Gletschervorkommen in den Alpen

Inhaltsverzeichnis

Abbildungsverzeichnis

1 Globaler Einfluss von Gletschern

2 Einführende Begriffsdefinitionen

3 Gletscher in den Alpen
3.1 Gletschervorkommen in den Alpen
3.2 Gletscherarten/Typisierung der alpinen Gletscher

4 Alpine glaziale Abtragungs- und Aufschüttungsformen
4.1 Alpine Abtragungsformen
4.2 Alpine Aufschüttungsformen

5 Blockgletscher als typische periglaziale Form

6 Wandel der alpinen Gletscher

7 Ausblick

Literaturverzeichnis

Abstract

This paper deals with the glaciers in the Alps which appear in different types. Typical valley glaciers are found there on the one hand, on the other hand cirque glaciers and mountain glaciers among several other types can be spotted there too. Through pushing forward and melting, these different types of glaciers have left behind different forms through erosion and sedimentation. Typical glaziale erosion forms in the Alps are trough valleys, roche moutonnée, polished rocks and cirques in which the glaciers originate. Important depositional forms are Drumlins and moraines. A periglacial area can also be found in the Alps. Permafrost and block glaciers, which are not glaciers in the real sense, are typical for this area. Finally, the global glacial recession, which is also observable and quantifiable in the alpine glaciers, as well as the serious consequences for humans and the environment resulting from it, is discussed.

Abbildungsverzeichnis

Abbildung 1: Glacier Blanc mit sehr gut erkennbarer Karmulde (2009)

Abbildung 2: Gletscherzunge des Mer de Glace (August 2004)

Abbildung 3: Schmelzwassersee und auffällig weißes Eis am Gornergletscher

Abbildung 4: Fieschergletscher mit temporärer Schneegrenze

Abbildung 5: Pasterzen Kees mit Gletscherspalten (August 2008)

Abbildung 6: Bergschrund (links) und Séracs (rechts) am Oberen Grindelwald-gletscher in den Berner Alpen (2005)

Abbildung 7: Lej da Vadret, längster Gletschersee in den Alpen, rechts im Hintergrund Vadret da Roseg (Gletscher) (2004)

Abbildung 8: Kleiner ‚sterbender‘ Kargletscher im Berninagebiet

Abbildung 9: Glacier du Milieu als ein typischer Gebirgsgletscher

Abbildung 10: Kleiner Gletscherfleck im Mont-Blanc-Massiv

Abbildung 11: Hängegletscher im Mont-Blanc-Massiv (2008)

Abbildung 12: Regenerierter Lawinengletscher an der Zunge des Glacier d’Argentière im Mont-Blanc-Massiv

Abbildung 13: Kare, Karlinge und Kargletscher in den Ötztaler Alpen (Juli 1992)

Abbildung 14: Gletscherschrammen am Vernagtferner (2006)

Abbildung 15: Gletscherschliff durch den Rhonegletscher entstanden

Abbildung 16: Schliffgrenze im Rotental (2003)

Abbildung 17: Rundhöcker im Kaunertal mit Fließrichtung von links nach rechts (2009)

Abbildung 18: Großer Aletschgletscher mit Mittelmoränen (August 2004)

Abbildung 19: Drumlins im Kanton Zug in der Schweiz

Abbildung 20: Blockgletscher im Val Murgal im Engardin (2000)

Abbildung 21: Gruben-Blockgletscher (2001)

Abbildung 22: Schwund des Vernagtferners: oben 1898, Mitte 1992 und unten 2005

Abbildung 23: Wachsen (von 1982 bis 1989) und Schwinden (bis 2006) des Steingletschers

Abbildung 24: Anrissbereich der Mure (Grimselpass, Berner Alpen) im Sommer 2005 (links); Ablagerung der Mure oberhalb vom Dorf im Sommer 2005 (rechts)

1 Globaler Einfluss von Gletschern

Gletscher spielen bei vielen globalen Prozessen eine tragende Rolle. Sie haben einen hohen Einfluss auf den Wasserhaushalt, sind sehr attraktiv für den Tourismus und spiegeln den Klimawandel durch ihren Schwund und den dadurch entstehenden Naturgefahren wider. Die Erdoberfläche ist zu ca. 10 % vergletschert. Mit 97 % machen das Antarktische und das Grönländische Eisschild den größten Anteil dieser Fläche aus. Der restliche Anteil teilt sich auf die Vergletscherungen in den Hochgebirgen und die Eiskappen auf. In diesem Zusammenhang ist allerdings zu beachten, dass die großflächigen arktischen Eiskappen hier dazu gerechnet sind (Winkler 2009:73f). Der Einfluss von Gletschern auf die Umwelt macht sich jedoch nicht nur global bemerkbar, sondern auch lokal in den Alpen. So haben alpine Gletscher durch ihre Schwankungen in den letzten Jahrtausenden und durch die Vergletscherung im Pleistozän das Relief und das Erscheinungsbild der Alpen und dessen Vorland in starkem Maße beeinflusst und geprägt. Auf welche Weise dies geschah, wo und welche Typen von Vergletscherung in den Alpen vorzufinden sind sowie die periglaziale Form der Blockgletscher sind Gegenstand dieser Arbeit.

