrößen und Massenbilanzen

Aufgrund ihrer Beständigkeit und der ihnen eigenen Dynamik auf relativ langen Zeitscales können Eigenschaften von Gletschern als Klimaindikatoren gewertet werden. Ändern sie sich in Größe und Form, so kann dies als Hinweis auf ein schwankendes Klima gedeutet werden. Während kleine Gletscher bereits innerhalb weniger Jahre deutlich auf mehrere negative oder positive Haushaltsjahre reagieren, stellen sich große Gletscher deutlich langsamer darauf ein.

Die Klimabeobachtungen in Vent (1900 m) im inneren Ötztal werden seit dem Ende des vorletzten Jahrhunderts durchgeführt, seit 1851 liegt eine fast vollständige Temperaturreihe vor, seit 1905 auch eine der Niederschlagssummen. In den folgenden drei Unterkapiteln werden die klimatischen Parameter Temperatur und Niederschlag auf ihre Wirkung auf die Gletscher in den Ötztaler Alpen sowie auf ihre langfristige Veränderlichkeit in der Region abgeschätzt.

5.3.1 Die Temperatur

Bei der Betrachtung der mittleren Temperaturjahresgänge von Vent in den in Tabelle 5-2 dargestellten charakteristischen Zeitabschnitten der Entwicklung der Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher kann eine gute Übereinstimmung festgestellt werden.

Abbildung 5-4 zeigt die Kurven der Temperaturabweichungen von den Mittelwerten. Die Temperaturen des Sommerhalbjahres lassen deutliche Rückschlüsse auf das Gletscherverhalten zu. Vor allem in den Monaten April bis September liegen die Kurven jener Perioden, welche für die Gletscherentwicklung als günstig eingestuft wurden (die Haushaltsjahre 1964/65 bis 1971/72, schwarze Linie und die Haushaltsjahre 1973/74 bis 1980/81, violette Linie), deutlich unterhalb der Nulllinie. Auffällige negative Temperaturabweichungen gab es in beiden Fällen bereits im Frühling und im Frühsommer. Die extrem ungünstigen Haushaltsjahre 1985/86 bis 1993/94 (rote Linie) zeigen im Mittel deutlich übernormale Temperaturen in den Monaten Juli bis Oktober. Die ungünstige Periode 1994/95 bis 2001/02 (blaue Linie) zeigt deutliche Temperaturabweichung nach oben, vor allem in den Frühsommermonaten. Auch die ungünstige Periode der Haushaltsjahre 1955/56 bis 1963/64 (grüne Linie) zeigt im Mittel leicht zu hohe Temperaturen im Frühsommer, ist ansonsten aber unauffällig. Die


48

Mitteltemperaturen der Wintermonate lassen in diesem Zusammenhang keine Übereinstimmung erkennen.

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1

1,5

2


Tem

per

atu

rab

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chu

ng

[°C

]

Abbildung 5-4: Jahresgänge der Temperatur an der Station Vent in verschiedenen Zeitabschnitten, bezogen auf die langjährigen Monatsmittel 1903 bis 2002. Die grüne Linie zeigt die Haushaltsjahre 1955/56 bis 1963/64, die schwarze 1964/65 bis 1971/72, die violette 1973/74 bis 1980/81, die rote 1985/86 bis 1993/94 und die blaue 1994/95 bis 2001/02.

Die negativen Temperaturanomalien im Frühling jener Zeitabschnitte, welche sich für die Gletscherentwicklung als positiv erwiesen, sind die Folge zahlreicher Kaltlufteinbrüche, welche im Hochgebirge Schneefall bringen. Die zu kalten Sommer dieser Perioden lassen auf eher trüben Witterungscharakter mit vergleichsweise geringer Einstrahlung schließen. In den für die Gletscherentwicklung ungünstigen Zeitabschnitten war es in den Vergleichsmonaten im Mittel wärmer. Dies kann als Anzeichen von verlängerten Ablationsperioden bei sonnigerem Wetter und mehr Einstrahlung gewertet werden.

In diesem Zusammenhang scheint die Tatsache erwähnenswert, dass die Massenbilanz eines gesamten Haushaltsjahres bereits aus der sommerlichen Witterung allein relativ gut abgeleitet werden kann, ohne den Beitrag der Akkumulationsperiode zu berücksichtigen. Hofinger und Kuhn (1996) stellten in ihrer Arbeit fest, dass die Standardabweichung der Sommerbilanzen des Hintereisferners mit 540 mm Wasseräquivalent deutlich größer ist als jene der Winterbilanzen mit 370 mm Wasseräquivalent. Die Beträge der Akkumulation weisen somit wesentlich geringere Abweichungen von ihrem Durchschnitt auf als die Ablationsbeträge und können zu den jährlichen Schwankungen der Massenbilanzen daher nur einen geringeren Beitrag leisten. Bei zusätzlicher


49

Beachtung der Tatsache, dass wesentliche Anteile der Akkumulation erst in den Monaten April und Mai erfolgen, ist die außerordentliche Bedeutung des Sommerhalbjahrs für die Bilanz des gesamten Haushaltsjahres erklärbar.

Eine Methode, bei der die Temperatur als erste Näherung für die Einstrahlung herangezogen wird, wurde von Hoinkes und Steinacker (1975) entwickelt. Bei dem als TS(9,Wi)-Methode bekannten Verfahren handelt es sich um eine Erweiterung der Gradtagmethode. Diese beruht im Wesentlichen auf der Summe positiver Tagesmitteltemperaturen von Vent. Werden die erweiterten Temperatursummen den Massenbilanzen des Hintereisferners gegenübergestellt, so ergibt sich ein bemerkenswert hoher Korrelationskoeffizient von -0,94 für die Jahre 1952/53 bis 1972/73. Oitzl (2003) rekonstruierte in ähnlicher Weise mit den Reanalysis Daten (NCEP/NCAR) die Massenbilanzen des Hintereisferners für die Jahre 1953 bis 2000 und fand trotz deutlicher Abweichungen in einzelnen Jahren gute Übereinstimmungen zwischen der alten Methode von Hoinkes und seiner Methode.

5.3.2 Der Niederschlag

Um den Stellenwert der Akkumulationsperiode etwas deutlicher darzustellen, vergleicht Pfoser (1997) die Niederschlagsmengen und Winterbilanzen der vier von ihm bearbeiteten Zeitabschnitte.

Zeitabschnitt Niederschlag, Okt. - Mai Massenbilanz, Okt. - Mai 1955/56 – 1963/64 302 539 1964/65 – 1971/72 298 521 1973/74 – 1980/81 378 780 1985/86 – 1993/94 362 788 1994/95 – 2001/02 420

Tabelle 5-4: Mittlere Niederschlagsmengen von Vent und mittlere Wintermassenbilanzen des Hintereisferners verschiedener Zeitabschnitte. Angaben in mm. (Hofinger und Kuhn, 1996)

Tabelle 5-4 Zeigt eine Gegenüberstellung der Niederschläge in den Monaten Oktober bis Mai und der Wintermassenbilanzen für vier der fünf betrachteten Perioden. Übernormal trockene Winter kennzeichneten die ersten beiden Perioden. In den Jahren darauf wurden durchschnittlich übernormale Niederschläge beobachtet, welche knapp über dem langjährigen (1903 bis 2002) Mittelwert von 362 mm lagen.

Die geringen Winterniederschläge mögen an den schlechten Massenbilanzen der Haushaltsjahre 1955/56 bis 1963/64 beteiligt gewesen sein, jedoch kam es in der darauf folgenden Periode der Haushaltsjahre 1964/65 bis 1971/72 ebenfalls zu trockenen Wintern, die Gletscherentwicklung verlief aber günstig. Die Vorstoßtendenzen der Ötztaler Gletscher im Zeitraum zwischen 1973/74 und 1980/81 wurden von höheren Winterniederschlägen sicher gefördert, während durchschnittliche Winterniederschläge den extremen Gletscherrückgang in der Periode 1985/85 bis 1993/94 nicht aufhalten konnten. Auch in den letzten Jahren zwischen 1994/95 und 2001/02 zogen sich die Ötztaler Gletscher trotz sehr hoher Winterniederschläge zurück.

Vor allem in den vergangenen Jahren ist diese Entwicklung sehr deutlich zu beobachten. Häufiger Schneefall in den Wintermonaten verbunden mit großen


50

Schneemengen auf den Gletschern führte zu starker Winterakkumulation, von welcher in den Jahresmassenbilanzen allerdings kaum etwas zu bemerken war. Die Tendenz zum Gletscherrückzug in den Alpen setzte sich ungebremst fort. Beispielsweise fiel im Haushaltsjahr 1993/94 in den Monaten Oktober bis Mai mit 507 mm deutlich mehr Niederschlag als im Durchschnitt, die Jahresmassenbilanz wies dennoch einen deutlichen Verlust von minus 988 mm Wasseräquivalent auf, einen der größten, bisher beobachteten Massenverlust in der gesamten Reihe.

Diese Erkenntnisse untermauern die Untersuchungen früherer Autoren über die Gletscher in den Ötztaler Alpen. Hoinkes (1967) fand in den kalten Sommern die wichtigste Gemeinsamkeit aller Zeitabschnitte, in denen Gletschervorstöße registriert wurden. Niedrige Temperaturen in den Sommermonaten sind somit wichtiger für eine positive Gletscherentwicklung als eine Erhöhung der Winterniederschläge, zumindest in den Ötztaler Alpen. Das Schicksal eines Gletschers entscheidet folglich der Sommer.

5.3.3 Das Klima in den Ötztaler Alpen im vergangenen Jahrhundert

5,0

5,5

6,0

6,5

7,0

7,5

8,0

8,5

9,0

1903

1907

1911

1915

1919

1923

1927

1931

1935

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1943

1947

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1955

1959

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1975

1979

1983

1987

1991

1995

1999

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C]

Abbildung 5-5: Zeitreihe der Sommertemperaturen (April bis September) von Vent für die Jahre 1903 bis 2002. Die dünne Linie zeigt die Mittelwerte der einzelnen Jahre, die dicke Linie das dazugehörige fünfjährig übergreifende Mittel. (Institut für Meteorologie und Geophysik, Innsbruck)

Um hochfrequente Schwankungen, welche zu für die klimatologische Betrachtung zu unübersichtlich und wenig sinnvoll wären, werden nur die fünfjährig übergreifend gemittelten betrachtet. Auch Gletscherschwankungen treten in mehrjährigen Zeitabschnitten auf, somit scheint die Verwendung einer mehrjährig übergreifend gemittelten Reihe im Hinblick auf den Versuch, die Gletscherentwicklung nachzuvollziehen, vorteilhaft.


