(navigation image)
Home American Libraries | Canadian Libraries | Universal Library | Community Texts | Project Gutenberg | Children's Library | Biodiversity Heritage Library | Additional Collections
Search: Advanced Search
Anonymous User (login or join us)
Upload
See other formats

Full text of "Die gletscher"

Google 



This is a digital copy of a book that was prcscrvod for gcncrations on library shclvcs bcforc it was carcfully scannod by Google as pari of a projcct 

to make the world's books discoverablc online. 

It has survived long enough for the Copyright to expire and the book to enter the public domain. A public domain book is one that was never subject 

to Copyright or whose legal Copyright term has expired. Whether a book is in the public domain may vary country to country. Public domain books 

are our gateways to the past, representing a wealth of history, cultuie and knowledge that's often difficult to discover. 

Marks, notations and other maiginalia present in the original volume will appear in this flle - a reminder of this book's long journcy from the 

publisher to a library and finally to you. 

Usage guidelines 

Google is proud to partner with libraries to digitize public domain materials and make them widely accessible. Public domain books belong to the 
public and we are merely their custodians. Nevertheless, this work is expensive, so in order to keep providing this resource, we have taken Steps to 
prcvcnt abuse by commercial parties, including placing lechnical restrictions on automated querying. 
We also ask that you: 

+ Make non-commercial use ofthefiles We designed Google Book Search for use by individuals, and we request that you use these files for 
personal, non-commercial purposes. 

+ Refrain fivm automated querying Do not send automated queries of any sort to Google's System: If you are conducting research on machinc 
translation, optical character recognition or other areas where access to a laige amount of text is helpful, please contact us. We encouragc the 
use of public domain materials for these purposes and may be able to help. 

+ Maintain attributionTht GoogXt "watermark" you see on each flle is essential for informingpcoplcabout this projcct and hclping them lind 
additional materials through Google Book Search. Please do not remove it. 

+ Keep it legal Whatever your use, remember that you are lesponsible for ensuring that what you are doing is legal. Do not assume that just 
because we believe a book is in the public domain for users in the United States, that the work is also in the public domain for users in other 
countries. Whether a book is still in Copyright varies from country to country, and we can'l offer guidance on whether any speciflc use of 
any speciflc book is allowed. Please do not assume that a book's appearance in Google Book Search mcans it can bc used in any manner 
anywhere in the world. Copyright infringement liabili^ can be quite severe. 

Äbout Google Book Search 

Google's mission is to organizc the world's Information and to make it univcrsally accessible and uscful. Google Book Search hclps rcadcrs 
discover the world's books while hclping authors and publishers rcach ncw audicnccs. You can search through the füll icxi of ihis book on the web 

at |http: //books. google .com/l 



Google 



IJber dieses Buch 

Dies ist ein digitales Exemplar eines Buches, das seit Generationen in den Realen der Bibliotheken aufbewahrt wurde, bevor es von Google im 
Rahmen eines Projekts, mit dem die Bücher dieser Welt online verfugbar gemacht werden sollen, sorgfältig gescannt wurde. 
Das Buch hat das Uiheberrecht überdauert und kann nun öffentlich zugänglich gemacht werden. Ein öffentlich zugängliches Buch ist ein Buch, 
das niemals Urheberrechten unterlag oder bei dem die Schutzfrist des Urheberrechts abgelaufen ist. Ob ein Buch öffentlich zugänglich ist, kann 
von Land zu Land unterschiedlich sein. Öffentlich zugängliche Bücher sind unser Tor zur Vergangenheit und stellen ein geschichtliches, kulturelles 
und wissenschaftliches Vermögen dar, das häufig nur schwierig zu entdecken ist. 

Gebrauchsspuren, Anmerkungen und andere Randbemerkungen, die im Originalband enthalten sind, finden sich auch in dieser Datei - eine Erin- 
nerung an die lange Reise, die das Buch vom Verleger zu einer Bibliothek und weiter zu Ihnen hinter sich gebracht hat. 

Nu tzungsrichtlinien 

Google ist stolz, mit Bibliotheken in Partnerschaft lieber Zusammenarbeit öffentlich zugängliches Material zu digitalisieren und einer breiten Masse 
zugänglich zu machen. Öffentlich zugängliche Bücher gehören der Öffentlichkeit, und wir sind nur ihre Hüter. Nie htsdesto trotz ist diese 
Arbeit kostspielig. Um diese Ressource weiterhin zur Verfügung stellen zu können, haben wir Schritte unternommen, um den Missbrauch durch 
kommerzielle Parteien zu veihindem. Dazu gehören technische Einschränkungen für automatisierte Abfragen. 
Wir bitten Sie um Einhaltung folgender Richtlinien: 

+ Nutzung der Dateien zu nichtkommerziellen Zwecken Wir haben Google Buchsuche Tür Endanwender konzipiert und möchten, dass Sie diese 
Dateien nur für persönliche, nichtkommerzielle Zwecke verwenden. 

+ Keine automatisierten Abfragen Senden Sie keine automatisierten Abfragen irgendwelcher Art an das Google-System. Wenn Sie Recherchen 
über maschinelle Übersetzung, optische Zeichenerkennung oder andere Bereiche durchführen, in denen der Zugang zu Text in großen Mengen 
nützlich ist, wenden Sie sich bitte an uns. Wir fördern die Nutzung des öffentlich zugänglichen Materials fürdieseZwecke und können Ihnen 
unter Umständen helfen. 

+ Beibehaltung von Google-MarkenelementenDas "Wasserzeichen" von Google, das Sie in jeder Datei finden, ist wichtig zur Information über 
dieses Projekt und hilft den Anwendern weiteres Material über Google Buchsuche zu finden. Bitte entfernen Sie das Wasserzeichen nicht. 

+ Bewegen Sie sich innerhalb der Legalität Unabhängig von Ihrem Verwendungszweck müssen Sie sich Ihrer Verantwortung bewusst sein, 
sicherzustellen, dass Ihre Nutzung legal ist. Gehen Sie nicht davon aus, dass ein Buch, das nach unserem Dafürhalten für Nutzer in den USA 
öffentlich zugänglich ist, auch für Nutzer in anderen Ländern öffentlich zugänglich ist. Ob ein Buch noch dem Urheberrecht unterliegt, ist 
von Land zu Land verschieden. Wir können keine Beratung leisten, ob eine bestimmte Nutzung eines bestimmten Buches gesetzlich zulässig 
ist. Gehen Sie nicht davon aus, dass das Erscheinen eines Buchs in Google Buchsuche bedeutet, dass es in jeder Form und überall auf der 
Welt verwendet werden kann. Eine Urheberrechtsverletzung kann schwerwiegende Folgen haben. 

Über Google Buchsuche 

Das Ziel von Google besteht darin, die weltweiten Informationen zu organisieren und allgemein nutzbar und zugänglich zu machen. Google 
Buchsuche hilft Lesern dabei, die Bücher dieser We lt zu entdecken, und unterstützt Au toren und Verleger dabei, neue Zielgruppcn zu erreichen. 
Den gesamten Buchtext können Sie im Internet unter |http: //books . google .coiril durchsuchen. 



«CIENCE LISMiiV 



** 



DIE GLETSCHER 



DIE 



GLETSCHER 



VON 



Dr. HANS HESS 

KÖNIOL. .GYMNASIAL-PBOFE880B IV ANSBACH 



MIT 8 VOLLBILDBBN, ZAHLREICHEN ABBILDUNGEN 

IM TEXT UND 4 KARTEN 



BRAUNSCHWEIG 

DRUCK UND VERLAG VON FRIEDRICH VIEWEG UND SOHN 

19 04 



Alle Rechte, namentlich daejeni{|^e der Übersetzung in fremde Sprachen, 

Yorbehalten 






DEM 



ZENTEAL-AÜ88CHUSS 

DES 

DEUTSCHEN UND ÖSTERREICHISCHEN ALPENVEREINS 



GEWIDMET ALS EIN ZEICHEN DER ANERKENNUNG 
SEINER GROSSEN VERDIENSTE UM DIE FÖRDERUNG DER 

GLETSCHERKUNDE 



VOM VERFASSER 



X 









VORWORT. 



feeit dem Erscheinen von A. Heims „Handbuch der Glet- 
scherkunde" im Jahre 1885 hat die Gletscherforschung größere 
Ausdehnung gewonnen und in manchen Richtungen so bedeutende 
Fortschritte gemacht, daß eine Zusammenfassung der alten und 
neuen Tatsachen zu einem einheitlichen Bilde vielfach als 
wünschenswert erschien. Ich habe mich deshalb gern dazu ent- 
schlossen, der von der Verlagsbuchhandlung Fr. Vieweg & Sohn 
an mich ergangenen Aufforderung Folge zu leisten und in einem 
Buche unser gegenwärtiges Wissen über die Gletscher und die 
wichtigsten, mit ihnen zusammenhängenden Erscheinungen zur 
Darstellung zu bringen. 

Bei dem großen Umfange der vorhandenen einschlägigen 
Literatur habe ich von vornherein darauf verzichtet, alles, was 
bisher an verschiedenen Ansichten über das Wesen der Gletscher 
und ihre Wirkungen geäußert wurde, ^ erwähnen. Ich habe 
vielmehr versucht, soweit es meine Kenntnis der älteren Schriften 
und zusammenfassender neuer Werke geschichtlicher Art erlaubt, 
in einzelnen Abschnitten des Buches die Entwickelung deijenigen 
Anschauung zu schildern, welche nach meiner Ansicht gegen- 
wärtig den Vorzug vor anderen verdient und soweit es mir zu- 
gänglich wurde, das Beobachtuugsmaterial zusammenzutragen, 
das zur Stütze dieser Anschauung geeignet erscheint. Wo die 
bisher bekannten Tatsachen noch nicht erlauben, die Entscheidung 
für eine bestimmte Ansicht zu treffen, habe ich die Unsicherheit 
unserer Erfahrung, wie ich glaube, genügend betont. 

Das vorliegende Buch ist dementsprechend nicht eine völlig 
objektive Berichterstattung über den gegenwärtigen Stand aller 
Einzelfragen der Gletscherkunde. Trotzdem ich bestrebt war, 
den vielen Forschern, die sich mit dem Gletscherphänomen be- 
faßten, den ihnen gebührenden Anteil an der Förderung unserer 



Viri Vorwort. 

Erkenntnis ohne Voreingenommenheit zuzuerkennen, trägt es einen 
persönlichen Charakter. Es hat denselben um so mehr, als ich 
mich während seiner Bearbeitung veranlaßt sah, mehrfach neue 
Untersuchungen anzustellen, deren Ergebnisse, wie mir scheint, 
geeignet sind, einzelne bisher vorhandene Lücken auszufüllen oder 
zur Erklärung verschiedener Erscheinungen beizutragen, über denen 
bisher ein geheimnisvolles Dunkel lag. Zum Teil wurden diese Er- 
gebnisse inzwischen an anderer Stelle veröffentlicht, zum Teil aber 
gebe ich sie hier erst bekannt. So enthält also das Buch nicht nur 
eine Übersicht von bisher Bekanntem, sondern bietet auch an 
mehreren Stellen Neues. Ich hoffe, daß dadurch seine Verwend- 
barkeit nicht beeinträchtigt wurde. Möge es sich einer freund- 
lichen Aufnahme erfreuen! 

Besonderen Dank schulde ich Herrn Ingenieur J. Epper, 
Vorstand des eidgenössischen hydrometrischen Bureaus in Bern. 
Er teilte mir, sehr entgegenkommend, die Ergebnisse der Wasser- 
messungen mit, welche an der Rhone in Gletsch und an einigen 
anderen schweizer Gletscherbächen angestellt wurden. 

Die Herren Prof. Dr. K Wiedemann in Erlangen und Prof. 
Dr. S. Finsterwalder in München hatten die große Güte, ein- 
zelne Teile des Manuskriptes (Abschnitt I und X) durchzusehen 
und mir wertvolle Ratschläge zu erteilen. Beiden Herren sei auch 
hier bestens gedankt 

Beim Lesen der Korrektur war mir in liebenswürdigster Weise 
Herr Realschulrektor August Zahn in Ansbach behilflich; auch 
ihm an dieser Stelle meinen herzlichsten Dank zu erstatten, ist 
mir eine angenehme Pflicht 

Die Verlagsbuchhandlung hat meinen Wünschen in bezug 
auf Illustration des Buches bereitwilligst in jeder Richtung Rech- 
nung getragen und insbesondere die kostspielige Reproduktion 
der beigegebenen Karten in drei Farben übernommen. Sie hat 
mich zu großem Danke verpflichtet, der hiermit gerne aus- 
gesprochen wird. 

Ansbach, im Februar 1904. 

H. Heß. 



INHALTSVERZEICHNIS. 



Seite 
Einleitung 1 — 8 

Erster Abschnitt. 

Physikalisehe Eigrenschaften des Eises. 

Kristallforin ; Formen des Vorkommens in der. Natur (9 — 13). Tyndalls 
Bchmelzfigruren (18). Physikalische Konstante (13— U). Plastizität 
(14 — 21). Elastizitätsmodul, Druck- und Zugfestigkeit (21—23). 
Verbalten des Eises unter Druck (23 — 25). Begelation (25—27). 
Pi'essen durch Formen. AusAulSgeschwindigkeit (27 — 31). Änderung 
der Korngröße beim Pressen (31—33) 9 — 83 

Zweiter Abschnitt. 

Klima der Gletschergebiete. 

1. Sonnensti-ahlung (34 — 35). 2. Klima der Hochgebirge: Änderung 
des Luftdruckes, der Temperatm*, der Feuchtigkeit und Nieder- 
schlagsmenge mit der Höhe, Schneegi*enze (36—51). Klima der 
Schneeregion (51 — 52). 3. Klima der Polargegenden: Temperatur, 
Niederschlag, Luftdruck und Winde (52—57). Lage der Schnee- 
grenze (57). 4. Klimaschwankungen (57 — 60) 34 — 60 

Dritter Abschnitt. 

Formen der Gletscher. 

1. Alpiner Gletschertypus ; Lüandeis (61 — 67). 2. Fimgrenze; Sammel- 
und Abschmelzgebiet. 3. Bestimmung der Schneegrenze aus Karten 
(67 — 71). 4. Schneegrenzhöhe in den Alpen (71 — 75). 5. Schnee- 
grenzhöhe im Kaukasus (76—81) 61 — 81 

Vierter Abschnitt. 

Terbreitnng und Dimensionen der Gletscher. 

1. Europäische Gletachergebiete : Alpen, Pyrenäen, Kaukasus, Skan- 
dinavien, Island, Jan Mayen (81—93). 2. Gletscher in Asien 
(93 — 96). 8. Gletscher in Amerika: Zenti'alamerika, Nordamerika, 
Alaska, Südamerika (96—101). 4. Gletscher in Afrika (101). 5. Glet- 
scher auf Neuseeland (101 — 103). 6. Gletscher der Polargebiete 
(108—114): Grönlands Inlandeis (104 — 109), Spitzbergen, Franz- 
Josefs-Land, Nowaja Sen4ja, Arktisches Amerika, Südpolarregion, 
Bodeneis (109—113). Gesamtvergletscherung der Erde (114) . . 81 — 114 



X Inhaltsverzeichnis. 

Fünfter Abschnitt. 

Bewegung der Gletscher* 

Seite 
1. Messungsmethoden (115 — 117). 2. Allgemeine Messungsergebnisse 

(117 — 150). 3. Änderung der Geschwindigkeit; a) vom Rande zur 
Mitte (118 — 128); b) in der Längsrichtung, Bewegungslinien (128 
— 140); o) mit der Neigung (140—141); d) .mit der Größe des Quer- 
schnittes (141 — 148). 4. Vergleich zwischen der Bewegung des 
Gletschers und der des Wassers in Kanälen (148 — 150) . . . 115 — 150 

Anhang zu Abschnitt V. 
Tempei-Rtur des Gletschers 151 — 154 

Sechster Abschnitt. 

Spalten und Struktur. 

« 

Anordnung und Entstehung der Spalten (155 — 161). Das Gletscher- 

Itom (161—167). Die Schichtung (168—178) 155— -178 

Siebenter Abschnitt. 

Eis und Fels. 

Verwitterung; Gletsoherschliffe ; Schlammfährun g des Gletscherbaches 
(179—185). Erosion in größerem Maße (185—190). Anordnung des 
Schuttes, Entstehung und Klassifikation der Moränen (190 — 207). 
Alluvionen des Gletscherbaches (207—208) 179—208 

• Achter Abschnitt. 

Schmelzen der Gletscher. 

Strahlung, Temperatur, Vei-dunstung (209 — 213). Messungen des Ab- 
lationsbetrages. Änderung desselben. Linien gleicher Ablation 
(213—219). Einfluß der Schnttbedeckung ; Gletschertische ; Moränen- 
rücken; Staublöcher (219—221). Oberfläohenbäche. Gletscher- 
mühlen, Kanäle im Eis. Gletscherlor (221—224). Abschmelzung 
durch Erdwärme und durch Quellen (224 — 226). Formen (ier 
Gletscherobei'fläche (226—228). Gletscherbach, Temperatur, Waaser- 
menge (228—240). Eisberge (240—246) 209—246 

Neunter Abschnitt. 

Gletscherschwankungen. 

Jahreszeitliche Schwankungen (247 — 253). Langperiodische Ändeiningen 
der Gletscher. Geschichte der Schwankungen der Alpengletscher. 
Zeitliche Übereinstimmung der Gletsoherschwankungen mit Brück- 
ners Klimaschwankungen (253 — 258). Ergebnisse der Beob- 
achtungen über die Ende des 19. Jahrhunderts vorschreitenden 
Alpengletscher (258 — 275). Schwankungen der Gletscher in außer- 
alpinen Gebieten (275—285). Zusammenfassung (285—287). Größe 
«Ier Gletscherschwankungen (287 — 291). Verlauf einer Schwind- 
periode (291—296). Verlauf des Vorstoßes (296—302). Gletscher- 
katastrophen (302—307) 247—307 



Inhaltsverzeichnis. XI 

Zehnter Abschnitt. 
Theorie der Gletscher-Bewegrung. 

Seite 
Enti¥ickelung der Ansichten über das Wesen der Gletscher (308 — 309). 

Dilatationstheorien; Ansichten von Scheuchzer, Charpentier, 
Hugi, Forel (309—311). Theorien, welche die Schwerkraft als 
treibendes Agens voraussetzen: Ansicht von Altmann, Grüner, 
Bordier, Besson, Bendu; Forbes' Theorie (311 — 314). Eege- 
lationstheorie : J. Thomson, Tyndall, Heimholt?. (314). Prä- 
zisierong der Begriffe Zähigkeit und Plastizität. Wachstum 
des Gletscherkoms nach Hagenbach-Bischoff und Emden. 
Die Plastizität ist eine molekulare Eigenschaft (315—317). Dry- 
galskis und;Orammers Ansichten (318). Wasser im Haarspalten- 
netz (319 — 322). Stetigkeit der Bewegung (322). Zusammenfassung 
(323). Mathematische Theorie (323—388). Versuche von Odin 
und de Marchi (323 — 324). Finster walders Strömungstheorie 
(324 — 338). Anwendungen derselben (338 — 347). Langsam ab- 
• schmelzender Gletscher (339 — 340). Jahreszeitliche Schwankungen 
(340—341). Vorschreitender Gletscher (341—345). Empfindlichkeit 
der Gletscher gegen Elimaänderungen (345 — 347). Theorie der Glet- 
. Scherschwankungen (347 — 352). Finsterwalde rs mathematische 
Darstellung der Forel-Eichter sehen Theorie (349—352) . . 308—352 

Elfter Abschnitt. 

Die Eiszeit. 

Wirkung der eiszeitlichen Gletscher der Alpen (353 — 377): a) Auf- 
schüttungen im Alpenvorlande (354 — 360); Moränen und Schotter- 
felder (354); Beweise für wiederholte Verglet scher ungen ; vier Eis- 
zeiten ; drei Interglazialzeiten (358 — 359). b) Spuren der Eiszeit im 
Innern der Alpen (360—377); Rundformen (360 — 363); Kare, 
Bichters Taltrog, Pencks Übertiefung. Vier ineinanderliegende 
Tröge. Der präglaziale Talboden lag höher als die obere Grenze 
der Gletscherschliffe (363 — 369). Die zentrale Ötztaler Gruppe 
während der vier Eiszeiten (369).. Der diluviale Ogliogletscher 
während der vier Eiszeiten (370 — 373). Die präglaziale Gebirgs* 
Oberfläche (373). Erodierte Menge; Transport derselben. Dauer 
der Erosionsarbeit (375 — 377). Oma der Eiszeiten. . Klima der 
Interglazialzeiten und der Postglazialzeit. Dauer der Postglazial- 
zeit und der Eiszeiten (377 — 384). Spuren der Eiszeit in anderen 
europäischen Gebieten und außerhalb Europas. Europäisches lu- 
landels; Vergletscherung der Pyrenäen, der europäischen Mittel- 
gebirge, des Kaukasus. Amerikanisches Inlandeis. Vergletscherung 
der äquatorialen Gebiete und auf der südlichen Halbkugel. Spuren 
einer permo-karbonen Eiszeit (384 — 398). Ursachen der Eiszeit 
(398—406) H53 — 406 

Ergänzungen und Berichtigungen 407 

Verzeichnis der benutzten Literatur 408 — 417 

Namenregister 418 — 420 

Sachregister 421 — 426 



Einleitung. 



Gletscher sind Eismassen, .welche auf geneigter Unterlage wie eine 
zähe Flüssigkeit unter dem Einflüsse der Schwerkraft langsam abwärts 
strömen. 

Sie bringen die Niederschlagsmengen, welche in ihrem Ausgangs- 
gebiete aufgefangen werden und dort fast ausschließlich als Schnee 
fallen, in [tiefere Kegionen, in denen die Wärme der Umgebung und 
die Strahlung der Sonne ausreichen, um sie zu verflüssigen. 

Die Gletscher bilden also ein wichtiges Glied in der Kette Yon 
Erscheinungen, welche als „Kreislauf des Wassers zwischen Erdober- 
fläche und Atmosphäre^ bezeichnet wird. 

Ihre Existenz ist davon abhängig, daß ein größeres Landgebiet in 
die „Region des ewigen Schnees^ aufragt; sie sind demnach ebenso 
sehr ein Produkt klimatischer Verhältnisse, als sie andererseits an die 
Erhebungen der Festländer gebunden erscheinen. 

Weil das Klima an den einzelnen Punkten der Ek-doberfläche 
Schwankungen durchmacht, so müssen die Gletscher in ihrer Aus- 
dehnung Veränderungen unterworfen sein, welche entweder ganz oder 
doch annähernd den Klimaschwankungen parallel gehen. 

Bestimmen neben der Menge der Niederschläge die Geländeformen 
Größe, Gestalt und Geschwindigkeit der Elisströme, so bewirken doch 
diese wieder langsame, aber stetige Veränderungen ihres Bettes. Der 
feste Fels verwittert unter der bewegten Eisdecke; die Verwitterungs- 
produkte werden mit dieser fortbewegt, bearbeiten das anstehende 
Gestein und treten entweder an den Bändern der Eismasse, oder mitten 
auf derselben zu Tage, wo sie dann, stellenweise mit dem Verwitterungs- 
schutt der eisfreien steilen Gehänge gemischt, lange Schuttrücken, 
Moränen, bilden, welche in der Bewegungsrichtung des Eises verlaufen. 

Eine nähere Betrachtung des Gletscherphänomens wird sich dem- 
nach auf die klimatischen Bedingungen seines Auftretens, die Änderung 
der klimatischen Verhältnisse mit der Höhe in den verschiedenen Zonen 
der Erde, auf die Verbreitung und Ausdehnung der Gletscher, auf ihre 
Bewegung und ihr Abschmelzen zu erstrecken haben; sie wird aber 
auch dazu führen müssen, die Bewegung des Eises zu „erklären", d. L 

Hefl, Die Gletscher. -^ 



2 Einleitung. 

die fremdartige Erscheinung des Fließens einer in kleinen Stücken 
spröden und starren Sabstanz auf deren physikalische Eigenschaften 
und allgemeiner bekiannte Erfahrungen zurückzuleiten. Auch die Vor- 
gänge, welche die Bildung der Schuttstreifen yeranlassen und eine 
Bearbeitung des festen Gesteins durch das bewegte Eis ermöglichen^ 
werden einer eingehenden Erörterung zu unterziehen sein, so dal^ 
die Fragen beantwortet werden können, ob und in welchem Maße 
die Gletscher an der Modellierung der Erdoberfläche tätig sind oder 
waren. 

Geschichtliches. Die Gesamtheit der Erfahrungen, auf welche 
sich unsere späteren Ausführungen stützen, stammt eigentlich aus den 
letzten zwei Jahrhunderten. Haben auch einzelne Schriftsteller früherer 
Zeit gelegentliche Bemerkungen über Gletscher gemacht, so kamen sie 
doch kaum über die Registrierung einer recht unklaren Yolksmeinung 
hinaus und haben vor allem nicht die eigene Beobachtung zur Grund- 
lage ihrer Berichte gemacht. 

Sebastian Münster scheint in seiner „Cosmographia*' (1544) 
zum ersten Male eine Beschreibung der Gletscher geboten zu haben. 
Danach sind die Gletscher „gleichförmig in der Reinigkeit den lauteren 
Crystallen'^ f werden auf den Schneebergen gefunden, sind also „nit 
Schnee noch Ejß in seiner Natur eigentlich, vielmehr ein yerhertet 
Eyß^i das auf der Höhe der Berge nicht mehr schmilzt, sondern zwei- 
bis dreitausend Jahre da liegt und fast zu Stein wurde. „Ist auch 
Bein eigenschaft, daß er sich selber purgirt^, daß in ihm keine Fremd- 
körper bleiben, „bis er rein wirt wie ein cristal^. Heryorgehoben 
werden die unergründlichen Tiefen, die der Gletscher vielerorts hat, die 
Spalten, die er häufig zeigt und sogar den Jäger zur Vorsicht zwingen, 
wenn er die mit Schnee überdeckten Schrunde passiert. Das Landvolk 
braucht den Gletscher in tödlichen Krankheiten für Arznei, die Jäger 
bewahren ihre Beute im Eise auf und benutzen es auch zum Kühlen 
des Weines. 

Dieser Bericht geht mit geringen Änderungen in Joh. Stumpffs 
„Chronik der Eidgenossenschaft Stetten'' über und auch Josias Simler, 
der als Begründer der wissenschaftlichen Alpenkunde angesehen wird, be- 
richtet 1574, daß der Bergkristall aus dem Gletschereis entsteht und 
daß der Gletscher sich von Stein und Grus selbst reinigt. Doch unter- 
scheidet er bereits den „Firn", der „noch nicht die Eligenart des Schnees 
abgelegt hat", vom Gletscher. 

Erst J. J. Scheuchzer (1707) zerstört den Volksglauben an die 
Entstehung des Bergkristalles aus dem Gletscher und erkennt auch 
die Ansicht über die Selbstreinigung des letzteren nicht an. Er erklärt 
das Ausstoßen von Fremdkörpern aus dem Eise durch „Gefrieren und 
Ausdehnung des Wassers" in den Spalten, worauf er auch die Bewegung 
des Gletschers zurückführt. Ihm sind offenbar nicht nur die außer- 
gewöhnlichen Bewegungen in Vorrückungsperioden bekannt, sondern 



Einleitung. 3 

auch das beständige Abwärtsschieben der Eismaesen. Scheuchzer kennt 
auch die Schichtung und beobachtet die Schuttführung und nur die 
Felsschliffe sind ihm von allen wesentlichen Erscheinungen am Gletscher 
entgangen. Er, der auf eigene Beobachtungen sich stützt, kann wohl 
als eigentlicher Begründer der wissenschaftlichen Erforschung der 
Gletscher angesehen werden. 

Wenn nun auch Einzelheiten über Gletscher yon yerschiedenen 
Autoren gesammelt worden sind, so ergeben dieselben doch zumeist 
keinen besonderen Fortschritt in der Erkenntnis des Phänomens. Erst 
mit dem Auftreten A. C. Bordiers (1773) kann wieder yon einem solchen 
gesprochen werden. Dieser Forscher ist nicht nur der Erste, der den 
Gletscher als ,, plastische Masse ^ bezeichnet, sondern er erkennt auch 
den Wert einer ständigen Beaufsichtigung der Gletscher, für die er die 
wichtigsten Gründe, die auch heute noch angegeben werden, anführt. 
Einen der wichtigsten Fortschritte yerdanken wir Besson, der, wie 
A. y. Böhm in seiner „Geschichte der Morftnenkunde'^ berichtet, wohl 
der Erste war, welcher (1770) Messungen über die Bewegung des Eises 
bei Chamonix yeran staltete , indem er Tannen in Spalten einzwängte 
und deren Yerschiebung während eines Jahres zu 14 Fuß bestimmte. 
Er gibt eingehende Beschreibungen der Ufer- und Seitenmoränen und 
berichtet yon yerschiedenen Stirnmoränen des Khonegletschers in einer 
Weise, die uns erkennen läßt, daß ihm die Schwankungen der Gletscher 
besonderes Interesse abgewonnen haben. 