Zunächst wird ein Überblick über die Vergletscherung in den Alpen gegeben und mit Beispielen genauer erläutert. Im Anschluss werden die verschiedenen Typen der alpinen Gletscher definiert. Zusätzlich werden typische Ablagerungs- und Erosionsformen anhand von naturräumlichen Beispielen genauer beschrieben.

Im zweiten Teil der Arbeit werden Blockgletscher als typisch periglaziale Form in den Alpen herausgearbeitet. Zuletzt wird ein Überblick über den Wandel der alpinen Gletscher gegeben. Begonnen wird hier im Pleistozän über die Kleine Eiszeit bis zum heutigen Stand der Gletscher. Darauf folgt ein kurzer Ausblick darüber, wie sich die Gletscher in den Alpen in Zukunft in Reaktion auf den anthropogen verstärkten Klimawandel verhalten werden und welche Folgen daraus auch schon heute für Umwelt und Mensch resultieren.

2 Einführende Begriffsdefinitionen

Zunächst sollen Begrifflichkeiten, deren Grundlage Verständnis dieser Arbeit sind, definiert werden.

Die Alpen sind ein „junges, tektonisch komplex gebautes Hochgebirge“ (Baumhauer 2006:129). In der Struktur der Alpen sind „Prozesse der Beckengenese, der Bildung ozeanischer Kruste durch sea floor spreading, der Subduktion […] sowie verschiedenste magmatische Prozesse widergespiegelt […] Dabei verursachten die geologischen Strukturen und Prozesse […] in Wechselwirkung mit den exogenen Prozessen ein kompliziertes Gefüge morphologischer Formen“ (Zepp 2014:329). Die Alpen liegen zu Teilen in Deutschland, Österreich, der Schweiz, Frankreich, Italien, Slowenien und Lichtenstein (Veit 2002:14).

Ein weiterer Begriff, das Pleistozän, ist wichtig für diese Arbeit. In dieses erdgeschichtliche Eiszeitalter, das vor ca. 2,3 Mio. Jahren begann und vor ca. 10.000 Jahren durch das Holozän abgelöst wurde und somit das letzte dieser Art darstellt, werden die letzten Gletschervorstöße in den Alpen zurückdatiert. Auf der Nordhalbkugel gab es während des Pleistozäns ca. vier bis sechs Eiszeiten. Die letzte Eiszeit wird im Alpenraum als Würm-Eiszeit (vor 20 bis 25.000 Jahren) bezeichnet. Das Pleistozän und das Holozän schließen sich zum Quartär zusammen, in dem die Temperaturen stark sanken und sich mehrere Kalt- und Warmzeiten abwechselten (Böhm et al 2007:62; Leser 2003:277).

Als letzte Grundlage für diese Arbeit ist das Periglazial aufzuführen. Als periglazial werden sowohl Klimabedingungen als auch Landformen, die durch frostdynamische Prozesse gekennzeichnet sind, bezeichnet. Damit periglaziale Formen entstehen können, muss die Jahresmitteltemperatur unter 0°C liegen. Im Sommer kommt es jedoch zu einer weitreichenden Schneeschmelze durch die Sonneneinstrahlung, sodass nur ein kleiner Anteil des Schnees die warmen Monate überdauert. Die Entstehung von dauerhaften Schneedecken wie auch von Gletschern wird dadurch verhindert. Vorzufinden sind diese Gebiete nicht nur in Polar- und Subpolargebieten, sondern auch in der subnivalen bzw. periglazialen Höhenstufe der Hochgebirge, also auch in den Alpen. In den pleistozänen Kaltzeiten lagen in Deutschland periglaziale Gebiete zwischen alpiner und nordeuropäischer Vereisung (Baumhauer 2006:85). Typisch für periglaziale Gebiete ist der Permafrost (Winkler 2001²). Er dient als Archiv für Klimainformationen der letzten Jahrzehnte, ebenso beeinflusst er die Stabilität des Unterbodens und ist mit vielen Problemen, beispielsweise im Bau im Hochgebirge, verbunden. Permafrost ist im Untergrund, unter einer bis zu mehreren Metern dicken Auftauschicht mit jahreszeitlich wechselnden Temperaturen, vorzufinden und wie die periglazialen Gebiete durch die Bodentemperatur definiert. Die Dicke des Permafrosts variiert zwischen einigen zehn Metern unter Schutthalden bis zu mehreren 100 Metern unter hohen Gipfeln. In der Schweiz ist auf ca. 5% der Landesoberfläche Permafrost vorzufinden. Diese Fläche entspricht der doppelten Fläche der Vergletscherung. Als typisch alpine, periglaziale Form und auch als Indikator für Permafrost gilt der aktive Blockgletscher (Baumhauer 2006:91; Nötzli, Gruber 2005:111f). Diese Form wird im Laufe der vorliegenden Arbeit genauer betrachtet.

