Nachtrag zur Gletschertheorie
Mit 2 Bildern ( 123, 124 ) und 4 SkizzenVon Rudolf Streiff-Becker
( Zürich ) Mancher Leser unserer Zeitschrift « Die Alpen » mag der Ansicht sein, dass über das Thema Firn und Gletscher mehr als genug geschrieben wurde. Dennoch wagen wir die Frage zu stellen: Ist das Phänomen der Gletscherbewegung wirklich restlos aufgeklärt? Tauchen bei sorgfältigen Überlegungen nach jeder Publikation nicht jeweilen neue Fragen auf, die zu beantworten sind?
Im Jahrgang 1940 der « Alpen », S. 321 ff., hat R. Streiff-Becker versucht, eine Darstellung des Bewegungsmechanismus des Firns zu geben. Im Jahrgang 1943, S. 357 ff., berichtet Gerald Seligman über seine Forschungsergebnisse am Grossen Aletschgletscher und glaubt auf Grund seiner Untersuchungen den Schluss ziehen zu müssen, dass diese im Widerspruch zur Hypothese Streiff-Becker stehen. Ich bin nun im Gegenteil der Ansicht, dass die Resultate Seligmans sich sehr gut in meine Auffassung einfügen, indem seine Forschungen nur bis 23 Meter unter die Firnoberfläche sich erstreckten, während meine Theorie auf die Bewegungsvorgänge der ganzen, wohl mehrere hundert Meter mächtigen Firnmasse sich bezieht. Die Bemerkung von G. Seligman hatte das Gute, dass ich meine Theorie überprüfen musste und dabei erkannte, dass zwei Mängel zu beheben sind. Erstens ist meine schematische Zeichnung, Fig. 4 im Aufsatz von 1940, zu verbessern, indem im Bewegungsdiagramm die Kurve nicht rechtwinklig zur Oberfläche auslaufen soll, sondern spitzwinklig, wie es nun die Fig. 1 dieses Aufsatzes richtiger zeigt. Zweitens ist mir bewusst worden, dass ich unterlassen hatte, die wichtige Rolle zu erwähnen, welche die Hartschichten beim Bewegungsvorgang innerhalb des grossen Eiskörpers spielen. Von diesen zwei Ergänzungen soll hier die Rede sein, ohne früher Geschriebenes in aller Ausführlichkeit zu wiederholen.
Das Gebiet der Schneeregion ist zweiteilig. Bekanntlich unterscheiden wir ein oberes Firn- oder Nährgebiet und ein unteres Gletscherzungen- oder Zehrgebiet. Die Grenze zwischen beiden ist die Firnlinie ( oder Schneegrenze ). Am Untergrund sind ebenfalls zwei Zonen zu unterscheiden: eine obere, in welcher der Firn mit seiner untersten Schicht auf dem Grund angefroren haftet, und eine untere Zone, in welcher die Eismasse als ganzer Körper über den Untergrund hinweggleitet. Die Grenze zwischen diesen letzteren Zonen wird indirekt an der Oberfläche erkennbar durch die Höhenlinie, auf welcher die Bergschründe aufzutreten pflegen; sie liegt stets in grösserer Meereshöhe als die Schneegrenze. Die Bergschründe entstehen durch das Abreissen der gleitenden Firnmasse von der oberen festsitzenden. Das Abgleiten beginnt dort, wo der Firn eine Schichthöhe erreicht, welche genügt, um den Untergrund gegen jede Einwirkung der Aussentemperaturen zu isolieren. Es scheint, dass das Gleiten bei einer Firnschichthöhe von ungefähr 30 Metern beginnt und dort, wo die Bodentemperatur die Nullgradgrenze überschreitet. Durch die Erdwärme werden am Boden pro Jahr zwar nur wenige Zentimeter Eis weggeschmolzen, doch ist das genügend, um den Die Alpen - 1Ü44 - Les Alpes30 FK= Fi m hupp« B -Bergschrund FM-Firrrmulde ' ' FT-Firntreppe EK-FisKataraKt F L- Fi ruil nie ( Schneégr GZ-GletscheTZunge 0 -Ogiven GM-Qrunönnoräne SM-Seiten-u- Stirnmoräne M -Kar-oder-Felsmulole R -Riegel RH-RundtiöcKerCev Drumlin ) —»-Zonen u Richtung stärKsten Eisflussés LÄNGSSCHNiTT durch einen GLETSCHER Schemafisches Diagramm der FÜESS-GESCH^iNDiGKEITEN JM FJRNEJS.