Hora^e Benedikt de Saussure, der heryorragendste Naturforscher, 
der Ende des 18. Jahrhunderts in der Schweiz lebte, hat den £jr- 
scheinungen der Gletscherwelt besondere Aufmerksamkeit gewidmet. 
Sein Werk: Yojages dans les Alpes (ersch. 1779 bis 1796 in 4 Bänden) 
beschäftigt sich hauptsächlich im I. und 11. Bande mit den Gletschern, 
über welche er seine erste Beobachtung 1 760 im Chamonix machte. Er 
klassifiziert in Gletscher I. Ordnung und sekundäre Gletscher, er unter- 
scheidet yerschiedene Moränen, führt deren Entstehung zum Teil auf 
die Bewegung des Eises zurück und erklärt diese letztere als Folge des 
Druckes der oben Hegenden Eismassen; er beachtet auch die kleineren 
Schwankungen der Gletscher und die durch yorschreitende Gletscher 
yeranlaßten Verwüstungen des Kulturlandes, wie dies Bordier u. a. 
schon yor ihm bemerkten. Die alten Gletscher schliffe aber und die 
aus denselben zu schließende weit größere frühere Ausdehnung der 
Gletscher über ihren damaligen Stand hinaus sind ihm entgangen. Hier 
hatte B. F. Kuhn (1786) den weiteren Blick; er gab in seinem „Versuch 
eines Mechanismus des Gletschers'* nicht allein ziemlich richtige Er- 
klärungen über die Entstehung der Mittelmoränen, sondern beobachtete 
auch die Gletscherschliffe und die alten Moränen. Die Bewegung des 
Eises hält er im Gegensatz zu Saussure nicht für eine kontinuierliche, 
sondern für eine stoßweise. Seine Ansichten über die ehemalige Aus- 
dehnung der Gletscher fanden keine Beachtung. Es erging ihm wie dem 



4 Einleitung. 

Engländer John Playfair, der 1802 die erratischen Blöcke des Jura 
als auf ehemaligen ungeheuren Gletschern transportiert ansprach. Dieser 
scheint wohl der Erste gewesen zu sein, der eingehender seine An- 
schauungen üher ausgedehnte Gletscher der Vorzeit ausdrückte. Wenn 
auch neuerdings der Walliser Bauer und Gems]äger Jean Pierre 
Perraudin als der Urheber der „Eliszeittheorie^ bezeichnet wird, weil 
er bereits 1815 J. de Charpentier von seinen Beobachtungen über 
GletscherschliSe, die durch ehemalige Gletscher in jetzt eisfreiem Gelände 
erzeugt wurden, erzählte, so ist es bisher doch nicht gelungen, Playfair 
die Priorität des Gedankens wirklich streitig zu machen. Denn auch 
die Nachricht, daß der Führer Marie Deville aus Chamonix die erra- 
tischen Blöcke und die geschliffenen Felsen außerhalb des eigentlichen 
Gletscherbereiches der Tätigkeit ausgedehnter Gletscher der Vorzeit 
zuschreibt, ist erst vom Jahre 1815. 

Im Jahre 1822 las J. Venetz seine preisgekrönte Schrift „Me- 
moire sur les yariations de la temperature dans les Alpes de la Suisse^ 
Yor der Versammlung der Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft 
zu Bern, in welcher er die Lehre von einer vorzeitlichen ausgedehnten 
Gletscherentwickelung für das Wallis begründete. J. de Charpentier 
nahm die Theorie auf und entwickelte sie weiter. Je mehr man aber 
die Spuren der alten Gletscher verfolgte und ihre Ablagerungen studierte, 
um so mehr trat die Unzulänglichkeit der Kenntnisse zu Tage, die man 
von den „Resten jener gewaltigen Vereisung" , von den heutigen 
Gletschern, besaß, so daß allerorts sich die Notwendigkeit aufdrängte, 
dem Studium derselben erneute Aufmerksamkeit zuzuwenden. Jetzt 
(1830 bis 1856) begannen Hugi, Agassiz, Forbes und Tyndall 
ihre Tätigkeit, die in erster Linie der eingehenden Beobachtung der 
Eisbewegung gewidmet war. Es war ein großartiger Aufschwung, der 
sich nun in der Gletscherkunde vollzog; vor allem sind es die Messungen 
von Louis Agassiz, welche neben denen von J. D. Forbes und John 
Tyndall Beobachtungsmaterial von hervorragendem und dauerndem 
Werte lieferten. Agassiz insbesondere stellte in seinem „Systeme 
glaciaire" ein Monumental werk der Gletscherkunde her, das sich ebenso 
sehr durch die vorzügliche Karte des Unter aargletschers, als durch die 
riesige Summe der in ihm enthaltenen Beobachtungsergebnisse aus- 
zeichnet. Die Gesamtheit aller den Gletscher betreffenden Fragen wird 
mit einer Gründlichkeit und Klarheit behandelt, daß kaum eine der 
späteren Untersuchungen über den Gegenstand eine Seite berührt, die 
Agassiz entgangen wäre. Haben sich auch durch die Bereicherung, 
welche unsere Erfahrungen über die physikalischen Eigenschaften des 
Eises gewonnen haben, seit Agassiz viele Erklärungen, die er gab, 
wesentlich geändert, so kann man sich trotz unleugbarer Fortschritte 
doch kaum des Gedankens erwehren, daß in neueren Arbeiten über 
Gletscher vielfach „alter Wein in neuen Schläuchen*' vorgesetzt wird. 

Leider hörten mit Agassiz' Wirksamkeit die von ihm und seinen 



Einleitung. 5 

Genossen sechs Jahre hindurch (1841 bis 1846) fortgeführten Messungen 
am Unteraargletscher auf und so blieb die Lösung einer ganzen Reihe 
von Fragen, für deren Beantwortung der geistvolle Forscher vorgesorgt 
hatte, ausstehen. In den Ostalpen hat etwas später (1846 bis 1847) die 
Gletscherforschung durch die Brüder H. und A. Schlagintweit ihre 
ersten Förderungen aufzuweisen. Wenn auch begeisterte Naturfreunde, 
wie Thurwieser u. a., gelegentliche Bemerkungen über Gletscher ge- 
macht haben, so verdankt ihnen unsere Kenntnis über das Wesen der- 
selben doch fast nichts. Die Schlagintweit besuchten das ötztal 
und das Glocknergebiet und stellten über die Gletscher eine Reihe von 
Beobachtungen an, deren Ergebnisse allerdings vielfach von zweifel- 
haftem Werte sind. E. Sonklar v. Innstättens Arbeiten brachten 
viele Einzelheiten über die Tiroler Gletscher zu Tage; aber er beschränkt 
sich doch in der Hauptsache auf Beschreibung größerer Gebiete und 
auffälliger Erscheinungen, wie der großen Schwankungen des Yemagt, 
ohne im wesentlichen neue Bahnen für die Gletscherforschung zu er- 
öffnen. Auch F. Simonys Untersuchungen am Karlseisfeld bewegen 
sich vollständig in dem von Agassiz gezeichneten Ideenkreise. 

Tyndalls Arbeiten bestätigten in erster Linie die Ergebnisse der 
Messungen von Agassiz und Forbes, er wandte sich aber späterhin 
mehr dem Studium der physikalischen Eigenschaften des Eises zu, am 
aus der Erkenntnis derselben die von Forbes mit dem Strömen einer 
Flüssigkeit verglichene Eisbewegung erklären zu können. Ihm kamen 
die Arbeiten von J. Thomson und H. v. Helmholtz zu Hilfe, welche 
unter Beiziehung der von Faraday entdeckten Regelation eine Er- 
klärung für die Gletscherbewegung gaben. 

Aber all die unternommenen Versuche, eine einwandfreie „ Gletscher- 
theorie ^ zu konstruieren, konnten und können so lange nicht zu dem 
gewünschten Resultate führen, als es an systematischen Beobachtungen 
des ganzen Phänomens mangelt. So stellte sich allmählich das Be- 
dürfnis heraus, wenigstens einen Gletscher ganz genau zu vermessen, 
seine Bewegung an möglichst vielen Punkten gleichzeitig zu studieren 
und die Formen der Oberfläche in aufeinander folgenden Zeiträumen 
kartographisch festzulegen. Dieser Gesichtspunkt wurde von der 
Schweizer Gletscherkommission besonders betont und auf ihre 
Tätigkeit hin wurden die nötigen Mittel beschafft, welche die Kosten 
für ein genaues Studium des Rhonegletschers decken sollten. Seit 1874 
werden an diesem Gletscher ausgedehnte Yermessungsarbeiten alljähr- 
lich wiederholt, werden Geschwindigkeiten in verschiedenen Profilen des 
Eisstromes gemessen, der Betrag der jährlichen Abschmelzung ermittelt, 
in letzter Zeit auch Niederschlagsmengen bestimmt, kurz es wird all 
das Material zusammengetragen, das zur Beurteilung der Existenz- 
bedingungen dieses Gletschers von Wichtigkeit ist. 

Den äußeren Anlaß zu diesen eingehenden Studien am Rhone- 
gletscher bildete in erster Linie der in den ganzen Alpen seit Mitte 



6 Einleitung. 

der fünfziger Jahre eingetretene Rückgang der Gletscher, der anfangs 
des achten Jahrzehntes schon so bedeutend war, daß nach den Über- 
liefernngen bald wieder eine Periode des Yorschreitens erwartet wurde. 
Das Interesse, die Ursache der Gletsoherschwankungen zu erklären, 
ist dadurch ein regeres geworden und hat den Gletscherforschern 
Yor allem den ideenreichen F. A. Forel zugeführt, der in hohem 
Maße befruchtend auf die Entwickelung der Gletscherkunde wirkte 
und dem wir vor allem eine Theorie der Gletscherschwankungen ver- 
danken. E. Kichter, der im Anschlüsse an Foreis Darstellung die 
Erklärung der Gletscheryorstöße veryollständigte, ist es gelungen, durch 
seine Wirksamkeit im Deutschen und österreichischen Alpenyerein und 
durch das Beispiel, das er durch seine Vermessung des Karlinger- 
gletschers und des Obersalzbachkeeses gab, das Interesse für die Gletscher 
der Ostalpen neu zu beleben. Seinen Anregungen und den weitgehenden 
Unterstützungen, die der Deutsche und österreichische Alpen- 
yerein mit seinen reichen Mitteln der Gletscherforschung zuführte, sind 
eine Reihe von Yermessungsarbeiten in den Tiroler Alpen entsprungen, 
deren nächster Zweck war, neben der kartographischen Darstellung 
yon Gletscherzungen und der ihnen vorgelagerten Moränengebiete den 
Betrag des Rückganges festzustellen und das Material vorzubereiten, 
das für das Studium späterer Vorstöße die Grundlage geben soll. Yon 
mehreren der vermessenen Gletscher liegen Nachmessungen vor; doch 
konnten nur am Gliederfemer und insbesondere am Vernagtfemer 
Vorstöße messend verfolgt werden, während bei allen anderen genauer 
beobachteten Gletschern die Periode der Abnahme noch länger andauert. 
Mit der Vernagtfemer- und der Hintereisferner- Vermessung sind in den 
Ostalpen Unternehmungen durchgeführt, welche der Rhonegletscher- 
vermessung ungefähr parallel gehen. Man wird also künftig an 
mindestens drei Alpengletschern, wenn die Beobachtungen genügend 
lange fortgesetzt werden können, Material sammeln, das zur Lösung 
einer Reihe von bisher noch offenen Fragen der Klimatologie einerseits 
und des Mechanismus der Eisbewegung andererseits geeignet erscheint. 

Einen besonderen Erfolg haben die in den Ostalpen betriebenen 
Gletscherstudien bereits gezeitigt, nämlich die von S. Finster walder 
aufgestellte Theorie der Gletscherbewegung, welche die geometrischen 
Ghrundlagen für eine Erklärung der Strömung des Eises gibt und die 
Entstehung der Moränen in durchsichtiger Weise klarlegt. 

Die Gletscher auf Island wurden schon im Laufe des 17. Jahr- 
hunderts Gegenstand näherer Untersuchung. Aus dem Jahre 1695 
stammt ein Bericht von Thorkell Vidalik, welcher die Bewegung des 
Gletschereises auf das Ge£rieren des in die Spalten eindringenden 
Schmelzwassers zurückführt und bereits die Schwankungen im Stande 
der Gletscherenden kennt. Um die Mitte des 18. Jahrhunderts fanden 
die Durchquerungen der isländischen Gletschergebiete von Olafsson 
und Palsso n statt. 



Einleitting. 7 

Die skandinayischen Gletscher, deren AusdebnuDg eine wesentlich 
größere als die der Alpengletscher ist, wurden, soweit bisher bekannt, 
Yor dem Ende des 18. Jahrhunderts nicht Yon wissenschaftiüoh in- 
teressierten Männern besucht. Als ältestes Dokument bezeichnet 
Charles Rabot ein im Amte Bergen aufgefundenes Protokoll, das 
1742 aufgenommen wurde, um die Bitte der Einwohner von Erondal, 
Ton öffentlichen Abgaben befreit zu werden, auf ihre Berechtigung zu 
prüfen. Diese Bitte wurde damit begründet, daß die drei Gletscher in 
Krondal gelegentlich eines Vorstoßes, den sie um 1732 ausführten, arge 
Verwüstungen des Tales verursacht haben. 

Mit Beginn des 19. Jahrhunderts erschienen die ersten Berichte 
über die Reisen, welche L. v. Buch und E. Wahlenberg in Norwegen 
und Lappland unternommen hatten. Doch standen beide Forscher mit 
ihren Anschauungen über die Verhältnisse der Gletscher Yollständig auf 
dem Standpunkt, der Yon den Schweizern Yorher markiert wurde. Erst 
C. Smith, der 1812 die Gletscher Norwegens bereiste, gewann eine 
eigene Meinung, derzufolge der Gletscher eine zähflüssige Substanz ist, 
deren Verhalten durch das Wiederzusammenfrieren der bei der Be- 
wegung entstehenden Spalten und Risse zu erklären sei. Er war mit 
dieser Erklärung wohl ziemlich nahe an dem, was Tjndall und Forbes 
40 Jahre später zur Erklärung der Gletscherbewegung ausführten. 
Smith richtete sein Hauptaugenmerk auf die auffallendste Elrscheinung 
im Leben der Gletscher, auf die Veränderungen in der Länge, die 
Schwankungen. In gleicher Richtung war G. Bohr tätig, der 1820 die 
Gletscher Yon lustedal studierte und zur Aufklärung über die Gletscher- 
eohwankungen eingehende Kenntnisse über die Klimatologie und die 
Gletscherschwankungen selbst wünschte — Forderungen, die erst seit 
kurzer Zeit durch die ausgebreitete Tätigkeit der „internationalen 
Gletscherkommission'' auf Erfüllung hoffen dürfen. 

Eingehendere Untersuchungen an Gletschern Yon Schweden und Nor- 
wegen wurden erst gegen Ende des 19. Jahrhunderts durch P. 0jen 
and F. SYenonius eröffnet, und werden gegenwärtig Yor allem mit 
Rücksicht auf die Elimaschwankungen weiter geführt. 

Mitte des 19. Jahrhunderts begannen auch die genaueren Beob- 
achtungen an den Gletschern der Randzone Grönlands, sowie an ein- 
zelnen Ausläufern des größten Gletschers der Erde, des grönländischen 
Inlandeises. Leider handelt es sich dabei aber immer noch um einzelne, 
nioht zusammenhängende Beobachtungen, die teilweise auch durch recht 
lange Zeiträume getrennt sind. 

Systematische Beobachtungen, die sich auf eine größere Reihe Yon 
Jahren erstrecken, fehlen aus allen anderen Gletschergebieten. Es haben 
zwar die Entdeckungen in Alaska und in Zentralasien, die Yielfachen 
Reisen im Kaukasus und Neuseeland, sowie die Bergbesteigungen, welche 
in neuerer Zeit in äquatorialen Gegenden ausgeführt werden konnten, 
eine weitgehende Vermehrung unserer Kenntnisse über die Ausbreitung 



8 Einleitung. 

des Gletscherphänomens gebracht. Von einigen Gletschern in Alaska 
liegen auch Karten in größerem Maßstabe vor, aus denen Einzelheiten 
über den Aufbau derselben zu entnehmen sind. Jedoch erst in jüngster 
Zeit, seitdem es durch die Bemühungen von F. A. Forel, Ed. Richter 
und Marshall Hall gelang, Geographen und Geologen aller Länder 
für das nähere Studium der Gletscher zu interessieren, werden auch 
außerhalb der europäischen Gletschergebiete Untersuchungen durch- 
geführt, welche nicht nur über die Schwankungen in der Größe der 
Eisströme, sondern auch über andere Besonderheiten der Gletscher und 
ihrer Umgebung gute Auskunft versprechen. 



Erster Abschnitt 

» 

Physikalische Eigenschaften des Eises. 

Kristallf orm ; Formen des Yorkommens in dei* Natur. Tyndalls Schmelz- 
figuren. Physikalische Konstante. Plastizität. Elastizitätsmodul, Druck- und 
Zugfestigkeit. Verhalten des Eises unter Druck. B^gelation. Pressen durch 
Formen. Ausflußgeschwindigkeit. Änderung der Korngröße beim Pressen. 



Eis ist festes Wasser, das unter normalen Druckverhältnissen bei 
Temperaturen unter O^C besteht. 

Es gehört zu den hexagonal kristallisierenden Körpern. Die Eis- 
kristalle sind demnach optisch zweiachsig und zeigen im Polarisations- 
apparat die entsprechenden Bilder. 

Die optischen Eonstanten des Eises wurden mehrfach bestimmt. 
Nach Pulfrich ist der Brechungsezponent des ordentlich gebrochenen 
Strahles o = 1,30911, der des außerordentlichen Strahles S = 1,31041 
für Natriumlicht. 

In der Natur findet sich das Eis in verschiedenen Formen, von 
denen die hauptsächlichsten im folgenden angeführt werden sollen. 

Schneekristalle. Daß das Eis zu den hexagonal kristallisierten 
Körpern gehört, kann aus den Formen der Schneekristalle abgeleitet 
werden. Wiewohl diese in der atmosphärischen Luft sich bildenden 
EristäUchen die verschiedenartigsten Gestalten aufweisen, zeigen ihre 
zierlichen Figuren doch immer die Grundform des sechsstrahligen Sternes, 
der, fast nie vollkommen regelmäßig ausgebildet, mit allerlei, auch 
wieder in Sechseckformen anlagernden Nebenzweigen verziert, darauf 
hinweist, daß die Eristallmoleküle an die Kanten einer zuerst gebildeten 
sechseckigen Scheibe sich ansetzen. Fig. 1 (a. f. S.) zeigt einige Schnee- 
kristalle, wie sie häufig beobachtet werden. Prachtvolle photographische 
Abbildungen sehr regelmäßiger Schneekristalle gab auch A. A. Sigson 
in der meteorologischen Zeitschrift von 1894. 

Die Bildung dieser Körperchen erfolgt, wie G. Hellmann in 
seiner Monographie der Schneekristalle sagt, durch unmittelbaren 
Übergang aus dem gasförmigen Zustande des atmosphärischen Wasser- 
dampfes in den festen Zustand, also durch Sublimation. Es ist also 
ein sehr rasch wirkender Kristallisationsprozeß, dem die Schneekristalle 



10 Erster AtMchuitt. 

entatammen. Entstehen *ie bei niedrigen Temperaturen, so haben sie 
vorhemohend Plättchenform und zeigen mehr Regelmftßigkeit in ihrer 
Ausbildung; findet ihre Kntatflbung nur wenige Grade anter Null statt, 
so ist der sechsstr ahlige Stern mit seinen Verzweigungen TOrherrschend, 
besonders dann, weun der Fall durch eine größere Höhe in ziemlich 
feuchter Luft stattfindet. Die kleinen PtKttchen wachsen dann nach 
verschiedenen Seiten bin. 

FiR. 1. 



NaobK »guhuHlL 

Ist die Luft sehr feucht und nahe an O'C, ao fällt der Sehne« in 
dichten Flocken; mehrere Einzel kristalle vereinigen sich, ohne irgend 
eine Regelmäßigkeit in der Gruppierung zu zeigen. Der ganze Vor* 
gang gleicht dem Ansscheiden von Salzkri stallen aus einer Lösung, in 
welcher an der Oberfiäche die ersten Individuen sich bilden, als schwerere 
Körper sinken und gleichzeitig durch Verbindung mit anderen Kristallen 
in der Lösung wachsen, bis sie als Flocken am Boden des Gefäßes 
anlangen. 



Physikalische Eigenschaften des Eises. 11 

Die Bildung großer Schneeflocken, die bis zu 3,6 cm Durchmesser 
und 1,4g Gewicht erhalten können, erfolgt nur bei Temperaturen, die 
nahe an O^C liegen. Bei niedrigeren Wärmegraden fallen die ganz 
aus Eis bestehenden kleinen, dünnen, sechsstrahligen Plättchen, von 
denen häufig mehrere sich zu einem Schneekörnchen vereinigen, dem 
die Kristallform nicht mehr unmittelbar zu entnehmen ist. Dieser 
Kömerschnee, der vollkommen trocken, also frei von flüssigen Bestand- 
teilen ist, macht den Hauptanteil des als Hochschnee bezeichneten 
Niederschlages aus, der in den obersten Kegionen der Hochgebirge fällt 

Die anderen Formen der festen atmosphärischen Niederschläge, 
Graupeln und Hagel, lassen sich nicht immer scharf gegen den Be- 
griff „Schnee*' abgrenzen. Die Graupelkörner bestehen häufig aus 
einem Eiskern, der die Kristallform noch erkennen läßt, um welchen 
sich ein reifartiger Niederschlag gebildet hat. Andererseits zeigen sie 
schalige Struktur, so daß anzunehmen ist, es habe der aus unterkühltem 
Wasser momentan entstandene Eiskem beim Passieren verschieden 
temperierter und verschieden feuchter Luftschichten Veränderungen 
durch Schmelzen und neues Ankristallisieren erfahren. 

Wassereis. Ist das Wasser ruhend, während es einem Abkühlungs- 
prozeß von hinreichender Intensität unterzogen wird, so entstehen an 
der Oberfläche kleine Eisplättchen, welche sich zunächst zu Nadeln und 
später zu einer zusammenhängenden Eisdecke vereinigen. Bei fort- 
schreitender Abkühlung wächst die Kruste nach unten und erhält viel- 
leicht auch Zuwachs durch kleine Kristallplättchen, die an Luftblasen 
oder an festen Körpern im Wasser sich bildeten und langsam an die 
Oberfläche treiben. Dort lagern sie sich an die vorhandene Eis- 
decke an. 

Aus dem Verhalten gegen Lichtstrahlen fand zuerst Brewster, 
daß das Wassereis zu den optisch einachsigen Kristallen gehört; wenn 
es in ruhendem Wasser entstand, ist die optische Achse senkrecht zur 
Oberfläche, also zur Abkühlungsfläche. 

Durch langsam wirkende, längere Zeit andauernde Gefrierprozesse 
können in großen Wasserbecken sehr homogene Eisdecken sich bilden, 
bei denen eine Unterscheidung in einzelne große Kristalle, die parallel 
aneinandergestellt sind, oft schwer wird. Beim Schmelzen solcher Eis- 
stücke ist jedoch ein Zerfall in stengelige Stücke, deren Längsachse 
senkrecht zur Gefrierfläche steht, zu beobachten. Entsteht Eis in 
Gefäßen aus guten Wärmeleitern, so wird nicht nur die Oberfläche, 
sondern auch die Gefäßwand zur Abkühlungsfläche. Es bilden sich 
auch wieder Eiskristalle aus, deren Hauptachse auf der Abkühlungs- 
fläche senkrecht ist, also in der Richtung des Wärmestromes liegt; aber 
der entstandene Eisblock stellt ein Konglomerat einzelner, nur bis zu 
einem gewissen Grade regelmäßig aneinander liegender Eiskristalle dar. 
Man hat Kömereis mit zum Teil gesetzmäßig angeordneten Körnern. Ist 
aber während des Gefrierprozesses der Wärmestrom unregelmäßig. 



12 Erster Abschnitt. 

sei es infolge Yon Bewegungen des Wassers durch Konyektion, oder 
durch Fließen, sei es aus anderer Ursache, so entsteht Körnereis mit 
wirr durcheinander liegenden Kristallachsen, wie beim Orundeis der 
Flüsse oder bei Eis, das während eines Schneefalles an die ins Wasser 
fallenden Schneekristalle anwächst. 

Die bedeutendsten Wassereisbildungen finden in der Nälie der 
Erdpole statt, wo die alljährlich neu gebildeten Eisdecken eine Dicke 
von 2 bis 8 m erreichen. Die homogene Bildung, welche dieses Packeis 
besitzt, läßt es yon dem geschichteten, ungleichartig aufgebauten 
Materisd der mit grotesken Formen treibenden Eisberge unterscheiden. 

Tropfeis. Bei Eiszapfen, wie sie sich an Dachtraufen usw. 
bilden, kann sehr häufig die Lage der optischen Achse gegen die Ab- 
kühlungsfläche recht sicher festgestellt werden. Verdankt ein solcher 
Stalaktit seine Existenz einem sehr langsamen Gefrierprozeß, so besteht 
er aus einem Kristall, dessen Längsrichtung vertikal ist, bei dem aber 
die optische Hauptachse horizontal und senkrecht zur Dachkante steht. 
Wird der Gefrierprozeß unterbrochen (etwa wegen Mangels an Schmelz- 
wasser während der Nacht) und beginnt er späterhin von neuem, so 
erscheint jetzt die Oberfläche des UrkristaUes als Abkühlungsfläche und 
die neu ansetzende Eiskruste besteht aus Kömern, deren optische Achsen 
allerorts senkrecht auf der Oberfläche des großen Kristalles stehen; sie 
haben also eine radiale Anordnung und sind an den Seiten des Eis- 
zapfens horizontal, während am unteren Ende ihre Neigung bis zur 
Vertikalen zunimmt. 

Höhleneis* Ähnliche Anordnung der Kristallachsen findet sich 
bei den Stalaktiten der Eishöhlen, während bei den dort auftretenden 
Stalagmiten die untersten, am Boden der Höhle aufsitzenden Eislagen 
vertikale, die darüber befindlichen, welche die Form kugeliger Schalen 
annehmen, ebenfalls radial verlaufende Achsen aufweisen. 

Rauhfrost. Wird luftfreies Wasser langsam abgekühlt, so behält 
es unter Umständen bis zu — 13^ seinen flüssigen Zustand. Bei weiterer 
Abkühlung aber oder infolge von Erschütterungen der in einem „labilen'' 
Gleichgewichtszustande befindlichen Wassermenge erfolgt sehr rasch der 
Übergang zum festen Körper und es zeigt sich dann eine Erscheinung, 
die der bei Bildung der Schneekristalle zu vergleichen ist. Das ent- 
standene Eis weist meistens regelmäßig ausgebildete sechsseitige Säulen- 
oder Plättchen als Kristallform auf. Besonders schön treten diese Ge- 
bilde auf bei Hauhfrost, wenn Wasser mit Sand oder Staub auf wasser- 
undurchlässiger Grundlage einen mehr oder minder dicken Schlamm 
bildet und auf die beschriebene Weise zum Erstarren kommt. Die sechs- 
seitigen Säulen stehen dann, wie die Zigarren im Bunde, aneinander 
gelehnt, mit der Hauptachse vertikal und jede dient als Träger eines 
Sandkornes, oder das ganze Bündel trägt oben eine schwache Schutt- 
decke, durch deren Last die Kristalle auch während ihrer Bildung 
gekrümmt worden sein können. 



TrodallB SchmeUfiguren. 



BsB, DI« Olatioher. 



Physikalisclie Eigenschaften des Eises. 13 

Die HauhfroBterscheinung ist eine der wenigen Eisbildungen, bei 
denen die Kristallform mit unbewaffnetem Auge erkennbar ist. 

Zu den hier angeführten Formen, in denen das Eis in der Natur 
vorkommt, gesellt sich noch die der Masse nach bedeutendste, die des 
Gletschereises, in welchem sich die Spuren vieler der genannten Eis- 
arten wiederfinden. Es besteht aus Kömern verschiedener Größe, von 
denen Jedes ein selbständiger Kristall ist. Früher hielt man die Kom- 
struktur für eine dem Gletschereis allein eigentümliche Erscheinung; 
die obigen Ausführungen zeigen, daß dies nicht zutrifft. Weiteres 
hierüber im Abschnitt: Struktur der Gletscher. 

Tyndallsohe Schmelzflguren. Läßt man einen Kegel von 
Sonnenstrahlen auf Eis fallen, so erscheinen sechseckige Figuren, Blumen 
nennt sie Tyndall, deren Ebenen senkrecht zur optischen Achse, also 
zur Gefrierfläche parallel liegen. Das Entstehen der Schmelzfiguren ist 
von einem deutlichen Klirren begleitet, das Tyndall dadurch erklärt, 
daß das Schmelzwasser der Blumen, bevor es zu einem Tropfen ver- 
einigt wird, von den Wänden der Eiszelle festgehalten wird, plötzlich 
aber von diesen sich losreißt, ein Vakuum entstehen läßt und dabei das 
Klirren verursacht. 

Diese Schmelzfiguren treten mit großer Hegelmäßigkeit auf und 
bieten dadurch ein Mittel, die Richtung der optischen Achse des Eis- 
kristalles zu erkennen. Auch die Lagen der Nebenachsen können durch 
sie bestimmt werden, denn die Strahlen der sechseckigen Sternchen er- 
scheinen nach diesen orientiert, wie E. Hagenbach-Bischoff gezeigt 
hat. Die Mineralogen nennen diese Figuren „negative Kristalle^, wie sie 
würfelförmig beim Steinsalz, hexagonal beim Quarz und bei einer Reihe 
anderer Kristalle von deren Form beobachtet werden. Danach wären 
sie als „Poren'' in der Kristallmasse aufzufassen, welche bei der Bildung 
des Kristalles nicht von der Kristallsubstanz ausgefüUt wurden. 

Konstante des Eises« Genaue Bestimmungen des spezifischen Ge- 
wichtes des Eises verdanken wir Bunsen, der auf die Eigenschaft des 
Eises, beim Schmelzen sein Volumen um etwa ein Elftel zu verringern, 
die Konstruktion seines berühmten Eiskalorimeters gründete. Er fand 
für Eis, das aus vollkommen luftfreiem, mehrfach ausgekochtem 
destilliertem Wasser entstand, das spezifische Gewicht zu 0,91674. 
In neuerer Zeit wurden Messungen von Nichols vorgenommen, der 
die Dichte von Flußeis, das ein Jahr aufbewahrt worden war, um zwei 
Tausendstel kleiner fand, als die des frisch gebrochenen Elises. Danach 
müßte man annehmen, daß durch die Lockerung des Zusammenhanges 
der einzelnen Eiskristalle, die während der Lagerung eingetreten zu 
sein scheint, eine Volumzunahme der Versuchsstücke um zwei Tausendstel 
stattfand. Bei Wiederholung der Versuche durch Barnes konnte jedoch 
ein Unterschied von solcher Größe in der Dichte von Eisstücken, die ein 
oder zwei Jahre Altersdifferenz hatten, nicht festgestellt werden; er 
fand im März 1901 



14 Erster Abschnitt. 

für Eis Ton 1899 durchschnittlich 0,91649 
, „ , 1900 , , 0,91660 

• , n 1»01 , , 0,91674. 