51

240

290

340

390

440

490

1903

1907

1911

1915

1919

1923

1927

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1951

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1995

1999

Nie

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[mm

]

Abbildung 5-6: Zeitreihe der Winterniederschläge (Oktober bis Mai) von Vent. Die Säulen zeigen die fünfjährig übergreifend gemittelten Niederschlagssummen der Jahre 1903 bis 2002. (Institut für Meteorologie und Geophysik, Innsbruck)

Bei der Betrachtung der beiden Zeitreihen von Sommertemperatur (Abbildung 5-5) und Winterniederschlag (Abbildung 5-6) lässt sich die Gletscherentwicklung im vergangenen Jahrhundert gut beschreiben. Eine Vorstoßperiode während der ersten beiden Jahrzehnte des vorigen Jahrhunderts war von großen Niederschlagsmengen im Winter und tiefen Temperaturen im Sommer begleitet. Dies führte zu idealen Bedingungen und zu Gletscherwachstum in einem Ausmaß, welches später nicht mehr erreicht wurde. Eine ausgedehnte Periode mit Gletscherrückzug folgte und erreichte ihren Höhepunkt in den Vierzigerjahren des vergangenen Jahrhunderts (Hoinkes, 1967). Ein Maximum mit den bisher höchsten Sommertemperaturen ist während dieser Zeit deutlich zu erkennen. Für ungewöhnlich lange Ablationsperioden sorgten vor allem übernormal temperierte Frühlingsmonate (Schneider, 1967). Mit geringen Winterniederschlägen, aber bereits deutlich kühleren Sommern hielt die ungünstige Gletscherentwicklung noch bis 1964 an. Es folgten rund 15 Jahre mit kälteren Sommern und langsam zunehmender Winterniederschläge. Zwischen dem Ende der Siebziger und Anfang der Achtzigerjahre sind einige Jahre lang mehr als zwei Drittel der ostalpinen Gletscher in ihrer Länge nicht zurückgegangen, etwa die Hälfte von ihnen ist vorgestoßen (Patzelt, 1997). Etwa Mitte der Achtzigerjahre kehrte sich der Trend um, die Gletscher begannen sich in den wärmeren Sommern wieder weiter zurückzuziehen. Vor allem in der ersten Hälfte der Neunzigerjahre gab es teils dramatische Massenverlust. Während die Winterniederschläge meist auf hohem Niveau verharrten, nahmen die Sommertemperaturen während dieser Jahre weiter zu. Der für die Gletscherentwicklung ungünstige Trend schwächte


52

sich ab Mitte der Neunzigerjahre, begleitet von hohen Winterniederschlägen wieder etwas ab.

6. Witterung und Wetterlagen in Bezug auf die Ötztaler Gletscher

53

6. Witterung und Wetterlagen in Bezug auf die Ötztaler Gletscher

Wie bereits erwähnt stehen Vorstoß- und Rückzugstendenzen von Gletschern in ursächlichem Zusammenhang mit der klimatischen Entwicklung ihrer Umgebung und dem Witterungsverlauf. „Der Massenhaushalt eines Gletschers ist das Spiegelbild des Wettergeschehens“ eines Jahres (Pfoser, 1997). Dieses Kapitel hat eine genauere Auseinandersetzung dieser Behauptung zum Inhalt. Anhand einer möglichst einfachen Methode soll der komplexe Zusammenhang zwischen Witterung und Massenhaushalt erfasst werden.

6.1 Frühere Arbeiten über den Zusammenhang zwischen Großwetterlagen und Gletscherentwicklung

Untersuchungen der Wirksamkeit von Großwetterlagen auf ihre Wirkung in Bezug auf die Gletscherentwicklung wurden bereits in den Sechzigerjahren des vergangenen Jahrhunderts unternommen. Man vermutete bereits, dass es einen direkten Zusammenhang zwischen der Häufigkeit bestimmter Wetterlagen und den Massenbilanzen der Alpengletscher geben könnte.

6.1.1 „Gletscherschwankungen und Wetter in den Alpen“, Hoinkes (1967)

Bei dieser Arbeit von Hoinkes (1967) handelt es sich um die erste, die eingehend der Frage nachgeht, welchen Stellenwert die Witterung und die unterschiedlichen Wetterlagen für die Gletscherschwankungen in den Alpen haben. Dazu verwendete der Autor eine Maßzahl, nämlich das Verhältnis von gletschergünstigen zu gletscherungünstigen Wetterlagen. Diese berechneten Zahlen verglich er mit den Massenbilanzen von Gletschern. Seiner Untersuchung liegt eine Arbeit von Buerger (1958) zugrunde. Dieser hatte die Großwetterlagen nach Hess und Brezowski in sieben Gruppen eingeteilt, die typische Wetterverläufe in Mitteleuropa zusammenfassen. Für jedes Haushaltsjahr ermittelte Hoinkes nun die Anzahl „gletschergünstiger Wetterlagen“, nämlich die Gruppen 1, 4 und 6 und der „gletscherungünstigen Wetterlagen“, die er in den Gruppen 5 und 7 (Tabelle 6-1) vorgefunden hatte. Dabei beschränkte er sich auf die Monate Dezember bis November, da er diese bezüglich der Massenbilanzen von Alpengletschern für die bedeutendsten hielt.

Die von Hoinkes gesuchte Zahl ergab sich aus der Differenz zwischen der Anzahl gletschergünstiger und gletscherungünstiger Wetterlagen. Der Korrelationskoeffizient zwischen dieser Maßzahl der Witterung und der jährlichen Massenbilanzen stellte sich als unerwartet gering heraus. Dennoch konnte in dieser Arbeit erstmals ein direkter Zusammenhang zwischen Häufigkeiten von Großwetterlagen und Gletscherschwankungen nachgewiesen werden. Ein besseres Resultat brachte die Mittelung über mehrjährige Zeitabschnitte. Hoinkes fand eine für die Alpengletscher kritische Differenz zwischen der Anzahl gletschergünstiger und gletscherungünstiger Wetterlagen von 90 als Mittel über fünf Jahre. Eine Überschreitung dieser kritischen Zahl sollte zu einem Vorstoß der Alpengletscher führen. Relativ hohe Werte zu Beginn des vorigen Jahrhunderts

6.1. Frühere Arbeiten

54

und vergleichsweise niedrige Werte in den Vierzigerjahren dokumentieren den Zusammenhang zwischen Witterung und den Schwankungen der Alpengletscher sehr deutlich. Hoinkes regt zum Ende seiner Arbeit eine sorgfältigere Auswahl gletscherwirksamer Wetterlagen an, um auch bei Betrachtung einzelner Jahre zu besseren Übereinstimmungen zu kommen. Da die Wetterlagengruppen nach Buerger sich auf den gesamten mitteleuropäischen Raum beziehen, könnte ein spezieller Bezug der Großwetterlagen hinsichtlich der Verhältnisse in den Ötztaler Alpen Fortschritte bringen.

Gruppe Witterungsmerkmal Zeit Großwetterlagen 1 Ozeanischer Winter Dezember-Februar WA, WZ, WS, WW,

SWZ, NWA, NWZ, TB, TRW

2 Kontinentaler Winter Dezember-Februar HM, BM, HNA, NEA, NEZ, HFA, HFZ, HNFA, HNFZ, SEA, SEZ, SA

3 Hoher Druck im Frühling März-Mai SWA, NWA, HM, BM, NA, HNA, HFA, HNFA, SEA, SA

4 Kälterückfälle im Frühling

März-Mai NWA, NWZ, NA, NZ, HNA, HNZ, HB, TRM, NEA, NEZ

5 Hoher Druck im Sommer

Juni-August WA, SWA, HM, BM, NEA, NEZ, HFA, HNFA, SEA, SA

6 Monsunaler Sommer Juni-August WZ, WS, WW, NWA, NWZ, TM, NA, NZ, HNA, HNZ, HB, TRM

7 Schönwetter im Herbst September-November

SWA, HM, BM, HFA, HNFA, SEA, SEZ, SA, SZ, TB, TRW

Tabelle 6-1: Gruppen von Großwetterlagen nach Buerger (1958). (Hoinkes, 1967)

6.1.2 „Witterungsklimatologie und Massenbilanzen in den Ötztaler Alpen“, Dreiseitl (1973)

Zur quantitativen Erfassung einzelner Großwetterlagen für die Ötztaler Alpen berechnete Dreiseitl (1973) für jede Wetterlage im Zeitabschnitt Mai bis September die durchschnittlichen Temperatur- und Niederschlagsabweichungen an der Station Vent. Aufgrund der größeren Wechselhaftigkeit der Herbst- Winter- und Frühlingsmonate schien die Einbeziehung weiterer Monate wenig sinnvoll, da es dabei auch zu einer stärkeren Variation der klimatischen Größen kommt. Einzelne Mittelwerte würden damit an Aussagekraft verlieren. Aufgrund der herausragenden Bedeutung der Ablationsperiode für die gesamte Jahresmassenbilanz sollte diese Betrachtung bereits sehr aufschlussreich sein.

Dreiseitl ordnete die einzelnen Großwetterlagen anhand der Vorzeichen ihrer mittleren Temperatur- und Niederschlagsabweichungen von den Normalwerten in die folgenden vier Quadranten ein: warm und trocken, warm und feucht, kalt und

6.1. Frühere Arbeiten

55

trocken, kalt und feucht (Abbildung 6-1). Im Quadranten mit unternormalen Temperaturen und übernormalen Niederschlägen sollten sich im Wesentlichen die für die Gletscherentwicklung günstigen Wetterlagen (WS, WW, NWZ, TM, NZ, HNZ, TRM, NEZ, HNFZ) finden. Um das gesamte Datenkollektiv in zwei etwa gleich große Gruppen unterteilen zu können, wurden auch die sehr kalten Lagen NA und HB trotz ihrer relativ geringen Niederschlagsbereitschaft sowie die äußerst niederschlagsreichen Großwetterlagen HFZ, SEZ und TRW ungeachtet ihrer relativ hohen Temperaturen zusätzlich in die Gruppe gletschergünstiger Wetterlagen aufgenommen. Während der Großwetterlagen WZ ereignen sich viele der für die Massenbilanzen wichtigen sommerlichen Schneefälle. Da diese Wetterlage eher mit durchschnittlichen Temperaturen und Niederschlagswahrscheinlichkeiten in Verbindung steht, wirkt diese Tatsache zunächst ungewöhnlich. Aufgrund der hohen Auftrittshäufigkeit dieser Wetterlage kommt es zwangsläufig zu einer hohen Anzahl von Tagen mit Schneefall, daher wurde auch diese Wetterlage in die Gruppe der gletschergünstigen Wetterlagen einbezogen.

Anhand dieser Untersuchungen konnte Dreiseitl zeigen, dass die drei Ablationsperioden mit der größten Häufigkeit gletschergünstiger Wetterlagen (1965, 1966 und 1968) auch die positivsten Massenbilanzen aufwiesen.

Abbildung 6-1: Niederschlagswahrscheinlichkeit (Prozent) und mittlere Temperatur-abweichung (°C) in Vent für die Jahre 1955 bis 1971. Jeweils für die Monate Mai bis September. (Dreiseitl, 1973)

6.1.3 „Gletscherschwankungen und großräumige atmosphärische Strömung“, Pfoser (1997)

Auch Pfoser (1997) entwickelte in seiner Arbeit eine Methode, die Witterung zu quantifizieren. Dazu führte er die normierte Witterungszahl nW als ein Maß für den Wettercharakter der Sommermonate ein, wobei die Bedeutung für die Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher im Vordergrund stand. Da einerseits die

6.2. Gletscherentwicklung und Witterung

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Ablationsperiode gegenüber der Akkumulationsperiode einen überwiegenden Beitrag zur Gletscherentwicklung leistet und andererseits die Monate Juli und August gegenüber den anderen Sommermonaten dominieren, führte er Faktoren zur Gewichtung der einzelnen Sommermonate ein. Für den Masseneintrag (Akkumulation) stehen insgesamt mehr Tage zur Verfügung als für den Massenabbau (Ablation), der in relativ kurzer Zeit erfolgen muss. Daher muss der größere Stellenwert eines Sommertags gegenüber einem Wintertag mit Hilfe dieser Gewichtung hervorgehoben werden.