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EISBEWEGUNG in d«n POLARZONEN JNLAND-EJS.
absinKende Bewegung AkKumulafion I * i Ablation Eiskörper in seiner ganzen Mächtigkeit, vom Bergschrund an bis zum Gletscherzungenende um einen gewissen Betrag talwärts gleiten zu lassen, welcher im Diagramm der Fig. 1 mit -ut- bezeichnet ist. Diese Bewegung geschieht weder starr, wie etwa ein Eisklumpen auf erwärmter Platte gleitet, noch gleichmässig breiartig, sondern unter örtlich verschiedenen Differenzial-bewegungen der gleitenden und rollenden Körner innerhalb des Eiskörpers, wobei der Zusammenhang gewahrt bleibt durch Kohäsions- und Kapillarkräfte und durch die Harteisschichten, auf welche wir noch zu sprechen kommen werden.
Im Firngebiet, wo der in Form feiner Eiskristalle gefallene Schnee, der anfangs ein spezifisches Gewicht von ungefähr 0,1 hatte, schon im Lauf eines Jahres zu Firn von Reiskorngrösse vom spezifischen Gewicht 0,4 bis 0,5 sich umwandelt, herrschen ganz andere Bewegungsvorgänge als im Zehrgebiet der Gletscherzunge, wo die Eiskristalle Nussgrösse erreichen können, wo die Kornmasse bereits das spezifische Gewicht von 0,8 bis 0,9 hat und wo die Anreicherung von eingeschlossenen Fremdkörpern, hauptsächlich Gesteinsschutt, die Bewegungen beeinflusst.
Nach meiner Auffassung müssen wir vier Zonen im Firnkörper unterscheiden. Die unterste, bodennahe Zone, deren Mächtigkeit gering ist, können wir die Gleitzone -a- nennen, siehe das Diagramm Fig. 1. Dort wird Eis endgültig zu Wasser verwandelt und die Bewegung eingeleitet, welche den ganzen Eiskörper erfasst.
Über dieser Gleitzone folgt die mit -b- bezeichnete fluidplastische Zone, in welcher die bewegliche Eiskornmasse, der Schwerkraft folgend, den eigentlichen Motor des Gletschers bildet. Der plastische Zustand entsteht infolge des Massendruckes des hochaufgeschichteten Firnes, durch die Reibungswärme bei der talwärtsgerichteten Bewegung und durch die dauernd wirkende Erdwärme von unten her. Diese drei Wärmequellen erhalten die Firnkörner auf der konstanten Temperatur vonNull Grad C, erzeugen an den Oberflächen der Eiskörner eine hauchdünne Schmelzwasserschicht, welche sie befähigt, aneinander vorbei zu gleiten. Die ganze Firnkornmasse fliesst unter Differenzialbewegungen so, wie jedes andere körnige Material in einem technischen Silo fliesst ( vgl. R. Streiff-Becker: Zur Dynamik des Firneises, Zeitschr. f. Gletscherkunde, 1938 ). Die Änderungen des hydrostatischen Druckes bei verstärkter Belastung durch neuen Winterschnee oder bei Entlastung infolge Abschmelzung im Sommer beschleunigen oder vermindern den Eisfluss und erzeugen Druckwellen, welche sich mehr oder weniger durch den ganzen Eiskörper bemerkbar machen.
Die dritte, passive Zone -c- hat keine oder nur eine sehr schwache Eigenbewegung, weil hier der Massendruck noch zu gering ist. Die Masse der dicht aneinander gepackten Firnkörner schwimmt als nahezu starre Platte passiv auf der plastischen Schicht -b-. Es treten deshalb in dieser starren Zone Zugspannungen auf, welche zur Bildung von Spalten, Séracs und treppen-stufenartigen Absenkungen führen.