Das würde, da der mittlere Messungsfehler nur 0,00007 ausmacht, doch 
auch auf eine Yolumzunahme wegen der Lockerung des Eristallgefüges 
schließen lassen. 

Der Ausdehnungskoeffizient des Eises wurde zwischen 

— 20« und —1" zu 0,0001125 (Brunner) 
— 12* , 0* , 0,0001050 (Marchand) 

— 27* , — 2« , 0,0001542 (Struve) 

ermittelt. 

Die Wärmeleitungsfähigkeit in absolutem Maße ist diejenige 
Wärmemenge, welche in einer Sekunde durch jeden om^ einer Platte 
Yon 1 cm Dicke hindurchwandert, wenn die Temperaturdifferenz beider 
Seiten der Platte l^C beträgt. Für Eis ist diese Größe 

K = 0,00568 cal. (nach Neumann) 
0,005 , ( , Mitchell) 
0,0057 n ( n Straneo) 
0,0023 n ( rt de la Biye) 

Forbes untersuchte auch die Leitungsfähigkeit in den Richtungen 
der Hauptachse von Eiskristallen und senkrecht dazu. Er fand 
JSC= 0,002 13 caL für Eisplatten, welche parallel der Hauptachse ge- 
schnitten waren und JSC= 0,00223 cal. für solche, bei denen die Achse 
senkrecht zur Plattenebene war; es ergibt sich also die Wärmeleitungs- 
fähigkeit danach in der Richtung der Hauptachse etwas größer, als 
senkrecht dazu. Straneo konnte jedoch einen solchen Unterschied nicht 
finden. 

Die Durchlässigkeit des Eises für Wärmestrahlung ist 
höchstens 6 Proz.; nach Versuchen von Melloni ging von der Gesamt- 
strahlung der Locatelli- Lampe nur 0,06 durch eine 2,6 mm dicke 
Eisplatte. Für Strahlen, welche von niedriger temperierten Wärme- 
quellen ausgehen, ist die Durchlässigkeit noch viel geringer ; sie nimmt 
außerdem mit wachsender Dicke der Eisschichte sehr schnell ab. 

Gegenüber elektrischen Einwirkungen verhält sich das 
Elis wie ein guter Isolator. Telephonleitungen zu den meteorologischen 
Hochstationen werden direkt auf Eis und Firn gelegt. Blitzschlag auf 
Gletschern ist bisher nie beobachtet worden. Das Singen der Berg- 
stöcke and Eispickel, das die von Gewittern überraschten Hochtouristen 
wahrnehmen, wird auf Eis- und Schneefeldern nicht bemerkt. 

Die Dielektrizitäts-Konstante des Eises ist bei — 23,8<) nach 
Bonty 78; nach Perrot beträgt sie 60 bis 70. 

Plastizität« Wenn einem idealen festen Körper Wärme zugeführt 
wird, so wird seine Temperatur proportional der aufgenommenen Wärme- 
menge steigen, bis die Schmelztemperatur erreicht ist. Von da ab wird, 
bis die ganze Masse des Körpers in den flüssigen Zustand übergegangen 
ist, trotz der Zufuhr einer bedeutenden Wärmemenge, der Schmelzwärme, 



Physikalisclie Eigenschaften des Eises. 15 

keine Temperaturerhöhung beobachtet. Die Schmelzwärme wird zur 
Lockerung des molekularen Gefüges, zur Leistung innerer Arbeit ver- 
wendet. Für die meisten Körper ist das Verhalten jedoch ziemlich stark 
abweichend von dem eben geschilderten, da ihre spezifische W&rme mit 
steigender Temperatur w&chst. Schon vor Erreichung^ der Schmelz- 
temperatur wird ein merklicher Bruchteil der zugeführten Wärme zur 
Leistung innerer Arbeit verwendet. Der Körper fängt dann an weich 
zu werden; er erleidet bei Einwirkung verhältnismäßig kleiner Kräfte 
schon bleibende Formveränderungen, ohne zu zerbrechen, er wird 
plastisch. Beispiele dafür bieten uns die Metalle, welche meist erst 
bei höheren Temperaturen schmelzen, mit Annäherung an die Schmelz- 
temperatur aber für die Bearbeitung durch kleine Kräfte geeignet 
werden. Körper, die bei Temperaturen plastisch werden, welche wenig 
über der Lufttemperatur liegen, sind u. a. Fette, vor allem Wachs. 
Für diese Substanz ist die spezifische Wärme 

zwischen — 21* und 3® 0,4287 cal. 
„ +26», 42» 0,82 , 
42« , 58» 1.72 „ 

sie wächst bedeutend mit der Temperatur. 

Für Eis, das dem Idealkörper sehr viel näher steht, als dem Wachs, 
fanden 

Begnault die spez. Wärme zwischen — 78* und 0* zu 0,4627 cal. 
Person , , „ , — 30» „ 0* , 0.505 „ 

, » n » -2l* . -1» , 0,5017 „ 

Es findet eine bedeutende Zunahme der spezifischen Wärme mit 
Annäherung an den Schmelzpunkt statt, der eine wesentliche Lockerung 
des Molekulargefüges entspricht. 

Sehr lehrreiche Versuche über die Plastizität des Eises stellte 
Bianconi (1871) an. Er preßte bei einer Lufttemperatur von über 0^ 
ein Steinstück auf eine ebene Eisfläche; nach 6 bis 10 Stunden war 
dasselbe in das Eis eingedrungen und dieses erhob sich wulstförmig 
um die Einpressung herum. Als eine Eisenplatte mit quadratischem 
Loch aufgedrückt wurde, stieg das Elis durch das Loch in Gestalt 
eines vierkantigen Prismas auf und bog sich über bis zur Berührung 
mit der Platte, während das umgebende Eis über den Rand der Platte 
quolL Um einen unten flachen, oben konvex gewölbten Elisenstab 
schmiegte sich das Eis derart an, daß es ihn mehr und mehr einhüllte, 
wie Tonbrei eine in ihn eingedrückte Stange umschließt. 

Biegungsversucbe, welche Fr. Pf äff (1875) ansteUte, ergaben, daß 
das Eis, wenn seine Temperatur nahe am Schmelzpunkte ist, schon 
durch ganz geringe, anhaltend wirkende Kräfte deformiert werden kann. 
Ein 1,3cm dicker, 51cm langer Eisstab, der an beiden Enden frei 
auflag, bog sich bei — 12 bis — 3,5® in 24 Stunden um mehr als 
2 mm durch, bei — 1® bis 0® in derselben Zeit um 9 mm. Die Form- 
änderung war eine bleibende. Ähnliche qualitative Versuche, wie sie 



Iß Erster Abschnitt. 

später vielfacli und yon yerBchiedenen Seiten angestellt wurden, hatten 
das gleiche Ergebnis, daB auch der kleinste lang anhaltende 
Zwang eine mit der Zeit wachsende Deformation erzeugt. 

Demnach ist die nach Maxwells Definition erforderliche Bedingung 
für zähe Kölner gegeben. Der Klarheit wegen sollen Maxwells hier- 
auf bezügliche Ausführungen hier wieder gegeben werden: 

„Findet man, daß die Gestalt eines Körpers eine dauernde Änderung 
erleidet, sobald ein Zwang einen gewißen Wert übersteigt, so heißt der 
Körper wefich oder plastisch und der Zustand des Körpers in dem 
Augenblick, in welchem die Formänderung eben anfängt, eine dauernde 
zu werden, heißt die Grenze der yollkommenen Elastizität. 

Läßt man den Zwang so lange wachsen, bis der Körper bricht, 
oder vollständig ausweicht, so nennt man den Höchstwert des Zwanges 
die Festigkeit für diese Art der Beanspruchung. 

Tritt das Zerbrechen des Körpers ein, bevor eine dauernde Form- 
änderung zu beobachten ist, so nennt man den Körper brüchig. 

Wenn ein konstant erhaltener Zwang eine Deformation oder Ver- 
schiebung in dem Körper hervorruft, welche mit der Zeit zunimmt, 
so ist die Substanz zäh. 

Wird diese zunehmende Formänderung nur erreicht, wenn der 
Zwang einen gewissen Wert übersteigt, so nennt man die Substanz 
fest, so weich sie auch sein möge. Wenn dagegen schon ein minimaler 
Zwang, sobald er nur lange genug ausgeübt wird, eine stetig wachsende 
Formänderung hervorbringt, so ist die Substanz als eine zähe Flüssig- 
keit zu bezeichnen, so hart sie auch sein möge. 

So ist z. B. eine Talgkerze viel weicher als ein Stück Siegellack; 
legt man jedoch beide horizontal zwischen zwei Stützen, so wird der 
Siegellack innerhalb weniger Wochen, falls es Sommer ist, in Folge 
seines eigenen Gewichtes sich nach unten biegen, während die Kerze 
gerade bleibt. Die Kerze ist mithin ein weicher, fester Körper; der 
Siegellack eine äußerst zähe Flüssigkeit." 

Diese Definitionen sind jetzt ziemlich allgemein von den Physikern 
anerkannt. Danach wäre das Eis als eine zähe Flüssigkeit zu be- 
trachten; denn nach den Beobachtungen von Pfaff, Bianconi u. a. 
biegen sich Eisstäbe unter Einwirkung ihres eigenen Gewichtes; eine 
Erscheinung, die übrigens an Eiszapfen während jedes Winters leicht 
zu sehen ist. Nach derselben Definition fallen auch Glas, Stahldraht 
und Kupfer, Nickel usw. unter die zähen Flüssigkeiten und das Maß für 
die Zähigiceit solcher Körper wurde von F. Kohlrausch, W. Thomson, 
Stokes, Voigt u. a. experimentell bestimmt. 

Erleidet eine solche zähe Flüssigkeit eine sogenannte Schiebung 
(bei welcher die Geschwindigkeiten der einzelnen Schichten der Substanz 
ihrer Entfernung von der ruhenden Grenzschichte proportional sind), 
80 ist zur Erhaltung dieser Deformation eine Kraft 



Phy alkalische Eigenschaften des Eises. 17 

nötig. Dabei ist s der GeschwindigkeitsunterBchied zweier um die 
Lftngeneinheit voneinander entfernter Schichten vom Querschnitt 1 und ft 
der Koeffizient der inneren Reibung oder der Z&higkeitskoeffizient. Für 
einen Stab mit rechteckigem Querschnitt von den Seiten a und b wird 

P = ab[i€. 

Wird also ein solcher Stab von der Länge l in der Mitte mit dem Ge- 
wichte Fg belastet und dabei eine Verschiebung von v cm/sec beob- 
achtet, so ergibt sich 

Den reziproken Wert von (i nannte Mc. Gonnel den Plastizitätskoeffi- 
zienten; er bestimmte diese Größe für Eiskristalle und fand dieselbe 
zwischen 

7 . 10-1® und 1,6 . 10-" (cm g-^ sec). 

Bei näherer Betrachtung der Versuchsergebnisse findet man, daß 
der Betrag dieses Koeffizienten mit der Temperatur und mit der Dauer 
der Belastung veränderlich ist. Auch scheint es nicht gleichgültig, in 
welcher Lage zur Ejdstallachse die Richtung der biegenden Kraft sich 
befindet. In der Tat fand Mü gge, als er die Versuche J. G. Mc. Gonnels 
nach dieser Richtung fortsetzte, daß die Biegung der Eiskristalle am 
leichtesten erfolgt, wenn die Kraft in einer zur Kristallachse senkrechten 
Ebene wirkt. 

Ich nahm Veranlassung, die Mc. Gönn eischen Versuche mit einiger 
Verfeinerung zu wiederholen und konnte eine Beziehung feststellen, 
welche zwischen der Dauer des Zwanges und der Größe der inneren 
Reibung besteht. 

Die Durchbiegungen, wie ich sie beobachtete, waren anfangs sehr 
stark und verschwanden, wenn die Zwangswirkung nur eine momentane 
war, fast vollständig nach dem Aufhören derselben; diese sprunghafte 
Ausweichung ist eine elastische Deformation und ich benutzte dieselbe 
auch zur Bestimmung des Elastizitätsmoduls. Bei länger andauerndem 
Zwange wuchs die Durchbiegung beständig; unmittelbar an die elastische 
schloß sich die bleibende, unelastische Formänderung an und es zeigte 
sich, daß die Schiebungsgeschwindigkeit bei kleinen Kräften mit der 
Zeit abnimmt. Für sehr große, der Belastungsgrenze nahe gelegene 
Kräfte fand ich dagegen zunehmende Schubgeschwindigkeit und auch 
der zwischenliegende Fall, daß diese für die ganze Dauer der Belastung 
fast unveränderlich blieb, konnte für mittlere Kräfte festgestellt 
werden. 

Bezeichnet s die in t Sekunden erzeugte Deformation, dann ist 

ds , . 

y die Verschiebungsgeschwindigkeit und es gilt 

dt 

Hefl, Die OleUoher. o 



18 



Erster Abschnitt. 



1. für mäßige Belastungen ^ = ^ 

dt t 



2. 



3. 



mittlere 



große 



ds 



dt 




Ci 




ds 
dt 


— 


Cj- 


t 



Daraus wird die Größe der Durchbiegung Bich für die drei Fälle 
dnrch die Gleichungen 



B, 8=:a + jCit^ 



1, 8 = Ci Aogti 

2. s = a + c^t 

bestimmen, in welchen a die elastische Ausweichung und C|, C2, c^ von 
der ßelastung und den Abmessungen der Probestücke abhängige Eon- 
stante bedeuten. Diese Formeln haben natürlich nur näherungsweise 
Geltung; ihnen entsprechen die Linien der Fig. 3, welche nach drei Beob- 
achtungen an ziemlich gleich dimensionierten Kristallen, bei denen die 
Biegung senkrecht zur optischen Achse erfolgte, gezeichnet sind. 



Fig. 8. 



mm 2,S 



2,0 



1.» 



1.0 



Ö.Ö 







L 


























s 


























-J^ 


























h 


























nß 


























n 




























/ 




























/ 


























' 


/ 




























/ 




























/ 




























/ 






















» • 






/ 


















































































/ 




























/ 




























/ 




























/ 










c\ ^ 


















/ 








iM 


^0*» 


















/ 






'^■ 




















J 




























/ 












— ■ " 










Bei. 


= 10 


)0r 


^ 


























f^ 






















t 




' 



10 20 30 40 60 00 70 80 90 100 110 120 130 Minuten 

Durchbiegung von Eiskristallen bei yerschiedenen Belastungen. 

Für Eörnereis war der Zusammenhang zwischen Belastungsdauer 
und Ghröße des Reibungskoeffizienten im wesentlichen der gleiche, wie 



Physikalische Eigenschaften des Eises. 19 

fttr einheitliche Individuen. Nor für die ersten Minuten fand ich den 
Koeffizienten etwa ein Halb bis ein Drittel des für die gleiche Dauer 
bestimmten bei Kristallen, für welche er übrigens von der Richtung der 
Kraft gegen die Hauptachse (wenigstens bei kleinen Biegungsmomenten) 
unabhängig ist. 

Ein Stab, aus mehreren großen Kristallen bestehend, der 13,0 cm 
lang, 2,2 cm breit und 0,88 cm dick war, ergab bei — 1,2 bis — 1,8^ C 

f*eo" = 3,0. 1010, ^^^^^ = 5^8. 10 lo, ^,^, = 8,1 . lO^o (cm-i g seo"!). 

Ein zweiter Stab, der durch Gefrieren in einer Blechform zu Stande 
kam (wobei die Achsen der Kömer außen senkrecht zur Blechwand, 
innen ganz unregelmäßig gerichtet waren), hatte die Abmessungen 11,0, 
1,97 und 1,05 cm. Bei einem Biegungsmoment 1330cmg pro cm^ war 
(Temp. = — 2,60) 

(i^, = 2,7. 10^0, ^^^^ = 74 . 1010, ^^^„ = 37 . lO^o (cm'^ g sec-^). 

Aus einer dicken Eliskruste, mit der ein eiserner Brunnentrog über- 
zogen war, schnitt ich ein 10,0cm langes, 1,55 cm breites und 1,05 cm 
dickes Stück. Die Kristallkörner hatten etwa Haselnußgröße und waren 
unregelmäßig gelagert. Während des Versuches war die Lufttemperatur 
anfangs — 0,4® und erhob sich bis zu + 0,2^0; die gefundenen Werte 
des Heibungskoef&zienten sind: 

ftjj„ = 2,0. 1010, fi^, = 4,8 . 1010, ^^^^ = 6^3 . lo^o, ^^^, = i4,10^o, 

^8 IM" =^20 . 1010 (cm"~i g sec"i). Biegungsmoment = 1 550 cmgpro cm? 

Die drei Proben geben recht gut zusammenstimmende Resultate, 
aus denen sioh diese Interpolationsformel berechnet (für größere Be- 
lastongszeiten) : 

^ = [6 4- 4,9. 10-« q. 10*0 om-i g sec-i. 

Dieselbe gilt natürlich nur in erster Annäherung; innerhalb des Inter- 
yalles 240" bis 6300" gibt sie die Werte von ^ gegenüber den Beob- 
achtungen mit -jz 5 Proz. mittlerem Fehler. 

Für Eis, das in hohem Maße mit Sand verunreinigt war (gleiche 
Teile beider Substanzen), fand ich den Wert des Reibungskoeffizienten 
rund zehnmal so groß, als für reines Eis. 

Geschichtetes Eis, das aus einzelnen für sich gepreßten Lagen von 
trockenem und feuchtem Schnee, die durch feinen Sand und dünne 
Rostlagen voneinander geschieden waren, mit einem Druck von etwa 
36kg/cm> hergestellt wurde, gab bei — 0,8o bis — 2,O0C: 

11^, = 0,6. 1011, ^,^, = 1,6. 1011, (i^^,= 3,1 . 1011, [i^^,= 5,0. 1011, 
^6900" = 2Ö . 1011 und ft^^, = 120 . 10" (cm-i g sec-i). Biegungs- 
moment 1 500 cmg pro cm^. 

2* 



20 Erster Abschnitt. 

Bei stärkerer Belastung (Biegungsmoment 7 500 cmg pro cm^) war 
(Temp. — 6,80 bis — 0,2«) 

fieo" = 33. 10", (i,^.-Bfi . 101». ^3^„=^ 2.5 . 10»i, ft,3oo,,= 2,2 . 10". 

f^7ooo"= 1»8.10". 

Mit dieser Belastung bog sich das Probestück innerhalb zwei 
Stunden um etwa 20 mm durch, ohne daß Bruch eintrat; seine Gesamt- 
durchbiegung betrug 24 mm. Die maximale Yerschiebungsgeschwindig- 
keit war 0,0004 cm/sec = 0,24 mm/Minute. Die Kraft wirkte in Richtung 
der Schichtflächen, brachte aber längs derselben keine größere Ver- 
schiebung zustande, als in den übrigen Teilen des Eisstückes. Probe- 
stücke, welche groben Sand, dessen Körner sich berührten, in einer 
Schichtfläche enthielten, brachen bei Einwirkung eines Biegungsmomentes 
von 4 500 cmg pro cm^ an der Stelle, wo der grobe Sand eingeschlossen 
war, ertrugen jedoch ein Biegungsmoment von 3 000 cmg; der Koeffizient f( 
war dabei von der gleichen Größe, wie für das übrige mit Sand ver- 
unreinigte Eis. 

Die Beimengungen von Sand und Staub erhöhen also die innere 
Reibung; die Plastizität des Gletschereises wird deshalb besonders gegen 
den Grund des Eisstromes eine geringere sein, als die des reinen Eises. 

Innerhalb des Temperaturintervalles von 0® bis — 6« konnte ich 
den Einfluß der Temperatur nicht sicher feststellen; Jedenfalls ist der- 
selbe wesentlich geringer als derjenige, den die Dauer des Zwanges 
auf die Größe des Koeffizienten der inneren Reibung ausübt. 

Da, wie aus den mitgeteilten Zahlen zu ersehen ist, für geringe 
Belastungen der Reibungskoeffizient mit der Dauer des Zwanges zu- 
nimmt, so wird man für langsam fließende Gletscher, bei denen etwa 
für die Dauer eines Jahres die einzelnen Teile unter dem Einflüsse fast 
unveränderter Kräfte stehen, den Koeffizienten (i weit größer annehmen 
müssen, als die oben für 28000'' bezw. 1500'' gegebenen Zahlen, die 
für „Eiszement^ und für geschichtetes Eis gefunden wurden. Unter 
der Voraussetzung, daß die bei den Versuchen festgestellte Proportio- 
nalität von II mit der Zwangsdauer auch für sehr lange Zeiträume 
gilt, würde für Gletscher mit 50 bis 100m jährlicher Geschwindigkeit 
(i = a-lO*"^ werden (wobei a zwischen 1 und 100 liegt). Zum Ver- 
gleiche seien hier die entsprechenden Werte für einige andere Materialien 
angeführt: 

Stahl ju = 6.10»« Zinn fi = 4.10»^ 

Kupfer ju = 3,7 . 10" Pech /u = 4 . 10» 

Messing ^ = 3 . 10* Kolophonium ^ = 2,5 . 10*^ 

Demnach wäre Eis unter der sehr lange dauernden Einwirkung geringer 
Kräfte bezüglich der inneren Reibung mit Stahl zu vergleichen, während 
bei kürzerer Dauer des Zwanges etwa Zinn das gleiche Verhalten zeigt. 
Für dieses Metall habe ich übrigens die für Eis angewandte Beob- 



Physikalische Eigenschaften des Eises. 21 

achtungsmeihode ebenfalls benutzt und fand die Abhängigkeit des (i 
von der Dauer der Beanspruchung in demselben Sinne auftretend , wie 
bei Eis. 

öfteres Hin- und Herbiegen eines Eisstabes gab keine wesentlichen 
Unterschiede in den Werten von ft; die Verschiebbarkeit der Eisteilchen 
wird also durch derartige Beanspruchungen nicht gesteigert. 

Wurden Eiskristalle von geringer Länge durch große Kräfte ge- 
bogen, so daß der Druck an der Angriffsfläche etwas größer als die 
Hälfte der Bruchfestigkeit war, dann konnte mehrmals eine Verbreiterung 
der Probestücke unter dem Gewichtträger beobachtet werden, welche 
gegen die untere Grenzfläche des Eises allmählich abnahm. Solche 
Quetschungen sah ich nur auftreten, wenn die Verschiebung in einer 
durch die optische Achse gehenden Ebene stattfand; bei Verschiebungen, 
die sich in einer zur Achse senkrechten Ebene vollziehen, scheint nur ein 
Ausweichen in der Kraftrichtung, kein seitliches Hinausdrängen einzu- 
treten. In die Gruppe dieser „Quetschungen'' faUen wohl auch die 
oben erwähnten Experimente von Bianconi, während die Ver- 
schiebungen in Ebenen senkrecht zur Achse als reine Translationen 
anzusehen sind. 

Es mag wohl befremden, daß der Koeffizient der inneren Reibung 
hier als von der Dauer des Zwanges abhängig erscheint; ich bemerke 
jedoch ausdrücklich, daß sich dies auf den nach Maxwells Definition 
bestimmten Koeffizienten bezieht. Die Betrachtung der den Eiskristallen 
zugemuteten Formänderungen als reine Schiebung ist nur ein Not- 
behelf. Für genaueres Studium der molekularen Wirkungen, die bei 
solchen Deformationen auftreten, fehlen zurzeit die nötigen theoretischen 
Grundlagen. Übrigens wird dies Verhalten des Reibungskoeffizienten 
verständlicher, wenn man erwägt, daß zur Umformung der Eigen- 
bewegungen der Moleküle Zeit notwendig ist. 

Elastizitätsmodul« Bestimmt man den Elastizitätsmodul des 
Eises, so ist, wie aus den angeführten Beobachtungen über die innere 
Reibung hervorgeht, die Dauer der Deformation von großer Bedeutung, 
da schon nach ganz kurzer Kraftwirkung bleibende Formänderungen 
eintreten; sobald also die bequemste Meßmethode mit Beanspruchung auf 
Biegung angewandt wird, erhält man viel zu große Werte für diese Kon- 
stante, wenn nicht schon in den ersten Sekunden die Größe der Durch- 
biegung bestimmt wird. Deshalb sind die von Moseley mit 
92 700 kg/cm* und von Bevan mit 60000kg/cm^ angegenen Werte zu 
groß. Reu seh fand mit Hilfe tönender Eisplatten den Elastizitäts- 
modul des Eises zu 23632kg/cm', ein Resultat, das in befriedigender 
Übereinstimmung ist mit den Ergebnissen, welche ich erhielt, als ich die 
anfängliche elastische Ausweichung, die ein Eisstück bei Biegung erfährt, 
zur Bestimmung dieser Größe benutzte; denn bei den Versuchen von 
Reusch war die optische Achse wahrscheinlich parallel zur Dicke der 
Platten. 



Em« Alechnitt. 

r Bdutong (Bi^angsmoment 7 500 cmg pro c 
■:^— 63'bu— 0^) 

. = i3. lO'i. Pur-= 3.0 . 10", (i,^s= 2,5 . 10", (i^^,, — :: 
^«r-— 1.8.10»'. 

Mh die*«- BeUstong bog sich du Probestück ii>n- 
Ohib dorch, ohne daü Brach eintrat^ ^' 
izräi-k-ruis b^mg 24 nun. Die mucimaie Verschiebui.:. - _ 
keä WM- O.ÖtXH can see = OJ4mDo Minute. DieKraft wi; s- 
ätr ScLicttflicbm . brachte aber längs derselben k> :: 
tctietiüiLC mMande, alt in ita Abrigeo Teilen des Ei- 
rtiekt. -weiche groben Suid, dessen Kömer eich I" - 
ScücLt&Äcbe entbielun, l»«chMi bei Einwirkung eiiii.- ] 
vt* 45("r'citr pro cm' »n der Stelle, wo der grobr "■ 
wnr. ertTTxei! jedoch ein Kegongsmoment von 3 00 - 
w«r d^bei von der gMdten Größe, wie für <lss 
-cur^b-Lru Eis. 

l>ie BeiiDfngnngeB tob SsLod nnd St«ub ' 
Bei^cng: dit Plartiritit des Gletadiereises «tni 
den Grand des Eis^oome« «ne geringere ;li^. 

IniieTii&Ib des Tempera tnrintervsllt"' ( 
den Einfi^ dar Temperstar nicht sicher '■■ • 
st-lbe weseEiücii perinper »Is derjenltre . 
buf die Gr<-&e des Koefflnenten dvr ir.: 

I)s. wie »n« den mitgt^eihen /.. 
Bd«sti:i:gcm der Bfäning^oeffiiient 
nimn.!. so wird ^mb 1^ luipsftm t'. ' 
föT die D&ner änes Jahre* die ein. 
nsTeränderter Enfte «testen, den K 
unsi«!!. sls die oboi für äSO*.- 
för ^Eiszeaieiii' nnd för ge$'. 
der Vcrs.iusrtj.iiug. daß die 't- 
nkliüt Ton (i mit der Zwa- _ 
gih. wü^ für Gletw^er : 
■ = •, 10'' wwden (wc! 
Äödte »tätat hier die ec'.r 



SoU * — 



23 

lehnt würden, bei 
sn bemerken, d&Q 
ingening erzeugen 
omeD war, als an- 
eglichkeit der £äs- 
auB Fabians An- 

88 die Ergebniese 
eher Eis in seinem 
rt wiird& Die Be- 
(riBohen 1,45 und 
ron 0.013Voo <Joi- 
Minaten). Seeeis 
e wirkten, bei zwei- 
>Q 0,007»/og; eenk- 

für sechsstündigen 

pro Stunde. 
röüte Verlängerung 
,e GeaamtTerlänge- 
;en, lagen zwischen 

I kg /cm' angegeben. 
, daß dieselbe ver- 
.ung aUmählich ge- 
wird. Genauere 
berücksichtigt ist, 

25kg/em*. 

Mc Connel und 
Iten zu 3,2 kg/cm» 

die Versuohedaner 
ireßt wurde, erfuhr 
Qmendrückung pro 

ter als das Wasser, 
tritt also eine Ver- 
nmg des Volumens 
Ethren, wie James 
IS aus dem zweiten 
itet bat, eine Er- 
Drucke ausgesetzt 
. Der Grand dafür 
rbeit leistet, welche 
leküle, nötig ist und 
t würde. Das theo- 



22 



Erster Abschnitt. 



Meine Ergebnisse sind : 


in der folgenden Tabelle zusammengestellt: 


Temperatur 


Lage der Haupt- 
achse 


Zahl der 
Messungen 


Elastizitätsmodul 

cm— 1 g sec— 2. — ^ 

cm 


0» bis —1^ 


II liänge 


88 


(1,82 ±0,1 ).10" 


18200 


— 2«» „ — 5« 


1 « 


7 


(5,9 +0,5 ).10» 


5900 


0« „ -10 


II Breite 


22 


(3,88 ±0,22). 10*" 


88300 


-1« , -5* 


II » 


13 


(4,18 + 0,23). 10»« 


41800 


— 1» , —5® 


1 Dicke 


21 


(2,54 + 0,19). 10*« 


25400 


-1« „ -3<^ 


Große Köi-ner 


U 


(2,85 + 0,12). 10" 


28500 


0* » -3o 


Kleine , 


15 


(2,26 ±0,1 6). 10" 


22600 


—0,5* 


Eiszement 


8 


(3,0 +0,5 ).10" 


30000 


— 2« 

1 


Geschichtetes Eis 
(38 Atm.) 


4 


(1,5 +0,2 ).10»o 


15000 


0® bis 0.2« 


Geschichtetes Eis 
(20 Atm.) 

1 


2 


(4,9 ±0,4 ).10" 


4900 



Es zeigt sich ein ziemlich bedeutender Unterschied der Werte des 
Elastizitätsmoduls je nach der Lage der EristaUachse gegenüber der 
Kraftrichtung; derselbe ist am kleinsten, wenn die Kraft in einer Ebene 
senkrecht zur Achse liegt, am größten für Kräfte, welche senkrecht zur 
Achse, aber in einer durch dieselbe gehenden Ebene eine Verschiebung 
erzeugen, während der Elastizitätsmodul einen mittleren Wert an- 
nimmt, wenn die Kraft in Richtung der Achse angreift. Als Mittel- 
wert aus je 20 Beobachtungen für die drei Richtungen ergibt sich 
E = (2,76 + 0,17) .1010 cm~i g sec-^. 

