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Anzeige von Untersuchungen über das Morphoklima in einem subarktisch-ozeanisch geprägten Periglazialgebiet in Ost-Island {Austfiröir, Austdalur)

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Academic year: 2023

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Hallesches Jahrb. Geowiss. R.A Bd. 21 Halle (Saale) 1999 s. 51 - 66

Unters uchu ngen über das Morpho klima in einem subarkt isch-ozeanisch geprägten Periglazialgebiet in

Ost-Island {Austfi röir, Austdalur)

lnvestigations on the morphoclimate in a subarctic-oceanic

· periglacial environment in East lceland (Austfiröir, Austdalur)

Mit 14 Abbildungen

VON ACHIM A. BEYLICH

Zusammenfassung: Im Rahmen prozeßgeomorphologischer Untersuchungen erfolgt die Kennzeich- nung des gegenwärtigen Klimas bis heute noch häufig ausschließlich über monatliche und jährliche Mittel- bzw. Summenwerte der Windgeschwindigkeit, der Temperatur und des Niederschlages. Da die meisten geomorphologischen Prozesse jedoch aus diskreten Prozeßereignissen bestehen, die nur wenig bzw. keinen Bezug zu derartigen meteorologischen Mittel- und Summenwerten aufweisen, ist eine aus geomorphologischer Sicht sinnvollere statistisch-quantitative Auswertung von meteorolo- gischem Rohdatenmaterial erforderlich.

In der vorliegenden Untersuchung wird am Beispiel des subarktisch-ozeanisch geprägten periglazialen Berglandes der Isländischen Austfiröir das gegenwärtige "Morphoklima" (AHNERT 1982, 1987, 1996) analysiert, wobei die Betrachtung der Häufigkeiten bzw. Wiederkehrzeiten von meteorologischen Er- eignissen bestimmter Größe und der Häufigkeiten geomorphologisch relevanter Schwellenwerte im Mittelpunkt des Interesses steht. Es werden Eigenschaften des aktuellen Wind-, Temperatur- und Nie- derschlagsregimes aufgezeigt, welche die Art, Häufigkeit, Dauer und Intensität bzw. die absolute und relative Bedeutung der im rezenten periglazialen Prozeßgefüge auftretenden Formungsprozesse in wesentlichem Maße steuern.

Summary: In process-geomorphological investigations, until today, the present-day climate is often only characterized by monthly and annual means or sum values of wind speed, temperature, and pre- cipitation. Because most geomorphological processes consist of discrete process events which are only little or not correlated to these meteorological means or sum values there is a need for a more useful statistical analysis of meteorological data.

In this investigation the "morphoclimate" (AHNERT 1982, 1987, 1996) of the periglacial mountains of the lcelandic Austfiröir is analyzed with special interest (1) in the frequencies or recurrence intervals of meteorological events of given magnitudes, and (2) in the frequencies of geomorphologically important thresholds. Characteristics of the current wind-, temperature-, and precipitation regime which control the type, frequency, duration, and intensity or the absolute and the relative importance of the geomor- phological processes operating in the recent periglacial process structure are presented.

1 Einführung

1.1 Problemstellung

Nach CHORLEY (1962} bzw. CHORLEY und KENNEDY (1971) stellen Flußeinzugsgebiete als räumlich klar abgrenzbare Landschaftseinheiten offene geomorphologische Systeme dar, die als Bestandteile über- geordneter größerer Systeme mit diesen durch Transfers

von

Energie und Materie verknüpft sind.

Durch eksystemische endogene und exogene Energiezufuhren wie Krustenbewegungen und meteo-

(2)

A. A. Beylich

rologische Ereignisse erhalten fluvialmorphologische Vorgangsreaktionssysteme, bestehend aus en- systemischen statischen Komponenten, ensystemischen Prozeßkomponenten sowie den Wirkungsbe- ziehungen zwischen statischen Komponenten und Prozeßkomponenten, ihren Antrieb (CHORLEY und KENNEDY 1971, AHNERT 1996).

Die Erfassung und Kennzeichnung der eksystemischen exogenen Energiezufuhr erfolgt häufig aus- schließlich über jährliche und monatliche Summen- bzw. Mittelwerte des Niederschlags und der Tem- peratur (PELTIER 1950, FoURNIER 1960, CHORLEY et al. 1984). Da jedoch die meisten geomorpho- logischen Prozesse aus diskontinuierlichen Prozeßereignissen bestehen, die in der Regel keinen oder nur einen geringen Bezug zu diesen meteorologischen Summen- und Mittelwerten besitzen, erscheint es erforderlich, eine aus geomorphologischer Sicht sinnvollere Auswertung von meteorologischem Rohdatenmaterial vorzunehmen.

AHNERT (1982, 1986, 1987, 1988, 1996) entwickelte eine speziell auf geomorphologische Bedürfnisse ausgerichtete "Morphoklimatologie". Als "Morphoklima" definiert er hierbei die Gesamtheit derjenigen klimatischen Eigenschaften eines Gebietes, welche die Art, Häufigkeit, Dauer und Intensität der exo- genen geomorphologischen Prozesse in diesem Gebiet beeinflussen. Als statistische Auswertungs- methode findet vor allem die Größenfrequenzanalyse Anwendung, die Aussagen über die Häufig- keiten bzw. Wiederkehrzeiten von meteorologischen Ereignissen bestimmter Größe und die Häufig- keiten des Über- oder Unterschreitens bestimmter, geomorphologisch relevanter Schwellenwerte des Niederschlags, der Temperatur und der Windgeschwindigkeit zuläßt. Die Berechnung der Wieder- kehrintervalle (recurrence interval, abgekürzt Rl) erfolgt nach der Formel (CHOW 1964, AHNERT 1982):

Rl=(N+1)/r

N

=

Gesamtzahl der gegebenen Zeiteinheiten

r

=

Rang des betreffenden meteorologischen Ereignisses

Die Entwicklung der "Morphoklimatologie" befindet sich gegenwärtig noch in der Anfangsphase (DE PLOEY et al. 1991, AHNERT 1996). In den rezenten Periglazialgebieten der Erde wurden bis heute noch keine gezielten und systematischen morphoklimatischen Untersuchungen im Sinne Ahnerts durchge- führt.

1.2 Das 'Untersuchungsgebiet

Das Morphoklima eines Gebietes hängt entscheidend von seiner Lage innerhalb der großräumigen atmosphärischen Zirkulation und von der vorliegenden Oberflächengestalt ab (AHNERT 1982). Groß- räumig betrachtet liegt Island in der als Polarfront bezeichneten Grenzzone zwischen maritimer Tropik- luft und Polarluft. Die nahe Lage der Zugbahnen von Tiefdruckgebieten führt zu einer hohen zyklonalen Aktivität. Zudem wird Island von unterschiedlich temperierten Meeresströmungen im Uhrzeigersinn umflossen, wobei im Osten des Landes das kalte, in manchen Jahren Treibeis führende Wasser des Ostislandstroms, eines Ausläufers des Ostgrönlandstroms, die klimatischen Verhältnisse der küsten- nahen Bereiche modifiziert (SCHUNKE 1979, LIEBRICHT 1983, EINARSSON 1991 ).