Die vierte und oberste Zone -d-, innerhalb welcher G. Seligmans Forschungen stattfanden, möchte ich die Verdichtungszone nennen, weil in ihr die augenfälligste und stärkste Zunahme des spezifischen Gewichtes der NACHTRAG ZUR GLETSCHERTHEORIE Firnmasse stattfindet. Nach einem Jahr schon und in geringer Tiefe erreicht der Firn von 0,1 das spezifische Gewicht von 0,5, während es in den folgenden tieferen Schichten viele Jahre dauert, bis die Dichte von 0,8 bis 0,9 erreicht ist. Durch den Verdichtungsvorgang entsteht im Firn eine talwärts gerichtete Bewegung. Wie die Fig. 2 zeigt, senkt sich ein Punkt Pl der Oberfläche frisch gefallenen Schnees während der Setzung nicht rechtwinklig zum Hang nach Punkt P hin, sondern vielmehr der Schwerkraft folgend lotrecht zu Punkt P2 und vollzieht damit einen Weg -u- talwärts, auch ohne Berücksichtigung allfälliger Kriechbewegungen, analog wie in der Gleitzone -a- durch die Abschmelzung der Weg -vl- talwärts erfolgen muss. Die Untersuchungen der Schweizerischen Schnee- und Lawinenkommission durch fi. Haefeli, E. Bucher u.a. haben diese Bewegungen erwiesen.
Das Firneis bildet nicht eine ho- Verdichtung des Neuschnees v. 0,t zu Firn v. 0,5 spez.Gw.
mogene Masse. Wir beobachten an den weissen Wänden der Firnspalten in ver- schieden grossen Abständen parallel der Oberfläche durchziehende Schichten dunkleren, graublauen Eises. Diese entsprechen den ehemaligen Firnober-flächen in der Zeit zwischen zwei Schneefällen. In der obersten Verdichtungszone -d- können die einzelnen Schichten an Hand der Witterungsaufzeichnungen ziemlich sicher datiert werden, was in der tieferen Zone -c- Fig. 2 wegen der inzwischen erfolgten Um- wandlung nicht mehr so gut möglich ist. ( Siehe R. Streiff-Becker: 20 Jahre Firnbeobachtung, Zeitschr. f. Gletscherkunde, 1936. ) Die Harteisschichten haben eine Stärke von wenigen Millimetern bis zu mehreren Zentimetern. Sie gehen selten durch die ganze Breite einer Firnfläche; meistens bilden sie mehr oder weniger ausgedehnte dünne Lamellen. Die Schwächeren unter ihnen lösen sich infolge der Firnbewegung allmählich zu einzelnen Eiskörnern auf, wogegen die stärkeren Schichten erhalten bleiben und eine wichtige Rolle im Firnhaushalt spielen. Auf ihnen fliesst eingedrungenes Regen- oder Schmelzwasser in der Gefällsrichtung ab oder verstärkt die Schicht durch Anfrieren. Der Vorgang der Schichtenbildung kann sich je nach der Witterung und je nach der geographischen Lage im Laufe eines Jahres verschieden oft wiederholen. Die Harteisschichten sind vielfach durch feinen Gesteinsstaub getrübt, im allgemeinen findet man jedoch alle Firn-spaltenwände völlig gesteinsfrei. Dieser Umstand ist sehr auffällig, besonders wenn man bemerkt, wie die Firnoberfläche in der Umgebung der Bergschründe mit abgestürzten Gesteinstrümmern, von den verwitternden Felswänden stammend, alljährlich förmlich übersät ist. Würden die oberen Firnmassen gegenüber den tiefer liegenden schneller fliessen, wie das frühere Anschauung war, dann müsste doch der ganze Firnkörper von unregelmässigen Gesteinstrümmern durchsetzt sein, welche an den Spaltenwänden sichtbar würden.