Dies kann wohl als Elastizitätsmodul für Eis, das in unbestimmter 
Richtung beansprucht wird, angenommen werden, denn auch für Körner- 
eis findet sich fast derselbe Betrag. 

Zugfestigkeit« Aus einem Versuche yon Fr. Pf äff ergibt sich^ 
daß ein mit 1 kg/cm^ belasteter hängender Eisstab in sieben Tagen eine 
Verlängerung um 0,022 seiner Länge erfuhr; dabei war die Temperatur 
der umgebenden Luft teilweise über 0®. 

Aus Versuchen von Fabian (1877) über die Dehnbarkeit und 
Elastizität des Eises , bei denen Stäbe yon 50 cm Länge und 5 cm 
Durchmesser zur Verwendung kamen, folgt, daß sich das Eis bis zu 
Belastungen von 0,5 kg/cm^ nahezu wie ein vollkommen elastischer Körper 
verhält. Aus fünf Versuchen ergaben sich bei 10 kg Belastung der Stäbe 
temporäre Dehnungen von 0,0135, permanente von 0,0011mm. Inner- 
halb dieser Belastungsgrenze ist auch die Dehnung nahezu proportional 
der Belastung. Bei zunehmender Belastung wuchs auch die Dehnung, 
aber rascher als die erstere; zugleich nahm auch die bleibende Dehnung 
zu. Bei Belastung von 30 kg (etwa 1,5 kg/cm ^) war die temporäre Deh- 
nung 0,0633, die bleibende 0,0300 mm. Ein Zerreißen der Stäbe würde 



Phyaikaliflclie Eigenschaften des Eises. 23 

eintreten, wenn dieselben um V5000 ihrer L&nge gedehnt würden, bei 
einer Belastung von etwa 2,6 kg/cm^. Auch hier ist zu bemerken, daß 
die Belastung von 10 kg pro Stab eine größere Verlängerung erzeugen 
konnte, wenn der Stab bereits in Deformation gekommen war, als an- 
fangs. Die durch die Belastung herbeigeführte Beweglichkeit der Eb- 
moleküle war also von längerer Dauer. Leider ist aus Fabians An- 
gaben die Yersuchsdauer nicht zu entnehmen. 

J. C. Mc. Gonnel und D. A. Eidd haben 1888 die Ergebnisse 
einer längeren Untersuchung veröffentlicht, bei welcher Eis in seinem 
Verhalten gegenüber Zug- und Druckkräften studiert wurde. Die Be- 
anspruchungen auf Zug lagen für Eörnereis zwischen 1,45 und 
2,7 kg/cm* und ergaben stündliche Verlängerungen von 0,01 3%o (Ver- 
suchsdauer 3 Tage) bis 18,8Voo (Versuchsdauer 10 Minuten). Seeeis 
erfuhr mit 2,8 kg/cm ^, die in Richtung der Eristallachse wirkten, bei zwei- 
tägiger Versuchsdauer stündliche Verlängerungen von 0,007%o; senk- 
recht zur Achse ziehende Kräfte von 2,75 kg/cm' gaben für sechsstündigen 
Versuch 0,34, für 16 stündigen 0,1 %o Verlängerung pro Stunde. 

Bei meinen Biegungsversuchen erhielt ich als größte Verlängerung 
0,061%o *ür die Minute (= 3,6%o stündlich). Die Gesamtverlänge- 
rungen, die die von mir untersuchten Eisstücke ertrugen, lagen zwischen 
13,6% luid geringen Bruchteilen von iVoo» 

Die Zugfestigkeit des Eises wird zwischen 7 und 8 kg/cm ^ angegeben. 
Nach den vorstehenden Ausführungen ist ganz klar, daß dieselbe ver- 
schieden ausfallen muß, ]e nachdem die Beanspruchung allmählich ge- 
steigert oder gleich mit großen Kräften begonnen wird. Genauere 
Messungen hierüber, bei denen die Versuchsdauer berücksichtigt ist, 
fehlen zur Zeit noch. 

Die Druckfestigkeit des Eises beträgt etwa 25kg/cm^. 

Bei den oben erwähnten Druckversuchen von Mc. Gonnel und 
Kidd ergaben sich unter Anwendung von Druckkräften zu 3,2 kg/cm' 
für Kömereis 0,33^00 stündliche Kompression, wobei die Versuchsdauer 
fünf Tage betrug. Seeeis, das parallel zur Achse gepreßt wurde, erfuhr 
in drei Tage währenden Versuchen 0,011%o Znsammendrückung pro 
Stunde. 

Eis unter Druck« Das Eis ist spezifisch leichter als das Wasser, 
aus dem es entstand. Beim Festwerden des letzteren tritt also eine Ver- 
größerung, beim Schmelzen des Eises eine Verminderung des Volumens 
ein. Alle Körper, für welche dies der Fall ist, erfahren, wie James 
Thomson aus dem Garnotschen Satze und Glausius aus dem zweiten 
Hauptsatze der mechanischen Wärmetheorie abgeleitet hat, eine Er- 
niedrigung des Schmelzpunktes, wenn sie einem Drucke ausgesetzt 
werden, der höher als der gewöhnliche Luftdruck ist. Der Grund dafür 
liegt darin, daß der Druck einen Teil der äußeren Arbeit leistet, welche 
zur Volumverminderung, also zur Annäherung der Moleküle, nötig ist und 
die ohne Druckwirkung durch Wärmezufuhr geleistet würde. Das theo- 



24 



Erster Absclinitt. 



retische Ergebnis wurde zunächst von W. Thomson (Lord Kelvin) 
experimentell bestätigt. Er fand pro Atmosphäre Druck eine Tempe- 
raturemiedrigung von 0,0081^ G, gegen 0fi076^C, welche die Theorie 
verlangt. Mousson hat gezeigt, daß es unter Anwendung eines be- 
deutenden Druckes (schätzungsweise 13000 Atm.) gelingt, Eis bei — 18^ C 
flüssig zu machen. 

Neuere Versuche von G. Tammann geben den Zusammenhang 
zwischen der Temperatur und dem für das Schmelzen des Eises not- 
wendigen Druck bis zu sehr niedrigen Temperaturen. Nimmt man 
zusammengehörige Werte von Druck und Temperatur als Abszissen und 
Ordinaten einer Kurve, so erhält man die Schmelzkurve des Eises, 
welche nach den erwähnten Versuchen folgende Grestalt hat (Fig. 4) : 

Fig. 4. 



Drucfc 



1000 




Schmelzknrven des Eises 
nach G. Tammann. 



Bis zu Temperaturen von — 22° ist die Schmelzkurve durch die 
Interpolationsformel 

1? = — 140,0 < + 2,11«« 

dargestellt. Moussons oben angeführte Angabe ist nun dahin zu 
präzisieren: Bei Drucken über 2200 kg ist das Eis nicht mehr beständig. 
Wird der Druck gesteigert, so erhöht sich von — 22° an der Schmelz- 
punkt. Wird die Temperatur unter — 22** gehalten, so kann das Eis 
in zwei von der gewöhnlichen verschiedenen Modifikationen bestehen, 



Pbyaikalisclie Eigenschaften des Eises. 25 

denen die in der Figur dargestellten Umwandlungen entsprechen. 
(Näheres hierüber in Tammanns Originalarbeit: Annalen der Physik 

1900, n.) 

Aus der mechanischen Wärmetheorie hat weiterhin Person ab- 
geleitet, daß die Schmelzwärme eines Körpers um so geringer wird, je 
niedriger die Temperatur ist, bei der die Zustandsänderung eintritt. 
Dieses theoretische Resultat wurde durch Versuche von P. Pettersson für 
Eis bestätigt. Während nämlich nach Bunsen die Schmelzwärme 
des Eises 

bei 0® C 80,025 cal. beträgt, ist sie 

„ — 2.8^0 77,85 „ 

, —5,0^0 76,75 „ 

„ — 6,5'C 76,00 „ nach Pettersson. 

Für 1^ Schmelzpunktemiedrigung findet also im Mittel eine Reduk- 
tion der Schmelzwärme um 0,59 cal. statt, gegen 0,5 cal., welche die 
Theorie fordert. (Man erhält übrigens fast genau 0,5 cal., wenn man 
für die Schmelzwärme des Eises bei 0^ nicht die Bunsen sehe, sondern 
eine Regnaultsche oder auch eine Person sehe Ermittelung des Wertes 
zu 79,25 cal. annimmt.) 

Wenn wir also beispielsweise Eis einem Überdrucke von 10 kg/cm ^ 
aussetzen, so erniedrigt sich dabei der Schmelzpunkt um 0,075^0 und 
die Schmelzwärme um 0,04 cal. 

Regelation: 

Dieses Verhalten des Eises erklärt teilweise eine zuerst von 
M. Faraday beobachtete, von Tyndall als Regelation bezeichnete 
Erscheinung. Werden nämlich zwei Eisstüoke, die sich auf der 
Schmelztemperatur befinden, miteinander in Berührung gebracht, so 
vereinigen sich dieselben zu einem Stück, wenn sie auch nur mit 
geringer Kraft aneinander gedrückt werden. Der Vorgang, welcher 
sich dabei abspielt, ist nach der von J. Thomson gegebenen und von 
Helmholtz angenommenen Erklärung folgender: Durch den Druck 
wird Wärme erzeugt ; eine kleine Eismenge kommt zum Schmelzen und 
zwar bei der dem Druck entsprechenden niedrigeren Temperatur. Läßt 
der Druck nach, so wird das entstandene Schmelzwasser, dessen Tem- 
peratur unter 0^ war, wieder fest und verbindet dabei die anfänglich 
getrennten Eisstücke miteinander. 

Am besten wird die Regelation durch einen sehr einfachen Ver- 
such gezeigt. Legt man ein Eisstück so auf zwei Holzklötze, daß 
zwischen denselben ein Gewicht frei herabhängen kann, das die dünne 
Schnur oder den feinen Metalldraht, an dem es befestigt ist, in das 
Eisstück eindrückt, so wird man nach einiger Zeit bemerken, daß das 
Gewicht den Draht vollständig durch das Eis hindurchgedrückt hat. 
Das Eisstück wurde zerschnitten, aber die beiden Teile können nicht 
voneinander getrennt werden, weil das in der Schnitt spalte entstandene 
Wasser wieder gefroren ist. Die Schnittfläche ist stets sehr deutlich 



26 Erster Abschnitt. 

zu sehen, weil das neu gebildete Eis die Homogenität des ursprünglich 
vorhandenen Eisstückes stört und anders gerichtete Eristallachsen 
hat als dieses. Der Versuch gelingt auch, wenn die Umgebung des 
Eises eine wesentlich höhere Temperatur als 0^ G aufweist; daher 
kann das durch Eapillaritatswirkung in dem Schnittspalte festgehaltene 
Wasser nur deshalb zum Grefrieren kommen, weil seine Temperatur 
und die der ihm benachbarten Eisteilchen unter 0^0 liegt ; eine Wir- 
kung, die eben durch den Druck der belasteten Schnur hervorgebracht 
wurde. Faraday beobachtete, daß die Regelation auch im Vakuum 
eintritt, wenn die beiden Eisstücke sich nur berühren, daß ein Zu- 
sammenfrieren von Eisstücken stattfindet, welche ohne Druck bis zur 
Berührung einander nahegebracht werden. Deshalb glaubt er die 
Regelation mehr auf molekulare Wirkungen, wie sie bei der Kristall- 
bildung anderer Substanzen auftreten, zurückführen zu sollen. Doch 
wird auch hier der Druck, den die Eapillaranziehung hervorruft und 
die durch denselben bewirkte Temperaturemiedrigung zur Erklärung 
der Erscheinung ausreichen. 

L. Pfaundler erklärt Kegelationserscheinungen, die ohne Druck- 
steigerung eintreten, so: „Das dem Schmelzen nahegebrachte Eis ent- 
hält neben festen Molekülen bereits eine Anzahl flüssiger. Infolge der 
molekularen Bewegungen tauschen aber die Moleküle fortwährend ihre 
Bewegungszustände, also auch ihre Aggregatzustände gegenseitig aus. 
So kann es kommen, daß innerhalb einer gewissen Zeit alle Moleküle 
an der Oberfläche des Eises einmal abwechselnd flüssig und wieder fest 
waren und daher Grelegenheit hatten, ihre Lage zu ändern. Ein in 
Wasser derselben Temperatur befindliches Eisstück kann deshalb seine 
Form ändern, ohne daß Temperaturschwankungen stattgefunden haben. 
Folglich können auch zwei Eisstücke zusammenfrieren, die sich ohne 
Druck berühren." 

Die Regelation ist übrigens um so vollständiger, je länger der 
Druck wirkt und je größer derselbe ist. Die Festigkeit, welche an der 
„Schweißstelle" auftritt, hängt aber sehr wesentlich von der kristallo- 
graphischen Orientierung der regelierenden Eisstücke ab, worauf A. Heim 
zuerst hinwies; sie ist aber auch abhängig von der Temperatur, die in 
der Umgebung der verwachsenden Eisstücke herrscht. Dies wurde 
von E. Hagenbach-Bischoff festgestellt bei Versuchen, die er zum 
Teil gemeinsam mit A. Heim anstellte. Aus reinem Wassereis wurden 
Würfel geschnitten und deren eben geschliffene Flächen so gegen- 
einander angelegt, daß keine Luftschicht dazwischen war. Dann wurden 
die Würfel in einer Schraubenpresse , die man abwechselnd anzog und 
nachließ, aneinander gedrückt. Nach mehreren Stunden war die Rege- 
lation vollständig und häufig so, daß die Verwachsungsfläche auch bei 
ganz klarem Eise nicht mehr sichtbar war. Wurde nun in einem 
Räume, dessen Temperatur über 0® war, die Probe auf die Festigkeit 
in der Regelationsfläche gemacht, so traten beim Zerdrücken der zu- 



Physikalische Eigenschaften des Eises. 27 

sammengewachBenen Würfel die ersten Risse in der Regelationsfläche 
auf und außerdem zeigte sich ein kleiner Unterscliied in der Starke 
der Verwachsung, je nachdem die optischen Achsen der Würfel parallel 
oder gekreuzt waren; im ersteren Falle war die Festigkeit etwas 
größer. Wurden aber die Druckproben in einem Räume von unter 
0^ G ausgeführt, so traten die Risse in der Druckrichtung durch die 
ganze Masse gleichartig, ohne Bevorzugung der Regelationsfläche auf. 
Hagenbach zeigte dann weiter, daß die Regelation zweier solcher 
Würfel zu einem homogenen Stück, einem Kristall, erst dann eintritt, 
wenn nicht nur die Hauptachsen, sondern auch die Nebenachsen zu- 
einander parallel sind, wie dies ja schon die allgemeinen Erfahrungen 
über Kristallbildung erwarten lassen. Bei Würfeln, deren Hauptachsen 
genau parallel sind, kann allerdings die Yerwachsungsfläche mit dem 
Polarisationsapparate nicht mehr erkannt werden. Sobald aber die 
Tynd all sehen Schmelzfiguren erzeugt werden, kann nicht nur die 
durch die Schmelzung ebenfalls hervortretende Regelationsfläche beob- 
achtet werden, sondern es zeigt sich auch, sobald die Nebenachsen 
nicht parallel sind, deutlich von der Yerwachsungsstelle an eine 
Abweichung in der Richtung der Strahlen in den Tynd all sehen 
Sternchen. (Vergl. Fig. 2.) 

Diese Beobachtungen Hagenbachs sind sehr wichtig für die Er- 
klärung des Wachstums der Gletscherkörner; an geeigneter Stelle 
kommen wir darauf zurück. 

Yerhalten des Eises beim Pressen in und durch Formen. 
Tynd all hat zuerst Versuche beschrieben, bei denen unter An- 
wendung hoher Drucke Eis in beliebige Formen gepreßt wird. Er 
brachte Bruchstücke von Wassereis in geeignete Formen und erzeugte 
Eiskugeln, -zylinder, -gefäße von beliebiger Gestalt, um dadurch zu 
zeigen, wie die bei steigendem Drucke zerbrechenden Eisstücke wieder 
aneinanderfrieren und. zu einem soliden Ganzen sich vereinigen. 
Helmholtz führte die Versuche weiter. Er brachte kompaktes Eis 
in eine Preßform. Nachdem ein Druck verwendet war, der die Druck- 
festigkeit überschritt, zerbarst das Eis unter lautem Krachen und dann 
konnte sich das Eis ohne weiteres Geräusch der Form anpassen. Wurde 
dieses einmal stark gepreßte Eis in andere Formen gedrückt, so schmiegte 
es sich diesen lautlos an. Ein hoher Eiszylinder, der auf diese Weise 
erzeugt wurde, ging bei entsprechendem Druck und ohne Anwendung 
einer Form allmählich in einen flachen Kuchen über, der nur an den 
Rändern einige Risse zeigte, während der Zusammenhang der übrigen 
Masse keine Störung erkennen ließ. 

Unter dem Polarisationsapparate erweisen sich solche gepreßte 
Eisstücke als ein Konglomerat kleiner Eiskörner, eine Breccie, bei der 
die einzelnen Elemente ohne jede Kristallorientierung wirr durchein- 
ander liegen. Drückt man Eis durch eine mit einer AusflußöSnung 
versehene Form, so ist das die Form verlassende Eisstück von der 



28 



Erster Abschnitt. 



gleichen Beschaffenheit. Nor die Teile, welche zuerst aus der Form 
heraus kamen, zeigen Risse und Spältchen, das übrige Eis ist fest 
zusammenhängend; die beim Pressen entstandenen Fragmente sind 
miteinander reguliert, nachdem sie keinen Druck mehr auszuhalten 
hatten. Aber stellenweise zeigen sich Einschlüsse Yon Wasser — ein 
Beweis dafür, daß während des Fressens in der Form ein Gemisch von 
Eisstücken und Wasser vorhanden ist, in welchem der Druck sich in 
ähnlicher Weise ausbreiten muß, wie in einer Flüssigkeit. Sandkörner, 
welche dem Eise beigefügt werden, sinken, da sie von allen Seiten den 
gleichen Druck erfahren und weil das Eis in der Form nicht vollständig 
geschmolzen wird, nicht zu Boden, sondern werden mit der Eisschichte, 
mit der sie ursprünglich benachbart waren, durch die Ausflußöffnung 
hinaus gedrückt. Es liegt nahe, zu ermitteln, welche Beziehungen 
zwischen dem Druck und der durch ihn bewirkten Qaerschnittsänderung 
des Eises bestehen. Ich habe zu diesem Zwecke eine Versuchsreihe an- 
gestellt; dabei wurde das Eis aus einer zylindrischen Form von 30 mm 
Durchmesser durch seitliche Öffnungen von verschieden großen Quer- 
schnitten gepreßt. Die Größe des Druckes, bei welchem das Ausfließen 
des Eises eintrat, zeigte sich dabei unabhängig von dem ursprünglichen 
Eristallzustande des Eises, aber abhängig von der Temperatur und von 
der Größe der Quer Schnittsänderung. 

Für Eis von 0** waren notwendig bei 



Querschnitt 


Druck 


Querschnitts- 


der AusflußöfPnung 
min* 


etwa —^ 
cm* 


änderung 


._ 


500 


14 


: 1 Tammann 


78,5 


345 


9 


.iHeß 


113,0 


230 


6.3 


:l r, 


223,0 


100 


3,1 : 


:l « 


^— 


30 


1,67 


:l « 



Für die Ausflußöffnung von 113,0mm2 waren die Drucke bei 



3 bis —5« C 
—10« 



230 

250 
270 



kg 
cm* 

n 

n 



Es ergab sich also der notwendige Deformationsdruck um so 
größer, je größer die Querschnittsänderung ist und zwar angenähert 
proportional derselben und außerdem, wie es zu erwarten war, eine mit 
abnehmender Temperatur wachsende Druckkraft. 

Im Winter 1901/02 konnte ich diese Preßversache in etwas 
größerem Maßstabe fortsetzen. 



Physikalische Eigenschaften des Eises. 



29 



Ein auf eine Länge von 25 cm zylindrisches, 6 cm weites, oben und 
unten ofEenes Eisenrohr, das durch einen konischen Anschluß (2 cm lang) 
auf eine Weite yon 4,5 cm übergeführt ist , wurde unten yerschlossen, 
mit luftfreiem Wasser zum großen Teil gefüllt und dieses in einer 
Kältemischung zum Gefrieren gebracht. Ein eiserner Stempel, der im 
weiten Teile des Rohres, gut eingepaßt, beweglich ist, wurde mit Hilfe 
eines großen Hebels, an dessen langem Arme Gewichte bis zu STVs^g 
angehängt werden konnten, fest auf das Eis gedrückt, so daß dieses 
nach Entfernung des Eohrverschlusses aus dem weiten Rohr allmählich 
in das engere befördert und zum Ausfließen veranlaßt wurde. Da die 
Ausflußmenge der Strecke proportional ist, um welche der Stempel in 
das Rohr einsinkt, brauchte nur diese mit Hilfe yon Marken bestimmt 
zu werden. 

Der ganze Apparat war ziemlich primitiv eingerichtet; insbesondere 
war das Verhältnis der Hebelarme nicht unveränderlich, da ein großer 
Eisenbügel, der das Unterlagebrett des Preßrohres umfaßte und dem 
Hebebaum als Widerlager und Drehachse diente, während des Sinkens 
des Stempels seine Lage etwas änderte. Da aber für jede einzelne 
Beobachtung das Verhältnis der Hebelarme eigens bestimmt wurde, so 
haftet den im folgenden angegebenen Drucken wohl kaum ein Fehler 
von mehr als 1 Proz. an. 

Während der Pressungen war das Eisenrohr mit reinem Schnee 
umgeben, dessen Temperaturen abgelesen wurden. 

Beim ersten Versuch erhielt ich folgendes Ergebnis: 



Zeit 


Druck 


Einsenkung 
des StempelH 


Temp. 


17. 2. 02. 


kg 


sec 






cm* 


cm 


Grad 


56 _52i p 


83,2 


0,00356 





524 580 


47,3 


0,0310 





581 _ 586 


35,3 


0,00400 





586 — 541 


36,5 


0,00667 





541 — 546 


38,9 


0,0127 





547—54» 


48,6 


0,0433 





549 — 562 


50,8 


0,0556 





562— 566 


52,5 

1 


0,0655 






Die Ausflußgeschwindigkeit nimmt mit wachsendem Drucke sehr 
rasch zu. Die Gestalt der Kurve, welche die Drucke als Abszissen, die- 
Ausflußgeschwindigkeiten als Ordinaten hat, ist in Fig. 5 (a. f. S.) wieder 
gegeben. 



80 



Erster Abschnitt. 



«5» 0.7 
tee 



0,5 
0,4 
0,8 
0,2 
0.1 



Fig. 5. 

























/! 












/i 










/: 1 












j 


































/i 
























1 ' 1 

1 1 ! 












/ I 


, I 










F » . 


1 1 










f • ! 


1 1 








> 


M 


; 








X 












y\ 


i 


1 






^fä^r\ 


1 






^^^^^2 


wm ■* • 1 ; 


Li 


1 ! 



10 



20 



30 



40 



60 



60 



cmi 



Ansflußgescliwiiidigkeit des Eises bei yerschiedenen Drucken. 



Ein zweiter Yersuch, am 19. 2. 02, gab folgende Resultate: 



i 

1 


Druck 


Einsenkung 




Zeit 




des Stempels 


Temp. 




kg 


cm 






cm* 


sec 


Grad 


167—284 p 


45,4 


0,00009 


— 0,8 


286 — 312 


44,0 


0,00007 


— 0,8 


316 34S 


76,0 


0,000074 


— 0,6 


843-349 


82,5 


0,000380 


— 0,6 


359 486 


48,6 


0,000075 


— 0,6 


441 — 449 


66,7 


0,00165 


— 0,6 


468 468 


48,2 


0,00167 


— 0,6 


504 — 5U 


39,S 


0,00195 


— 0,6 


516— 524 


82,8 


000410 


— 0,6 


526—529 


48,0 


0,00505 


— 0,5 


580 p — 20.2. 7W a 


2,3 


0,000041 





76O a— 10«^ a 


2,3 


0,000060 






Diese Tabelle zeigt, daß, wenn das Fließen des Eises einmal durch 
hohen Druck eingeleitet ist, ein wesentlich geringerer Druck genügt, 
um die erzielte Ausflußgeschwindigkeit beizubehalten. Bei unyeränder- 
lichem Druck wächst also die Ausflußgeschwindigkeit mit der Zeit. 

Dies bestätigt ein dritter Versuch, dem die folgende Zahlenreihe 
zukommt: 



Physikaliflclie Eigenscliaften des Eües. 



31 





Druck 


Einsenkung 




Zeit 




des Stempels 


Temp. 




kg 


cm 






cm^ 


sec 


Grad 


980 a_i08 p 


28.6 








106 p — 110 p 


40,6 


0,000018 





110 180 


40,8 


0,000016 





188 217 


29,8 


0,000015 





218 — 2M 


41,2 


0,000222 





288 — 2M 


41,2 . 


0,000442 





268 — 308 


41,2 


0.000588 





30» 3M 


81,7 


0,000215 





361 — 401 


81,7 


0,000484 





408 — 404 


42,0 


0,00733 





408 — 400 

1 


42,0 

1 


0,00717 






Das Anwachsen der Ansflußgeschwindigkeit mit der Zeit entspricht 
ganz der starken Zunahme, welche die Deformation eines durch eine 
große Kraft gebogenen Eiskristalles mit der Dauer der Erafteinwirkung 
erfährt. W&hrend jedoch die bei der Deformation im Eiskristall auf- 
tretenden Umlagerungen nicht leicht zu verfolgen sind, kann an den 
Preßstücken sehr deutlich wahrgenommen werden, daß die durch den 
Gefrierprozeß erzeugten, radial gerichteten Eliskristalle während des 
Fressens zerbrechen und eine, aus kleinen Körnern bestehende Eisbreccie 
liefern. 

Komgröfie. Mit Hilfe des Mikroskopes konnten bei sechzigfacher 
Vergrößerung an dsn durch Pressen erhaltenen Eiskernen die Korn- 
grenzen sowohl in Dünnschüfien, als an der Oberfläche der zylindrischen 
Kerne recht deutlich beobachtet werden. Zur Beurteilung der Korn- 
größe wurde aus einer Anzahl gleichwertiger Beobachtungen ermittelt, 
wie Yiele Kömer im Gesichtsfelde des Mikroskopes gesehen werden 
konnten. AUe Auszählungen auf den Querschnitten der Zylinder er- 
gaben, daß die Kristallkömer der Randzone dieser Zylinder größer 
waren, als die der Kemzone. Auch fOr Längsschnitte fand sich das- 
selbe Resultat. Für eines der Preßstücke wurden auf 2,43 mm^ des 
Gesichtsfeldes durchschnittlich (10 Abzahlungen) gefunden: 



Bandzone 

Querschnitt 28 Körner 

Längsschnitt 21 „ 



Kemzone 
32 Kömer 
32 



80 daß sich die durchschnittliche Größe eines Kornes zu 0,029 mm' in 
der Randzone und zu 0,020 mm' in der Kernzone feststellen ließ. 

Dieses Preßstück wurde, nachdem es mehrere Stunden in einem 
Raum Yon 0® aufbewahrt war, mittels einer kleinen Spindelpresse durch 
eine Form, deren Ausflußöffnung in der Zylinderachse lag, hindurch- 



32 Erster Abschnitt. 

gedrückt, ao daß der DurclimeBser yon 12 auf 7 mm herabgesetzt, der 
Querschnitt also fast auf ein Drittel reduziert wurde. Dabei fand eine 
Yeränderung in der 6röJ3e der Körner statt; denn die darauffolgende 
Auszählung ergab für die Randzone durchschnittlich 0,053 mm^, für 
die Kernzone 0,046 mm' als Korngröße. Die Kömer sind also bei 
dem Umpressen größer geworden, sie sind ungefähr auf das Zweifache 
des ursprünglichen Volumens angewachsen. 

Die Körner der Kernzone sind immer noch kleiner, als die der 
Randzone, wenn auch der Unterschied nicht mehr so bedeutend ist, 
wie vorher. Die an der Wandung des Preßrohres liegenden Eiskömchen 
haben also offenbar während des Fressens mehr Gelegenheit, auf Kosten 
ihrer kleinen Nachbarn zu wachsen, als die der Achse zunächst liegenden. 
Eine besondere Orientierung der Kömer nach dem Pressen konnte auch 
hier nicht gefunden werden. Auch eine bevorzugte Ausdehnung der 
Kömer, welche auf eine Streckung schließen ließe, wie sie bei den 
Ferritkörnem des gezogenen Eisendrahtes beobachtet wurde, ist nicht 
festzustellen. Dabei soll allerdings erwähnt werden, daß die Deforma- 
tion der Eiszylinder ziemlich rasch erfolgte. Bei den späteren Ver- 
suchen mit dem 6 cm Durchmesser besitzenden Preßkeme erfolgten 
die Druckwirkungen teilweise sehr langsam. Dann war das Ausfloß- 
stück kompakt, ohne Risse und zeigte in einer zu seiner Achse senk- 
rechten Bruchfläche an der Peripherie einen Ring von festerem Zu- 
sammenhang, als ihn das Innere des Eiskemes besaß. Derselbe scheint 
mir die Zone abzugrenzen, in welcher während des Pressen s die stärksten 
Veränderungen im Gefüge der Eiskörner, yerbunden mit teilweiser 
Schmelzung, vorkamen. Sobald die Pressung mit großen Drucken rasch 
erfolgte, hatte das Ausflußstück viele Risse, deren Ebenen fast senkrecht 
zur Achse standen; der Ring war dann nicht vorhanden — ein Beweis, 
daß er mit der bereits oben erwähnten Schmelzung in ursächlichem 
Zusammenhange steht. Ein Unterschied in der Korngröße konnte bei 
diesen großen Ausflußstücken nicht festgestellt werden. Die Aus- 
zählungen ergaben für die Randzone die nämlichen Werte, wie für die 
Kernzone; aber auch bevorzugte Ausdehnungen der Körner waren nicht 
zu erkennen, ebensowenig wie bevorzugte Stellungen der Kristallachsen 
dieser Kristallbruchstücke hervortraten. 