Das Untersuchungsgebiet ist das weitestgehend aus stark resistenten und praktisch wasserundurch- lässigen miozänen und pliozänen Plateaubasalten aufgebaute, als Folge pleistozäner Vereisungen stark zergliederte, rezent subarktisch-ozeanisch geprägte und permafrostfreie Bergland der Isländi- schen Ostfjorde (Austfiröir) (SCHUNKE 1975, SIGBJARNARSON 1983, EINARSSON 1994), das mit maxi- malen Höhen bis über 1.000 m ü.M. steil aus dem Nordatlantik aufragL. Dort, wo die anstehenden Ba- salte nicht an Felswänden, Felsleisten, Spornen usw. entblößt vorliegen, werden die Hänge und Tal- böden von Sturzmaterial postglazialer Bergstürze, Blockabstürze und Steinschläge, von Lawinen-, Mur- und Schwemmschuttkegeln, von autochthonem Regolith sowie von pleistozäner Moräne bedeckt, wobei die Lockersubstratmächtigkeiten allgemein eher gering sind. Die stark nordeuropäisch geprägte Flora setzt sich bei mit zunehmender Höhe ü.M. abnehmenden Vegetationsbedeckungsgraden aus vereinzelten Zwergstrauchformationen sowie aus Wiesen- und Kryptogamenformationen (Moosen und Flechten) zusammen (GLAWION 1985).

Die Flußeinzugsgebiete des eine Gesamtfläche von ungefähr 4.500 km2 einnehmenden Berglandes der Austfiröir sind vor allem durch ihre Steilheit, eine große Gerinnedichte und eine hohe zeitliche Va- riabilität der Gerinneabflüsse mit großen Abflußmengen während intensiver Schneeschmelze und ex- tremer Regenniederschläge geprägt. Die Trogtalhänge sind aufgrund der wechselnden Resistenz der verschiedenen Plateaubasaltlagen und der teilweise zwischengeschalteten Sedimentite und Ver-

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Untersuchungen über das Morphoklima in einem Periglazialgebiet in Ost-Island

witterungslagen in ihrer Form getreppt und durch einen zum Teil mehrfachen Wechsel von verwit- terungsbeschränkter zu transportbeschränkter Abtragung gekennzeichnet. Es treten rezent unter an- derem Lösungsabtrag, Frostsprengung, Steinschläge, Blockabstürze, Lawinen, Muren, Schuttrutsche, Kriechprozesse, Deflation sowie, überwiegend in Rinnen, Runsen, kleinen Nebengerinnen und auf vegetationsentblößten und tiefer gelegenen Hangpartien, Spülprozesse und aquatischer Feststoff- abtrag auf. Die steilen Hauptfließgewässer stellen überwiegend Resistenzstrecken mit Felssohlen, zahlreichen Knickpunkten sowie hohen Strömungsgeschwindigkeiten und einer hohen Turbulenz des Abflusses dar.

Die morphoklimatischen Untersuchungen stützen sich zum einen auf eine statistisch-quantitative Aus- wertung von mehrjährigem meteorologischem Datenmaterial der Klimastation Dalatan~i (9,0 m ü.M.;

65°16' n. B., 13°35'w. L.) des Isländischen Meteorologischen Dienstes (VE8URSTOFA ISLANDS) (vgl.

Abb. 1) und zum anderen auf insgesamt fünfeinhalbmonatige, zwischen Anfang August 1996 und Mitte

August 1998 durchgeführte Feldarbeiten mit täglichen Beobachtungen und Prozeßmessungen in Austdalur, einem die naturräumlichen Eigenschaften des Berglandes repräsentierenden Flußeinzugs- gebiet überschaubarer Größe. Bei einer Einzugsgebietsfläche von 23 km2 , einer maximalen Länge von 6.850 m und einer Vertikalerstreckung vom Meeresspiegel bis 1.028 m ü.M. liegt Austdalur bei 65°16' n. B. und 13°48' w. L. (Abb. 1 ).

65'40'

65'20'

65'00'

64'40'

~ ~ ~km

5 10 15 20 25

tJ ~o=:~~sche Karton 1 : 250.000 BL 7 Ncrdausturtand, 81. 8 Midaustur1and

15'30' 15°00' 14'30' 14'00' 13°30'

Abb. 1: Lage des Untersuchungsgebietes

2 Morphoklimatische Untersuchungen

2.1 Geomorphologisch relevante Aspekte des Windregimes

Die an der Klimastation Dalatangi ganzjährig auftretenden Winde weisen in den verschiedenen Jah- reszeiten unterschiedliche Geschwindigkeiten auf. Bereits der Jahresgang der mittleren monatlichen

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A. A. Beylich

Windgeschwindigkeiten zeigt eine ausgeprägte jahreszeitliche Variation, wobei die höchsten Werte in den Herbst- und Wintermonaten Januar (7,8 m/s), Dezember (7,2 m/s), Februar (6,8 m/s), November (6,7 m/s) und März (6,6 m/s), die niedrigsten Werte im Juni (4,8 m/s), Mai (4,9 m/s), Juli (5,2 m/s) und August (5,2 m/s) vorkommen. Die für die einzelnen Monate des Jahres durchgeführten Größenfre- quenzanalysen (AHNERT 1986, 1987, 1996) der täglichen Windspitzen (Abb. 2) bestätigen die jahres- zeitliche Variabilität der Windgeschwindigkeiten und liefern zudem Informationen über die in den ein- zelnen Monaten jeweils zu erwartenden Häufigkeiten bzw. Wiederkehrzeiten bestimmter Windspitzen- werte. Die höchsten Werte treten hier wiederum in den Monaten Januar bis März sowie November und Dezember auf, die niedrigsten im Juni und Juli.

V (m/s)

so ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~----,

45 40 35 30 25 20

15 10 5

1: GFl•(26,35;8,51) 2: GFl•(26,07;9,80) 3: GFl•(24,00;8,96) 4: GFl•(20,31;6,28) 5: GFl•(l7 ,83;6,23) 6: GFl•(l5,78;4,71) 7: G Fl•(l6,69 ;4,04) 8: GFl•(l8,30;5,80) 9: GF1•(21.44;7,84) 10: GFl•(20,16;4,70) II: GFl•(25,75;9,54) 12: GFl•(26,43;9,22)

!•Januar. 2•Februar usw.

G Fl•G rößenlrequenz-1 ndex

(ersler Werl: zu erwarlender Wert bei Rl•l Jahr ersler+zwetler Werl: zu erwar~ender Werl ,---

bei Rl•IO Jahre) __ -- __ .