3 Gletscher in den Alpen

Die Alpen sind mit einer Fläche von 3.060 km² (2008) vergletschert und verzeichneten zu diesem Zeitpunkt 5426 Gletscher (Winkler 2009:74). Das gesamte Volumen der Alpengletscher beträgt rund 100 km³ (Veit 2002:99). Die mittlere Größe eines Gletschers betrug somit ca. 0,5 km². Die Gletscher mit einer Fläche von unter 1 km² haben einen Anteil von 31% an der Gesamtvergletscherung der Alpen. Dabei sind die Westalpen stärker vergletschert als die Ostalpen (Veit 2002:99).

Als Gletscher werden Eismassen, die aus festem Niederschlag entstanden sind, bezeichnet (Zepp 2014:188). Teilweise befinden sich, beispielsweise in den Porenräumen, auch Luft, Schmelzwasser und Gesteinsteile. Eine Eismasse kann nur als Gletscher bezeichnet werden, wenn sie sich aktiv bewegt (Baumhauer 2006:73).

Voraussetzung für die Bildung eines Gletschers ist es, dass sich über einen langen Zeitraum mehr fester Niederschlag ablagert, als abschmelzen kann (Zepp 2014:188). Auch das zugrundeliegende Relief übt großen Einfluss auf die Gletscherbildung. Dazu müssen im Hochgebirge geeignete Hohlräume und Mulden vorhanden sein, die eine Ansammlung von Schnee überhaupt möglich machen. Eine weitere Voraussetzung für die Gletscherentstehung ist, dass der abgelagerte Schnee nicht durch äolische Prozesse wegtransportiert wird (Winkler 2009:9).

Gletscher haben ein Nähr- und ein Zehrgebiet, welche auch Akkumulations- und Ablationsgebiet, genannt werden. In erst genanntem sammelt sich der Schnee und wird dann durch Verdichtung in Firn umgewandelt. Aus mehreren Schichten von Firn entsteht Gletschereis. Dieses fließt durch die Schwerkraft bedingt hangabwärts in tiefere Regionen, in das sogenannte Ablationsgebiet. Hier überwiegt das Schmelzen (Ablation) (Alean 2010: 35ff; Haeberli, Maisch 2007:101).

3.1 Gletschervorkommen in den Alpen

Die alpinen Gletscher sind durch die Teilung der Alpen in Quer- und Längstäler und durch die unterschiedlichen Höhen der einzelnen Gebirge stark gegliedert. Im Folgenden soll ein Überblick über die Verteilung der alpinen Vergletscherung entlang des Bogens der Alpen von Südwesten nach Nordosten gegeben werden.

Der südlichste und gleichzeitig auch sehr kleine Gletscher der Alpen, Ghiacciaio del Clapier, liegt in Italien ganz in der Nähe des Mittelmeers. Von dort aus entlang der Alpen Richtung Osten liegen die ersten größeren Gletscher zunächst in den nordwestlichen französischen Alpes du Dauphiné, beispielsweise der sieben Kilometer lange Glacier Blanc. Wie der Name bereits vermuten lässt ein sogenannter weißer Gletscher, da er kaum Moränenmaterial mit sich führt und dadurch komplett weiß erscheint (vgl. Abbildung 1) (Alean 2010:21f).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Glacier Blanc mit sehr gut erkennbarer Karmulde (2009)

Quelle: Alean 2010:34.

Der längste und auch flächengrößte Gletscher in den französischen Alpen ist der Mer de Glace. Er liegt zentral im Mont-Blanc-Massiv. In Abbildung 2 fließt er von links nach rechts. Dies ist erkennbar durch die Ogiven, die sich als Bänder aus hellem und dunklerem Eis auf dem Gletschereis auszeichnen und im jährlichen Rhythmus entstanden sind. In diesem Gebiet sind noch einige andere Gletscher zu finden (Alean 2010:21f).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 2: Gletscherzunge des Mer de Glace (August 2004)

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20171

Weiter östlich liegen die Walliser Alpen. Dort findet sich die zweitgrößte Gruppierung von Gletschern in den Alpen. Der bedeutendste dieser Gletscher ist der Gornergletscher bei Zermatt. Er weist eine Besonderheit auf. Sein Eis hat trotz der Temperaturerhöhungen immer noch nicht die Schmelztemperatur erreicht, weshalb er als ‚kalter‘ Gletscher bezeichnet wird. Dies hat zur Folge, dass er einerseits im mittleren Teil außerordentlich