Mit Hilfe einer statistischen Auswertung wurde die Wirksamkeit der Bewölkung einzelner Wetterlagen untersucht. Zwar kann gefolgert werden, dass Wetterlagen, welche häufig mit Niederschlag oder tiefen Temperaturen in Verbindung stehen, auch mehr Bewölkung aufweisen. Die große Wechselhaftigkeit des Wetters selbst bei gleicher Wetterlage und die Unsicherheit bei der Übertragung der Verhältnisse von Vent auf die Gletscherregion führten dann allerdings zu einem Verzicht der Gewichtung einzelner Wetterlagen. Es wurde bei der Einteilung nur versucht, das Vorzeichen einzelner Großwetterlagen für die Wirksamkeit auf die Gletscher zu ermitteln.

Der Vergleich zwischen den jährlichen nW Werten und den tatsächlichen Massenbilanzen führte zu guten Korrelationskoeffizienten. Zudem konnte Pfoser mit Hilfe von Teilsummen einzelner Perioden der Gletscherentwicklung den Witterungsverlauf während der Ablationsperioden genauer untersuchen und diese zudem weiter unterteilen.

6.2 Gletscherentwicklung und Witterung

Nicht nur die Gletscher, auch die atmosphärischen Strömungsbilder weisen in verschiedenen Zeitabschnitten unterschiedliche Merkmale auf. Der Hinweis früherer Autoren, dass mit Hilfe der Häufigkeit unterschiedlicher Wetterlagen die Gletscherentwicklung zu beschreiben sei sowie die erfolgreichen Korrelationen von Pfoser (1997) schufen den Anreiz, diese Arbeit fortzusetzen. Ein besonderes Augenmerk liegt dabei auf den starken Rückzugstendenzen der Ötztaler Gletscher seit 1986.

6.2.1 Ermittlung der normierten Witterungszahl

Die normierte Witterungszahl (nW) stellt ein Maß für den Wettercharakter der Sommermonate dar, wobei im Vordergrund die Bedeutung für die Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher steht. Für die Auswahl der Sommermonate bietet sich in diesem Zusammenhang die Ablationsperiode an, welche im Wesentlichen die Monate Juni bis September einschließt. Da, wie zuvor erwähnt, die Monate April und Mai einen nicht unbedeutenden Stellenwert bei der jährlichen Gletscherentwicklung einnehmen, muss hier ein Kompromiss gefunden werden. Pfoser (1997) nimmt in seiner Untersuchung den Mai hinzu, da in diesem Monat in etwa der hälfte aller Jahre die Eisablation an der Zunge des Hintereisferners einsetzt. Zur Bestimmung der Gletscherwirksamen Wetterlagen bietet Dreiseitl (1973) eine wichtige Unterlage, welche den zweiten bedeutenden Frühlingsmonat April nicht berücksichtigt. Somit stehen dafür keine Daten zur Verfügung und es wird daher sowohl bei Pfoser (1997) als auch in der vorliegenden Arbeit auf eine Einbeziehung dieses Monats verzichtet.


57

Die für die Gletscherentwicklung bedeutenden Eigenschaften der Sommer-witterung wurden in Kapitel 5 eingehend behandelt. Auf den engen Zusammenhang zwischen der Energiebilanz an der Gletscheroberfläche und der Ablation wurde hingewiesen, ebenso auf die herausragende Bedeutung der Monate Juli und August. Zudem wurde erwähnt, dass die Ablationsperiode insgesamt einen bedeutenderen Anteil an der Jahresmassenbilanz hat, als die Akkumulationsperiode. Um diese Eigenarten in der Untersuchung zu berücksichtigen, werden die Sommermonate mit unterschiedlicher Gewichtung versehen. Da die Akkumulationsperiode mehr Tage umfasst als die Ablationsperiode, soll der stellenwert einzelner Sommertage gegenüber einzelner Wintertage hervorgehoben werden. Auf dieser Grundlage ordnet Pfoser (1997) den Sommermonaten die in Tabelle 6-2 ersichtlichen Gewichtungsfaktoren zu.

Monat Gewichtungsfaktor Normierte Zahl der Tage Mai 2 62 Juni 3 90 Juli 4 124

August 4 124 September 2 60

Sommer 460

Tabelle 6-2: Gewichtungsfaktor der einzelnen Tage eines Monats für die Berechnung der normierten Witterungszahl. (Pfoser, 1997)

Diese Gewichtungsfaktoren ergeben sich daraus, dass für den Massenhaushalt der Alpengletscher die Monate Juli und August die wichtigsten sind. Der Monat Juni soll aufgrund der hohen Strahlungsbilanzen und höheren Temperaturen mehr Auswirkungen auf die Gletscher haben als die Monate Mai und September (Pfoser, 1997).

Die Auswahl der gletschergünstigen beziehungsweise gletscherungünstigen Wetterlagen erfolgte wie in Kapitel 2.4.2 beschrieben. Beschränkt sich die Auswahl auf die Parameter mittlere Temperaturabweichung und mittlere Niederschlagsabweichung, so wird die Bedeutung der Bewölkung vernachlässigt. Hohe Niederschlagsneigung und tiefe Temperaturen in der Höhe deuten zwar auf trübes Wetter hin, einzelne Wetterlagen können jedoch nur für sich betrachtet und mit Hilfe weiterer Quellen und entsprechendem synoptischen Verständnis in solche mit mehr oder solche mit weniger Bewölkung unterschieden werden.

Eine Gewichtung einzelner Großwetterlagen wird bei Pfoser (1997) aufgrund der hauptsächlich qualitativen Auswahl nicht vorgenommen. Die Einteilung umfasst somit nur eine Beurteilung des Vorzeichens. Es ergeben sich daher nur drei Gruppen, nämlich eine gletschergünstige, eine gletscherungünstige und eine neutrale Gruppe.

Somit beinhaltet die günstige Gruppe Großwetterlagen, welche in den Ötztaler Alpen unternormale Temperaturen, vor allem aber trübe Tage und Schneefall bringen sollten. Die Einstrahlung soll dabei gering ausfallen und im Idealfall die Albedo durch Neuschnee erhöht werden, was den Ablationsvorgang vorübergehend einschränkt. Derartige Wetterlagen sind gekennzeichnet durch die über dem Alpenraum liegende Frontalzone, einen Trog in der Höhe, einen Kaltlufttropfen oder ein Föhnereignis, bei dem es zu Niederschlag durch zeitweise Übergreifen der Föhnmauer zu Niederschlägen im Bereich des Alpenhauptkamms kommt.


58

Die ungünstige Gruppe enthält umgekehrt jene Großwetterlegen, welche eine besonders hohe Energiebilanz an der Gletscheroberfläche erwarten lassen. Dies kann einerseits durch eine hohe Strahlungsbilanz wie auch durch übernormale Lufttemperaturen erreicht werden. Kennzeichen dieser Großwetterlagen sind in den Ötztaler Alpen sonnige, gering bewölkte und warme Tage.

Alle anderen Großwetterlagen bilden die neutrale Gruppe. Diese beinhaltet unterschiedliche, insgesamt aber für die Gletscherentwicklung in den Ötztaler Alpen wenig bedeutende Auswirkungen.

Witterungszahl Günstige Gruppe WS, WW, NWZ, TM, NZ, TRM, NEZ,

HFZ, SEZ, TRW + 1

Ungünstige Gruppe WA, SWA, SWZ, HM, BM, HNA, HB, HNFA, SEA, SA

- 1

Neutrale Gruppe WZ, NWA, NA, HNZ, NEA, HFA, HNFZ, SZ, TB, U

0

Tabelle 6-3: Gruppeneinteilung der Großwetterlagen Europas aufgrund ihrer Gletscherwirksamkeit in den Ötztaler Alpen. (Pfoser, 1997) Die Bezeichnungen der abgekürzten Wetterlagen sind der Tabelle 2-1 zu entnehmen.

Eine detaillierte Charakterisierung der ausgewählten Großwetterlagen und eine weitere Erklärung für die Zuordnung zu einer der angeführten Gruppen kann den beiden nächsten Abschnitten entnommen werden. Außerdem wird auf die Strömungsanordnungen eingegangen und einige Beispiele gegeben.

Die Berechnung der normierten Witterungszahl nW erfolgt nach folgendem Muster:

∑ ∗=Sep

Mai

sfaktorGewichtungzahlWitterungsnW.30

.1

Die Witterungszahl muss für jeden Tag im Sommer einzeln ermittelt werden. Sie ergibt sich aus der vorherrschenden Großwetterlage nach Hess und Brezowski und entspricht der Gruppierung wie in Tabelle 2-3. Der Gewichtungsfaktor ist in Tabelle 6-2 angeführt.

6.2.2 Gletschergünstige Großwetterlagen

Südliche Westlage (WS): In einer weit nach Süden verlagerten Frontalzone wandern Einzelstörungen vom Seegebiet südwestlich von Irland über West- und Mitteleuropa und den Alpenraum und biegen in Osteuropa nordwärts um. Der Kern des zentralen Bodentiefs liegt meist südlich von 60° N. Der zyklonale Einfluss erstreckt sich dabei häufig bis in den Mittelmeerraum. Ausläufer des Azorenhochs reichen meist nur bis Nordwest- und Nordafrika. An der Station Vent herrscht überwiegend trübes und kaltes Wetter (Temperaturabweichung -1,4°C) bei oft ergiebigen Niederschlägen (Dreiseitl, 1973).

Winkelförmige Westlage (WW): Die Nordatlantische Frontalzone verläuft meist zwischen 50° und 60° N und biegt über Mitteleuropa an der Westflanke eines blockierenden Hochs über Osteuropa scharf nach Norden um. Ausläufer der in Mitteleuropa meist stationären Einzelstörungen wirken sich auf den Alpenraum


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aus und verlieren erst östlich davon an Intensität. Bei meist unternormalen Temperaturen ist in Vent häufig mit Niederschlägen zu rechnen (Niederschlagswahrscheinlichkeit 0,75)

Nordwestlage über Mitteleuropa überwiegend zyklonal (NWZ): Eine kräftige Frontalzone verläuft zwischen einem nordwärts bis Westeuropa verschobenen, aber nicht blockierenden Subtropenhoch und einer ausgeprägten Tiefdruckrinne zwischen Schottland und Skandinavien in einen Trog über Osteuropa hinein. Am Boden sind ein bis zur Biskaya vorgeschobener Ausläufer des Subtropenhochs und ein ausgedehntes Tiefdrucksystem über Schottland, dem Nordmeer und Skandinavien erkennbar. In Vent ist es bei dieser Großwetterlage oft stark bewölkt, kalt (Abweichung -2,2°C) und es fällt häufig Niederschlag (Wahrscheinlichkeit 0,69).

Tief über Mitteleuropa (TM): Am Boden und vor allem in der Höhe liegt ein abgeschlossener Tiefdruckkern über Mitteleuropa, der vorübergehend stationär bleibt und von höherem Luftdruck umschlossen ist. Diese Lage kommt häufig durch einen Abschnürungsvorgang eines weit nach Süden reichenden kräftigen Trogs zustande. Bei dieser Wetterlage ist in Vent die höchste Niederschlagsneigung gegeben (Wahrscheinlichkeit 0,86), meistens ist es zu kalt (Abweichung -1,0° C).