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9

--- - - . --- 4

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Datengrundlage: Vedurslola lslands

20 10 5 2

Frequenz

Ta e ro Jahr In diesem Monat

2 3 4 5 10 20

Wlederkehrzel t (Jahre) RI J

Abb. 2: Größenfrequenzanalysen der täglichen Windspitzen für die einzelnen Monate (Station Dalatangi)

Die vor allem bei herbstlichen und winterlichen Schneestürmen auftretenden hohen Windgeschwin- digkeiten führen zu erheblichen Schneeumlagerungen, wobei eine weitgehende Freiwehung häufig bereits vegetationsentblößter windexponierter und konvexer Hangbereiche und eine Schneeein- wehung in Leelagen, in Runsen und Gerinne sowie in konkave Hangbereiche erfolgt. Diese äolisch bedingte Veränderung der räumlichen Schneeverteilung ist von erheblicher geomorphologischer Be- deutung, da sie zu einer räumlichen Differenzierung der in den Herbst-, Winter- und Frühsommer- monaten wirkenden Prozeßarten und Prozeßintensitäten führt.

Während die schneebedeckten Bereiche gegen thermische Einflüsse der bodennahen Luftschicht weitestgehend geschützt sind und bis zum Einsetzen zwischengeschalteter herbstlicher und winter- licher Schneeschmelzphasen bzw. der frühsommerlichen Hauptschneeschmelze zunächst durch For- mungsruhe gekennzeichnet sind, können an schneefreien konvexen Hangbereichen, Spornen, Fels- wänden und Felsleisten vor allem Frost und Wind ungehindert wirken. Bedeutsam ist in diesem Zu- sammenhang, daß die hohen herbstlichen und winterlichen Windgeschwindigkeiten mit einer größeren Anzahl von substratauflockernden und -austrocknenden Frostereignissen zusammentreffen (vgl. Ab- schnitt 2.2). Neben einer fortschreitenden Zerstörung der noch vorhandenen Vegetationsflächen durch Rasenabschälung (TROLL 1973, GLAWION 1985, GERRARD 1991) führt die Deflation von Feinmaterial aufgrund der relativen Anreicherung grober Komponenten zur Entwicklung von Steinpflastern. Das von konvexen Hangpartien ausgewehte Feinmaterial wird in benachbarten Leelagen, Runsen, Gerinnen und konkaven Hangbereichen in den Schnee eingelagert und verbleibt dort bis zum Abschmelzen der Schneedecke. In durch herbstliche und winterliche Schneeeinwehung gekennzeichneten Hangrunsen kommt es während der frühsommerlichen Hauptschneeschmelze zur Entwicklung von geomorpholo- gisch wirksamen Grundlawinen. Des Weiteren dauern hier die im Zuge der Schneeschmelze auftre- tenden Spülprozesse deutlich länger an als an Hangpartien mit herbstlicher und winterl.icher Schnee- freiwehung.

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Untersuchungen über das Morphoklima in einem Periglazialgebiet in Ost-Island

In den Sommermonaten führen die niedrigeren Windgeschwindigkeiten, das Fehlen bzw. das auch in hohen Lagen nur seltene Auftreten von substratauflockernden und -austrocknenden Frostereignissen, die hohe Luftfeuchtigkeit und die größtenteils in Form von Regen fallenden Niederschläge dazu, daß die Deflation weniger bedeutsam ist. Allerdings kann es auch im Sommer nach mehreren aufein- anderfolgenden Tagen ohne Niederschlag (vgl. Abschnitt 2.3) zu einer Substrataustrocknung und zu Deflation kommen.

Winde aus nördlichen und östlichen Richtungen bewirken eine verstärkte Zufuhr von Feuchte, stärke- re Winde aus diesen Richtungen bei Niederschlägen zudem einen nicht unerheblichen atmosphäri- schen Eintrag von Salzen (ca. 18,6 t/km2a) in das unmittelbar am Meer gelegene Untersuchungs- gebiet. Durch sehr starke Windböen können an Felswänden und Felsleisten sekundäre Steinschläge ausgelöst werden (RAPP 1960).

2.2 Geomorphologisch relevante Aspekte des Temperaturregimes

Um Aussagen über die höhenbedingte Veränderung des Temperaturregimes zu gewinnen, werden die vorliegenden Temperaturwerte von der Klimastation Dalatangi (9,0 m ü.M.) auf die Höhenlagen 300 m ü.M., 600 m ü.M. und 900 m ü.M. umgerechnet, wobei ein mittlerer vertikaler Temperaturgradient von

0,6 °C/100 m im Winterhalbjahr bzw. 0,5 °C/100 m im Sommerhalbjahr angenommen wird (SCHUNKE

und STINGL 1973, LIEBRICHT 1983). Es ist zu betonen, daß die Temperaturwerte der bodennahen Luft- schicht natürlich keine gesicherten Aussagen über die Temperaturverhältnisse im anstehenden Ge- stein, in Blöcken sowie im Regolith zulassen (SCHUNKE und STINGL 1973, SCHUNKE 1975, WASHBURN 1979). Des Weiteren muß angemerkt werden, daß die Rolle der Strahlung nicht berücksichtigt wird.

Während der Periode von 1960 bis 1996 beträgt die Jahresmitteltemperatur an der Klimastation Da- latangi im Mittel 3,6 °C (Abb. 3). Die Spannweite zwischen der höchsten Jahresmitteltemperatur (4,9 °C im Ja~r 1960) und der niedrigsten Jahresmitteltemperatur (1 ,9 °C im Jahr 1979) dieser Periode liegt bei 3,0 °C. Die Jahresmitteltemperatur des Jahres 1960 ist 2,6 mal so hoch wie die des Jahres 1979. Eine sehr niedrige Jahresmitteltemperatur weist auch das Jahr 1968 mit 2,3 °C auf. Die niedri- gen Jahresmitteltemperaturen und damit auch die nicht unerheblichen Schwankungen der Jahresmittel sind vor allem auf Treibeis zurückzuführen, das in manchen Jahren vom Ostgrönland- und Ostisland- strom bis vor die Ostküste lslands mitgeführt wird. Nach SCHUNKE (1979) und LIEBRICHT (1983) führt vor den Küsten liegendes Treibeis zu einer erheblichen Verschärfung des Frostregimes.

Grad Celsius

12 ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

11 10

9 8 - 7 6 5 4 3 2

MI

mlttl. Temperaturen der wärmsten Monate

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Jahresmitteltemperaturen

mllfl. Temperaluren der kältesten Monate

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-1 -- M3

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-2 - -3

-4 MI. M2. M3: Mlllelwerte 1960-1996

-5 -+-~~~--+-~~~-+-~~~~·~~~..-t~~~~,__,.~~~-t--~~~-t-i

1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995

Datengrundlage: Vedurstota Islands

Abb. 3: Jährliche Lufttemperaturen in der Periode 1960 - 1996 (Station Dalatangi)

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A. A. Beylich

Die mittleren Temperaturen der wärmsten bzw. kältesten Monate liegen bei 8,6 °C bzw. -1,2 °C, wo- raus sich eine mittlere Jahresschwankung der Temperatur (BOHNSTEDT 1932) von 9,8 °C errechnen läßt. Der im Mittel wärmste Monat ist der August. Der Februar ist der kälteste Monat im Jahr. Das Ar- beitsgebiet weist insgesamt ein ET-Klima (KÖPPEN 1936) auf. Nach der von TROLL und PAFFEN (1964) vorgeschlagenen Einteilung gehört das Untersuchungsgebiet dem subpolar-hochozeanischen Klimatyp an.