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 3: Schmelzwassersee und auffällig weißes Eis am Gornergletscher

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20172

helles und weißes Eis aufweist und andererseits auf der Gletscherzunge Schmelzwassertümpel entstehen (vgl. Abbildung 3). Das Eis erscheint weiß, da das Schmelzwasser durch das festgefrorene Eis im Ablationsgebiet nicht richtig abfließen kann und sich so beim Gefrieren des Wassers kleine Luftbläschen im Firn bilden. Die Schmelzwasserseen auf dem Gletscher entstehen aus demselben Grund. Das Schmelzwasser kann wegen der tiefen Eistemperaturen nicht abfließen, da es in kleinen Spalten sofort wieder gefriert. Somit sammelt es sich jahrzehntelang auf dem Gletscher in Mulden (Alean 2010:195).

Am stärksten vergletschert sind die Berner Alpen, im Südosten der Walliser Alpen. Hier ist auch der größte Gletscher der Alpen ist der Aletschgletscher (vgl. Abbildung 18) vorzufinden. Er umfasst eine Fläche von 90 km² (1999) und erstreckt sich über eine Länge von 23 Kilometern (2008). Seit 2001 gehört er zum „UNESCO-Welterbe Schweizer Alpen Jungfau-Aletsch“ (Alean 2010:22).

Ebenso in den Berner Alpen vorzufinden ist der mit dem Mer de Glace zusammen drittgrößte alpine Gletscher, der Fieschergletscher. In Abbildung 4 ist oben links die temporäre Schneegrenze sehr gut zu erkennen (Alean 2010:22).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 4: Fieschergletscher mit temporärer Schneegrenze

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20173

In den Ostalpen ist eine Vergletscherung in der Bernina-Gruppe zu finden. Noch weiter östlich sind ebenfalls Gletschergebiete in Südtirol vorzufinden. Ein Gletscher hier ist der Ghiacciaio dei Forni, der mit seinen 13 km² der flächengrößte Gletscher Italiens ist. In Österreich selbst liegen die meisten Gletscher in den Zillertaler, Ötztaler und Stubaier Alpen und in den Hohen Tauern, wie beispielsweise der größte Gletscher Österreichs, der sogenannte Pasterzen Kees (vgl. Abbildung 5). In dieser Abbildung sind ebenso sehr gut Gletscherspalten zu erkennen, die dadurch entstanden sind, dass der Gletscher über eine sehr steile Kante geflossen ist (Alean 2010:22).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 5: Pasterzen Kees mit Gletscherspalten (August 2008)

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20174

Die östlichste alpine Vergletscherung, beispielweise der Hallstätter und der Schladminger Gletscher, ist im Dachsteingebirge vorzufinden (Alean 2010:22).

Der komplette deutsche Anteil der Alpen liegt unterhalb der derzeitigen klimatischen Schneegrenze und teilweise unterhalb der mittleren Schneegrenze seit der letzten Eiszeit. Grundsätzlich wäre davon auszugehen, dass es in diesem Teil der Alpen keine Gletscher gibt, da die Bedingungen zur Gletscherbildung nur oberhalb der klimatischen Schneegrenze gegeben sind. Dennoch sind auf Grund von Gunststandorten auch in diesem Teil noch fünf Gletscherreste vorzufinden. Sie liegen in nordexponierten, schattigen Karen bzw. Firnmulden im Wettersteingebirge (mit dem höchsten Berg Deutschlands, der Zugspitze) und in den Berchtesgadener Alpen (mit dem Watzmann). Auf der Zugspitze sind der nördliche und südliche Schneeferner und der Höllentalferner zu finden. Im Berchtesgadenerland liegen der Watzmanngletscher und das Blaueis am Hochkalter (Alean 2010:43, Hagg 2008:23).

Die meisten alpinen Gletscher sind in den höheren Höhenstufen vorzufinden. Große Talgletscher, wie beispielsweise die Pasterze, der Aletschgletscher oder Glacier Blanc, sind jedoch auch in der periglazialen Schicht vorzufinden und reichen teilweise bis unter die Baumgrenze (Veit 2002:99).

Dabei hat ein Großteil der alpinen Gletscher höhere Eistemperaturen. Im Gegensatz zum Gornergletscher (s.o.) werden sie deshalb ‚warme‘ Gletscher genannt (Veit 2002:101). Im Ablationsgebiet liegt die Temperatur der temperierten Gletscher in der Nähe des Druckschmelzpunkts. Als Folge bildet sich an der Basis des Gletschers ein Schmelzwasserfilm, wodurch auch das Fließen des Gletschers ermöglicht wird (Veit 2002:101).