Nordlage über Mitteleuropa überwiegend zyklonal (NZ): Über dem östlichen Nordatlantik liegt ein blockierendes Hoch oder eine meridional ausgerichtete Hochdruckbrücke vom Seegebiet westlich der Iberischen Halbinsel zu einem Polarhoch. Über Skandinavien und dem Baltikum befindet sich ein ausgedehntes Tiefdrucksystem. Die nordatlantische Frontalzone ist nordostwärts nach Island und Ostgrönland gerichtet und biegt über dem Nordmeer in Richtung Süden oder Südosten um, verläuft über Mitteleuropa und den Alpenraum hinweg bis in den Mittelmeerraum. In Vent ist es bei dieser Großwetterlage deutlich zu kalt (Temperaturabweichung -3,6°C) und häufig fällt Niederschlag (Wahrscheinlichkeit 0,72).

Trog über Mitteleuropa (TRM): Tiefer Luftdruck in Trogform liegt über Nord- und Mitteleuropa, die Trogachse erstreckt sich dabei vom Nordmeer zum westlichen Mittelmeer. Die Frontalzone verläuft über Nordwesteuropa bis nach Mitteleuropa und in den Alpenraum und biegt dort nach Nordosten um. In Vent sind bei dieser Wetterlage die niedrigsten Temperaturen zu erwarten (Abweichung -3,6°C), zudem ist es sehr niederschlagsreich (Wahrscheinlichkeit 0,81).

Nordostlage über Mitteleuropa überwiegend zyklonal (NEZ): Ein lang gestrecktes Hochdruckgebiet ist vom Bereich der Azoren bis nach Skandinavien am Boden zu erkennen. Im Mitteleuropäischen Raum liegt in höheren Schichten Kaltluft, entweder in Form eines Trogs oder eines Höhentiefs. Dabei gleitet häufig Warmluft aus Osteuropa auf die mitteleuropäische Kaltluft. In Vent herrscht dabei meist trübe Witterung und tiefe Temperaturen (Abweichung -3,2°C). Weiters besteht eine hohe Niederschlagsneigung (Wahrscheinlichkeit 81%). Eine kurze statistische Untersuchung (Tab. 4) aller gletschergünstigen Großwetterlagen zeigt die hervorragende Bedeutung der zyklonalen Nordostlage für die Ötztaler Gletscher.

Hoch Fennoskandien über Mitteleuropa überwiegend zyklonal (HFZ): Ein blockierendes Hoch liegt im Bereich von Fennoskandien, ein hochreichendes Tiefdrucksystem liegt über dem südlichen Mitteleuropa und dem Mittelmeer. Dazwischen strömt in einem Ostwindband Luft von Osteuropa bis zur Nordsee.


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Auf diesem Weg wandern auch gelegentlich Höhentiefs über den Alpenraum hinweg westwärts. Die nordatlantische Frontalzone wird über dem Ostatlantik in einen nach Norden und einen nach Süden gerichteten Zweig, welcher über Nordspanien und das Mittelmeer nach Südosteuropa reicht, aufgespaltet. In Vent herrscht oft trübes Wetter und es fällt häufig Niederschlag (Wahrscheinlichkeit 0,71).

Südostlage über Mitteleuropa überwiegend antizyklonal (SEZ): Von Südosteuropa erstreckt sich ein meist blockierender Hochdruckrücken über die Ostsee und Südskandinavien bis hin zum Nordmeer, manchmal auch bis nach Island. Die nordatlantische Frontalzone verläuft vom Atlantischen Ozean über Südwesteuropa zum Mittelmeer und biegt dort scharf über Mitteleuropa hinweg zum Nordmeer ab. Über dem südlichen Ostatlantik liegt ein kräftiges Zentraltief. Randstörungen dieses Tiefs erfassen im Wesentlichen nur Westeuropa und streifen zeitweise das westliche Mitteleuropa. Bei dieser Großwetterlage sind in Vent die größten Niederschläge zu erwarten (im Mittel 11 mm pro Tag bei einer Wahrscheinlichkeit von 79%).

Trog über Westeuropa (TRW): Tiefer Luftdruck erstreckt sich in Form eines Troges sowohl am Boden als auch in der Höhe vom Nordmeer über den westeuropäischen Küstenbereich bis zur Iberischen Halbinsel. Flankiert wird dieser Trog von hohem Luftdruck über dem mittleren Atlantik und Osteuropa. Die nordatlantische Frontalzone verläuft vom mittleren Atlantik zur Iberischen Halbinsel und von dort in Richtung Nordosten über das westliche Mitteleuropa nach Skandinavien. Der Alpenraum liegt in einer föhnigen Südwestströmung, bei der die Störungen aber bereits auf die Alpennordseite übergreifen. In Vent kommt es häufig zu ergiebigen Niederschlägen (Wahrscheinlichkeit 0,73).

WS WW NWZ TM NZ TRM NEZ HFZ SEZ TRW

günstige Jahre 14 13 15 7 13 22 30 11 2 31

ungünstige Jahre 8 9 20 5 7 12 5 1 1 17

Tabelle 6-4: Mittlerer Beitrag der einzelnen Großwetterlagen zur normierten Witterungszahl. Vergleich zwischen den Anteilen einzelner Wetterlagen (gletschergünstige Großwetterlegen) an der gesamten normierten Witterungszahl bestimmter Gruppen von Jahren. Die „günstigen Jahre“ sind jene zehn Jahre mit den positivsten Massenbilanzen (1955, 1965, 1966, 1967, 1968, 1972, 1974, 1975, 1977, 1978), die „ungünstigen Jahre“ sind die zehn Jahre mit den negativsten Massenbilanzen (1958, 1959, 1964, 1973, 1982, 1986, 1991, 1992, 1994, 1998) der Ötztaler Gletscher.

Um einen Eindruck von der Wirksamkeit einzelner Großwetterlagen zu bekommen wurden jährliche nW-Werte für jede einzelne Großwetterlage berechnet und über die zehn gletschergünstigsten sowie über die zehn gletscherungünstigsten Haushaltsjahre der Ötztaler Gletscher gemittelt (Tabelle 6-4). Jene Großwetterlagen, welche häufig in Jahren mit sehr positiven Massenbilanzen auftreten und somit hohe Beiträge zur normierten Witterungszahl liefern konnten, hingegen in den Jahren mit deutlich negativer Massenbilanz besonders selten auftraten, werden als signifikant verantwortlich für eine günstige Gletscherentwicklung betrachtet.


61

6.2.3 Gletscherungünstige Großwetterlagen

Westlage über Mitteleuropa überwiegend antizyklonal (WA): Die Nordatlantische Frontalzone ist bis etwa 60° N verschoben. Vom Seegebiet westlich der Britischen Inseln über den Süden Skandinaviens bis zum Baltikum wandern die Einzelstörungen, die Ausläufer deren Frontensysteme erreichen den mitteleuropäischen Raum nur zeitweise und meist stark abgeschwächt. Das zentrale Bodentief liegt meist nördlich von 65° N. Das Azorenhoch erfasst in einem Keil große Teile Kontinentaleuropas. In Vent ist es meist nur gering bewölkt, Niederschläge sind unwahrscheinlich (Niederschlagswahrscheinlichkeit 42%).

Südwestlage über Mitteleuropa überwiegend antizyklonal (SWA): Zwischen hohem Luftdruck in Südeuropa und einer Tiefdruckrinne zwischen dem mittleren Nordatlantik und den Britischen Inseln verläuft die Nordatlantische Frontalzone von Südwesten nach Nordosten gerichtet vom Seegebiet westlich der Britischen Inseln bis Nordosteuropa. Der größte Teil Mitteleuropas steht im antizyklonalen Einfluss. An der Station Vent sind bei dieser Großwetterlage die höchsten Temperaturen zu erwarten (Abweichung +2,6°C), die Niederschlags-wahrscheinlichkeit ist zudem gering (Niederschlagswahrscheinlichkeit 38%).

Südwestlage über Mitteleuropa überwiegend zyklonal (SWZ): Die Strömungskonfiguration ist ähnlich jener der antizyklonalen Form dieser Großwetterlage, die Aktionszentren des Luftdrucks sind etwas nach Osten verschoben. Der zyklonale Einfluss ist vor allem im westlichen Mitteleuropa verstärkt spürbar, der mittlere Alpenraum wird davon aber kaum erfasst. In Vent ist es meist gering bewölkt und sehr warm. (Abweichung +2,5°C), zudem besteht nur geringe Niederschlagsbereitschaft (Wahrscheinlichkeit 47%).

Hoch Mitteleuropa (HM): Über ganz Mitteleuropa liegt ein ausgedehntes Hochdruckgebiet, welches in den oberen Schichten der Atmosphäre zumindest einen stabilen Hochkeil, in manchen Fällen auch einen abgeschlossenen Kern aufweist. Die nordatlantische Frontalzone verläuft in einem antizyklonal gekrümmten Bogen meist nördlich von 60° N. Westlich und östlich davon befindet sich jeweils ein Trog am Ostatlantik sowie über Osteuropa. In Vent ist es meist sonnig und sehr warm (Abweichung +2,0°C), außerdem überwiegend trocken (Niederschlagswahrscheinlichkeit 26%). Eine kurze statistische Untersuchung aller Großwetterlagen ergab, dass es sich bei dieser Großwetterlage scheinbar um die ungünstigste Witterung für die Ötztaler Gletscher handelt (Tab. 5).

Hochdruckbrücke Mitteleuropa (BM): Zwischen einem Subtropenhoch nördlich bis nordöstlich der Azoren und einem weiteren in Osteuropa besteht über Mitteleuropa hinweg eine brückenförmige Verbindung. Die Nordatlantische Frontalzone verläuft nördlich dieser Struktur. Kaltfronten können diese nur sehr selten durchbrechen. Die Witterung in Vent ist meist heiter und trocken (Niederschlagswahrscheinlichkeit 39%) und überdurchschnittlich warm (Temperaturabweichung +1,1°C).

Hoch Nordmeer-Island über Mitteleuropa überwiegend antizyklonal (HNA): Ein abgeschlossenes, blockierendes Hochdruckgebiet liegt über dem Nordmeer und dem Seegebiet nordwestlich der Britischen Inseln. Ein Keil erstreckt sich südostwärts über Mitteleuropa ohne Verbindung zum Azorenhoch. An beiden Flanken befinden sich Tröge. Jene Störungen, welche über Osteuropa südostwärts ziehen, beeinflussen den Mitteleuropäischen Raum nur selten. In


62

Vent ist es meist heiter, die Niederschlagsbereitschaft ist dabei relativ gering (Wahrscheinlichkeit 48%).

Hoch Britische Inseln (HB): Der Kern eines abgeschlossenen, blockierenden Hochdruckgebiets liegt im Bereich der Britischen Inseln. An dessen Flanke ist über Osteuropa ein weit nach Süden reichender Trog auszumachen. Die an dessen Westflanke südwärts ziehenden Störungen streifen höchstens den östlichen Teil Mitteleuropas. In Vent ist es überwiegend sonnig, die Niederschlagsbereitschaft ist nur gering (Niederschlagswahrscheinlichkeit 42%).

Hoch Nordmeer-Fennoskandien über Mitteleuropa überwiegend antizyklonal (HNFA): Eine lang gezogene, manchmal brückenförmige Hochdruckzone erstreckt sich von Island bis nach Nordosteuropa und reicht im Süden bis ins nördliche Mitteleuropa. Durch tiefen Luftdruck im Mittelmeerraum bildet sich eine meist schwache Ostströmung zwischen Ost- über Mitteleuropa und dem Alpenraum bis zu den Britischen Inseln aus. In Vent ist es meist heiter und überdurchschnittlich warm (Temperaturabweichung +0,9°C).