Wird bei sehr niedrigen Temperaturen mit Drucken gearbeitet, 
welche weit unter dem zugehörigen Schmelzdrucke liegen und werden 
dann dem Eise sehr langsame Formänderungen von der Größenordnung, 
wie sie beim Ziehen von Metalldrähten mit geringer Zugfestigkeit 
üblich sind, gegeben, so mag vielleicht auch die Deformation der 
Körner derjenigen der ganzen Eismasse parallel gehen; gerade so wie 
die Ferritkömer beim Drahtziehen ihre Streckung bei Temperaturen 
erfahren, welche weit unter dem Schmelzpunkte liegen, während bei 
höheren Temperaturen (Ausglühen bei 960°) auch die Kömer im Drahte 
zusammenschmelzen, also wie beim Eis durch Umkristallisation ein 



Pliyiikalische Eigenschaften des Eises. 33 

Waobstam erfahren. Sehr onwahrschemlich ist dies nicht; denn nach 
Yersnchen über die AusflaBgeschwindigkeit des Eises, wie sie yon 
6. Tammann ausgeführt wurden, ist bei niedrigen Temperaturen die 
Zunahme der Ausflußgeschwindigkeit mit dem Druck viel langsamer, 
als bei 0^. Die Kurren, welche nach Tammanns Versuchen den Zn- 
sammenhang zwischen Ausflußgeschwindigkeit und Druck geben, be- 
sitzen im ganzen dieselbe Form, wie die Fig. 5 für 0^ dargestellte. Mit 
Annäherung an 0^ ftndert sich bei gleichem Druck die Ausflußgeschwin- 
digkeit sehr bedeutend. Das Eis erweicht und obwohl es ein kristalli- 
nischer Körper ist, yerhält es sich ähnlich, wie Wachs; es ist, wie 
Tammann sich ausdrückt, „zum Fließen wie geschaffen^. 



HeS, Di« Oletaoher. 



Zweiter Abschnitt. 



Klima der Gletschergebiete. 



SoxmenstrahluiLg. Klima der Hochgebirge: Änderung des Luftdruckes, der 
Temperatur, der Feuchtigkeit und Niederschlagsmenge mit der Höhe, Schnee- 
grenze, Klima der Schneeregion. Klima der Polargegenden: Temperatur, 
Niederschlag, Luftdruck und Winde. Klimaschwankungen. 



Die Bildung der Gletscher ist von der Ansammlung reichlicher 
Schneemengen abhängig. Soweit also die klimatischen Verhältnisse 
maßgebend sind, mQssen dieselben durch genügend tiefe Temperaturen 
und große Niederschlagsmengen charakterisiert sein. Solche Be- 
dingungen sind in der Nähe der Pole sowie in größerer Höhe auch in 
anderen Breiten erfüllt. Wir werden demgemäß zunächst einen kurzen 
Überblick über die klimatischen Verhältnisse der Höhenregionen und 
der Polargebiete geben, um einen Teil der Existenzbedingungen der 
Oletscher kennen zu lernen. 

Sonnenstrahlung. Die klimatischen Verhältnisse an der Erd- 
oberfläche sind in erster Linie von der Intensität der Sonnenstrahlung 
abhängig. Sie werden jedoch durch die Verteilung yon Wasser und 
Land, durch die verschiedenartige Erhebung des letzteren, sowie durch 
die Beschaffenheit der Atmosphäre stark beeinflußt. Sieht man von 
diesen, besondere Verschiedenheiten des Klimas verursachenden Fak- 
toren ab und betrachtet man nur die Veränderungen, welche die Inten- 
sität der Sonnenstrahlung an den einzelnen Punkten der Erdoberfläche 
wegen der Kugelgestalt und der Bewegung der Erde erfährt, so gelangt 
man zu einer Beurteilung des „solaren Klimas^. Unter dieser Voraus- 
setzung berechnete Meech die relativen Strahlungsstärken, welche pro 
Jahr auf die einzelnen Punkte eines Breitengrades treffen. Er setzt 
die auf den Äquator treffende Strahlung = 365,24 und die übrigen 
Zahlen geben dann „T hermalt age^ an. 



Breite 

20° 
SO"» 
40» 



Thermaitage 

S65.2 
360,2 I 
345,2 
321,0 
288,5 



Breite 

50» 
60® 
70» 
80« 
90° 



Thermaitage 

249,7 
207,8 
173,0 
156,6 
151,6 



KJima der Gletschergebiete. 35 

Der Pol erhfilt also nur 41^/2 Proa. der Energie zugeatrahlt, die 
dem Äquator zukommt. Wäre die Schiefe der Ekliptik nicht Yorhanden, 
so erhielte der Pol gar keine Strahlung. (Wenn die EkUptikschiefe 
den Maximalwert Yon 24^^ 50,5' erreicht, so fallen auf den Pol 160,0, 
auf den Äquator 363,5 Thermaltage.) 

Es ist eine wichtige Aufgabe der Physiker, den wirklichen Betrag 
der zugestrahlten Energie in absolutem Maße zu bestimmen. Ffir die 
Strahlengattungen , welche meßbare W&rmewirkungen hervorbringen, 
ist dieselbe der Hauptsache nach gelöst. Natürlich mußte bei diesen 
Messungen der Einfluß der Atmosphäre berücksichtigt werden, welche 
einen großen Teil der zugestrahlten Wärme zu absorbieren vermag. 
Nach den neuesten Messungen S. P. Langleys, der mit großer Sorgfalt 
arbeitete, kann angenommen werden, daß ein Quadrat Zentimeter, der 
an der Grenze der Atmosphäre senkrecht zur Richtung der Sonnen- 
strahlen steht, pro Minute rnnd drei Grammkalorien erhält. Das 
Strahlenbündel, welches die Erdoberfläche trifft, würde derselben (ohne 
Atmosphäre) während eines Jahres 2011 . lO^^Chrammkalorien zusenden; 
diese Wärmemenge würde ausreichen, um eine Eisschicht von 53,8m 
Dicke zu schmelzen. 

Die Atmosphäre läßt jedoch nicht die ganze Energiemenge durch; 
bei ganz klarer Luft, reinem blauen Himmel erreichen 71 Proz. der 
roten, 64 Proz. der hellsten gelben und 40 Proz. der violetten Strahlen 
die Erdoberfläche. Es gehen durchschnittlich fast 50 Proz. verloren. 
Die ultravioletten Strahlen werden in 3100m Höhe (Sonnblick) zu 60 
Proz., in 1600m Höhe (Kolm Saigurn) zu 70 Proz., in 90m Höhe 
(Wolfenbüttel) zu 83 Proz. absorbiert, wie vergleichende Messungen von 
Elster und G eitel gezeigt haben. Die ultraroten Strahlen dagegen, 
welche große Wellenlängen besitzen, werden nach Langleys neuesten 
bolometrischen Untersuchungen, die sich bis zur. Wellenlänge yon 5,3 ft 
erstrecken, nur teilweise in der Atmosphäre vernichtet; der weitaus 
größte Teil erreicht die untere Grenze derselben. Strahlen von 
noch größerer Wellenlänge scheinen aber wieder stark absorbiert zu 
werden. 

Ältere wie neue Versuche lehren übereinstimmend, daß die Atmo- 
sphäre in den unteren, dichten Schichten weit stärker absorbiert, eis 
in den oberen; insbesondere aber hat sich ergeben, daß die der Luft 
beigemengten Bestandteile, Wasserdampf und Kohlensäure, an denen 
die untersten Luftschichten besonders reich sind, die Hauptursache der 
Absorption sind. Je dicker die von der Strahlung durchsetzte Luft- 
schicht ist, um so größer wird der Verlust; daher nimmt die Intensität 
der Strahlung am Erdboden rascher als der Sinus des Einfallswinkels 
ab; denn bei niedrigem Sonnenstande ist die zu passierende Luftschicht 
viel dicker als bei hohem. 

Änderung des Luftdruckes mit der Höhe. In größerer Höhe 
über dem Erdboden nimmt der Luftdruck ab. Die Änderung ist ziem- 
st 



36 



Zweiter Absclinitt. 



lieh regelmäßig und kann, wenn die mittlere Temperatur bekannt ist, 
ziemlich genau berechnet werden. Sie ist bei niedriger Temperatur 
geringer als bei hoher. Folgende kleine Tabelle gibt eine Übersicht 
der Luftdruckabnahme. 



Seehöhe 


Temperatur 
0« -j-10® +20® 
Mittlerer Luftdruck 


Höhenänderung 

pro mm 
Druckdüferenz 


m 


mm 


mm 


mm 


m 





762 


762 


762 


10,5 


1000 


671 


675 


678 


11,8 


2000 


590 


596 


601 


13,4 


3000 


517 


525 


532 


15,1 


4000 


452 


461 


470 


17,2 


5000 


894 


404 


415 


19,6 


6000 


843 


353 


864 


22,5 



Der niedrige Luftdruck hochgelegener Gebirgsgegenden übt auf 
den Organismus des Menschen erschlafEende Wirkungen aus, die wohl 
hauptsächlich dem durch gesteigerte Atemtätigkeit verursachten Arbeits- 
aufwand zuzuschreiben sind (Bergkrankheit). 

Die unregelmäßigen Schwankungen des Luftdruckes nehmen mit 
der Höhe ab; die jahreszeitUcheD Schwankungen aber sind oben größer 
als unten. Wegen der Temperaturänderung der Luftschichten wird 
der Winter in der Höhe den niedrigsten, der Sommer den höchsten 
Luftdruck veranlassen. Das ist gerade das Gegenteil von dem, was 
in den unteren Niveaus beobachtet wird. 





Höhe 
m 


Luftdruck: 




Ort 


Winter 
mm 


Sommer 
mm 


Schwankung 
mm 


• 

St. Bernhard 

Theodulpaß 

Pikes Peak 


2480 
8833 
4308 


559,7 
501,6 
444,3 


568,5 
512,0 
459,2 


8,8 
10,4 
14,9 



Änderung der Temperatur mit der Höhe. Die Wärmemenge, 
welche die Sonne der Erde zustrahlt, wird in der Luft zum Teil ab- 
sorbiert, und zwar um so stärker. Je dichter die Atmosphäre ist. Es 
müssen also die der Erdoberfläche benachbarten dichteren Luftschichten 
eine höhere Temperatur erhalten als die oberen dünnen. Die Sonnen- 
strahlung, welche den Erdboden trifft, wird diesen erwärmen; seine 
Temperatur wird wesentlich höher als die der umgebenden Luft, weil 



Klima der Gletschergebiete. 37 

er als dunkler Körper viel stärker absorbiert. Die Erwärmung kon- 
zentriert sich in den obersten Schichten des Bodens und dieser wird, 
da er einen Teil seiner Wärme der ihn berührenden Luft mitteilt, zu 
einer kräftigen Wärmequelle für letztere. 

Die Temperatur der Luft muß also von unten nach oben ab- 
nehmen; aber in der freien Atmosphäre muß die Abnahme größer sein 
als in gleicher Höhe einer Gebirgsgegend, weil dort die Erwärmung 
Yom Boden her nicht so weit nachwirken kann. 

Während der Nacht tritt Ausstrahlung ein; die Erdoberfläche 
sendet dunkle Strahlen yon großer Wellenlänge durch die Atmosphäre 
in den Weltraum. Aber diese Strahlung wird in der Luft viel stärker 
absorbiert als die helle SonnenstrahluDg, welche tags über in entgegen- 
gesetzter Richtung kam. 

Die Atmosphäre läßt daher mehr Wärme yon der Sonne zur Erd- 
oberfläche, als Yon dieser in den Weltraum gelangen; sie begünstigt 
eine Aufspeicherung der Wärme in der Nähe des Bodens, welche in den 
unteren trüben und dichten Luftschichten größer ist als in den dünnen, 
reinen Schichten, die in größerer Höhe lagern. 

So gestaltet sich ein Temperaturunterschied der Luft, welche im 
Hochgebirge dem Boden benachbart ist, gegenüber der im Flachlande; 
denn wenn auch die yon der Sonne direkt bestrahlten Berggipfel bei 
Tage und bei reiner Luft sehr stark erwärmt werden, so kühlen sie 
sich wegen der intensiven Ausstrahlung in der Nacht um so stärker wieder 
ab, und die dünne Luft kann auch yon der dunkeln Strahlung im 
gleichen Maße weniger festhalten als von der Energie der Strahlen 
von kurzer Wellenlänge. 

Die am Erdboden erwärmte Luft steigt in die Höhe; sie führt also 
den oberen Luftschichten Wärme zu. Jedoch muß sie sich dabei selbst 
abkühlen, da sie wegen der Druckabnabme ein größeres Volumen ein- 
zunehmen strebt. Theoretisch wäre die Abnahme der Temperatur auf- 
steigender Luft rund 1® bei Erhebung um 100 m. Es kann also die 
Erwärmung der Luft über dem Erdboden nicht bis zu beliebig großen 
Höhen über demselben fortschreiten, und die Temperatur yerhältnisse 
der Atmosphäre werden, yon einer gewissen Höhe an hauptsächlich 
durch die Absorption der einstrahlenden Sonnenenergie bestimmt. 
Kalte Luft, welche sich in den hohen Schichten findet, würde beim 
Herabsinken um Je 100 m um 1^ erwärmt. Solange also nicht besondere 
Bewegungen im Luftmeere auftreten, wird eine Kälteinvasion aus der 
Höhe nicht bis an die Erdoberfläche reichen. 

In Wirklichkeit erfolgt die Temperatur abnähme mit der Höhe yiel 
langsamer, als es dem auf theoretischem Wege ermittelten Werte ent- 
spricht 

H. B. deSaussure hat die ersten genaueren Beobachtungen über 
das Maß der Temperaturabnahme mit der Höhe ausgeführt. Er war 
1788 auf dem 3405 m hohen Col du geant während 14 Tagen mit 



88 



Zweiter Abschnitt. 



phyBikalischen MesBungen beschäftigt. Aus gleichzeitigen Beobachtungen 
in Genf und Ghamonix ergab sich als mittlere Temperaturänderung 
für 100 m Höhenunterschied der Betrag von 0,63® C. 

Seitdem sind zahlreiche ähnliche Bestimmungen ausgeführt worden, 
welche für die verschiedenen Gebirgsländer der Erde die Abnahme der 
Temperatur mit der Höhe angeben. Für eine Reihe yon Fällen konnte 
J. Hann aus den Jahresmitteln benachbarter, aber yerschieden hoch 
gelegener meteorologischer Stationen die Mittelwerte der Temperatur- 
änderung bestimmen. £r fand für 10 tropische Gebirgsländer 0,56® 
(Extreme 0,51 und 0,65), für 17 außertropische 0,57® (Extreme 0,45 im 
Kaukasus und 0,75 in Kalifornien) Abnahme pro 100 m Erhebung. 

Die Temperaturabnahme mit der Höhe ist also für die tropischen 
Gebirge im Mittel dieselbe wie für die außertropischen bis zu 60® 
nördl. Br., und obwohl die DifEerenzen der Einzelwerte für letztere 
zwischen ziemlich weiten Grenzen schwanken, ergibt sich keine Be- 
ziehung zwischen der Temperaturabnahme mit der Höhe und der geo- 
graphischen Breite. 

Von Einfluß ist die Exposition. Auf der Nordhalbkugel ist die 
Wärmeabnahme für die Südseite der Gebirge größer als für die Nord- 
seite; sie beträgt für die Schweizer Alpen nach Hirsch 0,69® auf der 
Südseite , 0,55® auf der Nordseite ; in den Ostalpen 0,60® auf der Süd- 
seite, 0,51® auf der Nordseite; Erzgebirge Nordseite 0,55®, Südseite 
0,63®. Herzegowina (Bjelaänica) Nordseite 0,58®, Südseite 0,73®. Für 
die allgemeinen kontinentalen Landerhebungen dürfte die Wärme- 
abnahme mit der Höhe näher an 0,4® als an 0,5® liegen. 

Übrigens zeigt diese Größe eine jährliche Penode, welche aus der 
folgenden Tabelle klar ersichtlich ist. 



Winter 


Frühling 


Sommer 


Herbst 


0,43 • 


0,67* 


0,69 • 


0,51« 


0,43 


0,67 


0,68 


0,58 


0,45 


0,67 


0,73 


0,52 


0,34 


0,60 


'0,62 


0,57 


0,50 


0,66 


0,67 


0,57 


0,26 


0,57 


0,58 


0,42 


0,46 


0,72 


0,63 


0,50 


0,69 


0,79 


0,78 


0,66 



Jahr 



Harz 

Erzgebirge 

Schweiz 

Ostalpen, Nordseite . . . 

, Südseite . . . 

Kärnten 

Herzegowina, Kordostseite 
n Südwestseite 



0,58« 

0,59 

0,58 

0,51 
0,60 
0,46 

0,58 
0,73 



Die Schwankungen sind auf der Nordostseite viel bedeutender als 
auf der Südwestseite, von welcher die feuchten "Winde kommen. 

Aus 40iährigen Beobachtungsreihen von 360 Stationen ermittelte 
F. Augustin folgende Zahlen für die vertikale Temperaturabnahme 
pro 100m in den Sudetenländern: 



Klima der Gletschergabiete. 



39 



Erzgebirge, Nordseite 

Südseite 

Biesengebirge, Nordseite 

„ Südseite 

Sudeten, Nordseite 

„ Südseite 

Böhmerwald . • 

Böhmisch-österreichisches Bergland 
Böhmisch-mährisches Ber gland . . 

Mittel 



Jahr 



Maximum 



Minimum 



0,54® 

0,58 

0,58 

0,61 

0,57 

0,57 

0,55 

0,51 

0,64 



Mai 0,64<> 

n 0,73 

» 0,70 

» 0,78 

„ 0,69 

Juni 0,64 

Mai 0,70 

n 0,67 

• 0,72 . 



Jan. 0,48* 
« 0,85 
0,41 
0,36 
0,38 
0,30 
0,81 
0,32 
0,54 



n 
n 
n 
n 



0,57* 



0,70' 



0,38« 



Die Paßstationen des Kaukasus, welche rund 2000m hoch liegen, 
zeigen im Winter eine Wärmeabnahme von 0,30^ im April von 0,57® 
pro 100 m. 

Für die Gipfelstationen Ben Nevis, Sonnblick und Pikes Peak, 
"welche mit den benachbarten Stationen an den Berghängen verglichen 
wurden, ergeben sich folgende Jahreszeitenmittel aus den lokal nicht 
beeinflußten Werten: Winter 0,58o, Frühling O,?!®, Sommer 0,70«, 
Herbst 0,61®. Die jahreszeitliche Schwankung erscheint also für diese 
freiliegenden Stationen geringer. 

Die geringe Änderung der Temperatur mit der Höhe, welche an 
anderen Stellen für die Winterzeit beobachtet wurde, hat ihren Haupt- 
grund in der lokalen Erkaltung der Täler. 

Die Temperaturabnahme mit der Höhe ist in den Gebirgen auch 
Von der Bewölkung abhängig. Sie ist bei heiterem Wetter kleiner als 
bei trübem und beträgt im Jahresmittel 0,32® bzw. 0,62® pro 100 m. 

Von 240 Ballonaufstiegen, die 1898, 1899 und 1900 stattfanden, 
konnte L. Teisserenc de Bort die Mitteltemperaturen mitteilen, 
welche in bis 5 bzw. 5 bis 10 km über dem Boden herrschen. Aus 
seinen Angaben leitete J. Hann als Werte der Tempelratur- 
Änderung mit der Höhe in der freien Atmosphäre die folgen- 
den ab: 





Winter 


Frühling 


Sommer 


Herbst 


Jahr 


Boden bis 5000 m . . . 
bOOO bis 10000 m . . . 


0,42 • 
0,65 


0,46« 
0,66 


0,48 • 
0,72 


0,40* 
0,70 


0,68 i 

/ 0« 



Zwischen und 5 000 m ist also die Wärmeabnahme in der freien 
Atmosphäre wesenüiöh geringer, als sie in den Gebirgen gefunden 
wurde. Die Ursache liegt nach Hann wahrscheinlich darin, daß diese 



40 



Zweiter Abschnitt.; 



Zahlen den frühen Morgenstunden, also der kleinsten Wftrmeabnahme 
nach oben entsprechen und deshalb Minimalwerte darstellen. 

Eine weitere Zusammenstellung des Temperaturgradienten in der 
freien Atmosphäre gibt H. Hergesell nach den Ergebnissen der Ber- 
liner wissenschaftlichen Luftfahrten. Danach ist die mittlere Tem- 
peraturabnahme pro 100m zwischen: 



bis 1km 
0,50 • 



1 bis 2 km 
0,50' 



2 bis 3 km 
0,54 • 



3 bis 4 km 
0,53« 



4 bis 5 km 
0,64* 



5 bis 6 km 
0,69« 



6 bis 7 km 
0,66 • 



Berücksichtigt man die Erwärmung der Luft durch den Boden, so 
erklärt sich die verhältnismäi^ig geringe Temperaturabnahme in den 
unteren Schichten. Im großen und ganzen gehen die Zahlen, welche 
für die freie Atmosphäre gefunden wurden, denen yon den Gebirgs- 
Stationen parallel und zeigen, daß die Temperaturabnahme in Wirk- 
lichkeit bedeutend kleiner ist, als die Theorie verlangt. Es tritt zu der 
Erwärmung der Luft durch die absorbierte Sonnenstrahlung eben noch 
eine andere Wärmequelle, welche die oberen Luftschichten auf höherer 
Temperatur erhält: die Kondensation des Wasserdampfes bei auf- 
steigender Luftbewegung. Sobald diese eintritt, findet Wärmeentwicke- 
lung statt, und deshalb wird sich aufsteigende feuchte Luft wesentlich 
(fast dreimal) langsamer abkühlen als trockene. 

Übrigens existiert in Höhen über 8000 m eine Schicht in der 
Atmosphäre, in welcher die Temperatur eine sehr geringe Abnahme 
erfährt; ja es wurden in dieser auf mehrere Kilometer Dicke zu be- 
messenden Schicht selbst Zunahmen der Temperatur registriert. Dies 
Ergebnis liefern sowohl die Ballonaufstiege, welche L. Teisserenc 
de Bort veranlaßte, bei denen mehr als 70 „Ballons sondes" eine Höhe 
Yon 14 km erreichten, als auch die gelegentlich der internationalen 
Ballonfahrten vor allem in Berlin aufgelassenen Ballons, von denen 
mehrere schon bis zu 18000 und mehr Meter hoch kamen. 

Ein Auszug aus L. Teisserenc de Borts Tabelle gibt als: 



Barometer- 


Maximum 


Minimum 


11,9 km 


10,8 km 


IM , 


1 

9,6 . 


8,3 , 


7,9 . 


0,91 <> 


0,90« 



Höhe der isothermen Zone 

Höhe der Zone mit Temperatarabnahme unter 
0,4« pro 100 m 

Höhe der Zone des Maximums der Wärme- 
abnahme 

Temi>eraturabnahme daselbst (pro 100 m) ... 

Während also die Temperaturabnahme pro 100 m Höhe yom Erd- 
boden aus bis zur Höhe von etwa 8 km beständig wächst und dort fast 



Klima der Oletschergebiete. 41 

den für adiabatiscbe Zustandsänderung nach der Theorie verlangten 
Wert erreicht, findet von hier an eine Verminderung dieser Abnahme 
bis auf 0^ statt. Bis zur Höhe von 8 km herab macht sich demnach 
der Einfluß einer Konvektionsströmung geltend, über deren Verlauf 
gegen die Pole hin bisher noch nichts bekannt ist. 

Die Temperatursohwankungen nehmen mit der Höhe ebenfalls ab. 
So beträgt die mittlere tägliche Wärmeschwankung im Juli und August 

in Chamonix bei 1035 m Höhe 14,2® 

auf dem St. Bernhard „ 2470 „ „ 4,4 

„ den Orands Mulets , 3010 , „ 4,9 

„ dem Montblanc „ 4 810 „ „ 3,5 

Ein ähnliches Ergebnis liefern die Beobachtungen von Elagenfurt, 
dem Hochobir und dem Sonnblick. 



Tägliche S 


»chwankung. 




1 


Klagenfart 
450 m 


Obir 
2140m 


Sonnblick 
3100 m 


Zugspitze 
2964 m 


Winter 

Frühling 

Sommer 

Herbst 

Jahr 


5.5« 

9,1 

9,6 

5,7 

7,5 


0,9® 

2.0 

3,5 

1,4 

1,8 


1.1' 

2,4 

2,2 

1,5 

1,7 


6.1 • 
4,5 

4,1 
4.7 
4,8 



Wie die tägliche, so ist auch die jährliche Amplitude der Tem- 
peratur um so geringer, je höher der Beobachtungsort liegt: 



1 

1 


Täler 


Hochtäler 


Gipfel 


Höhe 

Amplitade 


400 m 
21,9® 


1 900 m 
18,2® 


2400 m 
15,5® 



Der tägliche Gang der Temperatur ist sehr verschiedenartig für 
die einzelnen Orte eines Gebirges und durch Exposition, je nachdem 
der Sonnenschein während der Morgen- und Abendstunden verkürzt 
wird, dann aber durch lokale Winde stark beeinflußt. 

Die Temperaturverhältnisse der Hochgebirgsregion (in den Alpen) 
nähern sich in Bezug auf Veränderlichkeit denen der Küstengebiete. 
Die Schwankungen sind kleiner als in tief gelegenen Orten des Binnen- 
landes. Die Beobachtungen auf der Zugspitze, die sich allerdings erst 
auf ein Jahr erstrecken, zeigen dagegen eine weit größere Schwan- 
kung; es ist dies wohl auf die Lage am Rande des Gebirges zurück- 
zuführen. 



42 Zweiter Absohnitt. 

In den Hochländern der Kontinente jedoch, die weit ab von den 
Küsten liegen, sind die Temperaturschwankungen auch noch recht 
bedeutend. So fand Przewalszkij im nördlichen Tibet selbst im 
Dezember noch eine t&gliche Schwankung von 17,S^ und Sewerzows 
Beobachtungen auf dem Pamirplateau (3000 bis 4000 m) ergaben für 
August und September eine tagliche Amplitude von 25®. Diese be- 
deutenden Schwankungen, welche auch in ähnlichem Betrage für die 
Hochtäler der nordamerikanischen Plateaus westlich von St. Louis 
gefunden wurden, sind durch die günstigen Yerhältnisse der Wärme- 
zustrahlung und der nächtlichen Wärmeausstrahlung bedingt. 

Änderung der Luftfeuchtigkeit, Bewölkung und Nieder- 
schlagsmenge« Bei bestimmter Temperatur kann die Luft nur eine 
bestimmte Menge Wasserdampf enthalten, solange der Druck unver- 
änderlich ist. Sinkt die Temperatur, so nimmt die Dampf menge rasch 
ab. Sinkt der Druck, so kommt wegen der Yolumvergrößerung auf 
die Raumeinheit ein kleineres Dampfquantum als zuvor. 

Da mit zunehmender Höhe sowohl Luftdruck als Temperatur ab- 
nehmen, so muß der Wasserdampfgehalt der oberen Luftschichten 
wesentlich kleiner sein, als der der unteren. 

Ist also das Gleichgewicht in der Atmosphäre gestört und wird 
feuchte Luft gegen einen Gebirgskamm getrieben, so muß dieselbe beim 
Aufsteigen sich abkühlen; die Temperaturemiedrigung kann leicht 
einen derartigen Betrag erreichen, daß Kondensation eintritt und eine 
reichliche Ausscheidung von Niederschlägen erfolgt. 

Der Gebirgskamm wird, wenn er genügend hoch ist, von einer 
wasserdampf armen Luftmenge überschritten, welche nun auf der Lee- 
seite herabsinkt, sich dabei erwärmt und als trockener, in hohem Maße 
durchsichtiger Luftstrom (Föhn) talaus zieht. 

Hinreichend hohe Gebirge haben also in Gegenden mit vor- 
herrschend feuchten Winden, die gegen die Flanke des Gebirgszuges 
wehen, großen Einfluß auf die Scheidung feuchter und trockener Land- 
striche, die in relativ gennger Entfernung voneinander liegen. 

Wenn aber die Windrichtung häufig wechselt, so sind auch die 
Feuchtigkeitsverhältnisse in größeren Gebirgstälern sehr veränderlich. 
Volle Sättigung der Luft mit Wasserdampf, Bildung von dichten 
Nebeln werden rasch durch große Trockenheit abgelöst, welche auf eine 
absteigende Luftbewegung oder auf Windstille zurückzuführen ist. Die 
Schwankungen im Feuchtigkeitsgehalte sind daher auch auf den 
Bergen, besonders auf isolierten Gipfeln allenthalben groß gefunden 
worden. 

Der Winter ist auf den mitteleuropäischen hohen Bergen die 
trockenste und heiterste Jahreszeit; Frühling und Sommer sind feucht 
und trüb. Es ist der Jährliche Gang der Feuchtigkeit gerade um- 
gekehrt wie in den Niederungen, wo im Winter eine feuchte Luftbank 
in geringer Höhe über dem Boden bleibt oder auf demselben unmittel- 



Klima der Gletschergebiete. 



43 



bar aufruht, während diese feuchte, wolkenreiche Luftschicht im 
Sommer in bedeutende Höbe aufsteigt. 

Bei klarem Wetter ist die Luft in den Hochgebirgen ungemein 
trocken, insbesondere über den ausgedehnten Schneeflächen. Wegen 
des geringen Druckes findet in der trockenen Luft die Verdunstung 
sehr rasch statt; die Haut des Touristen wird trocken und spröde, weil 
der Schweiß verdunstet, und das Durstgefühl wird wegen der ge- 
steigerten Transspiration erhöht. 

Die Schwankungen des Wasserdampfgehaltes der Luft auf den 
Bergen drücken sich natürlich sehr deutlich durch die Veränderung der 
Bewölkung und diese wenigstens für die Tageszeit durch die Schwan- 
kungen der Sonnenscheindauer aus. 