NACHTRAG ZUR GLETSCHERTHEORIE
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Das ist nicht der Fall. Sodann müssten sich die Nischen an den Gehängen so anfüllen, wie dies bei Schutt geschieht, d.h. die Oberflächen der Firnmulden müssten eine Hanglinie zeigen wie a in Fig. 3, wogegen in Wirklichkeit stets eine gebrochene Linie b—öj vorhanden ist, trotzdem alljährlich eine neue, keilförmige Firnschicht von vielen Metern Dicke als Jahresüberschuss hinzukommt. Ferner beobachten wir, dass die Bewegung der Unterlippe des Bergschrundes gegenüber der Oberlippe viel eher in der vertikalen Richtung als in der horizontalen vor sich geht. Die beim Bergschrund durch Neuschnee und Lawinen eingedeckten Felstrümmer entschwinden infolge der nach unten gehenden Bewegung unseren Blicken und kommen vielfach erst unterhalb der Firngrenze auf der Gletscherzunge gleichsam als Schuttquelle wieder zum Vorschein, wie es in Fig. 1 schematisch dargestellt ist. Infolge der stärkeren Bewegung des Eises in der tieferen plastischen Zone -b- schürfen die nach unten mitgeführten scharfkantigen Steine die Sohle zum typischen Kar aus, das vorn durch einen Riegel abgeschlossen ist. Mit dieser Bewegung ist auch die vielfach zu beobachtende Steilstellung der Firnschichten im talwärtigen Teil der Firnzone zu erklären. Die Firnspalten durchreissen nur die relativ starren Zonen -c- und -d-, nicht aber die plastische Zone -b-, erreichen daher nur ganz ausnahmsweise den Untergrund.
Die Harteisschichten spielen bei der Bewegung des Firn- und Gletschereises eine ähnliche Rolle, wie sie die Knochen, insbesondere die Rippen im tierischen Körper spielen; sie stützen und lenken die Weichteile bei den Bewegungen. Der Widerstand der starren Harteisschichten verhindert oder verzögert das breiartige Auseinanderfliessen der Firnkornmasse, besonders beim Umfliessen von Talkurven und Gehängevorsprüngen oder bei plötzlichen Talweitungen. Je nach den Gegebenheiten des Talweges müssen an gewissen Orten Zugkräfte, an anderen Druckkräfte auftreten, was zur Zerreissung, Verbiegung, Zusammenpressung oder Abscherung von Schichten führt und NACHTRAG ZUR GLETSCHERTHEORIE
Gesteinsfaltung.
wobei Veränderungen am kristal- linen Gefüge entstehen, die uns die Wissenschafter durch ihre Untersuchungen im Laboratorium zur Kenntnis bringen ( P. Niggli u.a. ). An Hindernissen können die weicheren Firnteile durch Pressung verdrängt und dort angehäuft werden, wo Druckentlastung vorhanden ist, wogegen die Harteisschichten zu Bündeln von fm Weiche Mergel Blaubändem zusammengepreßt ierscheinen. In der Geologie kennt man ähnliche Erscheinungen bei der Gebirgsbildung, wo bei starken Faltungen weichere Mergel zwischen harten Gesteinsbänken im Mittelschenkel verdrängt, an den Umbiegestellen angereichert sind ( Fig. 4 ). Wir beobachten oft Stellen, wo weisser Firn zwischen dunklen Bändern eine Mächtigkeit erreicht, welche unmöglich einem einmaligen Schneefall entsprechen kann, sodann Stellen, wo Verfältelungen oder Verwerfungen der Firnschichten sichtbar sind ( Fig. 5 ). Beim Zusammenfluss zweier Eisströme werden die Ränder der Schichten durch den seitlichen Druck vertikal aufgebogen und ziehen oft als eng aneinander gepresste helle und dunkle Linien wie Wagengeleise auf dem Gletscher dahin. Ungleichheiten in der Firnschichtung können zwar auch schon primär entstehen beim Schneefall durch Windverwehung. In der plastischen Zone -b- wird die Regelmässigkeit der Firnschichtung infolge der stärkeren Differentialbewegung wahrscheinlich erheblich gestört. Die Störung ist unserer direkten Beobachtung meistens entzogen, sie fällt auch zu einem guten Teil auf dem langen Weg vom Bergschrund bis zum Zungenende längs des Untergrunds der Abschmelzung zum Opfer. Wir können sie etwa an den Abbruchrändern von Hängefirnen erkennen, wo gutgeschichtete Firnpakete treppenstufenartig absinken und zusammenbrechen, weil ihnen durch die unten herausquellenden plastischen Massen gleichsam das Fundament entzogen wird ( Fig. 6 ).