Südostlage über Mitteleuropa überwiegend antizyklonal (SEA): Ein Hochkeil erstreckt sich von Südosteuropa über die Ostsee und Südskandinavien bis zum Nordmeer, manchmal bis Island. Über dem Ostatlantik und Teilen Westeuropas liegt ein zentrales Tief. Die Frontalzone verläuft vom Seegebiet nördlich der Azoren zur Westküste Europas und biegt dort scharf in nördlicher Richtung ab. Der Alpenraum liegt somit weit außerhalb ihres Einflussgebiets in einer föhnigen Südströmung. In Vent besteht bei dieser Großwetterlage die geringste Neigung zu Niederschlag (Wahrscheinlichkeit 24%) und es ist meist übertemperiert (Temperaturabweichung +1,4°C).

WA SWA SWZ HM BM HNA HB HNFA SEA SA

günstige Jahre -29 -14 -9 -22 -34 -13 -8 -9 -4 -3 ungünstige Jahre -43 -10 -20 -41 -58 -17 -12 -14 -7 -8

Tabelle 6-5: Mittlerer Beitrag der einzelnen Großwetterlagen zur normierten Witterungszahl. Vergleich zwischen den Anteilen einzelner Wetterlagen (gletscherungünstige Großwetterlegen) an der gesamten normierten Witterungszahl bestimmter Gruppen von Jahren. Die „günstigen Jahre“ sind jene zehn Jahre mit den positivsten Massenbilanzen (1955, 1965, 1966, 1967, 1968, 1972, 1974, 1975, 1977, 1978), die „ungünstigen Jahre sind die zehn Jahre mit den negativsten Massenbilanzen (1958, 1959, 1964, 1973, 1982, 1986, 1991, 1992, 1994, 1998) der Ötztaler Gletscher.

Ein statistischer Hintergrund soll mittels eines Vergleichs der Häufigkeiten der für die Ötztaler Gletscher negativ wirksamen Großwetterlagen, hier ausgedrückt in nW-Werten in den verschiedenen Haushaltsjahren wie bei der Beschreibung der gletschergünstigen Gruppe (Tabelle 6-4) vermittelt werden. Dafür wurden für die zehn Jahre mit den positivsten Massenbilanzen und für die zehn Jahre mit den negativsten Massenbilanzen der vorliegenden Reihe mittlere jährliche nW-Werte jeder einzelnen Großwetterlage berechnet. Lagen, welche in den gletschergünstigen Haushaltsjahren selten vorkamen, aber in Jahren massiven Massenabbaus häufig vertreten waren (Tabelle 6-5) haben einen signifikanten Anteil an verlustreichen Haushaltsjahren.

6.2.4 Ergebnisse

Zur detaillierteren Untersuchung der Witterungsmerkmale aller Ablationsperioden wurden zusätzlich zu den nW-Werten Teilsummen des nW-Wertes ermittelt.


63

Zeitreihen dieser Partialsummen geben Auskunft über die Entwicklung unterschiedlicher Witterungsmerkmale und zeigen deutliche Unterschiede in den Häufigkeiten ausgewählter Großwetterlagen. Die Einteilung jener Wetter-lagengruppen, die in die Teilsummen des nW-Werts eingehen, erfolgte nach dem folgenden Schema, welches auch Pfoser (1997) verwendete:

Frontalzone über dem Alpenraum: WS, WW, NWZ, NZ, TRM, SEZ, TRW Tief in der Höhe: TM, NEZ, HFZ Warme und heitere Witterung: SWA, SWZ, HM, BM, HNFA, SEA, SA Günstige Lagen: siehe Tabelle 6-3 Ungünstige Lagen: siehe Tabelle 6-3 Der Korrelationskoeffizient zwischen der normierten Witterungszahl und der mittleren Massenbilanz der Ötztaler Gletscher beträgt für den untersuchten Zeitraum 0,70. Damit liegt er deutlich oberhalb der statistischen Signifikanzgrenzen. Pfoser (1997) konnte für den Zeitraum 1995 bis 1994 mit 0,72 einen etwas höheren Korrelationskoeffizienten ermitteln. Weiters weist er darauf hin, dass eine exakte Bestimmung einzelner Jahresbilanzen aus nW-Werten mit Hilfe einer Regressionsgleichung nicht sinnvoll ist. Ein Versuch der Berechnung der mittleren Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher ergab zwar in der Hälfte aller Haushaltsjahre eine Abweichung von weniger als 250 mm Wasseräquivalent (12,5% der Spannweite) vom gemessenen Wert, in den anderen Fällen nahm der Fehler jedoch deutlich höhere Dimensionen an.

Die längerfristige Entwicklung der Ötztaler Gletscher in qualitativer Hinsicht, den Wechsel zwischen günstigen und ungünstigen Phasen im Lauf der Jahrzehnte beschreiben die berechneten Massenbilanzen jedoch gut (Abbildung 6-2). Durch dreijährig übergreifende Glättung wurden die jährlichen Schwankungen gefiltert um die längerfristige Schwankungen hervorzuheben.

6.2.5 Diskussion

Der Zusammenhang zwischen der Abfolge der Witterung im Laufe eines Jahres und den mittleren Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher konnte von Pfoser (1997) ebenso wie in vorliegender Arbeit durch die Bestimmung von nW-Werten als geeigneter Parameter für den Witterungscharakter in den Ötztaler Alpen gezeigt werden. Es wurde gezeigt, dass mehrjährige Schwankungen sowohl bei den Massenhaushalten der Alpengletscher als auch bei den Häufigkeiten bestimmter Großwetterlagen vorkommen und auffallend gut übereinstimmen. Ein allmählicher Wechsel der Zirkulation, eine Änderung der Ausrichtung der Nordatlantischen Frontalzone hinterlässt nachhaltige Spuren in der Ötztaler Gletscherregion.


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Frontalzone über dem

Alpenraum Tief in der

Höhe

Kalte und trübe

Witterung

Warme und heitere

Witterung Günstige

Lagen Ungünstige

Lagen nW 1955 76 36 82 -136 112 -177 -65 1956 144 36 142 -94 180 -132 48 1957 119 0 88 -113 119 -204 -85 1958 56 16 32 -128 72 -194 -122 1959 82 18 62 -144 100 -237 -137 1960 105 12 65 -93 117 -117 0 1961 184 9 143 -111 193 -164 29 1962 101 0 101 -175 101 -240 -139 1963 163 6 94 -87 169 -133 36 1964 79 14 87 -170 93 -184 -91 1965 156 29 92 -59 185 -67 118 1966 157 34 137 -91 191 -130 61 1967 70 62 61 -115 132 -221 -89 1968 142 81 139 -112 223 -134 89 1969 97 80 121 -48 177 -133 44 1970 119 16 79 -101 135 -168 -33 1971 53 32 30 -126 85 -168 -83 1972 110 42 82 -84 152 -144 8 1973 100 18 56 -136 118 -200 -82 1974 115 16 70 -104 131 -163 -32 1975 66 54 92 -145 120 -161 -41 1976 79 24 69 -116 103 -187 -84 1977 87 106 153 -40 193 -135 58 1978 126 20 106 -49 146 -105 41 1979 57 28 20 -152 85 -222 -137 1980 67 60 80 -125 127 -141 -14 1981 119 32 77 -112 151 -154 -3 1982 92 0 68 -143 92 -252 -160 1983 92 44 56 -167 136 -203 -67 1984 161 50 145 -66 211 -171 40 1985 95 8 97 -90 103 -181 -78 1986 46 23 63 -209 69 -283 -214 1987 142 8 93 -105 150 -141 9 1988 88 28 78 -110 116 -229 -113 1989 106 16 68 -203 122 -233 -111 1990 8 15 23 -173 23 -267 -244 1991 97 0 54 -166 97 -240 -143 1992 28 12 12 -176 40 -241 -201 1993 94 8 70 -105 102 -143 -41 1994 56 20 76 -197 76 -278 -202 1995 132 10 128 -100 142 -183 -41 1996 94 38 93 -121 132 -186 -54 1997 35 40 24 -82 75 -116 -41 1998 124 8 124 -109 129 -200 -71 1999 72 24 42 -200 96 -242 -146 2000 78 0 62 -218 78 -296 -218 2001 118 12 56 -141 130 -167 -37 2002 92 64 92 -131 156 -131 25

Tabelle 6-6: Die normierte Witterungszahl. Teilsummen für interessante Wetterlagengruppen und nW-Wert.


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Die in Mitteleuropa vorherrschenden Witterungsmerkmale haben ihren Ursprung im Nordatlantischen Raum. Die Schwankungen folgen einer typischen Periode von mehreren Jahren bis zu einigen Jahrzehnten, was als Hinweis für den Einfluss der Hydrosphäre gesehen werden kann. Daraus lässt sich eine erstaunliche Beziehung zwischen dem Nordatlantik und den Alpengletschern erkennen (Pfoser, 1997).

-1200

-900

-600

-300

0

300

600

1955

1957

1959

1961

1963

1965

1967

1969

1971

1973

1975

1977

1979

1981

1983

1985

1987

1989

1991

1993

1995

1997

1999

Abbildung 6-2: Vergleich zwischen den aus nW-Werten mittels einer Regressionsgleichung berechneten (unterbrochenen Linie) und tatsächlich gemessenen (ausgezogene Linie) mittleren Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher. Dreijährig übergreifende Mittelwerte.

Vergleicht man die Kurven der aus nW-Werten berechneten und den tatsächlich gemessenen Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher (Abbildung 6-2) so stellt man einen interessanten Verlauf fest. In den Jahren 1955 bis 1971 werden die tatsächlichen Massenbilanzen durch die normierte Witterungszahl meist überschätzt, nämlich in 13 von 17 Jahren. In der darauf folgenden Periode zwischen 1973 und 1992 hingegen werden die gemessenen Werte in 14 von zwanzig Jahren deutlich unterschätzt. Weniger einheitlich zeigt sich der Verlauf seit 1993. In einer ersten Phase, welche bis 1997 dauert, werden die Massenbilanzen durch die normierte Witterungszahl durchwegs deutlich überschätzt, zwischen 1998 und 2002 massiv unterschätzt. In diesem Zusammenhang scheint es nahe liegend, dass die fehlende Einbeziehung der Winterwitterung eine Rolle spielt. Während im ersten Drittel der untersuchten Periode die Winterniederschläge meist unterdurchschnittlich blieben und somit die von der Sommerwitterung her zu erwartenden Bilanzwerte verhindert wurden, änderte sich das Bild in den Neunzigerjahren deutlich. Seit dem Winter 1991/92 fiel mit wenigen Ausnahmen überdurchschnittlich viel Niederschlag in den Ötztaler Alpen. Diese Vorgabe aus der Akkumulationsperiode konnte im Sommer dann teils nicht mehr wettgemacht werden.


66

Somit ist die normierte Witterungszahl wohl eher ein Maß dafür, was aufgrund der Sommerwitterung an Massenabbau möglich ist. Zwar dominiert die Ablationsperiode das Bilanzjahr deutlich, was vor allem in den teils extrem hohen Winterniederschlägen bei gleichzeitig negativen Jahresmassenbilanzen der vergangenen Jahre gut dokumentiert ist, jedoch kann die Witterung der Akkumulationsperiode nicht gänzlich ausgeschlossen werden.