Während an der Klimastation Dalatangi sämtliche Monatsmitteltemperaturen über 0 °C liegen, nimmt mit ansteigender Höhe über dem Meer die Zahl der Monate mit Mitteltemperaturen unter dem Gefrier- punkt deutlich zu. So liegen in einer Höhe von 300 m ü.M. die Monatsmittel nur noch von Mai bis No- vember über O °C, in 600 m ü.M. von Mai bis Oktober und in 900 m ü.M. lediglich von Juni bis Sep- tember. Die mittleren täglichen Temperaturminima liegen an der Klimastation Dalatangi von Dezember bis April, in 300 m ü.M. von November bis April sowie in 600 m ü.M. und 900 m ü.M. von Oktober bis Mai unter 0 °C. Die mittleren täglichen Temperaturmaxima liegen an der Klimastation Dalatangi sowie in 300 m ü.M. in sämtlichen Monaten über dem Gefrierpunkt. In einer Höhenlage von 600 m ü.M. wei- sen die Monate Februar, März und Dezember, in 900 m ü.M. die Monate November bis Mai mittlere Temperaturmaxima unter 0 °C auf. Der ab Ende April/Anfang Mai allgemein festzustellende Anstieg der Lufttemperaturen äußert sich in den unteren Lagen des Untersuchungsgebietes mit dem Einsetzen der frühsommerlichen Hauptschneeschmelze. In den höheren Lagen verbleiben die Temperaturen trotz des Anstiegs zunächst noch unter dem Gefrierpunkt. Hier liegt entsprechend auch längere Zeit eine Schneedecke. In Strahlungsschattenlagen können Schneeflecke und Schneefelder das ganze Jahr überdauern.

Die ersten Luftfröste werden an der Klimastation Dalatangi allgemein Ende September bzw. im Okto- ber verzeichnet. Die letzten Fröste treten hier in der Regel zwischen Ende April und Anfang Juni auf.

Mit ansteigender Höhe über dem Meer verlängert sich erwartungsgemäß die Frostperiode. So reicht sie in 300 m ü.M. von September/Oktober bis Juni, in 600 m ü.M. von September/Oktober bis Juni/Juli. In einer Höhe von 900 m ü.M. gibt es in einzelnen Jahren keinen frostfreien Monat mehr.

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Dalatanqi Jahr:

112.3

300 m ü.M.

Jahr:

l 7 3,2

600 m ü.M.

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217,7

Jahr:

259,4

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JFMAMJJASONDJFMAMJJASONDJFMAMJJASONDJFMAMJJASOND

Datengrundlage: Vedurstofa Islands

~~~~~~~~~~~~~~

Abb. 4: Mittlere Anzahl der Frosttage in unterschiedlichen Höhen ü.M.

Die Betrachtung der mittleren jährlichen Anzahl der Frosttage in 300 m ü.M., 600 m ü.M. und 900 m ü.M. (Abb. 4) zeigt eine deutliche Häufigkeitszunahme mit der Höhe an. Die mittlere jahreszeitliche Verteilung der Frosttage gibt die höhenbedingte Verlängerung der Frostperiode deutlich wieder. Die meisten Frosttage treten allgemein in den Monaten November bis April auf. Aus morphoklimatischer Sicht ist besonders hervorzuheben, daß in den unteren Lagen des Untersuchungsgebietes lediglich kürzere, jeweils durch frostfreie Phasen unterbrochene Frostphasen vorkommen (Abb. 5), während in den höheren Lagen mehrmonatige, lediglich durch einzelne frostfreie Tage unterbrochene Frostpha- sen von November bis April/Mai (600 m ü.M.) bzw. von Oktober bis Mai/Juni (900 m ü.M.) zu verzeich-

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Untersuchungen über das Morphoklima in einem Periglazialgebiet in Ost-Island

nen sind. Bemerkenswert ist zudem, daß die höhenbedingte Zunahme der Frosttage sich vor allem in einer Zunahme der Eistage äußert, während die Häufigkeit der Frostwechseltage lediglich bis zu einer Höhe von 300 m ü.M. ansteigt (Abb. 6 und 7). Bei der Betrachtung der jahreszeitlichen Verteilungen der Eis- und Frostwechseltage fallen die mit zunehmender Höhe über dem Meer auftretenden jahres- zeitlichen Häufigkeitsverschiebungen auf. Besonders ausgeprägt sind diese jahreszeitlichen Häufig- keitsverschiebungen bei den Frostwechseltagen. Während an der Klimastation Dalatangi die Monate Februar, März und April die meisten Frostwechseltage aufweisen, sind es in 300 m ü.M. die Monate April, Januar und Februar, in 600 m ü.M. die Monate Mai, November und April und in 900 m ü.M. die Monate Mai, Oktober und Juni.

30

1 (Januar): II (November):

E•25,901og Rl+l.89 r•0,99 E•ll.06JogRl+l.58 r•0,98

2 (Februar): 12 (Dezember):

25 E•ll,45log RJ+5,58 r•0,95 E•J5,131og Rl+5,49

3 (Mö:rz): 3

E•l9,921og Rl+4,41 r•0,94

m 4 (April):

a E• 8,59Jog Rl+4,65 r•0,98 12

X 20 5 (Mal):

E•J2,83Jog RJ-0,37 r•0,96

A 10 (Oktober):

E• 5,64Jog Rl+l.03 r•0,95

n 15

z 4

a II

h 5

1 10

E 10

5

0

2 3 4 5

Wiederkehrzelt In Jahren Datengrundlage: Vedurstofa Islands

Abb.5: Jahresfrequenzen der maximalen Anzahl aufeinanderfolgender Frosttage in unterschiedlichen Monaten (Station Dalatangi)

a

z

h 1 d

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E i s a t g e

30 - 28 - 26 - 24 - 22 - 20 18 - 16 - 14 - 12 - l 0 - 8 - 6 -

Dalatanql Jahr:

30,0

300 m ü.M.

Jahr:

58, l

600 m ü.M.

Jahr:

l 02,2

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1

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900 m ü.M.

Jahr:

146.4

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JFMAMJJASONDJFMAMJJASONDJFMAMJJASONDJFMAMJJASOND Datengrundlage: Vedurstofa Islands

Abb. 6: Mittlere Anzahl der Eistage in unterschiedlichen Höhen ü. M.

(8)

A. A. Beylich

z

a 30 h 1 28

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26 24 - 22 20 - 18 - 16 - 14 -

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Dalatangl Jahr:

82,3

300 m ü.M.

Jahr: l 15, l

600 m ü.M.

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115,5

900 m ü.M.

Jahr:

113.0

c h e s 1 t a

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1 1 1 1

JFMAMJJASONDJFMAMJJASONDJFMAMJJASONDJFMAMJJASOND

Datengrundlage: Vedurstofa Islands

Abb. 7: Mittlere Anzahl der Frostwechseltage in unterschiedlichen Höhen ü. M.

Die an Frostwechseltagen erreichten Minimumtemperaturen der Luft liegen nur selten unter -5 °C (Abb. 8), wodurch die täglichen Frostwechsel im Arbeitsgebiet in der Regel auf die oberflächennahen Substratpartien beschränkt bleiben. Während der Feldkampagnen führten an Frostwechseltagen Mini- mumtemperaturen der Luft von -5,8 °C in 5 cm Bodentiefe nicht mehr zu Bodenfrost.

55

50 Jan. Feb. März Apr. Mal Okt. Nov. Dez.

45 40 35 30

% 25

20 15 10 5 0

0 -5 -10 -5 -10 -5 -10 -5 - 1 0 -5 -10 -5 -10 -5 -10 -5 -10

Froststärke in Grad Celsius

Datengrunc<lage: Vedurstofa Islands

Abb. 8: Relative Häufigkeiten von Froststärken an Frostwechseltagen in den einzelnen Monaten (Station Dalatangi)

Informationen über die an Frosttagen in den unterschiedlichen Monaten jeweils zu erwartenden Häu- figkeiten von Luftfrösten bestimmter Stärke lassen sich über die in Abb. 9 dargestellten Größenfre-

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Untersuchungen über das Morphoklima in einem Periglazialgebiet in Ost-Island

quenzanalysen der täglichen Temperaturminima unter -5 °C für die Klimastation Dalatangi sowie die Höhenlagen 300 m ü.M., 600 m ü.M. und 900 m ü.M. gewinnen. Mit zunehmender Höhe über dem Meer ergibt sich hier eine deutliche Zunahme der Frosthäufigkeiten und Frostintensitäten.

Faßt man das bisher Gesagte zusammen, so dürfte für die im Untersuchungsgebiet zu beobachtende Frostsprengung, die an den Hängen vor allem an schneefreien bzw. freigewehten Felswänden, Fels- leisten, Felsspornen, Steinpflastern, Schutthalden und größeren freiliegenden Blöcken sowie in den Gerinnen an Felssohlen, Felsufern bzw. Felswänden enger Canyonstrecken, Geröllen, Schutt, Blöcken und Knickpunkten wirksam ist, nicht primär die Anzahl der Frostwechseltage, sondern eher die Häufig- keit und Intensität von extremeren Frostereignissen sowie die Dauer von Frostphasen entscheidend sein. Hierbei führen vermutlich vor allem längere Frostphasen mit sehr niedrigen Temperaturen zu Frostsprengung (SCHUNKE 1975, CHURCH et al. 1979, WASHBURN 1979, WALDER und HALLET 1985 und 1986, HALLET et al. 1991 ). Für diese Annahme spricht neben der im Arbeitsgebiet festzustellenden höhenbedingten lntensitätszunahme der Frostverwitterung auch die während der Feldarbeiten ermit- telte zeitliche Variabilität der Steinschlagaktivität an zwischen 450 m und 750 m ü.M. gelegenen Ba- saltfelswänden. So wurde hier die im Jahresverlauf größte Steinschlagaktivität nach dem Ende der mehrmonatigen winterlichen Frostphase festgestellt.