Abgesehen von Schmelzwasserseen gibt es noch weitere Erscheinungen auf bzw. in Gletschern, wie beispielsweise die Gletscherspalten, die auch an Gletscher in den Alpen zu sehen sind (vgl. Abbildung 5). Die oberste Spalte an einem Gletscher, die zwischen dem an meist steilen Felswänden festgefrorenem Eis und dem fließenden Eis entsteht, wird als Bergschrund (vgl. Abbildung 6) bezeichnet. Wenn im weiteren Verlauf des Gletschers die Fließgeschwindigkeit, beispielsweise durch steiler werdendes Gelände, höher wird, entstehen längs zur Fließrichtung Querspalten im Eis. Längsspalten entstehen nur dort, wo sich die Gletscherzunge verbreitern kann. Wenn Quer- und Längsspalten zusammenkommen entstehen sogenannte Séracs (vgl. Abbildung 6 ) (Alean 2010:102; Ribau 2008:87).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 6: Bergschrund (links) und Séracs (rechts) am Oberen Grindelwald-gletscher in den Berner Alpen (2005)

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20175 und Alean J., Hambrey M. 20176

Ein weiteres Phänomen, das durch Gletscher entsteht, sind Gletscherseen. Sie können am Rand, vor dem Gletscher oder zwischen zwei zusammenströmenden Eisflüssen entstehen. Der längste im letzten Jahrhundert durch Moränen aufgestaute alpine Gletschersee ist der Lej da Vadret (vgl. Abbildung 7) im Engadin. Durch Eisbrüche von der Front des Gletschers bildeten sich Eisberge, die Jahrzehnte lang auf dem See getrieben sind. Dies nimmt mit der Zeit ab, da der Gletscher keinen direkten Kontakt mehr mit dem Gletschersee aufweist (Alean 2010:181ff).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 7: Lej da Vadret, längster Gletschersee in den Alpen, rechts im Hintergrund Vadret da Roseg (Gletscher) (2004)

Quelle: Alean 2010:181.

3.2 Gletscherarten/Typisierung der alpinen Gletscher

Nach der Betrachtung der Lage und Größe der alpinen Gletscher, sollen diese jetzt typisiert werden.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 8: Kleiner ‚sterbender‘ Kargletscher im Berninagebiet

Quelle: Alean 2010:248.

Der gängigste Typ in Hochgebirgen ist der Kargletscher. Sein Akkumulationsgebiet liegt vollständig in einem Kar, das Ablationsgebiet reicht häufig kaum über diese Mulde hinaus (Embleton-Hamann 2007:70). Ein typischer Berg in den Alpen, der für seine Kare bekannt ist, ist das Matterhorn. Ebenso ist in Abbildung 1 die Karmulde des Glacier Blanc gut zu erkennen (Alean 2010:145). Ein weiterer, sehr kleiner Kargletscher ist im Berninagebiet zu finden (vgl. Abbildung 8). Dieser Gletscher wird auch als sterbender Gletscher bezeichnet, da er 2006 schon keinerlei Akkumulation von Schnee verzeichnen konnte und voraussichtlich bald ganz abschmelzen wird (Alean 2010:248; Ribau 2008:86.93).

Eine weitere Kategorie von Gletschern sind die Gebirgsgletscher. Vor zwei Jahrhunderten verfügten diese Gletscher meist noch über eine ausgeprägte Gletscherzunge. Heute haben sie eine weitaus geringere Höhenausstreckung, an der aber meist immer noch sehr gut das Nähr- und Zehrgebiet abzulesen ist. Sie machen in den Alpen ungefähr die Hälfte der Fläche von Gletschern aus und sind von der Anzahl her die größte Gruppe an Gletschern. Ein typisches Beispiel hierfür ist der Glacier du Milieu im Mont-Blanc-Gebiet (vgl.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 9: Glacier du Milieu als ein typischer Gebirgsgletscher

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20177

Abbildung 9). In dieser Abbildung sind ebenso gut das Akkumulations- und Ablationsgebiet des Gletschers zu erkennen (Alean 2010:44).

Im Gegensatz zum Kar- und Gebirgsgletscher verfügen Talgletscher über eine sehr lange Gletscherzunge (Embleton-Hamann 2007:70). Oft haben diese Gletscher mehrere Firngebiete und fließen dann zusammen in einer großen Gletscherzunge talwärts (Alean 2010:44). Der größte Talgletscher in den Alpen ist der Große Aletschgletscher (vgl. Abbildung 18) (Zepp 2014:189). Wenn die Eismasse eines Talgletschers so groß wird, dass sie über einen Pass in ein benachbartes Tal fließen kann, entsteht ein Eisstromnetz (Zepp 2014:189f). Diese gab es in den Alpen lediglich während des Eiszeitalters (Krainer 2010:40). Heutzutage sind solche Eisstromnetze nur noch in Gebieten mit maritimen Klima vorzufinden, beispielsweise in den Küstengebieten Alaskas (Embleton-Hamann 2007:70).

