Wie Gletscher entstehen
Ein Gletscher beginnt als Schnee. Das klingt trivial — aber der Weg von einer Schneeflocke zu einem kompakten, fließenden Gletscherkörper dauert Jahrzehnte oder Jahrhunderte und ist ein physikalischer Prozess, der Druck, Temperatur und Zeit kombiniert auf eine Weise, die kaum ein anderes geologisches Material so gut veranschaulicht wie frisches Gletschereis.
Von Schnee zu Firn
Frischer Schnee ist zu rund 95 Prozent Luft. Die Kristallstruktur ist locker, die Dichte liegt bei 50 bis 100 Kilogramm pro Kubikmeter. Wenn Schnee ein Jahr oder länger liegenbleibt und im Sommer nicht vollständig schmilzt, beginnt er sich zu verdichten. Dieser Prozess heißt Firnmetamorphose. Die Schneekristalle brechen unter ihrem eigenen Gewicht und dem der darüber liegenden Schichten auf; das Wasser migriert durch Kapillarkräfte und Sublimation zu den Kristallgrenzen und baut die Kristalle um. Das Ergebnis nach einem Jahr ist Firn: körniges, dichteres Eis mit einer Dichte von 500 bis 800 Kilogramm pro Kubikmeter.
Von Firn zu Gletschereis
Der Übergang von Firn zu echtem Gletschereis geschieht bei einer Dichte von etwa 830 Kilogramm pro Kubikmeter. In diesem Stadium sind nahezu alle Luftbläschen von den Eiskristallen abgeschlossen (closed off); das Eis ist undurchlässig für Wasser und Luft. Die verbleibenden eingeschlossenen Luftbläschen werden unter zunehmendem Druck komprimiert — das Eis „erinnert sich" an die Atmosphäre, die beim Einschluss herrschte, weshalb Eisbohrkerne aus dem Antarktischen Eisschild die Zusammensetzung der Atmosphäre bis vor 800 000 Jahren rekonstruieren lassen.
Unter alpinen Bedingungen dauert der Prozess von Neuschnee zu Gletschereis 25 bis 100 Jahre; im zentralen Antarktischen Eisschild, wo der Schneefall sehr gering ist, kann es 2500 bis 3000 Jahre dauern. Die Dichte von vollständig reifem Gletschereis liegt bei 917 Kilogramm pro Kubikmeter — annähernd an der maximalen Dichte von Eis (die Differenz ist das komprimierte Restgas).
Akkumulations- und Ablationszone
Jeder Gletscher teilt sich in zwei Zonen. Die Akkumulationszone liegt im oberen Teil, wo im Jahr mehr Schnee fällt als schmilzt. Sie ist das „Nährgebiet" des Gletschers — hier wird Eismasse aufgebaut. Die Ablationszone liegt im unteren Teil; hier schmilzt, verdunstet oder kalbt mehr Eis, als im Winter durch Schneefall nachgebildet wird. Sie ist das „Zehrgebiet".
Die Grenze zwischen beiden Zonen heißt Gleichgewichtslinie (Equilibrium Line Altitude, ELA). An der ELA gilt: Massenzufuhr gleich Massenverlust — der Netto-Massengewinn ist null. Die Höhe der ELA ist keine feste Größe; sie schwankt von Jahr zu Jahr je nach Schneemenge und Sommertemperaturen.
Die Massenbilanzgleichung
Die Massenbilanz eines Gletschers für ein Haushaltsjahr berechnet sich einfach: Akkumulation minus Ablation. Ist das Ergebnis positiv, wächst der Gletscher. Ist es negativ, verliert er Masse und zieht sich zurück. Ist die Bilanz null, befindet er sich im Gleichgewicht. Die spezifische Massenbilanz (in Meter Wasseräquivalent pro Jahr angegeben) ist die Standardeinheit des WGMS.
Eine weitere Kenngröße ist das Massenbilanzgradient: Wie stark ändert sich die Massenbilanz pro Höhenmeter? Steile Gradienten — typisch für maritime Gletscher wie Fox oder Franz Josef in Neuseeland — bedeuten hohe Umsatzraten; flache Gradienten sind typisch für kontinentale Polar-Gletscher.