Die Dauer von Frostphasen ist neben der Frostsprengung auch für die Intensität der chemischen Ver- witterung und den Gerinneabfluß von Bedeutung. So führen zahlreiche bzw. länger andauernde Fröste zu einer Verringerung der Intensität der aufgrund des kühlen, subarktischen Morphoklimas auch ins- gesamt nur geringen chemischen Verwitterung. Geomorphologisch relevant ist zudem die in Frostpha- sen erfolgende Verringerung der Gerinneabflüsse. Längere Frostphasen können auch zu einem weit- gehenden Aussetzen der chemischen Verwitterung und zum vollständigen Einfrieren von Gerinnen führen.

Das Auftreten von Frostwechseltagen ist in erster Linie aufgrund der damit verbundenen Bildung von Nadeleis an vegetationsenblößten, im Herbst und Winter von Schnee freigewehten windexponierten und konvexen Hangpartien von Interesse. Die Feldarbeiten in Austdalur ergaben, daß bereits geringe Nachtfröste für die Entwicklung von Nadeleis ausreichen (OUTCALT 1971 ). Durch das Kristall- wachstum des Eises erfolgt eine Auflockerung und Austrocknung des Substrates und eine Anhebung von Feststoffpartikeln. Eine hohe Anzahl von Frostwechseltagen begünstigt so die Deflation von Fein- material und die damit verbundene Zerstörung der noch vorhandenen Vegetationsdecke durch Rasen- abschälung.

Des Weiteren besitzt Nadeleis aufgrund der Anhebung von Feststoffpartikeln an vegetationsfreien und geneigten Flächen auch eine direkte denudative Wirkung, die jedoch als sehr gering anzusehen ist.

Für das im Untersuchungsgebiet an hoch gelegenen Sturzhalden zu verzeichnende Frostkriechen sind saisonale Frostwechsel mit mehrmonatigen winterlichen Bodenfrostphasen und ermittelten Boden- frosteindringtiefen über 50 cm erforderlich.

Neben den bisher aufgeführten Eigenschaften des Frostregimes ist für das aktuelle geomorphologi- sche Prozeßgefüge im Untersuchungsgebiet auch von Bedeutung, daß das ganze Jahr über deutlich über dem Gefrierpunkt liegende Maximumtemperaturen der Luft auftreten können (Abb. 10). Bemer- kenswert ist, daß auch im Januar, Februar, März, April, November und Dezember die Lufttemperatur mehrmals pro Monat bis über 8 °C ansteigen kann. Hohe Temperaturmaxima im Herbst und Winter verursachen aufgrund der dann plötzlich einsetzenden Schneeschmelze kurzzeitig erhöhte Gerinneab- flüsse. In den untersten Lagen des Untersuchungsgebietes liegt über den Herbst und Winter keine mehrmonatige geschlossene Schneedecke. Je höher die Temperaturen ansteigen, desto größere Bereiche werden von der Schneeschmelze erfaßt und desto höher sind die Gerinneabflüsse. Des Weiteren bewirken derartige winterliche Warmlufteinbrüche auch in den hohen Lagen eine kurzzeitige Unterbrechung längerer Luftfrostphasen. Die im Jahresverlauf höchsten Temperaturmaxima werden in den Monaten Juni bis Oktober erreicht. Im Sommer führen hohe Temperaturmaxima bis in den Ju- li/August hinein zu einem Abschmelzen der bis dahin in den hohen Lagen noch vorhandenen Schnee- reste und damit verbunden zu erhöhten Gerinneabflüssen.

2.3 Geomorphologisch relevante Aspekte des Niederschlagsregimes

Das Bergland der Austfiroir ist aufgrund der häufigen zyklonalen Niederschläge insgesamt durch hohe Niederschlagsjahressummen gekennzeichnet, wobei die Regenniederschläge in erster Linie in Form von Landregen mit eher geringen Niederschlagsintensitäten fallen. An der Klimastation Dalatangi be-

(10)

Größenfrequenzanalysen der tägl. Temperaturminima GröBenfrequenzanalysen der tägl. Temperaturminima unter -5 Grad Celsius. Station Dalatangl (Periode 1990-1996) unter -5 Grad Celsius In 300 m ü.M. (Periode 1990-1996)

20 10 6 2 1 2 3 4 5 10 20 RIJ 20 10 6 2 1 2 3 4 5 10 20 RIJ

-4 -4 c

<ll

-6 -6 ..c .~

-8 -8

=o

.~

-10 1 (Januar):

-10 ..c

GFI-(-9,02;-7 ,10) (.)

2 (Februar): -12 1 (Januar). cn

G -12 G G Fl•(-10,74;-6.58) ...

GFl•(-8.09 ;-4.37) <ll

r r 2 (Februar):

c

a -14 3 (MOrz): a -14 GFl•(-9,79;-4,90)

d -16 GFl•(-9.24;-7 ,13) d ::l

4 (April): -16 3 (MOn): c

c e -18 GFl•(-5,38;-4,40) c e -18 GFl•(-4 (April)10.93;-: 6,60) ü

G Fl•(-7 .Ol;-3,68) 0

1 -20 1 -20

11 (November): s 5 (Mai):

u:

-22 GFl•(-5,69 ;-2,00) 1 -22 G Fl•(-5.09;-0,22) ...

u -24 12 (Dezember): GFI-(-8.51;-3.62) u s -24 10 (Oktober): GFI: GrOBenlrequenzlndex

-

<ll c

GFl•(-5.35;-l,90) ::l

-26 -26 11 (November): ro

-28 GFI: Größenfrequenzindex -28 GFl•(-7,12;-2,89) E

12 (Dezember): c

-30 -30 G Fl•(-10.32;-4,53)

-32 -32 ::l

(ij

Datengrundlage: Vedurstola hlando Datengrundlage: Vedurstola hlands ...

<ll

E 0..

<ll GröBenfrequenzanalysen der tägl. Temperaturminima Größenfrequenzanalysen der tägl. Temperaturminima 1- unter -5 Grad Celsius In 600 m ü.M. (Periode 1990-1996) unter -5 Grad Celsius In 900 m ü.M. (Periode 1990-1996) ...

<ll

20 10 6 2 1 2 3 4 5 10 20 RIJ 20 10 6 2 1 2 3 4 5 10 20 RIJ _c

-4 -4 .~

Wiederkehrzelt (Jahre) O')

-6 -6 ~

-8 -8 c

<ll

-10 -10 cn

10 >.

-12 1 (Januar):

-12 1 (Januar):

eo

G G FI•(-12.50;-6.46) G GFI·(-14.33;-6.53) c

r 2 (Februar): II 4 r 2 (Februar): ~~

a -14 G FI•(-11,74;-5.91) a -14 GFI-(-13.61;-6.13) c

d -16 3 (MOrz): d -16 3 (MOrz): <ll :::i

c G FI•(-12,75;-6.59)

c GFI•(-14.56;-6.62) ::l c

-18 4 (April): -18 4 (April): 0- <ll

e 12 e <ll O')

1 -20 G Fl•(-8,50;-3,83) 2 1 -20 G F 1•(-10,12 ;-4.30) .;:: ro

5 (Mal): 1 s 5 (Mal): c -

<ll c

-22 G Fl•(-5.45;-2.06) 3 1 -22 GFI·(-6.81;-2,51) C!:! <ll

u u :Q _c

s -24 10 (Oktober): GFI: GrOBenlrequenz!ndex s -24 10 (Oktober): GFI: GrOBenlrequenz!ndex 3 ... :Q

_c G FI•(-6.58;-3,0l) GFI•(-8.33;-3,32) c;I

.~ -26

11 (November): -26

11 (November): (J)

;;, -28 G FI•(-8.86;-3,76) -28 G FI•(-10.81;-4, 7 3)

..ci

<ll 12 (Dezember): 12 (Dezember):

CO .D

-30 G FI•(-12.33;-5.38) -30 G F I•(-14,21;-5 .58)

<l'.

<(

-32 -32

<( 0

Datengrundlage: Vedurstola hlands Datengrundlage: Vedurstola Islands (.0

(11)

Untersuchungen über das Morphoklima in einem Periglazialgebiet in Ost-Island