Firn- und Gletscherflecken sind die kleinsten Gletscher. Sie werden durch Lawinenschnee ernährt und haben eine beliebige Form, allerdings ohne Gletscherzunge. Sie überdauern oft nur durch ihre Gunststandorte den Sommer. Sie stellen nur ein knappes Zehntel der Alpenvergletscherung dar. Ein Beispiel ist in Abbildung 10 erkennbar (Alean 2010:44).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 10: Kleiner Gletscherfleck im Mont-Blanc-Massiv

Quelle: Alean 2010:43.

Ein weiterer Typ sind die Hängegletscher, wie beispielsweise im Mont-Blanc-Massiv (vgl. Abbildung 11). An ihnen findet man keine typischen Nähr- und Zehrgebiete, da sie teilweise nur in großen Höhen vorzufinden sind und dort somit kaum Schmelze auftritt. Sie finden sich an ungeschützten Hanglagen als balkonartige Eisgebilde, an deren Unterseite sie mit senkrechten bis zu überhängenden Eiswänden begrenzt sind. Dort brechen scheibenförmige Eislamellen ab und gehen als Eislawinen nieder. Oft ist dies die einzige Ablation dieser Gletscher (Alean 2010:46f).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 11: Hängegletscher im Mont-Blanc-Massiv (2008)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 12: Regenerierter Lawinengletscher an der Zunge des Glacier d’Argentière im Mont-Blanc-Massiv

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20178

Quelle: Alean 2010:46.

Durch Eislawinen, die von höheren Gletschern, beispielsweise von Hängegletschern, abbrechen, können sogenannte regenerierte Lawinengletscher oder Lawinenkessel-Gletscher entstehen. Diese regenerieren sich am Fuße von Abbrüchen und sind teilweise unter der Schneegrenze vorzufinden (Ribau 2008:85; Embleton-Hamann 2007:70f). Ein Beispiel für diesen Typ ist der Höllentalferner unterhalb der Zugspitze (Hagg 2008:23). An der Zunge des Glacier d’Argentière im Mont-Blanc-Gebiet befindet sich ebenfalls ein besonders großer regenerierter Gletscher (vgl. Abbildung 12) (Alean 2010:47).

Diese sieben zuletzt genannten Gletschertypen werden zu den ‚dem Relief untergeordneten Vergletscherung‘ gezählt. Bei den dem Relief untergeordneten Vergletscherungen bestimmt das Relief die Fließrichtung und die Form der Eismasse. Die sogenannte Vorlandvergletscherung zählt zu der ‚dem Relief übergeordneten Vergletscherung‘ und kam im nördlichen und südlichen Alpenvorland nur während des Pleistozäns vor. Diese Vergletscherung wird mit den Gletschern aus den Gebirgen gespeist und ihr Nährgebiet ist oft ein Eisstromnetz. Hierbei wird das Relief komplett von der Eismasse bedeckt (Embleton-Hamann 2007:70).

4 Alpine glaziale Abtragungs- und Aufschüttungsformen

Durch die Bewegung der Gletscher, die durch die Ablation des Eises und das Vergrößern durch Akkumulation von Schnee und Eis entsteht, wird die Landschaft unterhalb und um den Gletscher herum geformt. Dies geschieht durch die mitgetragenen, unterschiedlich großen Gesteinsbrocken, die den Boden schürfen, kratzen, scheuern und schleifen. Sie besitzen im Vergleich zum Eis die höhere Erosionskraft. Diese Abtragungsformen werden in diesem Kapitel näher betrachtet. Außerdem werden die mitgetragenen Gesteinsbrocken an verschiedenen Stellen abgelagert, woraus typische Aufschüttungsformen entstehen, die ebenfalls thematisiert werden (Krainer 2010:40f).

Das Idealbild der Glazialen Serie, welches in Lehrbüchern vermittelt wird, stellt in keiner Weise die Vielfalt der glazial entstandenen Geländeformen dar (Darga 2009:11). Im Folgenden werden nur ein paar wichtige Formen aus dem sehr großen glazial geprägten alpinen Formenschatzes genannt, definiert und anhand von Bildern illustriert.

4.1 Alpine Abtragungsformen

In den Alpen zählen „zu den typischen Erosionsformen […] die Kare, die Trogtäler, die geschliffenen Felswände, Rundhöcker, (und) Hängetäler“ (Veit 2002:100f).