Von der Firngrenze abwärts gelangen wir in das Zehrgebiet des Gletschers, wo die Bewegungsvorgänge nicht mehr so eindeutige sind wie im Firngebiet. Das Eis hat hier schon die Dichte 0,7 und mehr, die Grosse der Eiskörner hat zugenommen, die Grundmoräne ist stark angereichert, weil die im weiten Zirkus der Firnmulde begrabenen Steine konzentrisch unter der Mitte zusammenkommen und durch den schmäleren Querschnitt des Gletschertales geschleift werden. Die Reibungswiderstände sind hier pro Flächeneinheit grösser, die Bewegung wird gehemmt, weshalb die vorwärtsdrängende plastische Eiskornmasse wieder nach oben drängt, wo der Widerstand geringer ist, wobei nicht selten Grundmoränenmaterial mit hinaufgenommen wird und als Schuttquelle zutage tritt. Am entsprechenden Teil des Untergrundes bildet sich wegen der verminderten Abschürfung ein erster Riegel aus. In Lee des Riegels oder unterhalb Talstufen wird die Stauhöhe des Eisstromes wieder grösser, mithin die tieferen Schichten erneut plastisch und fliessfähiger und durch den Druck der Grund muldenförmig ausgekolkt. Am talwärtigen, ansteigenden Teil der Mulde reichert sich wegen der langsamer werdenden Bewegung das Grundmoränenmaterial neuerdings an, zuweilen so sehr, dass die untersten Eisschichten stecken bleiben, die oberen längs Scherflächen sich darüber hinwegschieben, was besonders am Zungenende durch Überkragungen bemerkbar wird. Die Scherflächen kommen zustande, weil am Zungenende über den Harteisschichten sich nicht selten morsches Eis bildet, ähnlich dem « faulen » Schnee im Frühling, mit sehr groben Eiskörnern, welche wenig Kohäsion unter sich haben und einen Gleithorizont bilden.
Im Gebiet der Gletscherzunge kann das Diagramm Fig. 1 nicht mehr durchgehend Gültigkeit haben, es ändert sich von Querschnitt zu Querschnitt je nach den Gegebenheiten des Talweges. Hindernisse, wie Riegel, Engpässe u.a. m ., werden übersprungen, nur angeschliffen, aber nicht weggeschliffen. Im Luv und Lee der Hindernisse bilden sich Kolke. Die Linie grösster Fliessbewegung folgt im Inneren des Eiskörpers in Schlangenwindungen den Zonen der geringsten Widerstände, nicht nur im vertikalen, sondern auch im horizontalen Sinne, je nachdem vorspringende Felsrippen, Schuttkegel oder schroffe Talkrümmungen den Eisstrom zum Ausbiegen zwingen.
Im Juniheft von « Die Alpen » 1944 zeigt R. U. Winterhalter den Längsschnitt durch einen Gletscher nach der Theorie von Finsterwalder mit den Stromlinien dreier Punkte A, B und C. Danach würden die Jahresschichten um einen an der Firnlinie gelegenen toten Punkt schwingen und in verkehrter Schichtlage ans Gletscherende gelangen. Das kann man in der Natur nicht beobachten, und versuchte man solche Verhältnisse in Längsschnitten sehr langer Gletscher oder in polaren Querschnitten, mit Höhen und Längen im gleichen Maßstab, darzustellen, würde man auf erhebliche Schwierigkeiten stossen. Es widerspricht auch unseren Erfahrungen, die wir in langjährigen Messungen am Claridenfirn, vom obersten Firn bis zum Zungenende, gesammelt haben. Wir sind in der Folge zu der neuen Auffassung gelangt, wonach die Schichten der jährlichen Firnzulagen zuerst nach unten schwingen, hernach aber auf den Wellen der plastischen Tiefenschicht getragen werden. Künftige Forschungen werden erweisen, ob unsere Theorie der Wahrheit nahekommt oder nicht. Teilbeobachtungen, verallgemeinert auf das Ganze, führen leicht zu Trugschlüssen.