trägt der mittlere Jahresniederschlag (Periode 1960 - 1996) 1.431 mm. Auffällig sind die starken inter- annuellen Schwankungen der Jahressummen (Abb. 11 ). In den 37 Jahren von 1960 bis 1996 beträgt die Spannweite zwischen dem höchsten (1985 mm im Jahr 1974) und dem niedrigsten Summenwert (1.008 mm im Jahr 1975) 977 mm. Das Verhältnis zwischen dem höchsten und dem niedrigsten Wert liegt bei ca. 2 : 1. Im Zeitraum von 1960 bis 1996 läßt sich ein allmählicher Anstieg der Jahresnieder- schläge erkennen. Eine vergleichbare Erhöhung der Jahressummen war in den letzten Jahrzehnten auch in anderen Regionen lslands zu verzeichnen (J6NSSON 1991, LAWLER und WRIGHT 1996).

Grad Celsius

30 -.--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

28 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6

1 (Januar):

G FI•(l2,30;6,08) 2 (Februar):

G FI•(l0,68;5,38) 3 (März):

G F I•(l0.41;4.16) 4 (April):

GFI•(8,93;3,47) 5 (Mal):

G FI•(l3, 79;5,24) 6 (Juni):

G FI•(l6,52;6.l 7)

7 (Juli): G FI•(l6,89 ;4, 94) 8 (August):

GFI•(l6,84;4,93) 9 (September):

GFI•(l6,93;5,95) 10 (Oktober):

GFI•(l4,66;7 ,18) 11 (November):

GFI•(l0,58;2,68) 12 (Dezember):

GFI•(ll,35;4,54)

25 20 10 5 2

Frequenz

Ta e ro Jahr In diesem Monat

GFI: Größenfrequenzindex 9 10 6

7 8 5

2 12

3 II

2 3 4 5 10 20 Wiederkehrzelt (Jahre) RIJ

Abb. 1 O: Größenfrequenzanalysen der täglichen Temperaturmaxima über 8 °C (Station Dalatangi)

N (mm/Jahr)

2100~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

2000 1: Jahresnlederschlöge (mm)

1900 2: mit!!. Jahresniederschlag 1960-1996 (mm)

1800 1700 1600 1500 1400 1300 1200 1100 1000

900 -+-~~~-+--~~~-t-~~~~f--r~~~+-~~~-+-~~~-+-~~~-t--I

1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995

Datengrundlage: Vedurstofa Islands

Abb. 11: Jahresniederschläge 1960 -1996 (Station Dalatangi)

(12)

A. A. Beylich

Die Niederschläge sind sehr ungleichmäßig über das Jahr verteilt (Abb. 12). Der mit Abstand nieder- schlagsreichste Monat ist der Oktober mit im Mittel 245 mm. Die im Mittel geringsten Niederschläge weist der Mai mit 78 mm auf. Das Verhältnis zwischen der mittleren Monatssumme des Oktobers und dem Monatsmittel des Mai beträgt 3, 1 : 1. Die in den Monaten Januar (181 mm), Februar (115 mm}, März (124 mm}, April (112 mm) und Dezember (119 mm) ebenfalls relativ hohen Niederschläge wer- den zu einem größeren Teil als Schnee zwischengespeichert, wobei mit zunehmender Höhe über dem Meer ein Anstieg des S.chneeanteils ani Niederschlag erwartet werden kann. Von den Monaten, in denen der überwiegende Anteil der frühsommerlichen Schneeschmelze erfolgt (Mai - Juli) weist der Juni mit 111 mm die im Mittel höchste Niederschlagssumme auf. Die mittlere monatliche Anzahl der Niederschlagstage liegt zwischen 22 im Januar und 15 im Juni.

260 26

240 24

220 22

200 ',,mtttl. Anzahl der Niederschlagstage pro Monat 20 A

n

m 180 -

-

---., '.---

18

z

m a

/ 160

M 16

h 1

0 140

n 14

/

a 120 M

t 12

0

n

100 mlltl. monatl. Niederschlag (mm] 10

a

t

80 8

60 6

Jan Feb Mär Apr Mal Jun Jul Aug Sep Okt Nov Dez Datengrundlage: Vedurstofa Islands

Abb. 12: Jahresgang der mittleren Monatsniederschläge und der mittleren Anzahl der Niederschlagstage pro Monat (Station Dalatangi)

Die für die Monate Mai bis November durchgeführten Größenfrequenzanalysen der täglichen Nieder- schläge über 10 mm (Abb. 13) zeigen den Niederschlagsreichtum im Oktober und die Niederschlags- armut im Mai erneut auf und lassen zudem Aussagen über die jeweiligen Häufigkeiten bzw. Wieder- kehrzeiten von Niederschlagsereignissen bestimmter Größe zu. Wie die Feldarbeiten in Austdalur ergaben, führen Tagessummen über 20 mm während intensiverer Schneeschmelze zu Überland- fließen und verstärkten Spülprozessen in Rinnen und Runsen sowie auf bereits aperen, durch Rasen- abschälung vegetationsentblößten und tiefer gelegenen Hangpartien, was einen deutlich verstärkten aquatischen Abtrag von Feststoffen aus den Hangsystemen zur Folge hat. Mit Niederschlagstages- summen über 20 mm ist im Mai 1,0 mal pro Jahr, im Juni 2,2 mal pro Jahr, im Juli 1,8 mal pro Jahr, im Oktober 4,0 mal pro Jahr und im November 2,6 mal pro Jahr zu rechnen. Ohne zusätzliche Schnee- schmelze führen erst Regensummen ab 40 mm/d zu Überlandfließen und ausgeprägteren Spülpro- zessen, wobei solche Tagessummen im Mai alle 3,4 Jahre, im Juni alle 1,4 Jahre, im Juli alle 1,9 Jah- re, im August alle 1,5 Jahre, im September alle 2,3 Jahre, im Oktober 1,7 mal pro Jahr und im Novem- ber alle 1,2 Jahre auftreten. Das in die Lockersubstrate infiltrierte Niederschlags- und Schmelzwasser wird in Form von lnterflow hangabwärts abgeführt.

Eine durch Spülprozesse bewirkte Verlagerung von Schutt auf Sturzhalden, in Rinnen sowie in Hang- spülrunsen konnte während des zweijährigen Untersuchungszeitraums nur nach einem extremen Starkregenereignis mit 92 mm/d im Oktober 1997 festgestellt werden. Des Weiteren führte dieses Extremereignis zu sekundären Steinschlägen an Felswänden, zu sehr hohen Gerinneabflüssen, zu verstärktem Schutt- bzw. Gerölltransport in den Gerinnen und zu Seitenerosion an Lockermaterial- ufern der Hauptgerinne. Mit einer Tagessumme von 92 mm ist im Mai alle 91, 1 Jahre, im Juni alle 25, 1 Jahre, im Juli alle 43,8 Jahre, im August alle 14,8 Jahre, im September alle 126,8 Jahre, im Oktober alle 5,4 Jahre und im November alle 20,2 Jahre zu rechnen, wobei vor allem die vergleichsweise hohe Wahrscheinlichkeit im Oktober auffällt. Eine besonders starke geomorphologische Wirksamkeit ist zu

(13)

Untersuchungen über das Morphoklima in einem Periglazialgebiet in Ost-Island

erwarten, wenn solche Regenniederschläge mit intensiverer Schneeschmelze zusammentreffen, wo- mit vor allem im Herbst, mit deutlich geringerer Wahrscheinlichkeit auch im Winter und während der frühsommerlichen Schneeschmelze gerechnet werden kann (V. Porgrfmsson, münd!. Mitt.). Durch das Starkniederschlagsereignis im Oktober 1997 wurden an den Steilhängen Austdalurs keine neuen Schuttrutsche und Muren ausgelöst. Demnach sind für diese Prozeßereignisse höhere Regensummen als 92 mm/d mit entsprechend größeren Wiederkehrzeiten bzw. vergleichbare Regenniederschläge in Verbindung mit intensiverer Schneeschmelze und/oder anderen Gunstfaktoren erforderlich.