Kare waren ursprünglich Mulden, die durch das Eis vertieft und vergrößert wurden. Sie sind oder waren also der Ursprungsort eines Gletschers. Nur die weitere Entwicklung eines Gletschers bewirkt, dass aus der einstigen Mulde ein großes Kar mit steilen Wänden und einem flachen Boden, wie beim Glacier Blanc (vgl. Abbildung 1), entsteht. Dies geschieht durch Schmelzwassererosion, Detersion und Detraktion. Ebenso werden die Hänge um das Kar herum zurückverlagert. Dies geschieht durch Frostverwitterung und durch den Transport des Gletschereises. Viele Kare werden durch eine Karschwelle, teilweise auch durch einen Moränenwall, auf der Talseite begrenzt. Nachdem sich das Eis zurückgezogen hat, bildeten sich in diesen Mulden teilweise Karseen (Embleton-Hamann 2007:76; Krainer 2010:41).

Wenn sich an mehreren Seiten eines Berggipfels Kare gebildet haben und weiterentwickeln, entstehen sogenannte Karlinge, wie in den Ötztaler Alpen gut erkennbar in Abbildung 13. Je weiter die Erosion fortschreitet, desto mehr ähneln die Spitzen einer Pyramide (Winkler 2009:119).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 13: Kare, Karlinge und Kargletscher in den Ötztaler Alpen (Juli 1992)

Quelle: Winkler 2009:118.

Eine weitere typische glaziale Erosionsform, die auch in den Alpen vorzufinden ist, sind die Trogtäler. Gemeinhin wird angenommen, dass Trogtäler durch Gletscher geprägt wurden, welche fluvial vorgeformte Kerbtäler benutzt haben, um sich auszuweiten. Die Gletscher schliffen die Kerbtäler an ihrem Grund und an den Seiten breiter und steiler (Ahnert 2009:310f; Embleton-Hamann 2007:77, Zepp 2014:195f).

Winkler (2009:124f) und Baumhauer (2006:79f) führen dagegen an, dass aus einem Kerbtal nicht direkt ein Trogtal entstehen könne, da ehemalige Kerbtäler zu den heute sehr häufig vorkommenden Tälern mit einem parabelförmigen Talquerschnitt überformt wurden. Die Ursache für die Entstehung derselben liegt im Zusammenhang zwischen Erosionskraft und Eisdicke der Gletscher begründet: Je dicker das Eis ist, desto höher ist auch die Erosionskraft des Gletschers. Dadurch wird der Talboden stärker erodiert als die Talhänge und der Talquerschnitt nähert sich immer mehr einer Parabelform an (Baumhauer 2006:79f; Winkler 2009:124f).

Die heutigen Trogtäler sind ihrer Erklärung zufolge daraus entstanden, dass die parabelförmigen Täler durch starke nachträgliche periglaziale Sedimentation oder durch Schwemm- und Hangschuttkegel verschleiert wurden, so dass diese heute wie Trogtäler wirken. Eine weitere Erklärung für die Entstehung von heutigen Trogtäler ist, dass diese auch früher schon Muldentäler waren, welche durch die Gletscher nur noch vertieft und verbreitert wurden (Baumhauer 2006:79; Winkler 2009:124f).

Ebenso wurde das Längsprofil der ehemaligen Kerbtäler von den Gletschern überprägt. Ehemals gleichmäßiges Gefälle wurde durch rückläufige Erosion an Wannen oder an Gefällestufen durch den Gletscher steiler. So entstanden auch aus ehemaligen Nebentälern, in denen kleine, weniger erosionsstarke Gletscher durch eine Stufe vom Hauptgletscher abgetrennt waren, die heutigen Hängetäler (Embleton-Hamann 2007:77, Winkler 2009:126). Diese Stufen wurden verstärkt, indem sich die Hauptgletscher im Verhältnis zu den Nebengletschern durch ihre intensivere Erosion weiter vertieft haben (Krainer 2010:42).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 14: Gletscherschrammen am Vernagtferner (2006)

Quelle: Winkler 2009:113.

Die bekannteste der kleinsten Erosionsformen von Gletschern sind Gletscherschrammen, die parallel zur Eisbewegung ausgeprägt sind. Sie entstehen durch mitgetragene, festgefrorene Gesteinstrümmer, die Felsen aufschrammen. Diese Schrammen sind als Furchen oder Rillen zu beschreiben und meist nur wenige Millimeter tief, allerdings können sie bis zu mehrere Meter lang werden. Als Gletscherschrammen werden sie nur bezeichnet, wenn sie in einem Gletscherbett mit anstehendem Festgestein vorkommen, wie beispielhaft am Vernagtferner in Abbildung 14 zu sehen. Sobald dergleichen in Blöcken von Lockermaterial vorzufinden ist, spricht man von Kritzungen, da die Schrammen nicht unbedingt durch die Bewegung des Gletschers, sondern auch nachträglich noch entstanden sein können (Winkler 2009:113).