Die Beobachtungen am Sonnblick und Obir ergeben überein- 
stimmend , daß die Sonnenscheindauer im Winter einen weit größeren 
Bruchteil der kurzen Tageszeit ausmacht als im Sommer von der län- 
geren. Im Winter ist die Häufigkeit des Sonnenscheins von 11 bis 
1 Uhr mittags am größten; gegen den Sommer hin verschiebt sich die 
Zeit größter Häufigkeit des Sonnenscheins auf 8 bis 9 Uhr vormittags, 
während um die Mittagsstunden selbst die Bewölkung rasch zunimmt. 

Änderung des Niederschlages mit der Höhe. Mit der 
Annäherung an die Gebirge nimmt die Niederschlagsmenge zu. Dafür 
gibt Blanford folgendes Beispiel aus Indien (Cherrapandschi). 



Ort 




8ilhet 



Entfernung vomFuDe des KhiMna- 

gebirges 

Begenmenge 



1 ■ 161 
191 



96 
281 



49 
274 



32 km 
380 cm 



Die vier Orte liegen in einer Seehöhe von etwa 20 m. Es macht 
sich also die kondensierende Wirkung, welche das Gebirge auf die 
Luftfeuchtigkeit ausübt, schon auf größere Entfernungen geltend. Ähn- 
liche A^erhältnisse herrschen in der Nähe des Kamerungebirges. 

Aus den oben schon angeführten Gründen ist die den vorherr- 
schenden Winden zugekehrte Seite der Gebirge die „nasse Seite ^. 
Folgende Beispiele mögen als Belege dafür dienen. 



Jährlicher Regenfall: 

WestküBte Norwegen! 100 bis 190 cm 

Inneres Norwegen 50 „ 60 „ 

Westseite von Bcbottland 120 „ 300 „ 

Ostseite Schottlands 60 „ 80 „ 

Westseite yön Nenseeland (BüdlDsel). . . über 250 „ 

Ostseite von Neuseeland 60 „ 80 „ 

NeusüdwMles, Küste 124 „ 188 „ 



44 



Zweiter Abschnitt. 



Inneres Neusüdwales . . . 
Insel Manritius, Ostseite . 
„ „ Westseite 

Hawaii-Inseln, Kordostseite 



SO cm 
360 . 

71 . 
400 « 



400 „ 500 „ 
100 , 



„ Westseite 140 bis 89 „ 

Burma, Westküste von Hinterindien . . 
Irawadital (hinter den Arakan Hills) . . 

Im Innern der Gebirge nimmt die Niederschlagsmenge wieder ab. 
Für das Inntal ergeben sieb folgende Regenmengen: 
Rosenheim 138 cm Zernetz 59 cm 



Innsbruck 
Land eck . 
Bemüs 



87 
57 
57 



Beyers 
Sils . 



79 „ 
95 . 



Im anschließenden Bergell hat Castasegna 145 cm. 

Das rings von hoben Bergen eingeschlossene untere Engadin gebort 
zu den trockensten Gebieten der Alpen. Der Regen kommt im Inntal 
sowohl von unten her, als über den niedrigen Malojapaß und wird in 
der Mitte der großen Innfurche am schwächsten. 

Ganz äbnlicbe Verhältnisse zeigt das Rhonetal. Vom Genfer See 
bis gegen Brig hin nimmt die iährliche Niederschlagsmenge ab. Um 
Sieders liegt die trockenste Gegend der ganzen Schweiz. Von bier an 
bis hinauf nacb Oberwald zeigt sich eine Zunahme der Niederschläge, 
welche der Hauptsache nach auf das allgemein beobachtete Steigen 
der Niederschläge mit wachsender Höhe zurückzuführen ist. 



Nied 


erscblagsmengen von 1900: 






1 

Brig 


Fiesch 


Beckingen 


Oberwald 


mm 1 

Seehöhe in m . . . . 


589 
660 


889 
1071 


1037 
1330 


1143 
1371 



Weitere Beispiele für Zunahme der Niederschläge mit der Höbe geben : 



Niederschläge 



Seehöhe 



Für die Schweiz: St. Bemhai'd . . 

„ „ p Martigny-Ville . . 

, „ „ Säntis 

n n n Ebnat 

„ das Sonnblickgebiet: Bauris . . 

Bacheben . 
Sonnblick . 

die Herzegowina: Mostar . . . 
„ „ Sarajewo . . 

„ „ Bjelasnica . . 



9 
9 



1 608 mm 

878 
2425 
1650 

992 
1307 
1618 



n 
n 
» 



II 
II 
» 



163 cm 
287 , 




> 1900 



1899 



1902 



2067 



Klima der GletsGhergebiete. 45 

Moatar liegt noch ziemlich nahe der adriatischen Küste, von 
welcher aus die südlichen, feuchten Winde in das Land wehen. Sara- 
jewo liegt auf der Ostseite des Gebirgszuges, von dem die Luft bereits 
mit geringem Feuchtigkeitsgehalte herabfällt. 

In den Kyickiockfjellen (schwed. Lappland) fand A. Hamberg 
vom 1. September 1899 bis 1. September 1900 folgende Niederschlags- 
mengen : 

Beehöhe 1530 m Niederschlag 3000 mm 

1050 „ , 900 , 

336 „ „ 750 „ 

Für die deutschen Mittelgebirge ergibt sich folgende Tabelle: 



Seehöhe . 
Begenfall 



100—200 
58 



200—300 
65 



300—400 
70 



400—500 
78 



500—700 
85 



700—1 000 m 
100 mm 



Ganz ähnlich sind die Yerhältnisse für Böhmen. 

Eine Karte der Niederschlags Verteilung in Ungarn, welche Oskar 
Raum entwarf, sieht einer Höhenschichtenkarte des Landes ziemlich 
ähnlich. Die Linien gleicher Regenfallhöhe schmiegen sich der Kon- 
figuration des Bodens an. Im Alföld, der großen ungarischen Tief- 
ebene, beträgt die jährliche Regenmenge 500 bis 600 mm, während sie 
in den Karpathen und den transsylvanischen Alpen bis über 1600 
bzw. 1400 mm ansteigt. 

Mit Überschreitung der Kammhöhe nimmt die Regenmenge wieder 
ab; dafür gibt J. Hann das folgende Beispiel aus der Gegend des 
Arlberges: 



Bladenz . . 
Klösterle . . 
Stuben . . 
Bt Ohrirtoph 
St. Anton . 
Landeck . . 



Seehöhe 



590 m 
1060 , 
1410 , 
1800 . 
1300 , 

800 , 



Begenmenge 



120 cm 
138 
173 
182 

83 

57 



n 
n 

»• 

B 



Dasselbe zeigt sich sehr deutlich in R. Billwillers Karte der 
Regenverteilung in der Schweiz (1864 bis 1893). 

Erreicht die Höhe eine gewisse Größe, so nimmt die Menge des 
Niederschlages wieder ab. Aus den Beobachtungen vieler Schweizer 
Stationen, die einen Zeitraum von teilweise 30 Jahren umfassen, 
bestimmte R. Billwiller die Höhe der Zone des maximalen Nieder- 
schlages am Nordabhange der Alpen zu etwas über 2000 m (Säntis 
2Ö04m hegt darüber); am Südabhange liegt sie höher. Dort ist auch 



46 Zweiter Abuchnitt. 

wegen des steileren Abfalles und wegen der feuchten, vom Mittelmeer 
her wehenden Winde der Betrag der Niederschläge größer. J. Hann 
nimmt für die gesamten Alpen die Höhenlage der Zone maximaler 
Niederschläge zu „wenig über 2000 m" an. In den Ostalpen fehlen 
bislang Beobachtungsreihen, aus denen über Lage und Wanderung 
dieser Zone zuverlässige Schlüsse gezogen werden könnten. 

J. Yallots Beobachtungen im Montblancgebiet ergaben, daß die 
Schneeschichten, welche alljährlich anfallen, im Laufe von 15 Jahren 
in eine 15m dicke Schicht kömigen Elises vom spezifischen Gewicht 
0,6 (Mittel) umgewandelt werden. Daraus schätzt Vallot die Höhe 
des Niederschlages auf dem Montblancgipfel zu 0,6 bis 1,0 m pro Jahr. 
Beim Hospiz auf dem Großen St. Bernhard (2471m) werden jährlich 
1,30 m Niederschlag (Mittel) gemessen. 

Die Zone maximalen Niederschlages existiert besonders ausgeprägt 
in den Tropen. Sie liegt in den westlichen Ghats (Ostindien) bei etwa 
1400 m, auf Java bei etwa 1000 m; im nordwestlichen Himalaja zur 
Zeit der Monsunregen bei 1270 m. 

In Zentralasien wurden von Sewerzow Beobachtungen angestellt, 
aus denen die Hebung, welche die Wolken- und Regenregion vom 
Winter zum Sommer erfährt, ersichtlich ist. Die Zone der Winter- 
Bchneewolken befindet sich hier in der Höhenlage der Tannenwälder 
(2 500 bis 3000 m). In tieferen Lagen fehlen die Wälder wegen der 
geringen Feuchtigkeit. Die höheren Regionen erhalten wenig Winter- 
schnee, aber ausgiebige Sommerregen, die den Graswuchs derart be- 
günstigen, daß gute, während des ganzen Jahres benutzte Weideplätze 
bestehen, die fast ganz schneefrei sind. Wood fand am Pamirplateau 
in der Höhe 4880 m Winterlager der Kirgisen. Das Hochland war 
schneefrei, während der Weg dahin durch tiefen Schnee führte. Auch 
Sven Hedin fand in der Höhe von 4356m am östlichen Ausgange 
des Arka tag solche Winterlager und ausgedehnte Weideplätze mit 
Süßwassertümpeln. 

Es ist höchst wahrscheinlich, daß die Zone maximaler Nieder- 
schläge auch in gemäßigten Breiten mit weniger ausgeprägtem Kon- 
tinentalklima ähnlichen Schwankungen der Höhenlage unterworfen ist. 
Vielleicht steht auch hier (in den Alpen etwa) die Baumgrenze mit 
diesen Schwankungen in direktem Zusammenhange. Wenigstens kommt 
E. Imhof , der die Waldgrenze in der Schweiz näher untersuchte, zu 
einem Ergebnis, das er in folgenden Satz zusammenfaßt: 

„Die Waldgrenze liegt in derjenigen Höhe, von der an aufwärts 
einerseits die Wärmeverhältnisse der Luft und des Bodens ihm auch 
im Sommer nicht mehr genügen, andererseits die trockenen Winter- 
winde zu häufig und zu heftig werden." 

Infolge der großen Boden wärme, welche die gesteigerte Insolation 
in großer Höhe verursacht, heben sich auch die Vegetationsgrenzen, so 
daß in den Gebieten größter Massenerhebung auch die Waldgrenze 



Klima der Gletschergebiete. 



47 



höher liegt, als in benachbarten, geringere Höhen erreichenden Gebieten. 
Da aber die Vegetation nicht allein von der Temperatur, sondern auch 
von der Feuchtigkeit abh&ngt, so ist es wahrscheinlich, daß in ähn- 
licher Weise, wie in den Yoralpen (Säntisgebiet) die Baumgrenze um 



Fig. 6. 



Sonnblick 



Bucheben 



etwa 400 m unter der 
Zone des maximalen 
Niederschlages bleibt, 
letztere auch in den 
höchsten Erhebungen, 
im Monterosagebiet und 
in Graubünden , um 
einen ähnlichen Betrag 
höher Hegt als die Wald- 
und Baumgrenze. Damit 
wäre allerdings nur die 
Höhenlage der Mazimal- 
zone des Niederschlages 
zu etwa 2600 bis 2700 
(Graubünden) bzw. 2 700 
bis 2800 (Wallis) im 
Jahresmittel ungefähr 
anzugeben. Über die 
Hebungen und Sen- 
kungen, die sie erfährt, 
läßt sich mangels ge- 
nügenden Beobachtungs- 
materiales bisher nichts 
aussagen. 

Seit 1897 bzw. 1898 
werden in Rauris und 
Bucheben korrespon- 
dierende Beobachtungen 
mit der Station auf dem 
Sonnblick durchgeführt. 
Zeigen sich auch im all- 
gemeinen die Verhält- 
nisse so, wie sie oben 
für die jährlichen Nieder- 
schlagsmengen pro 1899 Niederschlagsmengen im Sonnblickgebiet. 

angegeben wurden, so sind doch mehrmals in der Zeit des Hochsommers 
die monatlichen Nieder Schlagssummen in Bucheben und sogar in Rauris 
größer als auf dem Sonnblick. 

Die Fig. 6 zeigt die Schwankungen der an den drei benachbarten 
Stationen gemessenen Beträge. Das Maximum der Niederschläge ver- 
schiebt sich, je weiter man nach oben steigt, mehr gegen das Frühjahr, 




^ 



,^^ Rauris 



VI VII Vili IX 



XI XH I Monate 



48 



Zweiter Abschnitt. 



während das mittlere Minimum in die Monate Oktober und November 
fällt. Länger fortgesetzte Beobachtungsreihen geben hier aber mög- 
licherweise noch andere Resultate , so daß wir dem bisherigen Ergebnis 
noch keinen besonderen Grad der Sicherheit beimessen können und 
auch auf die Schwankungen der Zone maximalen Niederschlages keinen 
weiteren Schluß ziehen wollen. 

Über dem Mittel sind die Niederschlagsbeträge : 

auf dem Sonnblick (3106 m) . . . von Mitte Februar bis Mitte Juli 

in Bucheben (1200 m) „ „ April n « Juli 

in Raurifl (912 m) „ „ April „ „ Ju]i 

Schnee« Bei niedriger Temperatur erfolgt die Kondensation des 
Wasserdampfes in der Luft derart, daß er sofort in den festen Aggregat- 
zustand übergeht und als Schnee auf den Boden gelangt. Gelegent- 
liche Schneefälle gibt es in geringer Meereshöhe in ganz Südeuropa, in 
Nordafrika und Kleinasien. In den Ebenen im inneren Südamerika 
kommen Schneefälle bis gegen den Wendekreis vor. 

Verbindet man alle Punkte untereinander, welche zu einer be- 
stimmten Zeit an der Grenze schneefreien und schneebedeckten Gebietes 
liegen, so erhält man die temporäre Schneegrenze. Die Lage der- 
selben ist natürlich mit der Jahreszeit verschieden; im Winter liegt sie 
tief, im Sommer hoch. Der Wanderung dieser temporären Schnee- 
decke in den Alpen haben mehrere Forscher ihre Aufmerksamkeit 
gewidmet. 

Denzler hat für die Nordostschweiz und das Säntisgebiet folgende 
Daten über das Sinken derselben im Spätjahr und das Ansteigen im 
Sommer (aus einer 30 jährigen Beobachtungsreihe) gewonnen: 



Höhe der temporären Schneegrenze in Meter. 







< 


3 


g 


•1^ 


• 

P 
< 


Sept 


Okt. 


o 


• 

N 


1—10 


690 


810 


1220 


1750 


2340 


? 


? 


1980 


1190 


820 


11—20 


730 


900 


1250 


1930 


? 


? 


* 


1730 


1000 


740 


20—80 


730 


1020 


1470 


2060 


? 


? 


2030 


1510 


870 


? 



Mitte März und Mitte Dezember liegt die temporäre Schneegrenze 
gleich tief. Im Juli und August erreicht sie ihren höchsten Stand und 
geht häufig über den Gipfel des Säntis empor. Noch Ende Oktober 
liegt sie höher als im Mai, entsprechend dem späten Frühlingsbeginn 
und dem langen Nachsommer im Hochgebirge. 

Die Ergebnisse einer lÖ jährigen Beobachtungsreihe, die A. von 
Kerner im Inntal bei Innsbruck anstellte, veranschaulicht Fig. 7. 

Die Zahl der Schneetage wächst natürlich mit der Höhe, und 
Kerner findet für die Dauer der Schneedecke: 



Klima der Gletschergebiete. 



49 



Höhe in m . 
Tage .... 



600 


800 


1000 


1200 


1400 


1600 


1800 


2000 


2200 


86 


102 


122 


134 


168 


194 


214 


231 


253 



2400 
285 



Die Zunahme der Dauer der Schneedecke ist nicht ganz regel- 
mäßig; im Mittel beträgt sie etwa 11 Tage für 100 m Höhe. 

Fig.. 7. 



m 



80OO 






































































1 






















J 


f^ 










4f\/\^ 














Z7 


\ 








9000 














/j< 


\ 






















77 


\ 


\ 






















// 


\ 


i\ 




















; 


7 




\\ 








OR/\^\ 












/ 


/ 




\\ 








^0\J\J 












/; 






\\ 




















// 






w 




















// 






v\ 


















// 






\S 






9f\f\n 










// 






\ 


\ 






ScvvU 










/y 








\ 


\ 
















// 








1 


\ 














A 


/7 










w 














/ 


/ 










\\ 






1HOO 








i 


1 










\\ 














// 












u 














// 












\i 










/ 












\ 


V 










// 












\ 


\ 




lOAn 






// 
















A 




t\j\m 






W 
















\\ 










/ 
















\\ 






^ 


' J 


f 
















^ 


i 


y 


.... , 
















\ 


^> 
























^ 



SQdexposüion 
Nordexposition 



Jan. Febr. März April Mal Juni Juii Aug. Sept. Okt. Nov. Dez. Jan. 
Schwankung der temporären Schneegrenze im Inntal. 

Die Lufttemperatur an der temporären Schneegrenze ist nach 
J. Hann unter 47 ^ nördl. Br. 



1 


März 


1 

< 




Juni 


Ha 


Aug. 


Qu 
OQ 


O 


• 

> 


1 


®C ....... 1 


2,3 


6,7 


6,7 


7,3 


6,2 


4,0 


3,8 


2,9 


0,4 


0,3 


Höhe in km . . 


0,71 


1,02 


1,44 


1,92 


2,48 


2,86 


2,56 


1,80 


1,00 


0,70 



Heß, Die Gletscher. 



60 



Zweiter Absohnitt. 



Die Isotherme von 0^ verläuft also nicht an der Schneegrenze, 
sondern meistens höher. Ihre Schwankungen in der freien Atmosphäre 
kann man n«ch L. Teisserenc de Bort in folgender TaheUe geben: 







• 

1 


1 


1 


'3 


Ha 


=3 


1 


Sept. 


O 




• 


0" . . . km 
—20* ... km 


1,8 
5,1 


1,4 
4,8 


1,5 
4,7 


2,3 
5,5 


2,1 
5,5 


3,2 
6,6 


3,3 
6,8 


3,5 
6,9 


3,4 
6,7 


2,7 
6,4 


2.0 
5,5 

1 


1,5 
5,3 



Man sieht aus beiden Zahlenreihen, dal) die Höhe, in welcher die 
Schneedecke dauernd ist, die klimatische Schneegrenze nicht so 
definiert werden kann, wie Bouguer, A. v. Humboldt, L. v. Buch 
und andere glaubten, daß man sie als die Frostgrenze oder die Höhe der 
mittleren Jahrestemperatur von 0^ oder als diejenige Höhe ansehen kann, 
in welcher die mittlere Sommertemperatur den Gefrierpunkt erreicht. 

Außer der Temperatur spielt für die Erhaltung der Schneedecke 
auch die Menge des Wintemiederschlages eine hervorragende Bolle. 
Sie liegt (auf der Nordhalbkugel) auf den nach Norden exponierten 
Hängen höher als auf den nach Süden gerichteten; Windver wehungen, 
schattige Schluchten oder durch benachbarte hohe Gebirgskämme vor 
der Sonnenstrahlung geschützte ausgedehntere Gebiete bewirken 
wenigstens in der gemäßigten und kalten Zone stellenweise ein 
tieferes Herabgehen der dauernden Schneedecke. Vielerorts erhalten 
sich vereinzelte Schneeilecke in tiefen Lagen durch das ganze Jahr. 
Man hat also auch die orographische Begünstigung bei der Be- 
urteilung der Schneegrenzhöhe mit zu berücksichtigen, worauf zuerst 
F. Ratzel aufmerksam machte. 

Die klimatische Schneegrenze definieren wir nach £. Bichter 
als die Verbindungslinie aller der Punkte, in denen auf horizontaler, 
nicht beschatteter Fläche die Schneedecke während des Sommers eben 
noch zum Schmelzen gebracht werden kann. Sie hat natürlich ,,theore- 
tischen" Charakter und wird im allgemeinen nicht unmittelbar zu 
beobachten sein. 

Was wir im Hochgebirge sehen können, das ist: 

1. Die untere Grenze der Fimfleckenregion, Batzels orogra- 
phische Firngrenze. 

2. Die untere Grenze der zusammenhängenden, dauernden Schnee- 
und Eismassen, also da von den weit ins Tal herabreichenden Gletscher- 
enden dabei abzusehen ist, jene Linie, bis zu welcher im Sommer die 
^temporäre Schneegrenze" zurückweicht; das wäre wohl die wirkliche 
Schneegrenze. 

Je einfacher der Gebirgsbau, je mehr die einselnen Flächen, auf 
denen Schneeansammlung erfolgt, sich der Ebene und dem Kegel- 
mantel nähern, um so mehr müssen orographische und wirkliche Schnee- 



Klima der Gletschergebiete. 51 

grenze zusammenrücken. Die beiden Linien entfernen sieb dagegen 
nm so weiter voneinander, je steiler und zerrissener der Gebirgsbau 
ist ; sie rücken dann beide tiefer berab, denn es wäcbst mit der Schroff- 
beit der Gehänge die orographisobe Begünstigung. Die klimatiscbe 
Schneegrenze wird wohl zwischen den oben in 1. und 2. angegebenen 
Linien verlaufen. 

Da in den einzelnen Jahren die klimatischen Verhältnisse ziemlicb 
bedeutende Änderungen erfahren, so ist einleuchtend, daß die Höhe 
der Schneegrenze in derselben Gebirgsgegend sich von Jahr zu Jahr 
verscbiebt. Sind nun auch diese Verschiebungen wahrscheinlich nicht 
sehr groß, so genügen sie im Verein mit den durch orographische 
Begünstigung gescbafEenen Verhältnissen doch, um zu erklären, daß die 
Angaben über die Höhe der Schneegrenze in seltener besuchten Gebieten 
von verschiedenen Beisenden ganz beträchtliche Unterschiede auf- 
weisen. Zudem müßten für vollständig befriedigende Vergleiche die 
Beobachtungen über die Höhe der Schneegrenze überall zu der Zeit der 
höchsten Lage derselben vorgenommen werden. Neuerdings versucht 
man in der Schweiz ausgedehnte Beobachtungen über die Veränderungen 
in der Höhe der Schneegrenze, welche von Jahr zu Jahr eintreten, an- 
zustellen. In anderen Gebirgsländern sind derartige Untersuchungen 
noch nicht begonnen. 

Klima der Schneeregion. Erst über der klimatischen Schnee-, 
grenze können sich die Gebilde entwickeln, deren näherer Betrachtung 
dieses Buch gewidmet ist. Es geht aus dem bisher angeführten Mate- 
rial hervor, daß wir über die klimatischen Verhältnisse der Hoch- 
gebirgsregionen nur dürftige Kenntnisse besitzen. Je höher die uns 
besonders interessierende Schicht liegt, um so ärmlicher sind die nach 
Maß und Zahl angebbaren Erfahrungen, über die wir verfügen. Das 
hat seinen Hauptgrund in den großen Schwierigkeiten, welche sich 
dauernden, regelmäßig ausgeführten Beobachtungen in diesen Gegenden 
durch die örtlichen Verhältnisse entgegensetzen. So fehlen uns fast 
vollständig die genaueren Kenntnisse über die Niederschlagsmengen, 
die in den Gletscherregionen alljährlich anfallen. Nur am Rhone- 
gletscher und an einem nordischen Gletscher (Suotasjökul) sind bisher 
die Niederschlagsmengen wirklich gemessen worden. 

Am Rhonegletscher werden seit 1897 im „roten Profil", Seehöhe 
etwa 2530 m, mit Hilfe einer großen, nach oben offenen wasserdichten 
Kiste die Niederschläge aufgefangen. Eine gleich große Kiste steht 
unter gleichen Bedingungen in Oberwald, und die Messungen mit der- 
selben können mit denen des Regenmessers der dortigen meteorologi- 
schen Station verglichen werden. Man hat dadurch, wenn auch kein 
genaues, so doch ein annäherndes Maß für die Größe der Verdunstung 
und gewinnt einen Reduktionsfaktor, welcher erlaubt, die auf dem 
Rhonegletscher gemessene Niederschlagsmenge mit der von Nachbar- 
Stationen zu vergleichen. Die I^rgebnisse sind: 

4* 



52 Zweiter Abschnitt. 

Niederschlagsmenge 



Gletscher Oberwald 

13. Nov. 1897 bis 23. Jon! 1898 . . . 1485 nun (Wasser)! 



'} 



23. Juni 1898 „ 25. Okt. 1898 ... 495 , 1 mm 

23. Juni 1898 , 22. Juni 1899 ... 1812 „ , 1 185 „ 

22. Juni 1899 „ 20. Juni 1900 ... 1 687 , , — „ 

Die Schneegrenze liegt hier bei 2730 m, so daß der Aufstellungs- 
ort der Kiste etwa in die Zone maximalen Niederschlages oder nur 
wenig darüber fällt. 

Sonstige Messungen der Niederschlagsmengen in eigentlichen 
Grletschergebieten liegen aus den Alpen, die vom Sonnblick ausgenom- 
men, nicht vor. Dagegen sind Schätzungen vorhanden, welche einigen 
Grad von Sicherheit besitzen. Yallots Beobachtungen über die Dicke 
der Fimkoppe des Montblancgipfels ergeben eine Niederschlagshöhe 
von 0,6 bis 0,1 m (Wasser) in der Höhe von 4 800 m. Aus den Ab- 
schmelzungs- und Bewegungsmessungen am Hintereisgletscher konnten 
Blümcke und ich auf eine mittlere jährliche Niederschlagssumme von 
1 m im Fimfeld (3 000 m mittlere Höhe) schließen , während in Vent 
(1 892 m) die entsprechende Zahl 0,7 m als Mittel mehrerer Jahre ergibt. 

Es zeigt sich im großen und ganzen, daß die Zunahme des Nieder- 
schlages vom Tal an aufwärts anfänglich rasch, späterhin immer lang- 
samer erfolgt, und es ist höchst wahrscheinlich, daß nicht nur am 
Rande der Alpen eine Zone maximalen Niederschlages existiert, sondern 
auch in deren höchsten Erhebungen. Allermindestens darf man aus 
dem bis jetzt vorliegenden Beobachtungsmateriale schließen, daß in der 
eigentlichen Gletscherregion die Zunahme der Niederschläge, wenn ja 
eine solche vorhanden ist, keineswegs proportional der Höhe, sondern 
wesentHch langsamer stattfindet. Aber was in großen Höhen an Nieder- 
schlägen anfällt, ist fast ausschließlich Schnee und bleibt lange Zeit in 
diesen Höhen Hegen; selbst wenn es im Sommer zeitweise regnet, so 
wird der Wärmeüberschuß des Wassers bald an die obersten Schnee- 
lagen der Gletscheroberflächen abgegeben sein und der Regen trägt 
auch nur zu einer Substanzmehrung derselben bei. Je höher wir im 
Nährgebiete eines Gletschers emporsteigen, um so geringer werden wir 
die Wahrscheinlichkeit finden, daß von den im Laufe des Jahres fallen- 
den Niederschlagsmengen ein Teil als flüssiges Wasser rasch zu Tale 
kommt. 

Klima der Polarregionen. Vollständiges Fehlen der Sonnen- 
strahlung während eines großen Teiles des Jahres, fast ununterbrochene 
Strahlung während des anderen Teiles, das sind die für das Klima der 
Polargegenden bestimmenden Faktoren. Ist auch die Insolation wäh- 
rend des Sommers ununterbrochen, so bewirkt sie doch nur eine mäßige 
Steigerung der Bodentemperatur auf horizontalen Flächen. Geneigte, 
gegen die Sonne exponierte Flächen erhalten jedoch ausgiebige Be- 
strahlung und die Folge davon ist, daß sich an solchen in der wärmeren 



Klima der Gletschergebiete. 



53 



Jahreszeit eine ziemlich üppige Vegetation entwickelt, welche den hori- 
zontalen Ebenen, den Tundren, in denen sich über gefrorenem Boden 
Schmelzwassersümpfe ausdehnen, fast ganz fehlt. Die zuffestrahlte 
Wärme dringt nur bis zu ganz geringer Tiefe in den Boden ein, so daß 
in Kola schon 5 cm unter der je nach der Bodenart und Neigung 
bis zu 15 bis 30^ erwärmten Oberfläche Eisboden angetroffen wird. 
In der Umgebung dunkler Körper schmilzt der Schnee bereits, wenn 
die Lufttemperatur noch — 31 bis — 3S^ beträgt, wenn die Bestrah- 
lung günstig ist. 

Die Polargebiete haben wegen der geringen Bestrahlung die 
niedrigsten Temperaturen auf der ganzen Erde. Nicht nur die Winter- 
kälte erreicht sehr hohe Werte, auch die Sommertemperaturen bleiben 
wegen des kleinen Winkels, unter dem die Strahlung einfällt, tief und 
werden am Nordpol zu etwas unter dem Gefrierpunkte (im Mittel) ver- 
mutet. Während des Winters bestehen in Ostsibirien, auf Grönland 
und in Grinnelland Temperaturen, welche bis zu — 50^ Monatsmittel 
geben. Nansen traf bei seiner Schneeschuhfahrt über das grönlän- 
dische Inlandeis Nachttemperaturen von — 34^ sogar im Sommer, 
allerdings in einer Meereshöhe von 2 300 m. 

Im Eismeere sind die Temperaturen höher. Während der Trift des 
^Fram^ (September 1893 bis August 1896, wobei das Schiff zwischen 
80 X Sb^ nördl. Br. blieb) wurden folgende Monatsmittel gewonnen: 



§ 

Ha 


1 


1 


< 


s 


1 


g 
»^ 


1 


• 


o 


> 


■ 


—35,5 


— 35,7 


—30,3 


—22,7 


-11,0 


-1,8 


+ 0.1 


—0,8 


—6,6 


—20,8 


—28,6 


—82,8 



Dabei kamen jedoch in den Wintermonaten mehrfach Tages- 
perioden vor, in denen die Temperatur unter — 40 <^ bHeb. 