Frühsommer Mai und Juni

Hochsommer Juli und August

Spätsommer September

nW

1956-1964 - 26 - 4 - 22 - 51 1965-1972 + 20 + 7 - 12 + 14 1974-1981 + 2 - 11 - 18 - 27 1986-1994 - 35 - 91 - 14 - 140 1995-2002 - 23 - 41 - 9 - 73

Tabelle 6-7: Die mittlere normierte Witterungszahl in den fünf ausgewählten Zeitabschnitten. Teilsummen für Frühsommer, Hochsommer und Spätsommer sowie nW-Wert für die gesamte Periode.

Um eine intensivere Auseinandersetzung mit dem Witterungsverlauf in den Sommermonaten zu ermöglichen, wurden die nW-Werte in Teilsummen zerlegt. Pfoser (1997) verglich die vier ersten markanten Zeitabschnitte der Gletscherentwicklung in den Ötztaler Alpen, welche auch von der normierten Witterungszahl deutlich differenziert werden. Die Aufspaltung der gesamten Ablationsperiode in die Phasen Frühsommer, Hochsommer und Spätsommer zeigt einige Besonderheiten der vergangenen Gletscherentwicklung auf, welche beschrieben werden. Diesem Vergleich wurde eine fünfte Periode hinzugefügt, nämlich die Periode von 1995 bis 2002. Die Aufteilung der Ablationsperioden in die Phasen Frühsommer (Mai und Juni), Hochsommer (Juli und August) und Spätsommer (September) zeigt Besonderheiten der Gletscherentwicklung auf.

0

5

10

15

20

25

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-3: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe „Tief in der Höhe“ im Frühsommer (Mai und Juni). Der langjährige (1955-2002) Mittelwert beträgt 10.

-77-72-67-62-57-52-47-42-37-32-27

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-4: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe „Ungünstige Lagen“ im Frühsommer. Der langjährige (1995-2002) Mittelwert beträgt -57.

Recht unterschiedliche Witterungsverläufe kennzeichneten die Sommer der Jahre 1956 bis 1964. Vor allem in den Monaten Mai und Juni (Abbildung 6-2 und Abbildung 6-3) herrschten vorwiegend sehr gute Bedingungen für die Ablation (Tabelle 6-7), ebenso im September. Im Hochsommer hingegen lag die Frontalzone häufig über dem Alpenraum (Abbildung 6-4). Ungünstige Wetterlagen


67

traten in den Monaten Juli und August seltener auf als in den beiden darauf folgenden Zeitabschnitten, in denen die Ötztaler Gletscher Vorstoßtendenzen zeigten (Abbildung 6-5). Auch im mittleren Temperaturjahresgang dieser Jahre kann ein derartiger Verlauf nachvollzogen werden. Die relativ warme und heitere Witterung im Früh- und Spätsommer führte zu verlängerten Ablationsperioden. Neben den trockenen Wintern dieser Jahre führte vor allem dieser Umstand zu negativen Massenbilanzen.

3237

4247

5257

626772

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-5: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe „Frontalzone über dem Alpenraum“ im Hochsommer. Der langjährige (1995-2002) Mittelwert beträgt 52.

-145

-135

-125

-115

-105

-95

-85

-75

-65

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-6: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe „Ungünstige Lagen“ im Hochsommer (Juli und August). Der langjährige (1955-2002) Mittelwert beträgt -95.

In den Jahren 1965 bis 1972 kann in allen Phasen der Ablationsperioden eine Abweichung hin zu gletschergünstigen Verhältnissen festgestellt werden. Vor allem die Monate Mai und Juni zeigten im Vergleich zu den Jahren davor vollkommen andere Charakterzüge. Höhentiefs und Kaltlufttropfen steuerten außergewöhnlich oft das Wettergeschehen in den Ötztaler Alpen (Abbildung 6-3). Diese verursachten noch häufig spätwinterliche Kälteeinbrüche. Die Wetterlagen mit hohem Druck im Alpenraum und damit besseren Ablationsbedingungen für die Ötztaler Alpen blieben relativ selten. Auch im Hochsommer änderte sich der Witterungsverlauf kaum. Überwiegend tiefer Druck in der Höhe bestimmte das Wettergeschehen im Alpenraum (Abbildung 6-8), die Nordatlantische Frontalzone lag weit südlich und ihre Störungen griffen überdurchschnittlich oft auf die Ötztaler Alpen über (Abbildung 6-4).

Nicht ganz so günstig wie im Zeitabschnitt zuvor zeigen sich die Witterungsverhältnisse in den Ablationsperioden der Jahre 1974 bis 1981 (Tabelle 6-1). Während die Frühsommerphase noch überwiegend gletschergünstige Witterungsverhältnisse brachte, veränderten sich die Verhältnisse in den Hochsommermonaten deutlich. Die Nordatlantische Frontalzone verlief seltener als im langjährigen Mittel über die Ostalpen (Abbildung 6-4). Die Häufigkeit der Höhentiefs blieb beachtlich (Abbildung 6-8) und sorgte weiterhin für unbeständigen Wettercharakter in den Ötztaler Alpen. Die Monate Mai und Juni blieben überwiegend trüb (Abbildung 6-2 und Abbildung 6-3) und unternormal temperiert, zudem waren in diesen Jahren die Winter schneereich. Deshalb konnten viele Alpengletscher auch während dieser Periode noch leicht vorstoßen.


68

26

28

30

32

34

36

38

40

42

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-7: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe: „Front über dem Alpenraum“ im Frühsommer. Der langjährige (1955-2002) Mittelwert beträgt 34.

-55

-50

-45

-40

-35

-30

-25

-20

-15

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-8: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe „warm und heiter“ im Frühsommer. Der langjährige (1955-2002) Mittelwert beträgt -40.

In den Jahren 1986 bis 1994 brachten schon die Frühsommermonate beträchtliche Häufigkeiten ungünstiger Großwetterlagen (Abbildung 6-3). Dies führte dazu, dass schon sehr früh gute Ablationsbedingungen geschaffen waren. In den Sommermonaten lag die Nordatlantische Frontalzone meist außergewöhnlich weit nach Norden verschoben, sie erreichte den Ostalpenraum nur äußerst selten. Dies dokumentiert sowohl die geringe Häufigkeit der Wetterlagengruppe „Frontalzone über dem Alpenraum“ (Abbildung 6-4) als auch die hohe Zahl an ungünstigen Großwetterlagen (Abbildung 6-5). Diese stehen meist in Verbindung mit großräumigen Druckgebilden, welche an ihrem westlichen Rand die Frontalzone markant nach Norden ablenken. Die meist sonnige und heitere Witterung im Juli und August führte in den Ötztaler Alpen zu außergewöhnlich hohen Temperaturen und zu massiven Massenverlusten der Gletscher.

0

5

10

15

20

25

30

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-9: Mittlere nW-Teilsumme für die Wetterlagengruppe „Tief in der Höhe“ im Hochsommer. Der langjährige(1955-2002) Mittelwert beträgt 15.

10

11

12

13

14

15

16

17

18

1956-1964

1965-1972

1974-1981

1986-1994

1995-2002

Abbildung 6-10: Mittlere nW- Teilsumme für die Wetterlagengruppe „günstige Lagen“ im Spätsommer. Der langjährige (1955.2002) Mittelwert beträgt 14.


69

Etwas weniger ungünstig für die Ötztaler Gletscher zeigten sich die Jahre 1995 bis 2002 (Tabelle 6-7). Auch während dieser Periode wurden meist in den Frühsommermonaten bereits gute Ablationsbedingungen geschaffen (Abbildung 6-3). Zwar lag die Nordatlantische Frontalzone vergleichsweise oft über dem Alpenraum, insgesamt überwiegten aber heitere und warme Verhältnisse. Die hohe Zahl bei der Wetterlagengruppe „warm und heiter“ (Abbildung 6-8) dokumentiert diesen Umstand. Auch die Hochsommermonate waren geprägt von Großwetterlagen mit hohem Druck und daher trockenem und heiterem Wetter in den Ötztaler Alpen. Zwar sorgten im Hochsommer etwas häufiger als im Mittel Tiefs und Kaltlufttropfen über Mitteleuropa für veränderlichen Wettercharakter (Abbildung 6-8), es überwiegen aber insgesamt die gletscherungünstigen Wetterlagen (Abbildung 6-5). Die etwas gletschergünstigeren Witterungsverhältnisse im Früh- und Hochsommer sowie die außergewöhnlich günstigen Spätsommermonate (Abbildung 6-9) führen zu etwas schwächeren Massenverlusten bei den Ötztaler Gletschern.

6.2.6 Kritische Bemerkungen

Die beschriebene und angewendete Methode, anhand der Häufigkeit gletschereffektiver Großwetterlagen die Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher abzuschätzen liefert brauchbare Ergebnisse. Allerdings darf hierbei auch nicht auf die Schwachpunkte dieses Verfahrens vergessen werden. Pfoser (1997) ortet das größte Problem bei der Beurteilung der Witterungslagen.

Bei der Klassifikation der Großwetterlagen selbst sind nachweisliche Fehler aufgetreten, welche sicher zum Teil auf die subjektiven Kriterien zurückgeführt werden können. Vor allem in den frühen Jahren der Wetterlagenklassifikation standen für die Einteilung maßgebliche Höhenwetterkarten nur selten und in mangelhafter Qualität zur Verfügung. Außerdem wurden bei einer stichprobenartigen Überprüfung festgestellt, dass einige Zuordnungen nach nicht nachvollziehbaren Kriterien erfolgt sind (Pfoser, 1997). Dieser Umstand stellt eine kaum abschätzbare Fehlerquelle bei der Bestimmung der nW-Werte dar. Der Verzicht auf die Gewichtung der einzelnen gletscherwirksamen Großwetterlagen gleicht in dieser Richtung aus. Weiters kann angenommen werden, dass bei der vorgenommenen Einteilung in lediglich drei Wetterlagengruppen (Tabelle 6-3) die Wahrscheinlichkeit gering ist, dass die Bestimmung einer falschen Wetterlage auch die Zuordnung zu einer falschen Gruppe mit sich bringt.

Die Variabilität des Wetters in zeitlicher und räumlicher Hinsicht stellt ein weiteres Problem dar. Die mehrtägige Andauer einer Großwetterlage über Europa bedeutet nicht unmittelbar ein gleich bleibendes Wettergeschehen in einer vergleichsweise kleinen Teilregion wie den Ötztaler Alpen. Stichproben zur Überprüfung dieses Umstands dokumentierten diese Variabilität gut (Pfoser, 1997). Bei einer gegebenen gletschergünstigen Großwetterlage kommt es häufig vor, dass die überwiegend heitere und warme Witterung im Alpenraum immer wieder von Phasen wechselhaften Wetters unterbrochen wird, umgekehrt können bei Vorherrschen einer gletschergünstigen Lage vorübergehend auch sonnige Tage auftreten. Zudem darf auch die räumliche Variabilität nicht unterschätzt werden. Konvektiver Niederschlag, eine vom Süden her übergreifende Föhnmauer oder sommerliche Quellbewölkung können in großen Teilen des Gletschergebiets deutliche Abweichungen von den normalen energetischen Bedingungen einer

6.3. Großwetterlagen in der Akkumulationsperiode

70

Wetterlage ergeben. Mittels einer auf den Großraum Europa ausgerichteten Klassifikation können solche Ereignisse natürlich nicht für alle Teilgebiete befriedigend erfasst werden.