Gletscherfluss: Gleiten und interne Deformation
Eis fließt — langsam, aber messbar. Der Mechanismus ist zweiteilig. Erstens interne Deformation: Die Kristalle innerhalb des Eises gleiten entlang ihrer Korngrenzen und Ebenen; das Eis deformiert sich plastisch, wie ein sehr zähflüssiges Fluid. Dieser Mechanismus dominiert bei sehr dickem, kaltem Eis. Zweitens basales Gleiten: Das Eis gleitet an seinem Untergrund entlang — erleichtert durch einen dünnen Wasserfilm an der Basis, der durch Druckschmelze entsteht. Basales Gleiten ist der schnellere der beiden Prozesse; er dominiert bei temperierten Gletschern (Eistemperatur nahe dem Schmelzpunkt), wie den meisten alpinen Talgletschern.
Fließgeschwindigkeiten reichen von wenigen Metern pro Jahr (polare Eisschilde, fern der Ränder) bis zu 46 Metern pro Tag (Jakobshavn, Grönland, ein Extremwert). Typische alpine Gletscher fließen 50 bis 300 Meter pro Jahr.
Gletscherklassifikationen
Gletscher werden nach Form und Untergrund klassifiziert. Die wichtigsten Typen:
Kargletscher entstehen in Bergmulden (Kare), die durch frühere Vergletscherungen ausgeschürft wurden. Typisch für Hochgebirge mit begrenztem Firngebiet; oft klein und schnell auf Klimasignale reagierend.
Talgletscher füllen ausgedehnte Bergtäler; sie werden von Karfeldern oder Firnplateaus gespeist und fließen als Eiszungen talabwärts. Das häufigste Bild von Gebirgsgletschern.
Vorlandgletscher (Piedmont Glaciers) entstehen, wenn Talgletscher aus dem Gebirge austreten und sich auf dem flachen Vorland fächerartig ausbreiten. Beispiel: Malaspina Glacier in Alaska.
Eiskapuzen (Ice Caps) bedecken ein Plateau oder einen Gipfelbereich vollständig. Kleinere Version des Eisschilds; Beispiel: Jostedalsbreen in Norwegen.
Eisschilde sind kontinentale Dimensionen: Grönland und Antarktis. Sie begraben die darunter liegende Topografie vollständig.
Gezeitengletscher (Tidewater Glaciers) münden direkt ins Meer und kalben Eisberge. Beispiele: Hubbard (Alaska), Margerie (Glacier Bay), Jakobshavn (Grönland).
Gletscherbewegung: was man sehen kann
Die Fließgeschwindigkeit eines Gletschers ist im Prinzip messbar mit bloßem Auge — wenn man lange genug wartet. GPS-Messungen an Stakebolzen (Aluminium-Stangen, die in das Eis gebohrt werden) haben die Fließbewegung moderner Gletscher präzise dokumentiert: Der Aletschgletscher fließt am Konkordiaplatz mit etwa 180 bis 200 Metern pro Jahr, was rund 0,5 Meter pro Tag entspricht. Die Mer de Glace fließt in ihrem mittleren Abschnitt mit 120 bis 140 Metern pro Jahr. Jakobshavn in Grönland ist der Extremfall: bis zu 46 Meter pro Tag.
Im Sommer, bei intensiver Sonneneinstrahlung und höherer Oberflächenschmelze, fließt ein temperierter Gletscher schneller als im Winter — weil Schmelzwasser an die Basis gelangt und das basale Gleiten beschleunigt. Dieser saisonale Beschleunigungseffekt ist besonders ausgeprägt in maritimen Klimazonen (Norwegen, Neuseeland, Alaska).
Gletschereis und Klimaarchiv
Das komprimierte Eis im Innern alter Gletscher ist kein toter Stoff, sondern ein Klimaarchiv. Jede Jahresschicht hat eine andere chemische Signatur — Isotopenverhältnisse von Sauerstoff (δ18O) und Deuterium spiegeln die Temperatur wider, die beim Niederschlag herrschte. Eingeschlossene Luftbläschen konservieren die Atmosphärenzusammensetzung ihrer Entstehungszeit. Vulkanaschen-Lagen datieren Ereignisse auf das Jahr genau. Eisbohrkernprojekte aus Grönland (GISP2, NGRIP), der Antarktis (EPICA, Vostok) und aus alpinen Hochlagen (Mont Blanc, Bolivien, Kilimandscharo) haben die Klimageschichte der letzten 800 000 Jahre rekonstruiert.
Für Besucher ist dieses Archiv unsichtbar — aber es ist der Grund, warum Glaziologen aus aller Welt in abgelegene Gletscherregionen reisen, die keine Tourismusinfrastruktur kennen.
Alle Gletschertypen, die in diesem Artikel beschrieben werden, sind auf der interaktiven Karte durch reale Beispiele vertreten.