Eine weitere Mikroerosionsform ist der Gletscherschliff (vgl. Abbildung 15), dessen Bedeutung die der Gletscherschrammen weit übertrifft, da er viel großflächiger vorzufinden ist. Er wird aber nur sehr selten wahrgenommen. Gletscherschliff entsteht durch das sogenannte ‚polshing‘, wobei Sandkörner die Gesteinsoberfläche ‚polieren‘ und dadurch sehr große polierte Oberflächen entstehen. Dadurch gilt diese Mikroerosionsform fast schon als „das Kennzeichen eines durch glaziale Erosion gestalteten Reliefs“ (Winkler 2009:113) dar (Ribau 2008:86; Winkler 2009:113)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 15: Gletscherschliff durch den Rhonegletscher entstanden

Quelle: Alean J., Hambrey M. 20179.

Auch an Felswänden ist der Gletscherschliff sehr gut sichtbar. In Abbildung 16 ist dies durch die Schliffgrenze in der oberen Bildhälfte deutlich zu erkennen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 16: Schliffgrenze im Rotental (2003)

Quelle: Winkler 2009:125.

Eine weitere Form, die durch Abtragung entsteht, sind Rundhöcker. Wenn Gletscher über sehr kantige Felspartien fließen, entwickeln sie enorme Abtragungswirkungen und belasten die Fläche des Hindernisses, die gegen die Fließrichtung des Gletschers gerichtet ist, also die Luvseite, sehr stark. Auf der Leeseite wiederum sind viele der Rundhöcker kantig und sehr steil. Dies ist dadurch entstanden, dass das Eis dort an das Gestein anfrieren konnte und dann mit der Zeit Gesteinsfragmente losgerissen hat. Ein Beispiel für Rundhöcker ist im Kaunertal in Abbildung 17 zu erkennen (Alean 2010:137f).

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Abbildung 17: Rundhöcker im Kaunertal mit Fließrichtung von links nach rechts (2009)

Quelle: Alean 2010:138.

4.2 Alpine Aufschüttungsformen

Eine der bekanntesten Aufschüttungsformen von Gletschern sind Moränen. Sie bestehen aus unsortiertem Lockergestein, das meistens in Folge von Felsstürzen auf das Eis gefallen ist. Im Nährgebiet verschwindet es im Eis, im Zehrgebiet hingegen bildet es eine Auflage auf dem Eis. Seitenmoränen entstehen deshalb nur im Zehrgebiet. In beiden Gebieten wird es vom Gletscher teilweise transportiert (Innen, Seiten-, Unter- und Oberflächenmoränen) und dann abgelagert (Seiten-, Grund-, Mittel- und Endmoränen). Wenn mehrere Gletscher aus verschiedenen Nährgebieten zusammenfließen, schließen sich die jeweiligen Seitenmoränen zu Mittelmoränen zusammen. Besonders gut ist das am Großen Aletschgletscher zu erkennen. Dort fließen am sogenannten Konkordiaplatz Aletschfirn, Jungfraufirn und Ewigschneefäld zusammen. Dies ist in Abbildung 18 sehr gut zu erkennen (Alean 2010:119; Zepp 2014:198ff).

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Abbildung 18: Großer Aletschgletscher mit Mittelmoränen (August 2004)

Quelle: Alean J., Hambrey M. 201710.

Im Inn-Chiemsee-Gletscher-Gebiet bilden Wallmoränen das Gerüst der Landschaftsformen. Diese entstehen, wenn Gletscherränder über längere Zeiträume an einem Ort verweilen. Derweil transportierte der Gletscher allerdings trotzdem weiter Material mit dem Gletschereis mit, da der Gletscher an den Rändern abgeschmolzen ist. Dieses Material wird abgelagert, bei einem erneuten Vorstoß des Gletschers „überrollt“ und dabei durch Druck und Bewegung verschliffen (Darga 2009:45).

Wie oben schon erwähnt, weisen Gletscher eine Grundmoräne auf. Dort entstehen sich die sogenannten Drumlins, die wie Walfrischrücken die Landschaft zieren. Dies sind längliche Hügel, mit der Längsachse in Richtung der Eisbewegung. Sie kommen oft gesammelt an einem Ort vor (vgl. Abbildung 19) und können einige Meter bis zu drei Kilometer lang, einige zehn Meter breit und bis zu 50 Meter hoch sein. Ihre Leeseite ist flach und ihre Luvseite steil. Dabei bestehen sie normalerweise aus subglazialem Moränenmaterial. Drumlins sind kaum im Hochgebirge selber vorzufinden, sondern eher im Alpenvorland. Die Entstehung von Drumlins ist jedoch sehr umstritten. Alle Theorien nennen als Hauptfaktoren glaziale Akkumulation, Deformationsprozesse und teils auch glaziale Erosion. (Alean 2010: 166ff; Darga 2009:45, Winkler 2009:145).

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Abbildung 19: Drumlins im Kanton Zug in der Schweiz

Quelle: Alean J., Hambrey M. 201711.

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