Die vorliegende Methode beurteilt Großwetterlagen ausschließlich qualitativ nach ihrer Auswirkung auf die Witterung in den Ötztaler Alpen. Die Effektivität eines Wetterereignisses wird dabei nicht ausreichend wiedergegeben. Die Niederschlagsmenge nach einer Phase gletschergünstiger Tage etwa bleibt unberücksichtigt. Intensive Schneefälle, die zeitweise in sehr kurzer Zeit fallen können und damit nicht signifikant in die normierte Witterungszahl eingehen, beeinflussen nicht nur unmittelbar, sondern auch nachhaltig die Energiebilanz der Gletscheroberfläche, da sie auch die Wirkung eventueller nachfolgender ungünstiger Wetterlagen vorübergehend einschränken.

Die nW-Werte stellen per Definition ein Maß für den Wettercharakter der Sommermonate dar. Der Massenhaushalt eines Gletschers hingegen spiegelt die Witterung eines gesamten Haushaltsjahres wieder. Zwar spielen die Wintermonate im Bilanzjahr der Ötztaler Gletscher nicht die wichtigste Rolle, dennoch können sie nicht ohne weiteres vernachlässigt werden.

Diese Kritikpunkte zeigen die Grenzen der vorliegenden Methode auf. In diesem Zusammenhang sollten aber die Vorzüge, allen voran die hervorragende Übereinstimmung zwischen der Gletscherentwicklung und den vorherrschenden Großwetterlagen bei der Betrachtung über längere Zeiträume nicht vergessen werden.

6.3 Großwetterlagen in der Akkumulationsperiode

Zur Verbesserung der Ergebnisse aus der im vorigen Kapitel angewendeten Methode versuchte Pfoser (1997) eine mit der normierten Witterungszahl vergleichbare Größe für die bisher nicht berücksichtigte Akkumulationsperiode zu finden. Als naheliegendsten und am meisten Erfolg versprechenden Parameter bot sich der Winterniederschlag auf den Gletschern beziehungsweise einer möglichst nahe gelegenen Klimastation an.

6.3.1 Die Auswahl gletschereffektiver Großwetterlagen

In der Akkumulationsperiode muss die Auswahl gletschereffektiver Großwetter-lagen nach völlig anderen Kriterien erfolgen als in der Ablationsperiode. Das geringe Strahlungsangebot sowie die tiefen Lufttemperaturen lassen in dieser Jahreszeit keinerlei Massenabbau zu. In dieser Phase ist der Massenzuwachs der Gletscher abhängig von der Häufigkeit und dem Ausmaß von Niederschlagser-eignissen. Umgekehrt ist, wie schon mehrfach erwähnt, während der Massenabbauphase hauptsächlich Sonnenscheindauer und Lufttemperatur von Bedeutung. Die Monate Oktober bis April wurden im Folgenden eindeutig der Akkumulationsperiode zugeordnet (Pfoser, 1997).

Um eine Vorstellung von der Wirkung der einzelnen Großwetterlagen zu bekommen wurden zunächst die 42 in den Ötztaler Alpen niederschlagsreichsten Wintermonate der untersuchten Reihe (1954/55 bis 2001/02), das sind 12,5% des gesamten Datenkollektivs, betrachtet. Die Zahl 42


71

ergibt sich aus der Vorgabe, dass jeder der Monate Oktober bis April gleich häufig vertreten sein soll. Die Niederschlagsmenge unterschreitet dabei an der Station Vent (Abbildung 5-6) in keinem Fall den Wert von 62 mm (Februar 1986) und hat einen Maximalwert von 162 mm im Oktober 1993. Die mittlere Häufigkeit der jeweiligen Großwetterlagen (Abbildung 6-11) in diesen Monaten sollte einen Anhaltspunkt für ihren Zusammenhang mit niederschlagsintensiveren Wetterereignissen geben.

Um diese Aussage zu vervollständigen und abzusichern wurden auch die 42 niederschlagsärmsten Wintermonate in den Ötztaler Alpen untersucht. In diesen Fällen lag die monatliche Niederschlagssumme in Vent (Abbildung 5-6) nie höher als 20 mm (April 1968), also mehr als eine Standardabweichung vom Median entfernt. Die beiden trockensten Monate waren der Februar 1982 und der Oktober 1995, in diesen Monaten wurden in Vent nur 1 mm Niederschlag registriert. Solch außergewöhnlich trockene Monate sollten kaum gletschergünstige Wetterlagen aufweisen, ungünstige Wetterlagen sollten aufgrund einer erhöhten Häufigkeit gut erkennbar sein (Abbildung 6-12).

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

Abbildung 6-11: Mittlere Häufigkeit der einzelnen Großwetterlagen in niederschlagreichen Wintermonaten (Oktober bis April). Abweichung vom Normalwert (1954/55-2001/02), hochgerechnet auf die gesamte Akkumulationsperiode.


72

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

Abbildung 6-12: Mittlere Häufigkeit der einzelnen Großwetterlagen in niederschlagsarmen Wintermonaten (Oktober bis April). Abweichung vom Normalwert (1954/55-2001/02), hochgerechnet auf die gesamte Akkumulationsperiode.

Die beiden Abbildungen (Abbildung 6-11 und Abbildung 6-12) zeigen plausible Ergebnisse. Besonders deutlich ist dabei der Gegensatz zwischen zwei Großwetterlagen mit unterschiedlichem Witterungscharakter, zyklonal oder antizyklonal, ansonsten aber gleich, erkennbar, wobei zyklonale Wetterlagen in niederschlagsreichen Monaten fast ausnahmslos häufiger vorkommen als die antizyklonale Form. In den Niederschlagsarmen Wintermonaten dominieren Hochdrucklagen gegenüber Westlagen mit relativ weit südlich verlaufender Nordatlantischer Frontalzone. Es fällt die spiegelbildähnliche Anordnung der Säulen in den beiden Diagrammen (Abbildung 6-11 und Abbildung 6-12) auf, wonach Großwetterlagen, welche in niederschlagsreichen Wintermonaten zahlreicher als im Normalfall auftreten, in niederschlagsarmen Monaten aber entsprechend seltener zu erwarten sind und umgekehrt.

Auch Pfoser (1997) verglich die 42 niederschlagsreichsten und die 42 niederschlagsärmsten Wintermonate der seiner Arbeit zugrunde liegenden Datenreihe. Während in den trockenen Akkumulationsperioden nur geringe Unterschiede auffallen, so gibt es in jenen Wintermonaten mit viel Niederschlag doch deutliche Abweichungen. Durch die dieser Arbeit zugrunde liegende längere Datenreihe wurde es nötig, für die Untersuchung gletschergünstiger Wetterlagen elf der 42 Monate auszutauschen. Dies entspricht rund 25% der Daten. Dies wirkt sich ganz besonders auf die Einschätzung einzelner Großwetterlagen aus. Die Wirksamkeit der Großwetterlage Westlage, zyklonal wird demnach wesentlich geringer eingeschätzt, dafür gewinnen die Großwetterlagen Südostlage, zyklonal sowie Tief Britische Inseln an Gewicht. Die Wirkung der Großwetterlagen Hoch Nordmeer-Island, antizyklonal, Hoch Nordmeer-Island, zyklonal, Trog über Mitteleuropa und Nordostlage, zyklonal zeigen hier umgekehrte Gletscherwirk-samkeit.


73

6.3.2 Versuch der Abschätzung von Akkumulationsbeträgen mittels der Häufigkeit ausgewählter Großwetterlagen

Die vorher beschriebene Gegenüberstellung führte zu folgender Gruppierung gletscherwirksamer Großwetterlagen:

Gletschergünstig: WZ, WW, HNA, SEZ, TB, TRW Gletscherungünstig: WA, SWA, NWA, HM, NZ, NEA Die Bestimmung der Zahl der in den Ötztaler Alpen günstigen und ungünstigen Tage und Berechnung der Differenzen zwischen diesen beiden Größen für jede einzelne Akkumulationsperiode führen zu einem Maß für die von der großräumigen Strömung vorgegebenen Niederschlagsneigung in dieser Region.

Ein Vergleich dieser Maßzahl mit den tatsächlich in Vent gefallenen Niederschlagsmengen zeigte erhebliche Unterschiede und lieferte über den gesamten betrachteten Zeitraum den sehr schlechten Korrelationskoeffizienten von 0,19. Eine Gewichtung des Monats April um den Faktor zwei brachte keine Verbesserung des linearen Zusammenhangs. Pfoser (1997) ermittelte mit derselben Methode aufgrund eines unterschiedlich langen Datenkollektives andere gletscherwirksame Großwetterlagen. Gletschergünstig: WZ, WS, WW, SWZ, TRM, TB, TRW Gletscherungünstig: WA, SWA, NWA, HM, BM, HNA, HB, SEA, SA Mit der Gewichtung des Monats April erreichte er damit einen ebenfalls dürftigen Korrelationskoeffizienten von 0,31. Ein Versuch, diese Gruppierung von Wetterlagen auf das gesamte Datenkollektiv anzuwenden, brachte jedoch eine leichte Verbesserung auf 0,33. Leider kann auch dieser Wert nicht als ausreichend empfunden werden.

Die Unzulänglichkeit dieser Methode hat mehrere Ursachen. Sonnenscheindauer und Lufttemperatur sind Resultate des gesamten Witterungsablaufs einer längeren Zeitspanne, aus diesem Grund scheint ein guter Zusammenhang der Ablation und dem mittleren Witterungscharakter gegeben zu sein. Niederschlag hingegen kann in kurzer Zeit in großen Mengen fallen, wodurch ein Zusammenhang zwischen den Großwetterlagen und den Niederschlagsmengen nicht in gleichem Ausmaß gegeben ist. Zusätzlich können die Niederschlagsmengen der Station Vent die Verhältnisse auf den umliegenden Gletschern nur unzureichend wiedergeben, was ebenfalls gegen eine Anwendbarkeit dieser Methode spricht.

Pfoser (1997) entwickelte aufgrund all dieser Einschränkungen eine im folgenden Kapitel definierte Maßzahl für die Akkumulationsperioden. In diese gehen nur die Niederschlagssummen und nicht die Wetterlagen ein.

6.3.3 Die normierte Niederschlagszahl im Winter

Analog zur normierten Witterungszahl im Sommer sollte für die Wintermonate die normierte Niederschlagszahl nR ein Maß für die Massenbilanzbedingungen im Winter darstellen. Grundlage dafür sind die in Vent gemessenen Niederschlagsmengen, wobei die unterschiedliche Bedeutung einzelner Monate durch Gewichtung hervorgehoben wird. Wie bereits früher angeführt sind vor allem die Niederschläge im Frühling von herausragender Bedeutung. Die Verhältnisse


74

im Oktober sind allgemein schwierig einzuordnen. In seiner Arbeit weist Dreiseitl (1973) auf beachtliche spätsommerliche Massenverluste in den Oktobern mancher Jahre hin, wodurch die Bedeutung der Oktoberniederschläge für das folgende Haushaltsjahr nicht eindeutig definiert werden kann. Aufgrund dieser Tatsache fanden die Niederschläge dieses ersten Wintermonats keine Berücksichtigung in der normierten Niederschlagszahl, während die Frühlingsmonate März und April mit dem Faktor zwei gewichtet wurden.