Das ozeanische Nordpolargebiet hat eine geringere Jahresschwan- 
kung der Temperatur (namentlich im Bereich des europäischen Eis- 
meeres, wo sich die Wirkung der warmen Wasser des Golfstromes noch 
geltend macht) als das kontinentale. Die größte Jahresschwankung (64^) 
wird im Polargebiete in Ostasien bei Werchojansk beobachtet. 

Der Temperaturgang während des Jahres zeigt einige Ähnlichkeit 
mit dem der Höhenregion der gemäßigten Zone. Der Herbst ist 
wärmer als das Frühjahr, in welchem der März häufig noch die niedrig- 
sten Temperaturen bringt. 

Die regelmäßige tägUche Wärmeschwankimg ist gering. Sie be- 
trägt im Mittel von fünf Orten (nahezu Meeresniveau) im Mai 5,4, im 
Januar 0,6, fürs Jahr 2,7<>. 

J. Hann bezeichnet die Gleichmäßigkeit der Temperatur im 
Sommer als einen Hauptcharakterzug des polaren Klimas. 

Die allgemein niedrige Jahrestemperatur führt natürlich zur Bil- 



54 Zweiter Absobnitt. 

düng bedeutender Eismengen im Meere. Nach Nansens Messungen 
darf man als durchsobnittliche Dicke der alljährlich entstehenden Eis- 
schicht 2 m annehmen. 

Trotz der zahllosen Eiskristalle , welche vor allem während des 
Sommers die Luft erftillen, ist diese sehr trocken. Im Winter ist diese 
Armut an Wasserdampf noch größer, obgleich der Wind den feinen 
trockenen Schnee yom Boden hebt und durch die Luft treibt, so daß 
diese wie mit Eisnebel erfüllt ist. 

Diesen Verhältnissen entspricht auch die geringe Niederschlags- 
menge, welche an mehreren Stellen im Nordpolargebiete gemessen und 
vor allem für die Winterzeit sehr niedrig gefunden wurde. 

In Beykjayik auf Island beträgt die jährliche Niederschlagsmenge 
75cm; weiter landeinwärts zu Stikkisholm 62 cm. 

Auf Jan Mayen ermittelte die österreichische Polarexpedition, 
welche Tom August 1882 bis Juli 1883 dort überwinterte, 486mm 
Niederschlag, wovon im September und Oktober allein 270mm fielen. 
Die schwedische Expedition, welche 1883/84 auf Spitzbergen blieb, 
fand 19 cm Niederschlag, wovon ebenfalls im Berbst der größte Teil 
fiel. Im polaren Asien, an der Lenamündung, wurden September 1882 
bis JuH 1884 nur etwa 10 cm ]ährhche Niederschlagsmenge bestimmt 
(russische Expedition). 

Ebenso gilt für das arktische Nordamerika und Nordgrönland, daß 
die Niederschläge in geringer Menge fallen und vor allem im Winter 
minimal sind. Zu Fort Rae, wo 1882/83 eine englische Expedition 
beobachtete, war die Niederschlagsmenge 178mm, davon 64mm im 
Sommer, 65 mm im Herbst. An der Nord Westküste von Alaska fand 
P. Barrow die mittlere Niederschlagsmenge von 1881 bis 1883 zu 
211mm; Juli bis Oktober 126 mm, Dezember bis März 28 mm. Im 
Cumberlandsund ermittelte die deutsche Expedition 1882/83 fürs 
Jahr 298 mm (Frühling 46, Sommer 174, Herbst 43, Winter 35 mm). 

Auch in Westgrönland fällt die größte Niederschlagsmenge im 
Spätsommer; die kleinste im April und Januar. März zeigt eine Stei- 
gerung. Nach Norden zu nimmt dieselbe rasch ab und beträgt in 
Ivigtut 1241, Godhaab 654, Jakobshavn 217, Upemivik 214 mm. 

E V. Drygalski fand 108 mm Jahresniederschlag im Karjakfjord. 

Es sind also sehr niedrige Beträge des Niederschlages, welche an 
den im Meeresniveau g^egenen Stationen des nordpolaren Gebietes 
bisher verzeichnet wurden. Ob auch hier eine Region größeren Nieder- 
schlages in höheren Regionen existiert, wissen wir nicht. Bambergs 
Messungen in Kvickjockfjällen lassen es wohl vermuten, ebenso wie die 
mächtige Gletscherentwickelung auf Spitzbergen und Grönland darauf 
hinweist. Fr. Nansens Durchquerung des Inlandeises gibt dafür 
einen weiteren Beleg (vergl. Abschn. 4, Grönl. Binneneis). Während 
dieser Reise wurde jedoch eine deutliche Abnahme der absoluten Feuchtig- 
keit mit der Höhe, wenigstens auf der Ostseite der großen Eiswüste, 



Klima der Gletschergebiete. 



55 



beobachtet. Die relative Feuchtigkeit war allerdings in den großen Höhen 
(bis zn 2700 m) noch 90 Proz. und darüber. Es scheint also, als ob die 
hauptsächlichste Kondensation des Wasserdampfes, der sich in d^i nach 
Norden treibenden Luftschichten befindet, schon mit Annäherung an did 
kalte Zone eintritt und diese in der Hinsicht wie ein Gebirge wirkt. 

Über die Temperatur* und Niederschlagsverhältnisse im Südpolar- 
gebiete sind wir bisher nur wenig unterrichtet. Doch steht fest, daß 
dort noch niedrigere Wärmegrade herrschen als im hohen Xorden, daß 
die Schwankungen der Temperatur, der ausgedehnten Wasserbedeckung 
entsprechend, noch geringer sind als dort, und daß auch die Sommer- 
temperaturen schon recht tief liegen (in 64 ^/^^ südL Br. — 5^ als 
Mittel für Dezember und März). 

Niederschlagsmengen wurden in diesem Gebiete bisher nicht ge- 
messen. Man schließt nur aus der Menge des von den Gletschern 
stammenden Eises auf ihren Betrag und aus der Analogie mit Grön- 
land auf größere Sommer- als Wintemiederscbläge. Aus den spärlichen, 
hauptsächlich von James Roß stammenden Beobachtungen über den 
Feuchtigkeitsgehalt der Luft wird vermutet, daß auch hier eine Abnahme 
der Niederschlagsmenge mit der Annäherung an den Pol stattfindet. 

Erst seit kurzer Zeit sind wir im Besitze der Beobachtungsergeb- 
nisse, welche die Südpolarexpedition, die unter E. Borchgrevinks 
Leitung auf Kap Adare, der Nordostspitze von Yiktorialand, in 71^ 18' 
südl. Br. überwinterte, in der Zeit vom Februar 1899 bis Februar 1900 
gesammelt hat. Sie und die Beobachtungen Henrik Arctowskis an 
Bord der „Belgica«, die unter 700 5' südl. Br. 1898,99 im Eise über- 
winterte, bestätigen die tiefen Temperaturen, welche allgemein für diese 
Gegend vermutet wurden. In einer geschützten Position, etwa 35 km 
vom Mount Erebus entfernt, verweilte 1901 bis 1903 die englische 
Südpolarexpedition in der hohen südlichen Breite von 77<^ 49' unter 
166^ östl. L. Die Temperaturbesümmungen ergaben. hier als absolutes 
Minimum — 45,8^ 2 km vom Schiff gleichzeitig — 52,2^ 

Die Mittel temperaturen, wie sie für die drei Stationen gefunden 
werden, enthält folgende Zusammenstellung, in welcher die ent- 
sprechenden Zahlen von Beobachtungen im hohen Norden ebenfalls 
ADgegoben sind. 






a 


B 

S 



GQ 


Herbst 


-11,1 — 1,5 


- 9,1 


-17,0 — 0.8 


—13,4 


—14,0 — 1,2 


—11,2 


-14,9-8,0 


—23,4 


- +6,50 


— 


—14,4 


-2,0 


—25,0 



Jabr 



70*5' «ndl. Br., 85*95' westl. L. im Eise . —16,8 

71*5' Büdl. Br., 170*10' westl. L. Kap Adare —24,0 

Mittel für etwa 71* südl. Br [-20,4 

77*49' südl. Br. 166* östl. L |-25,4 

Dagegen in 71* nördl. Br ;— 27* 

Und in 80 bis 85* nördl. Br -33,9 



■ 9,6 
13,8 
-11,7 
■17,8 
■11* 
-18,7 



56 Zweiter Abschnitt. 

Die Schwankungen der Temperatur sind also auf der Nordhalbkugel 
größer als auf der südlichen, welche durch ihr ozeanisches Klima aus- 
gezeichnet ist. Die Sommertemperatur bleibt wesentlich niedriger als 
in den arktischen Gebieten, in denen sich die Erwärmung der Luft 
über den Landoberflächen geltend macht. 

Die Luftdruckverhältnisse kommen für eine Beurteilung des 
polaren Klimas für uns nur soweit in Betracht, als sie die Witterungs- 
Yorgänge bestimmen , welche auf die Existenz der Gletscher von Ein- 
fluß sind. Durch die allgemeine Zirkulationsströmung der Atmosphäre 
und durch die Erdrotation wird um jeden Pol ein Luftwirbel erzeugt, 
in welchem die Luft von West nach Ost kreist. Daraus ergibt sich 
eine Abnahme des Luftdruckes gegen die Pole hin, welche jedoch nur 
auf der südlichen Halbkugel so beobachtet wurde, wie es die zuerst von 
Ferrel aufgestellte Theorie verlangt. Dort wehen während des Sommers 
in höheren Breiten unter allen Meridianen beständig heftige Westwinde. 
Durch die internationalen Wolkenbeobachtungen und L. Teissereuc 
de Borts Registrierballons ist die Existenz des polaren Luft wirbeis, 
wie H. Hildebrandson soeben ausführt, auch für die Nordhalbkugel 
nachgewiesen. Die untersten Schichten der Luft bewegen sich bei der 
Wirbelbewegung gegen das Zentrum, während die obersten Schichten 
(über 10000 m Höhe) sich davon entfernen. 

Die Luftdruckmessungen auf Kap Adare ergaben, daß der mittlere 
Barometerstand im Winter niedriger ist als im Sommer. Dies ent- 
spricht dem Seeklima und beweist, daß die antarktische Antizyklone 
nicht im stände ist, den Einfluß des Polarwirbels auf den Luftdruck 
zu unterdrücken. Übrigens waren Südost- und Ostsüdost -Winde mit 
sehr trockener Luft (40 bis 50 Proz. feucht) während des Winters sehr 
häufig und stark. Daraus ist auf das Vorhandensein eines ausgedehnten, 
von Eis überdeckten Südpolarfestlandes zu schließen, in welchem der 
kälteste Punkt dier Erdoberfläche liegt. 

Im Nordpolargebiete greift der Polarwirbel nur auf den gleich- 
förmigen Flächen des arktischen Amerika bis an die Erdoberfläche 
herab. Dort vereinigt sich ein Kältepol mit der Lage eines barometri- 
schen Minimums. Im arktischen Asien verhindern die orographischen 
Verhältnisse den günstigen Abfluß der Luft zum Pol. Es bildet sich 
ein Gebiet hohen Luftdruckes aus, das über das Beeringsmeer durch 
einen Sattel höheren Druckes mit dem Hochdruckgebiete im westlichen 
Nordamerika zusammenhängt. 

Dieser Sattel, Supans arktische Windscheide, trennt zwei Zyklone 
Windsysteme; im europäischen und asiatischen Eismeere entsprechen 
die vorherrschenden Winde der Lage dieser Windscheide, welche vom 
Dezember bis zum März sich von den Nordküsten Asiens und Amerikas 
gegen den Pol hin verschiebt. Die warmen Wasser des Golfstromes 
werden durch meist westliche (bis südliche) Winde weit in das Polar- 
bassin hineingetrieben, während die am Südraude des Rückens hohen 



Klima der Gletschergebiete. 57 

Druckes entstehenden Winde die rückkehrende Eisdrift erzeugen, welche 
den „Fram^ von den Neusibirischen Inseln gegen Grönland beförderte. 
Diese Eisdrift und mit ihr die nördlichen trockenen Winde sind wäh- 
rend des Winters am stärksten, im Sommer und Herbst unregelmäßig 
und schwach. Daher die geringen Wintemiederschläge. 

Lage der Schneegrenze. Es ist klar, daß in den polaren Gebieten 
die klimatische Schneegrenze wesentlich tiefer liegen muß, als in niedri- 
geren Breiten. Man glaubte auch lange Zeit, daß sie daselbst bis zum 
Meeresniveau herabsinken würde. Bisher ist jedoch auf der Nordhalb- 
kugel kein Punkt gefunden worden, wo dies tatsächlich eintritt. Selbst 
auf Franz-Josefsland, 82^ nördl. Br., liegt sie noch etwa 50 m hoch. 

In den Hochgebirgen treten zumeist zwei Seiten als klimatisch 
verschieden auf; die eine, die nasse, den vorherrschenden feuchten 
Winden zugekehrt, ist durch eine wesentlich tiefere Lage der Schnee- 
grenze gegenüber der trockenen Seite ausgezeichnet. Mindestens aber 
erscheinen die Randgebiete, wie in den Alpen, niederschlagsreicher, als 
die zentralen Teile, und wesentlich deshalb sinkt auch die Schneegrenze 
gegen den Rand tiefer herab. 

Die Fläche, welche die einzelnen Gebirgsgruppen der Erde nach 
der Schneegrenze schneidet, erhält also in diesen Gebirgen selbst Aus- 
bauchungen nach oben, die nach Größe und Richtung durch die Massen-* 
erhebung und die Richtung der feuchten Winde bestimmt sind. 

Die höchsten Lagen erreicht die Schneegrenze in den äquatorialen 
und kontinentalen Gebieten, und zwar ist der Einfluß ausgesprochen 
kontinentaler Lage, wie sie Zentralasien besitzt, überwiegend gegen die 
Äquatomähe. So reicht in den Anden von Chile die dauernde Schnee- 
decke bis zu 4560m auf der feuchten Westseite; am Eilimandjaro bis 
4600 m; dagegen steigt die Schneegrenze im Himalaya bei 27 bis 34^ 
nördL Br. bis zu 5 600 m und in dem noch nördlicher gelegenen Kuenlün 
bis zu 6 000 m Höhe. 

Eine Übersicht über die Lage der Schneegrenze in den verschie- 
denen Gletschergebieten der Erde gestattet die Karte I. 

Klimaschwankungen. Die Zahlen, durch welche im Vorstehen- 
den das Klima der Gletschergebiete zu kennzeichnen versucht ist, sind 
Mittelwerte, welche sich aus größtenteils länger fortgesetzten, regel- 
mäßigen Beobachtungen ergaben. Die Unregelmäßigkeiten, welche die 
Witterungsverhältnisse einzelner Tage, sowie der Jahreszeiten bringen, 
sind dabei fast völlig eliminiert. Die Mittelwerte der meteorologischen 
Elemente bleiben aber selbst von einem zum anderen Jahre nicht die- 
selben, sie sind Schwankungen unterworfen, für welche eine gewisse 
Regelmäßigkeit vielfach gesucht wurde. Besonders seit durch die Ent- 
deckung der 11 jährigen Sonnenfleckenperiode auf periodische Schwan- 
kungen in der Sonnentätigkeit hingewiesen ist, versuchten viele 
Forscher klimatische Schwankungen von gleicher Periode nachzuweisen. 
Keiner dieser Versuche ist bisher so vollständig geglückt, daß der Ein- 



58 Zweiter Abschnitt. 

fluß der Sonnenfleckenperiode auf eins der meteorologischen Elemente 
für die ganze Erdoberfläche nachgewiesen werden konnte. Für die 
Temperaturftnderungen in den Tropen konnte, wie J. Hann hervor- 
hebt, W. Koppen einen Parallelismus mit denen der Sonnenflecken- 
häuflgkeit dartun. Die mittlere Größe der Schwankung in den Jahres- 
temperaturen beträgt danach von einem Sonnenfleckenminimum zu 
einem Fleckenmaximum in den Tropen 0,73<^, in außertropischen Ge- 
bieten 0,54® und zwar ist] 0,9 Jahre vor Eintritt des Minimums die 
Temperatur' am höchsten, während die niedrigste Temperatur fast genau 
zur Zeit des Fleckenmaximums herrscht. (Nach Lockyer ist zur Zeit 
der Fleckenmaxima die Intensität der Sonnenstrahlung am größten; 
also würde einer Steigerung der Energiezufuhr eine Verminderung der 
Temperatur an der Erdoherfläche entsprechen!?) 

Die von verschiedenen Autoren untersuchten Beziehungen zwischen 
Regenfall und Sonnenfleckenperiode für verschiedene Länder ergahen 
zum Teil ganz entgegengesetzte Resultate. 

Klimaschwankungen von kurzer Dauer fand Woeikoff. Er 
weist auf die große Regelmäßigkeit im Wechsel kalter und wärmerer 
Winter zu Oerebro hin; aus der Januartemperatur schließt er auf das 
Bestehen einer zweijährigen Periode, die für die Jahre von 1859 his 
1902 kalte Winter mit der mittleren Januartemperatur — 5,0® in den 
ungeraden Jahren, dagegen wärmere Winter mit der mittleren Januar- 
temperatur — 2,2^ in den Jahren mit geraden Zahlen zeigt. 

Eine ähnliche Periodizität konnte Meinardus für den Barometer- 
stand von 1874 bis 1883, sowie für die Temperatur an mehreren Orten 
Mitteleuropas auffinden. Doch sind diese Schwankungen nicht für 
längere Zeiträume und ausgedehnte Landgebiete die gleichen. 

Es ist bei den Klimaschwankungen von kurzer Dauer außerdem 
zu beachten, daß dieselben nicht an allen Orten der Erdoberfläche 
gleichzeitig im nämlichen Sinne auftreten müssen. So entspricht in 
der Regel ein kalter Sommer in Westeuropa einem warmen in Grön- 
land; mit den kältesten Wintern in Wien sind verhältnismäßig warme 
in Jakobshorn gleichzeitig. 

Trotzdem können für langperiodische Änderungen die Schwan-^ 
kungen des Klimas auf der ganzen Erde oder auf einer Halbkugel im 
gleichen Sinne erfolgen. 

Ed. Brückner gelang es, die Existenz einer 3 5 jährigen Klima- 
periode als höchst wahrscheinlich zu erweisen. Auf Grund eines sehr 
umfangreichen Materiales von Beobachtungen über Seespiegelschwan- 
kungen, die Eisverhältnisse und Schwankungen von Flüssen und Fluß- 
seen, Änderungen des Regenfalles, des Luftdruckes und der Tempe- 
ratur, sowie über die Häufigkeit kalter Winter und das Datum der 
Weinernte, findet er, daß in den klimatischen Verhältnissen eine 
Schwankung von gleicher Periode zu erkennen ist, wie diejenige, welche 
er aus den Hebungen und Senkungen der Oberfläche des Kaspischen 



Klima der Gletschergebiete« 59 

Meeres zunächst fand. Das Gesamtmaterial betrifft wenigstens teilweise 
die ganze Erdoberfläche und umfaßt den Zeitraum vom Jahre 1020 bis 
1391 für die kalten Winter allein. Von 1391 bis 1556 werden Termine 
der Weinernte und kalte Winter, von da ab auch noch die Eisverhält- 
nisse der Flüsse und später die Seenschwankungen zur Bestimmung der 
Periodendauer gewählt. Erst von 1730 an können die zuverlässigen 
meteorologischen Beobachtungen berücksichtigt werden. Die Dauer der 
Periode schwankt für den ganzen Zeitraum der 870 Jahre zwischen 
20 bis 50 Jahren. 

Die Periodenlänge ^ • • 20 25 30 85 40 45 50 Jahre 
tritt * • • . ^ • • . » 6 10 12 13 12 8 4 mal 

auf, so daß eine mittlere Periodenlänge von 34,2 Jahren resultiert. 

Berücksichtigen wir nur die auf Grund der meteorologischen Beob- 
achtungen ermittelten Perioden, welche gewiß die größere Sicherheit 
geben, da sie sich auf das ausgedehnteste Zahlenmaterial stützen, so 
erhalten wir folgende Jahresreihen trockener und feuchter bzw. warmer 
und kalter Jahre: 

feucht 1691 bis 1715 
ti'ocken 1615 , 1635 

feucht 1736 , 1755 kalt 1731 bis 1745 

trocken 1756 „ 1770 warm 1746 „ 1755 

feucht 1771 „ 1780 kalt 1756 „ 1790 

trocken 1781 , 1805 warm 1791 „ 1805 

feucht 1806 „ 1825 ..... kalt 1806 „ 1820 

trocken 1826 „ 1840 warm 1821 „ 1835 

feucht 1841 , 1855 kalt 1836 , 1850 

trocken 1856 „ 1870 warm 1851 „ 1870 

feucht 1871 „ 1885 kalt 1871 „ 1885 

Die Dauer einer Periode schwankt in dieser Reihe zwischen 25 
und 50 Jahren und hat, alle Angaben als gleichwertig betrachtet, einen 
Mittelwert von 35 i 2 Jahren. 

Mit ähnlicher Präzision tritt keine der übrigen bisher unter- 
suchten klimatischen Perioden auf. Man kann gegenwärtig allein die 
Existenz einer 35iährigen Klimaperiode als sehr- wahrscheinlich be- 
zeichnen, was auch aus einer neueren Untersuchung von J. Hann über 
die Elimaänderungen von Klagenfurt, Pavia und Mailand hervorgeht. 

Welches sind nun die Ursachen dieser Klimaschwankung? Brück- 
ner selbst spricht sich darüber nicht aus. Doch ist vor kurzem auf 
die Existenz einer Periode von fast gleicher Dauer in der Schwankung 
der Sonnenfleckenhäufigkeit aufmerksam gemacht worden. N. Lockyer 
leitet aus den von A. Wolf er in jüngster Zeit revidierten Sonnen- 
fleckenrelativzahlen eine Periode der Sonnenflecken von 35 Jahren 
Dauer ab. Ermittelt man die Größe der von den einzelnen Schwin- 
gungen der Sonnenfleckenkurve und der Abszissenachse eingeschlossenen 
Flächenstücke, so erhält man durch Division mit der zugehörigen 
Anzahl von Jahren eine „mittlere Sonnenfleckenhäufigkeit^ für den 



60 Zweiter Absoltniat 

betreBendes Zeitraum, welche man dem zur Abazisee gewählten mitt- 
leren Jahre zuweiaen kann. Durch Verbindung der Endpunkte der als 
Ordinatea eingetragenen mittleren SonnenSeckenrelativzahlen erhält 
man eine Kurve, welche die Perioden längerer Dauer in der Hänfigkeit 
der Sonnenflecken darstellt. 

In Fig. 8 iat dieae Kurve sowie die der 11 jährigen Periode ge- 
zeichnet. Die gleichfsUa eingetragenen kalten bzw. feuchten Jahres- 
reihen, welche Brückner angibt, fallen auf ganz verschiedenartige 
Stellen der ^onnenSeckenkurve. F.in direkter Zusammenhang zwiacfaeu 
Klima- und Sonnenfleckenschwankungen lElßt eich also hieraus nicht 
ersehen — trotzdem die Periode beider Vorgänge nahezu dieselbe ist. 

Wir können vorläufig keine befriedigende physikalische Erklärung 
für die 35 jährige Klimaperiode angeben. 



Fig. 8. Kurve der Sonnenflecken-Belativzahlen. 

Übrigens deuten die Klimainderungen, welche bisher festgestellt 
wurden, ebenso wie die Kurve der Sonnen HeckenrelatiTzahlen auch auf 
Perioden von längerer Dauer, denen sich die anderen unterordnen; 
aber wir sind vorläufig außer Staude, den Zeitraum, den sie umfassen, 
nur annähernd sicher zu bestimmen. Sven Hedins Ausgrabungen in 
der WQste Takla-Makau zeigen außerdem, daß da, wo jetzt Sand und 
Wasserarmut herrschen, vor etwa 1 600 Jahren Stätten hochentwickelter 
Kultur sich befanden, daß also am Ausgange des Altertums in Zentral- 
asien ein weit feuchteres Klima als heute herrachte. Das deutet auf 
Klimaänderungen von noch viel längerer Periode, als die der ädjährigen 
zunächst übergeordnete Schwankung sie besitzt. 

Ob sich dieae, sagen wir mebrtausend jährige Periode mit den 
großen Klimaperioden identisch erweisen wird, denen die bedeutenderen 
Schwankungen der Gletscher am Ausgange der letzten Eiszeit zuzu- 
schreiben sind, also dieselbe einer wiederkehrenden Klimaschwaukung 
von noch viel größerer Dauer untergeordnet ist, das können wir vor- 
läufig nur vermuten, nicht sicherstellen. 



Dritter Abschnitt. 

Formen der Grletscher. 

1. Alpiner Gletschertjrpus ; Inlandeis. 2. Fimgrenze ; Sammel- und AbBchmelz- 

gebiet. 3. Bestimmung: der Schneegrenze aus Karten. 4. Schneegrenzböhe 

in den Alpen. 5. Schneegrenzböhe im Kaukasus. 



Formen der Gletscher. Die GröiSe und Gestalt der auf den 
Landoberflächeii lagernden Eismassen ist von den Formen der letzteren 
abhängig. Je geringer der in die Schneeregion eingreifende Flächen- 
raum einer Erhebung des Festlandes ist, um so weniger kann eine 
Ansammlung der festen Niederschläge eintreten. Doch zeigen selbst 
isolierte, genügend hohe Gipfel dauernde Schneebedeckung, und in 
mehreren Fällen treten an solchen auch yoll entwickelte Gletscher auf. 

Ararat und Argäus in Kleinasien, die mächtigen Yulkankegel 
Zentralamerikas, der Kibo im äquatorialen Afrika tragen größere Firn- 
massen, zum Teil auch Gletscher. Je weiter die Schneegrenze an der 
Mantelfläche solcher Kegel herabgreift, um so weniger wirkt die Kegel- 
form zerteilend auf die angesammelten Schneemasseu. So trägt der 
4370 m hohe Mount Shasta in der high Sierra KaUfomiens, an welchem 
die Schneegrenze bei 3 000 m verläuft, eine Eisbedeckung von mehr als 
7 km^, aus welcher mehrere kleine Gletscher abfließen. Noch deutlicher 
zeigt der Mount Reinier in Washington, ein breiter, 4 350m hoher 
Gipfel, daß die Kegelform das Auftreten von Gletschern nicht hindert. 
Nicht weniger als zehn Gletscher lagern an diesem Berge und sechs 
Ton denselben erreichen die ganz respektable Länge von 9 bis 12,5km. 
Sie haben allerdings, eine besondere Eigenschaft, ihre größte Breite un- 
gefähr in der Mitte ihrer Länge und unterscheiden sich dadurch 
wesentlich von den Gletschern, welche in zusammenhängenden Gebirgs- 
gruppen vorkommen. 

Erst wenn die Mantelfläche des Kegels nahe an der Schneegrenze 
und darüber sehr große Neigung besitzt, kann die Ansammlung von 
Schnee und die Bildung von Gletschern nicht mehr erfolgen. Dienen 
sehr steile Hänge als Unterlage, so muß jede Schneedecke von nur 
wenigen Dezimetern Dicke abrutschen und als Lawine in die Tiefe 
eilen; an Stellen mit geringer Neigung kommt die Masse zur Ruhe und 



62 Dritter Abechnitt. 

wenn dies unterhalb der Schneegrenze eintritt, so wird sie verflüssigt, 
bevor eine dauernde Ansammlung stattfinden kann. 

Lawinenkegel, welche oberhalb der Schneegrenze- abgelagert 
werden, dienen in der Regel als N&hrmaterial für Gletscher. 

Auf ausgedehnter, fast horizontaler Hochfläche müssen dagegen 
die aufgespeicherten Schneemassen allmählich unter Einwirkung ihres 
eigenen Gewichtes auseinander fließen; sie gelangen an den Rand der 
Hochfläche, über welchen sie, den Neigungsverhältnissen entsprechend, 
mit mehr oder minder großer Geschwindigkeit unter die Schneegrenze 
kommen und ebenfalls verflüssigt werden. 

Zwischen diese Ettreme fallen die überaus abwechselungsreichen 
Formen der Gebirgsoberflächen , welche den Untergrund der Gletscher 
büden ; jedes dieser Extreme wird bis zu einem hohen Grade der An- 
näherung von einzelnen Gletschern oder doch von Teilen derselben 
erreicht. 

Je nach dem Gebirgsbau wird die eine oder die andere Form öfter 
angetroffen; am häufigsten sind jedoch die zwischen diesen Extremen 
liegenden Formen, die auch wieder in verschiedene Abteilungen ge- 
ordnet werden können. 

In den Alpen, welche durch die großen Längstäler und zahlreiche 
Quertäler in einzelne Gruppen zerlegt sind, stellt keine dieser Gruppen 
eine geschlossene Hochfläche vor; in jeder derselben ragen eine Anzahl 
von Gipfeln mit den sie verbindenden Graten weit über die mittlere 
Gruppenhöhe empor. Von den Graten umkränzt, den Talschluß bil- 
dend, bestehen viele muldenförmige Becken, die nur gegen das Tal 
hinaus offen sind und dorthin den in sie fallenden Niederschlägen den 
Abfluß gewähren. Liegt der Boden einer solchen Mulde wenig unter 
oder gar über der Schneegrenze, so wird sie zum Sammelbecken großer 
Eismassen, die einen Ausläufer ins Tal entsenden, welcher sich weit 
unter die Schneegrenze erstrecken kann. 

Solche Talgletscher sind in den Alpen ziemlich häufig; vor 
allem fallen alle großen Gletscher in diese Kategorie; doch sind der- 
selben auch viele kleinere zuzuzählen. 

Die meisten großen Talgletscher haben zusammengesetzte Sammel- 
mulden, aus denen steilwandige Felsrücken emporragen. Beispiele 
solcher zusammengesetzter Gletscher bieten der große Aletschgletscher, 
der aus drei großen Mulden, deren jede wieder aus drei oder mehr 
Unterabteilungen besteht, sein Nährmaterial erhält; Mer de Glace, 
Glacier d'Argentiöre, Gomergletscher, Pasterze, Hintereisfemer usw. 