N (mm)

160~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

140

120

100

80

60

40

20

5 (Mal): GFI: Größenfrequenz-Index

GFI•(20,59;36,44) 6 (Juni):

GFI•(34,16;41,32) 7 (Juli):

GFI•(29,25;38,22) 8 (August):

GFI•(31,06;52,09) 9 (September):

G FI•(28, 95;29, 98) 10 (Oktober): G FI•(52,57 ;53, 97) 11 (November):

GFI•(37,33;4L87)

10 5 2

Frequenz

Ta e ro Jahr In diesem Monat

10

Dalengrundlage: Vedurstofa Island•

2 3 4 5 l 0 20 Wiederkehrzelt (Jahre) RIJ

Abb. 13: Größenfrequenzanalysen der täglichen Niederschläge > 10 mm für die Monate Mai bis November (Station Dalatangi)

30

1 (Januar): 9 (September):

D•O,J5+9,92JogRJ r•0,99 D•2,71+6,90logRJ r•0,87

25 2 (Februar): 10 (Oktober):

D•J,59+3,381ogRI r•0,94 D•l.39+7,731ogRJ r•0,97

m 3 (MOrz): II (November):

D•J,84+8,44JogRI r•0,91 D•l.52+7,391ogRJ r•0,96

a 4 (Aprl 1): 12 (Dezember):

X 20 D•l,89+4,871ogRI r•0,97 D•2,54+5,04JogRJ r•0,93 5 (Mal):

5

A D•3,61+12,49Jog RI r•0,89 6 (Juni):

n 15 D•3,87+6,07Jog RI r•0,97

z 7 (Juli): 1

a D•3,72+2,661ogRI r•0,83 3 10

h 8 (August): 6 9 11

D•3,15+4,551og RI r•0,93

1 10 8

4

D

5

0

2 3 4 5 10 20

Wiederkehrzeit in Jahren RIJ Datengrundlage: Vedurstofa Islands

Abb. 14: Jahresfrequenzen der maximalen Anzahl aufeinanderfolgender Tage ohne Niederschlag in

den unterschiedlichen Monaten (Station Dalatangi)

Bei den für die einzelnen Monate dargestellten Jahresfrequenzen der maximalen Anzahl aufeinander- folgender Tage ohne Niederschlag (Abb. 14) fällt in erster Linie die hohe Wahrscheinlichkeit längerer

(14)

A. A. Beylich

niederschlagsfreier Phasen im Mai auf. Auch im Juni können mehrere aufeinanderfolgende Tage ohne Niederschlag vorkommen. Längere Trockenphasen im Mai und Juni führen unter anderem dazu, daß die Gerinneabflüsse während der frühsommerlichen Schneeschmelze relativ moderat ausfallen. Im Juli, August und September bewirken sie geringe Gerinneabflüsse, wobei kleine Nebengerinne auch vollständig austrocknen können.

3 zusammenfassende Gesamtbetrachtung

Die dargestellten Aspekte des gegenwärtigen Morphoklimas steuern neben den vorliegenden Material- und Formeigenschaften die Intensität und Struktur des geomorphologischen Prozeßgefüges im Berg- land der Austfiröir. Eine quantitative Erfassung und Kennzeichnung der rezenten Geomorphodynamik des Arbeitsgebietes ist über die geomorphologische Massenbilanz des im Rahmen der Feldarbeiten eingehend untersuchten Einzugsgebietes Austdalur möglich (BEYLICH 1999a, 1999b, 2000). Hierbei beeinflußt das Morphoklima in wesentlichem Maße die Art, Häufigkeit und Intensität bzw. die absolute und relative Bedeutung der wirksamen Formungsprozesse.

Die in Austdalur vorliegende Dominanz des aquatischen Feststoffabtrags gegenüber dem Lösungs- abtrag ist auf die insgesamt sehr geringe Intensität der chemischen Verwitterung, den relativ hohen Anteil vegetationsentblößter Flächen und die damit verbundene größere abtragende Wirkung von ni- val, nival-pluvial oder pluvial induziertem Überlandfließen zurückzuführen. Aufgrund der Eigenschaften des Temperatur- und Niederschlagsregimes können das ganze Jahr über große Abflußmengen auf- treten, wobei die von den Hangsystemen zugeführten Feststoffe in den Hauptgerinnen in der Regel vollständig weitertransportiert und aus den Einzugsgebieten ausgetragen werden. Die Intensität des unter dem rezenten Morphoklima vorliegenden periglazialen Prozeßgefüges ist insgesamt gering, was neben den Eigel)schaften des Wind-, Temperatur- und Niederschlagsregimes auch auf die hohe Resi- stenz der anstehenden Plateaubasalte zurückzuführen ist.

Weitere morphoklimatische Untersuchungen in anderen rezenten Periglazialgebieten der Erde er- scheinen lohnend, um auch im Hinblick auf eine zuverlässigere Abschätzung möglicher geomorpho- logischer Auswirkungen von prognostizierten Morphoklimaveränderungen (BARSCH 1993, SCHL YTER et al. 1993, RAPP 1995, SCHMIDT 1998) zu verbesserten Vorstellungen über die Bedeutung der jeweiligen Wind-, Temperatur- und Niederschlagsregime für die aktuellen geomorphologischen Prozeßgefüge zu gelangen.

Danksagung

Die Finanzierung der Feldarbeiten in Ost-Island wurde durch die Unterstützung des Deutschen Aka- demischen Austauschdienstes (DAAD) in Bonn erleichtert, wofür ich meinen Dank aussprechen möchte. Dem Isländischen Forschungsrat danke ich für die Erteilung einer "Research Declaration" für die Geländearbeiten im Bergland der Austfiröir.

Dem Isländischen Meteorologischen Dienst (VEDURSTOFA fSLANDS) in Reykjavfk, namentlich Frau Ursula E. Sonnenfeld und Herrn Trausti J6nsson, danke ich herzlich für die großzügige Bereitstellung von meteorologischem Datenmaterial von der Klimastation Dalatangi. Herrn Dr. Porsteinn Scemunds- son (VEDURSTOFA fSLANDS, Reykjavfk) danke ich für seine interessanten fachlichen Hinweise.

Bei Herrn Prof. Dr. F. Ahnert (Geographisches Institut der RWTH Aachen) und Herrn Prof. Dr. K.-H.

Schmidt (Institut für Geographie der Martin-Luther-Universität Halle-Wittenberg) möchte ich mich für die mit ihnen geführten Diskussionen sowie für die kritischen Anmerkungen ganz herzlich bedanken.

Frau P6ra Guömundsd6ttir (Farfuglaheimilinu Hafaldan, Seyöisfjöröur), Herrn Oddur Ragnarsson und Herrn Vilmundur Porgrfmsson (Seyöisfjöröur, Ost-Island) möchte ich für ihre Gastfreundschaft und zahlreichen Hilfestellungen während meiner vier Aufenthalte in Seyöisfjöröur und der Feldarbeiten meinen allerherzlichsten Dank aussprechen. Herrn Vilmundur Porgrfmsson und Herrn Siguröur J6ns- son (Seyöisfjöröur) sei zudem für ihre hilfreicher1 fachlichen Hinweise gedankt.

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Anschrift des Autors:

Achim A. Beylich, M.A.

Martin-Luther-Universität Halle-Wittenberg Fachbereich Geowissenschaften

Institut für Geographie

Arbeitsgruppe Physische Geographie Domstraße 5

D-06108 Halle (Saale)

e-mail: beylich@geographie.uni-halle.de

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