Um den untergeordneten Stellenwert der Akkumulationsperiode gegenüber der Ablationsperiode zu betonen sollte die Variabilität der nR-Werte deutlich geringere Ausmaße erreichen als die nW-Werte. Es wurde festgelegt, dass die Schwankungen der der für das gesamte Haushaltsjahr berechneten Massenbilanzen zu 70% die Variabilität der nW-Werte und zu 30% durch die nR-Werte verantwortlich ist (Pfoser, 1997). Diese Annahme begründet den Faktor 0,55.

Es ergibt sich das folgende Schema (Pfoser, 1997):

55,0)300)22(( ⋅−⋅+⋅++++= AprMärFebJanDezNov RRRRRRRRRRRRnR [mm]

Mit RR sind die Monatsniederschlagsmengen der Station Vent gemeint. Von der gewichteten Niederschlagssumme wird das dazugehörige Mittel des gesamten Zeitraums (1954/54bis 2001/02) von 300 mm abgezogen.

Für die 100 Haushaltsjahre 1894/95 bis 1993/94 berechnete Pfoser (1997) nW- und nR-Werte. Die Summen aus diesen beiden Größen beinhalten die gletscherrelevante Witterung einzelner Jahre für Sommer und Winter. Mithilfe einer Regressionsgleichung wurde eine Abschätzung für die Massenhaushalte der Ötztaler Gletscher auf der Basis der heutigen Gletscherausdehnung in den Ötztaler Alpen entwickelt.

Massenbilanz = (nR+ nW+ 23,499)/0,1511

Mit Hilfe dieser Ergebnisse (Tabelle 6-8) gelang es Pfoser (1997) ein realistisches Bild der Gletscherentwicklung der bis zum Haushaltsjahr 1894/95 zurück zu zeichnen. Auch der Vergleich mit einem Modell aus einer anderen Untersuchung, bei der zur Berechnung der Massenbilanzen neben dem Winterniederschlag auch die Sommertemperatur maßgeblich ist (Schlosser, 1997) brachte konstante Übereinstimmung bei den Ergebnissen.

Eine detaillierte witterungsklimatologische Beschreibung der Phase seit 1954/55 wurde in diesem Kapitel bereits durchgeführt. Auf die Besonderheiten der Periode zwischen 1982/83 und 2000/01 sei an dieser Stelle jedoch noch einmal hingewiesen. Dieser Zeitabschnitt ist der längste mit einer ununterbrochenen Reihe von Massenhaushalten mit gleich bleibendem Vorzeichen.


75

-1200

-1000

-800

-600

-400

-200

0

200

400

600

1954

/55

1956

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1960

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1998

/99

mm

Was

serä

qu

ival

ent

Abbildung 6-13: Aus nW- und nR-Werten berechnete mittlere Massenbilanz der Ötztaler Gletscher für den Zeitraum 1954/55 bis 2001/01. Dreijährig übergreifende Mittel.

Betrachtet man die Zeitreihe der berechneten und gemessenen Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher (Abbildung 6-13) so fällt auf, dass ab dem Haushaltsjahr 1985/86 die Abweichung der berechneten Werte von den gemessenen Werten deutlich größer ist als in den Jahren zuvor. Diese Jahre sind einerseits die Phase mit den größten jährlichen Massenabbauraten in diesem Jahrhundert. Umgekehrt sind seit dem Haushaltsjahr 1992/93 praktisch alle Winter überdurchschnittlich niederschlagsreich, es wurden teilweise extrem hohe Niederschlagssummen erreicht. Diese extremen Verhältnisse werden von einer einfachen Abschätzung wie in diesem Kapitel beschrieben nicht erfasst.


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nR nW Massenbilanz 1954/55 57 -65 100 1955/56 -52 48 131 1956/57 -36 -85 -647 1957/58 -9 -122 -710 1958/59 6 -137 -711 1959/60 2 0 166 1960/61 -38 29 96 1961/62 -15 -139 -866 1962/63 29 36 583 1963/64 -28 -91 -632 1964/65 -13 118 849 1965/66 -11 61 486 1966/67 32 -89 -219 1967/68 -44 89 453 1968/69 -36 44 206 1969/70 -13 -33 -147 1970/71 -60 -83 -791 1971/72 1 8 216 1972/73 -45 -82 -686 1973/74 41 -32 213 1974/75 41 -41 157 1975/76 -62 -84 -812 1976/77 75 58 1038 1977/78 12 41 507 1978/79 30 -137 -551 1979/80 14 -14 154 1980/81 6 -3 172 1981/82 -39 -160 -1162 1982/83 -35 -67 -521 1983/84 -6 40 380 1984/85 -22 -78 -506 1985/86 37 -214 -1013 1986/87 14 9 306 1987/88 -2 -113 -603 1988/89 6 -111 -539 1989/90 1 -244 -1452 1990/91 -39 -143 -1049 1991/92 149 -201 -192 1992/93 23 -41 39 1993/94 20 -202 -1047 1994/95 73 -41 365 1995/96 -31 -54 -408 1996/97 36 -41 124 1997/98 55 -71 50 1998/99 17 -146 -699 1999/00 106 -218 -588 2000/01 111 -37 644 2001/02 77 25 829

Tabelle 6-8: Normierte Niederschlagszahl, normierte Witterungszahl und die daraus berechnete mittlere Massenbilanz der Ötztaler Gletscher der Haushaltsjahre 1954/55 bis 2001/02. Die Massenbilanzen sind in mm Wasseräquivalent angegeben.

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7. Zusammenfassung

Zur Beschreibung der Zirkulation am Europäisch-Nordatlantischen Sektor eignen sich die im „Katalog der Großwetterlagen Europas“ nach Hess und Brezowski klassifizierten Großwetterlagen. Untersuchungen der Häufigkeit einzelner Gruppen dieser Wetterlagen zeigen sehr deutliche Trends im zeitlichen Verlauf. Von 1881 bis 2002 verdoppelte sich die jährliche Häufigkeit von Großwetterlagen, welche zu einer Anströmung Mitteleuropas aus dem südlichen Sektor führen. Gleichzeitig nahm die Häufigkeit der Wetterlagen, mit nördlicher Anströmrichtung um rund ein Drittel ab.

Dabei handelt es sich nicht um systematische und subjektive Fehler bei der Katalogisierung sondern um wirkliche Veränderungen der Zirkulationsmuster. Seit dem ersten Erscheinen des Katalogs im Jahr 1944 wurde die Reihe mehrfach überarbeitet und sollte methodisch jetzt untadelig sein.

Auch bei Pfoser (1997), der verschiedene Gruppierungen von Zirkulationsformen untersuchte und den Zeitraum 1954 bis 1994 näher bearbeitete finden sich im Lauf der Jahrzehnte markante Veränderungen. So sind zum Beispiel in der von ihm als gletscherungünstig definierten Gruppe in den Sommermonaten deutlich mehr Lagen zu finden als dem Mittel der Gesamtperiode 1881 bis 2002 entsprechen würde. Es war nahe liegend die Veränderungen der Zirkulationsmuster über Mitteleuropa in Zusammenhang zu bringen mit den Witterungsereignissen, die stromaufwärts im Westwindband, also über dem Ostatlantik zu beobachten sind. Die dortigen Phänomene, welche in den letzten Jahren unter dem Begriff „Index der Nordatlantischen Oszillation“ ein breites Interesse gefunden haben, sind sowohl von Pfoser als auch in der vorliegenden Arbeit auf ihren Zusammenhang mit den Veränderungen der Alpengletscher eingehend untersucht worden. Zusammenfassungen extremer Haushaltsjahre zu Gruppen mit positiven beziehungsweise mit negativen Massenbilanzen zeigen den erwarteten Zusammenhang: Positive NAO-Indices korrelieren besser mit negativen Massenbilanzen und negative NAO-Indices besser mit positiven Bilanzen. Diese grundsätzliche Kausalität lässt sich jedoch nicht in Einzeljahren zwingend nachweisen und die Gründe dafür sind vielfach und liegen sicherlich auch in der Tatsache begründet, dass der NAO-Index besser geeignet ist, die Winterlichen Zirkulationsformen in den gemäßigten Breiten zu beschreiben als die sommerlichen. Letztere sind es jedoch, die in den Ostalpen die Massenveränderungen auf den Gletschern steuern.

Gletscherschwankungen hängen eng mit der Änderung des Klimas zusammen. Die Auswirkungen der sich ändernden Zirkulation über dem Europäisch-Nordatlantischen Sektor im Hinblick auf die Ötztaler Gletscher wurden in mehreren früheren Arbeiten, unter anderem von Pfoser (1997), untersucht. Mit Hilfe einer aus der Häufigkeit einzelner Großwetterlagen während der Ablationsperiode berechneten Maßzahl („normierte Witterungszahl“) konnten die einzelnen Perioden der Gletscherentwicklung gut wiedergegeben werden. Auch unter Einbeziehung der Akkumulationsperiode gelang es, trotz der Schwierigkeiten, die bei Analyse und Zusammenschau von Wetterlagen auftraten, eine gute Übereinstimmung zu finden.

Die in dieser Arbeit vorgenommene Ergänzung der Arbeit von Pfoser durch die Haushaltsjahre 1994/1995 bis 2001/2002 brachte keine Verbesserung der

7. Zusammenfassung

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Korrelationen zwischen normierter Witterungszahl und Massenbilanzen der Ötztaler Gletscher. Die über die gesamte Datenreihe von 1954 bis 2002 durchgeführte Korrelationsrechnung zeigt vor allem im Lauf der Neunzigerjahre die stärksten Abweichungen zwischen den berechneten und den gemessenen Massenbilanzen.

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Dank

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Dank

An dieser Stelle danke ich all jenen Personen, die mich beim Verfassen vorliegender Arbeit unterstützt haben und auf deren Hilfe ich zählen konnte.

Mein besonderer Dank gilt meinem Betreuer Herrn a. Prof. Dr. Ekkehard Dreiseitl für die Anregung, dieses Thema zu bearbeiten und für die ausgezeichnete und umfassende Betreuung während der Zeit der Ausarbeitung.

Weiters danke ich Mag. Andreas Pfoser, der mir bei vielen fachlichen Tücken immer wieder am Telefon weiter helfen konnte, Gerhard Markl für zahlreiche Auskünfte glaziologischer Natur und a. Prof. Mag. Dr. Georg Mayr, dessen Unterstützung ich vor allem zu Beginn der Ausarbeitung bei den Gitterpunktsdaten brauchte.

Für ihre tatkräftige Hilfe bei sprachlichen Unsicherheiten danke ich Markus Ender und Mag. (FH) Paul Blanckenstein.

Lebenslauf

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Lebenslauf Georg Harold Isola Persönliche Daten:

geboren am 4. September 1976 in Salzburg, Österreichische Staatsbürgerschaft, ledig

Vater: Ing. Harold Isola, Kalkulant Mutter: Johanna Isola, geb. Löcker, Pflichtschullehrerin Adresse:

6020 Innsbruck, Gabelsbergerstrasse 3 Bildungsgang:

1982 bis 1986 Volksschule in Salzburg 1986 bis 1995 Gymnasium Borromäum in Salzburg 1995 Ablegung der Reifeprüfung seit 1997 Studium der Meteorologie und Geophysik an der

Universität Innsbruck Herbst 2003 Abschluss des Studiums

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