Fallen die trennenden Felsrippen ganz in den oberhalb der Schnee- 
grenze liegenden Teil des Sammelbeckens, so wird ein einfacher 
Gletscher zu Tale strömen, wie der Rhone-, der Oberaar-, der Fomo- 
gletscher (Maloja), der Glacier de Gorbassiere, des Bossons usw. 

Vielfach vereinigen sich solche einfache Gletscher nach längerem 
Laufe mit anderen, wie Vemagt- und Guslar-, Hintereis- und Kessel- 



Formen der Gletscher. 63 

wandfemer, Schal! - und Marzellfemer (Otztal) oder Roseg- und 
Tscbiervagletsch^r (Bemina) und andere, welche zweifach zusammen- 
gesetzte Eisströme geben. Es gibt jedoch auch vielfach zusammen- 
gesetzte Talgletscher, wie den Gomer- (8 Zuflüsse), Unteraar- (14 Zu- 
flüsse), Aletschgletscher in den Alpen. Die großen Gletscher des 
Thian-Shan und des Himalaja sind aus sehr vielen Talgletschern zu- 
sammengesetzt, welche sich zu Eisströmen von recht bedeutender Länge 
vereinigen. 

Nur selten findet man in den Alpen, daß aus einer Sammelmulde 
zwei oder mehr Gletscher kommen. 

Ein Beispiel dafür gibt der Hochjochgletscher (Ötztal), der außer 
seinem nach Norden gehenden Hauptarme von der Jochhöhe aus einen 
kleineren Ausläufer nach Süden entsendet; ebenso verhalten sich 
Mandron- und Lobbiaglet scher (Adamellogebiet). 

Auch vom großen Gepatschfim geht ein Teil nach Süden, in das 
Gebiiet des Langtauf erer Gletschers. Der Gepatschgletscher selbst zer- 
fällt in zwei Arme, welche durch den „Blühen Kopf" zu Zeiten ganz 
voneinander getrennt werden. 

In der Regel aber hat jeder Gletscher in den Alpen sein eigenes 
Sammelbecken und dieses besitzt die Gestalt einer Mulde; es ist eine 
konkave Form, welche den obersten Ausläufer eines Tales bildet. Dieser 
alpine Yergletscherungstypus findet sich in allen Hochgebirgen der 
Erde wieder, welche in gleicher Weise gebaut sind wie die Alpen. Er 
tritt im Kaukasus, im Himalaya, im Thian-Shan, Kuenlün, in den Neu- 
seeländer Alpen und in den Kordilleren Amerikas auf. Auch die Yer- 
gletschening der Berge an der Westküste von Alaska, des Mount Elias 
und seiner Nachbarn gehört zu diesem Typus. Infolge der niedrigen 
Lage der Schneegrenze (700 bis 800 m) ist jedoch den Eismassen, 
welche dem zwischen Mount Elias und Mount Logan eingeschlossenen, 
über 3000m hoch gelegenen Nährgebiete entströmen, eine weite Aus- 
breitung bis herab ins Meeresniveau ermöglicht, und weil zwischen der 
Küste und dem Fuße des Gebirges sich eine weite, fast horizontale 
Ebene ausdehnt, so bildet der unterste Teil des Eisstromes, der Mala- 
spinagletscher, einen bis zu 96 km breiten Eiskuchen, der eine Fläche 
von etwa 3500qkm bedeckt. Man hat sehr trefPend die Bezeichnung 
Vorlandvergletscherung für diese Art der Eisbedeckung gewählt, 
die bisher an keinem anderen Gletscher so schön entwickelt beobachtet 
wurde, wenn man nicht etwa den Friederickshaabsgletscher , einen 
Ausläufer des grönländischen Inlandeises, damit vergleichen will. Auch 
das eine Ende des St. Rafaelgletschers (Südchile) stellt einen ähnlichen 
breiten Eiskuchen vor, der sich ein Stück weit auf das ebene Gebirgs- 
vorland hinausschiebt. 

Die aus den Sammelmulden in die Täler reichenden Teile der 
Gletscher haben Zungenform und werden auch als Gletscherzungen 
bezeichnet. Je nach den Wärme- und Feuchtigkeitsverhältnissen des 



Drittar Abtchuitt. 



Formen der Gletscher. 65 

Tales, nach der Größe und Neigung der Sammelbecken und der Tal- 
sohle wird eine Gletscherzunge mehr oder minder tief unter die Schnee- 
grenze herabreichen. Sehr steile Gletscher, wie der Glacier des Bossons 
(Montblanc - Gruppe) oder der untere Grindelwaldgletscher (Jungfrau) 
endigen erst yiele hundert Meter unter der Schneegrenze. 

An den Bergrücken finden sich vielfach, reihenweise geordnet, 
muldenförmige Vertiefungen, welche nicht in zugehörige Täler über- 
gehen. In diesen Karen lagern kleinere Gletscher, die meistens nur 
wenig unter die Schneegrenze herabreichen. Die Kargletscher sind 
jedoch nicht auf die Flanken der Gebirgskämme beschränkt, sondern 
treten vielfach da auf, wo der Talschlu|} nicht aus einer einzigen 
Mulde besteht, sondern von mehreren Nischen gebildet wird, deren 
Gletscher nicht miteinander zu einem großen Talgletscher verschmelzen. 

Solche Kargletscher finden sich in allen Gebieten der Alpen, welche 
bis über die Schneegrenze hinauf reichen. 

An den Kämmen der Bergrücken, über sehr steilen Wänden, 
welche über die Schneegrenze emporsteigen, gibt es ab und zu größere 
Eismassen, welche als Hängegletscher bezeichnet werden. Von 
ihnen stürzen zeitweise Eislawinen ab, die dann tiefer unten entweder 
schmelzen, oder sich zu „regenerierten" Gletschern vereinigen bzw. zur 
Ernährung von Tal- oder Kargletschem beitragen. 

Einen anderen Typus der Yergletscherung finden wir hauptsäch- 
lich in den arktischen Gebieten und in Skandinavien vertreten. Er 
kommt dem einen der oben angeführten Extreme sehr nahe. Weit 
ausgedehnte Plateaus oder, wie in Grönland, ein ganzer Kontinent, 
reichen in die Region des ewigen Schnees empor und die ganze Ober- 
fläche von geringer Neigung ist unter einer zusammenhängenden Eis- 
decke begraben, welche in langsamer Bewegung gegen den Band der 
Hochfläche strömt und dort durch einzelne verhältnismäßig schmale 
Abflußrinnen in die Tiefe eilt. Jede dieser Rinnen birgt eine meistens 
stark zerklüftete Gletscherzunge ; aber die Begrenzung des zugehörigen 
Nährgebietes ist vom Eise verdeckt und der direkten Beobachtung 
unzugänglich. Es kommen anscheinend eine ganze Anzahl von Tal- 
gletschem aus einem gemeinsamen Sammelgebiete, und dieses besitzt 
eine konvexe Oberfläche gegenüber der Muldenform, welche in den 
Alpen vorherrscht. 

Wir haben den Typus des Inlandeises, der in kleinerem Maß- 
stabe an mehreren Stellen Norwegens, im größten Maßstabe in Grön- 
land und in dem Festlande auftritt, welches um den Südpol der 
Erde Hegt. 

Neben dem Inlandeise findet sich aber sowohl in Grönland, als in 
Norwegen und auf den arktischen Inseln auch der alpine Yergletsche- 
rungstypus. Nach Conways Karte von Spitzbergen gibt es auf dieser 
Inselgruppe einzelne Tal- und Kargletscher; aber auch von ausgedehnten, 
bisher wenig betretenen Plateaus strömen mehrere Gletscher ab. Die 

HeA, Die Gletscher. 5 



66 Dritter AbEcbmtt. 

Jnatedalabräen in Norwegen kommen in groller Zahl aua gemeiu- 
Bamem NKhrgebiete, dem Fjeld, von dem aae Bie in verBcbiedeneu 
Blchtungen in die Täler abströmen, welche ala tiefe Gräben in dem 
ZDsammenhftngeadea GebirgBrnassiv erscheinen. In Jotunheimen 
dagegen sind nur Tal- und Kargletscher vom alpinen Typue Torhandeu. 
Die Randgebiete und die Inselgruppen Grönlands tragen vielfach 
größere Gletscher, deren jeder sein eigenes Sammelgebiet besitzt 
V. Drygalaki bezeichnete dieselben zum Unterschiede vom Inlandeia 
ala Hochlandeis. 

Fig. 10 ft. 




Die Verschiedenheit der beiden Vergletscheruugstjpen ist in den 
beiden Karten II u. III wohl gut zu erkennen; sie tritt am deutliohateu 
In Profilen entgegen, welche in der Längsrichtung der Gletscherzungen 
durch das Nährgebiet fortgesetzt werden. (Fig. 10-) 



Fonnen der Gletscher. 67 

Zwischen beiden Yergletscheningstypen gibt es eine Beihe von 
Übergangsformen. So sind z. B. in den obersten Fimregionen im Elbrus- 
und im Kasbekgebiete (Kaukasus) wenigstens in den Karten die Nähr- 
gebiete der einzehien Gletscher, die von diesen Bergriesen herabströmen, 
nicht scharf zu trennen ; erst in der Höhenlage, in welcher die Zungen- 
entwickelung einsetzt, zeigt die Eisoberfläche, daß sich unter ihr Fels- 
grate befinden, welche zwei Strömungsgebiete scheiden; erst Ton hier 
an wird der „Inlandeistypus ^ vom „alpinen^ abgelöst. Die beiden Berg- 
gruppen weisen uns darauf hin, daß zwischen beiden Yergletscherungs- 
typen keine unüberbrückte Kluft besteht. Geht doch auch am Bande 
des Inlandeises in Grönland die große bewegte Eismasse in eine Reihe 
Yon Abflußkanälen ab, deren Wandungen in einzelnen Nunatakern 
noch tlber die Schneegrenze aufsteigen. Sir R. Conway macht zudem 
bei seiner Aufzählung der geographischen Ergebnisse seiner Wande- 
rungen auf Spitzbergen ausdrücklich darauf aufmerksam, daß gegen 
den Rand der Eisdecke, welche die Hauptinsel trägt, die Formen des 
Untergrundes auch in der Gestalt der Eisoberfläche zum Ausdruck 
kommen. 

Sammel- und Abschmelzgebiet. Die Schneegrenze zerlegt das 
Gebiet jedes Gletschers in zwei Teile: im oberen tiberwiegt die Zufuhr 
Yon Niederschlag gegen die durch Strahlung und Luftwärme bewirkte 
Schmelzung; im unteren wird die Abschmelzung mächtiger mit der 
Entfernung von der Schneegrenze. Oben findet die Ernährung des 
Gletschers, unten die Vernichtung desselben statt. 

Im oberen Gletschergebiete wird der Schnee gesammelt; er wird 
zeitweise der Sonnenstrahlung ausgesetzt und seine Oberfläche erhält 
dann infolge teilweisen Schmelzen s und darauf folgenden Wieder- 
gefrierens der Schneekristalle eine dünne Schicht körnigen Eises. Unter 
derselben befindet sich unversehrt der feinkörnige, trockene Hoch- 
schnee. Neu anfallende Niederschläge decken die umgeformte Ober- 
fläche und erreichen eine gewisse Höhe über derselben; in der neuen 
obersten Schicht findet eine ähnliche Umwandlung statt, wie in der 
früheren, welche unter dem Druck ihrer Nachfolgerinnen immer tiefer 
herabsinkt. Der Druck und molekulare Kräfte wirken auf die ganze 
Schneemasse derart ein, daß sich mehrere Schneekristalle allmählich 
yerschmelzen und zu einem Individuum vereinigen. Der Schnee erhält 
eine kömige Struktur, er wird zum Firn (= alter Schnee). 

Während der Bewegung wird das Gefüge des Firns immer grob- 
kömiger; kompaktes, aus Körnern verschiedener Größe bestehendes 
durchsichtiges Eis tritt in der Gletscherzunge an die Oberfläche. 

Die Grrenze zwischen schneefreiem und schneebedecktem Gebiete 
zieht sich vom Frühjahr zum Sommer immer höher hinauf, in dem- 
selben Maße, in welchem die aus dem vorhergehenden Winter stam- 
mende Schneedecke über dem Eise der Gletscherzunge und des unter- 
sten Teileß des Sammelbeckens abschmilzt. Im Spätsommer erreicht 

5* 



68 Dritter Abschnitt. 

diese Grenze ihren höchsten Stand und man beobachtet nicht selten, 
daß unter der jüngsten Schneedecke der aus dem vorhergehenden Jahre 
stammende, durch eine leichte Staubschicht etwas gefärbte Firn er- 
scheint. In ihrer höchsten Lage dürfte die Schneegrenze auf dem 
Gletscher annähernd die Höhenlage der klimatischen Schneegrenze be- 
sitzen. Diese fällt dann mit der Firngrenze (Hügi) zusammen und 
weil letztere scheinbar eine geringere Veränderung ihrer Höhenlage er- 
fährt, so benutzte man vielfach die Firngrenze zur Bestimmung der 
klimatischen Schneegrenze. 

Aber auch die Fimgrenze ist noch beträchtlichen vertikalen 
Schwankungen (100 bis 200 m) von einem Jahre zum anderen unter- 
worfen. Es ist daher die Grenze zwischen Nähr- und Abschmelzgebiet 
eines Gletschers keine scharf definierte Linie ; sie rückt in schneereichen 
Jahren weit gegen das Tal hinaus; sie zieht sich in trockenen, warmen 
Jahrgängen in bedeutende Höhen zurück und schwankt, wie die klima- 
tischen Werte, von denen sie abhängt, während längerer Zeiträume um 
eine gewisse mittlere Lage. 

An Stelle der Beobachtung und der Höhenbestimmung der Schnee- 
grenze in der Natur, die nur in wenigen Fällen zuverlässig genug aus- 
geführt wird , tritt in neuerer Zeit die Bestimmung der klimatischen 
Schneegrenze aus den Karten der Gletschergebiete. Wo diese Karten 
einen so hohen Grad von Exaktheit besitzen, wie in den Alpenländem, 
stellen sie ja die Aufzeichnungen vieler gewissenhafter Beobachter dar 
und es handelt sich schließlich nur um die Entwickelung brauchbarer 
Methoden, nach denen dieses Beobachtungsmaterial zur Ermittelung 
der Schneegrenze ausgebeutet werden kann. 

Bisher werden vier Methoden in Anwendung gebracht. 

L Die von J. Partsch angegebene: 

Man sucht die Höhen der eben noch vergletscherten und der eben 
noch schneefreien Stellen eines Gebirgszuges. Das würde auf eine 
Verbindungslinie der einzelnen kleineren Schneeflecken führen; diese 
sind aber selbst in Karten größeren Maßstabes nicht immer eingezeichnet 
und haben häufig einer orographischen Begünstigung ihre Existenz zu 
danken. 

n. Die von E. Brückner angegebene Methode: 

Aus einer größeren statistischen Zusammenstellung ergab sich, daß 
die Firnlinie das Gebiet eines Gletschers annähernd im Verhältnis 1 : 3 
teüt, daß das Abschmelzgebiet etwa ein Drittel des Nährgebietes ist. 
Sucht man also bei den einzelnen Gletschern die Linie, welche die 
Horizontalprojektion in diesem Verhältnisse teilt, so erhält man an- 
nähernd die Fimlinie. 

Diese Methode, welche eine etwas umständliche Arbeit mit dem Plani- 
meter verlangt, wird wohl für größere Gruppen ziemlich richtige Werte 
liefern, da sich die Abweichungen, welche sich für einzelne Gletscher 
bald im einen, bald im anderen Sinne ergeben, schließlich nahezu aufheben. 



Fqrmea der Gletscher. 69 

IIL Die yon Kurowsky angegebene Methode: 

Ebenso wie an der Firngrenze Gleichgewicht zwischen Niederschlag 
und Ablation besteht, ist dies auch für einen, stationären Gletscher 
auf der ganzen Oberfläche der Fall; was im Firn an Niederschlag 
anfällt, wird im Abschmelzgebiete in der gleichen Zeit wieder ent- 
fernt. Eurowsky betrachtet nun den Niederschlag, ebenso wie den 
Betrag der Abschmelzung als Funktionen der Höhe und stellt eine 
allgemeine Formel auf, nach welcher sich die Höhe d^r Firngrenze 
berechnen läßt, wenn jene Funktionen bekannt sind. Für den Fall, da£ 
lineare Funktionen der Höhe in die Formel eingehen, ergibt sich als 
Höhe der Fimgrenze die mittlere Höhe des Gletschers. Dieser Fall 
wurde in Ermangelung genauerer Kenntnis des Zusammenhanges 
zwischen Höhe und Niederschlagsmenge bzw. Ablationsbetrag als tat- 
sächlich gegeben angenommen und Yon Kurowsky zur Bestimmung 
der Schneegrenzhöhe im Finsteraarhomgebiete verwendet. Auch 
Jegerlehners Bestimmung der Schneegrenzhöhen für die Gletscher 
der Schweiz ist nach diesen Voraussetzungen durchgeführt. 

In Wirklichkeit ist weder die Abnahme des Abschmelzbetrages 
noch die Zunahme der Niederschlagsmenge der Höhe proportional; es 
sind yerwickeltere, bisher fast- gänzlich unbekannte Funktionen in Eu- 
ro wskys allgemeine Formel einzusetzen und diese würden wohl die 
Ergebnisse etwas modifizieren. Die Abnahme der Ablation erfolgt oben 
langsamer als unten. An Stelle einer Zunahme der Niederschlagsmenge 
tritt wahrscheinlich eine Abnahme derselben mit der Höhe (im Bereich 
der Gletscher). Die Methode Kurowskys muß zu hohe Werte liefern 
und dies um so mehr, je höher und steiler die Firnfelder über die 
Schneegrenze aufsteigen. So berechtigt die allgemeine Formel für den 
stationären Gletscher ist, so wenig rechtfertigt die erreichbare Genauig- 
keit des Resultates die zeitraubende Planimetrierarbeit, welche die An- 
wendung der speziellen Formel erfordert. 

IV. Auf eine vierte Methode habe ich seiner Zeit die Aufmerksam- 
keit gelenkt. Sie stützt sich, wie die Kurowskys, auf ein gutes 
Eartenmaterial , in welchem die Geländeformen mit Hilfe von Höhen- 
linien dargestellt sind, im übrigen auf die Beobachtung, daß die Form 
der Höhenlinien, welche über das Abschmelzgebiet laufen, eine wesent- 
lich andere ist als die, welche im Fimgebiete auftritt. Hier gehen die 
Höhenlinien ohne sprungweise Richtungsänderung vom Firn in die 
Felsumrahmung (Fig. IIb); im Abschmelzgebiete aber müssen, weil die 
Ablation am Gletscherrande größer als in der Mitte ist, die Höhenlinien 
Formen annehmen, wie sie Fig. 1 1 a (a. f. S.) zeigt; sie müssen mit sprung- 
weiser Richtungsänderung vom (schuttfreien) Eise auf das Felsgebiet 
übergehen. Sucht man also in der Earte die Stelle des Gletscherrandes, 
an welcher der Übergang der einen Isohypsenform in die andere auf- 
tritt, so hat man einen Punkt der Fimlinie. Diese wird nicht immer 
als eine Horizontalkurve verlaufen; an beiden Gletscherrandem werden 



70 



Dritter Abschnitt. 



häufig die gefundenen Punkte wegen orographischer Begünstigung in 
ungleicher Höhe liegen. Beachtet man zudem, daß die Moränen nur 
im Abschmelzgebiete zu Tage treten, so wird der Verlauf der Fimlinie 
für eine große Zahl von Talgletschem ziemlich bequem gefunden und 
deren mittlere Höhenlage leicht angebbar. 

Die Methode hat jedenfalls den Vorzug der Einfachheit für sich. 
Die Resultate, zu denen sie führt, stimmen nach meiner Erfahrung 
ziemlich gut mit der Wirklichkeit überein. Doch soll nicht geleugnet 
werden, daß die Übergangsstellen der einen Horizontalkurvenform in 
die andere nicht immer ein wandsfrei festgestellt werden können. 

Fig. 11. , 



a 





Einen Vergleich der Ergebnisse, welche man bei Anwendung der 
beiden letztgenannten Methoden erhält, ermöglicht die Tabelle S. 72 
bis 73, in welcher außer einer Beihe von Daten für die meisten großen 
Talgletscher der Schweiz die mittlere Höhe nach Jegerlehners Bestim- 
mung und die „ Firngrenze ^ nach meiner Ermittelung nebeneinander 
gestellt sind. Man bemerkt, daß die Firngrenze im allgemeinen be- 
deutend (im Mittel 270 m) unter die mittlere Höhe der Gletscher fällt. 
Geringer ist der Unterschied für die Titlisgruppe, wo die mittlere Höhe 
nach Jegerlehner 2610, die „Fimgrenze^ 2500m hoch liegt. 

Das allgemeine Resultat, welches beide Methoden liefern, ist jedoch 
dasselbe: Die Firngrenze wie die mittlere Höhe der Gletscher rücken 
für die Zentralalpen höher hinauf, als sie in den Randgebieten liegen. 
Nur der Zahlenwert der Verschiebung wird ein anderer. Daß die 
mittlere Höhe weit über die wirkliche Fimgrenze emporrückt, zeigen 
nach meiner Meinung Jegerlehners Bestimmungen für die Monte- 
rosagruppe. Er findet als Mittelwert 3260m, dabei sind Zahlen 
zwischen 3400 und 3650 m für acht, neben 2850 m für einen Gletscher. 
Also eine Schwankung yon 800 m bei zwei fast unmittelbar benach- 
barten Gletschern. Dies glaube ich, zeigt deutlich genug, daß die 
mittlere Höhe nicht mit der Höhe der klimatischen Schneegrenze iden- 



Formen der Gletscher. 71 

tiscli ist. Bestimmt man das Verhältnis der Zungenoberfläche zur 
Fimoberfläche, so erhält man nach Zugrundelegung der mittleren Höbe 
im Mittel 1 : 1,3, während die „Fimgrenze^, wie sie aus der Form der 
Höhenlinien gefunden wurde, 1 : 3,8 liefert. Letztere Zahl stimmt für 
die im allgemeinen steilen Gletscber der Matterhom-Monte Bosagruppe 
jedenfalls eher mit der Wirklichkeit überein, als erstere. 

Lage der Schneegrenze in den Alpen. Sind auch die bisher 
verwendeten und verwendbaren Metboden zur Bestimmung der Schnee- 
grenzhöhe aus den Karten nicht einwandsfrei und gestatteten sie aucb 
nicht, den wirklichen Verlauf dieser Linie mit besonderer Genauigkeit 
anzugeben, so führte ihre Anwendung doch zu dem bereits erwähnten 
allgemeinen Besultate, daß die Schneegrenze in den Zentralalpen höher 
liegt als in den Bandgebieten. Dieses zuerst von £. Bichter für die 
Ostalpen gewonnene Ergebnis wurde durch Jegerlehner, Zeller und 
Kurowsky für die gesamten Gletscher der Schweiz bzw. für einzelne 
Gruppen bestätigt. Es ist in der kleinen Karte, Fig. 12 (a. S. 74), veran- 
schaulicht, welche durch Zusammensetzung der entsprechenden Karten 
K Bichters und J. Jegerlehner s entstand. 

Der Grund für diese Erscheinung ist in erster Linie in den Konden- 
sationsbedingungen zu suchen, welche in den Hochgebirgen vorhanden 
sind. Am Bande des Gebirges ist die Verflüssigung des in der Luft 
enthaltenen Wasserdampfes intensiver, so daß eine Zone maximalen 
Niederschlages in einer gewissen Höhe auftritt. Über diese Zone reichen 
die Fimgebiete der zentralen Gruppen weit hinauf; es fallen in den 
äußeren Teilen der Alpen auch im Winter viel mehr Niederschläge, 
deshalb muß auch eine größere Menge dauernd bleiben, als in den 
inneren Gebirgsregionen, welche gleich hoch liegen. 

Bichter untersuchte auch die Änderungen der Wärmeverhältnisse 
in der Schneeregion, welche während des Jahres auftreten. Gestützt 
auf das reiche Material, welches J. Hann über die Temperaturverhält- 
nisse übersichtlich verarbeitet hat, berechnet er die Jahres- und die 
Sommertemperaturen für die Höhenlagen, in welchen nach seinen Er- 
mittelungen die Schneegrenze größerer Gebirgsgruppen anzusetzen ist. 
Die Sommertemperaturen sind wegen der durch sie bedingten Ab- 
schmelzung der Gletscherzungen für die Existenz der letzteren von 
großer Bedeutung. Sind dieselben niedrig, so wird die Erhaltung der 
festen Niederschläge auch in geringerer Höhenlage begünstigt; liegen 
sie hoch, so reichen sie hin, um selbst große Schneemengen zu ver- 
flüssigen. 



72 



Dritter Abschnitt. 



Gruppe 



Gletscher 



Ex- 
position 



Flä<'h« 
ha 



Montblanc 



Combin - Otemma 



n 
» 

n 
» 



Matterhom - Monte Rosa 



Finsteraarhom- 
Dammafltock 



n 
n 
n 
n 
n 
n 
n 
n 
1) 



Bernina-Monte Disgrazia 



n 

X 

I» 



de Saleina 
de Trient . 



du Mont Durand 
de Corbassiöre 
d'Otemma . . . 
de Breney . . . 
de Gi^troz . . . 
d'Arolla . . . . 



Turtmann . . 

Eies 

Zinal 

Moiry . . . . 
Zmutt . . . . 
Ferp^de . . . 
Za de Zan . . 
Macugnaga . . 
Schwarzenberg 
AUaUn . . . . 

Fee 

Ried 

Gomer . . . . 
Findelen . . . 



Gr. Aletsch . . . 
Ob. Aletsch . . . 
Fiescher . . . . 
Oberaar . . . . 
Unteraar . . . . 

Gauli 

Rosenlaui . . . . 
Ob. Grindelwald . 
Unt. Grind elwald 

Steinen 

Trift 

Rhone 



Albigna . . . 
Fomo .... 
Roseg-Tschierva 
Morteratsch . . 



O 

K 

NO 

N 
8W 

sw 

NW 
N 



976 
724 

1015 
2105 
2558 
1177 
684 
1936 



N 


1622 





573 


N 


1830 


N 


800 





2418 


N 


2236 


SW 


1405 


NO 


918 


N 


1134 


NO 


1143 


NO 


2080 


NW 


968 


NW 


6724 


W 


2089 


s 


11510 


8 


2845 


S 


4099 





828 





3931 1 


NO 


2146 


N 


659 


NW 


1061 


N 


2947 


N 


1232 


N 


2225 


SW 


2167 

1 


NW 


824 


N 


1129 


N 


2209 


N 


2132 



Formen der Gletscher. 



73 



, Größte 


Mittlere 


Neigung 


Höhe des 
Gletscher- 
endes 

m 


Mittlere 
Höhe 

m 


Fimgrenze 
m 


Flächen- 
Verhältnis 


Länge 
1 km 


Firn 


Zunge 


Firn : Zunge 
(Zunge = 1 ) 


6,8 


38* 


31» 


1640 


2930 


2850 


1,9 


6,3 


20 


34 


1696 
Mittel 


2950 


2880 


3,7 




2940 


2865 




6,3 


17 


19 


2160 


3000 


.2880 


3,8 


11,8 


26 


8 


1940 


3185 


2760 


3,4 


6,9 


18 


12 


2460 


3080 


2850 


3,9 


7,5 


27 


14 


2490 


3170 


2940 


2,6 


5,5 


19 


26 


2460 


3190 


2900 


10,0 


8,2 


27 


19 


2020 
Mittel 


2890 


2880 


1,8 




3086 


2870 




6,6 


23 


24 


2180 


3115 


2880 


4,0 


4,2 


43 


43 


2000 


3440 


2850 


5,4 


9,5 


29 


22 


1890 


3060 


2800 


2,0 


6,4 


24 


25 


2330 


3130 


2800 


2,0 


8,6 


24 


10 


2115 


3025 


2850 


1,0 


8,6 


24 


22 


1890 


3040 


2850 


2,3 


7,5 


30 


18 


2250 


3075 


2600 


5,5 


6,3 


42 


22 


1800 


2850 


2600 . 


2,3 


5,5 


20 


16 


2310 


3000 


2800 


3,5 


7,6 


31 


33 


2080 


3230 


2850 


7,0 


5,6 


34 


30 


1950 


8220 


2800 


5,6 


7,0 


25 


28 


2000 


3270 


2850 


5,0 


15,0 


26 


11 


1840 


3070 


3000 


2,3 


9,9 


19 


15 


2160 
Mittel 


3230 


2880 


5,9 




3127 


2815 




26,8 


20 


7 


1360 


3060 


2880 


2,1 


10,3 


26 


11 


1950 


2830 


2800 


2,1 


16,1 


24 


16 


1500 


3130 


2910 


3,4 


7.0 


29 


14 


2240 


2810 


2700 


1,8 


16,0 


24 


12 


1880 


2790 


2650 


1,5 


13,6 


23 


21 


1940 


2780 


2650 


2,2 


5,2 


24 


34 


1710 


2910 


2700 


3,4 


6,2 


28 


37 


1350 


2810 


2650 


4,8 


10,1 


32 


24 


1080 


2820 


2600 


2,2 


5,7 


28 


30 


1880 


2700 


2550 


3,7 


9,3 


32 


27 • 


1850 


2740 


2600 


2,6 


10,8 


20 


21 


1770 
MiUel 


2900 


2730 


3,5 




2857 


2700 




5,1 


24 


1? 


2100 


2660 


2640 


2.4 


8.2 


23 


8 


2040 


2870 


2730 


1,4 


7,3 


29 


17 


2070 


2930 


2730 


2,3 


8,1 


28 


12 


1920 
Mittel 


2940 


2700 


2,3 




2850 


2700 





74 



Dritter Abschnitt. 



o 

i 



OD 
CD 



» 



r 







1^ 



Formen der Gletscher. 



75 



Das Ergebnis der Bichter sehen Untersuchung enthält die fol- 
gende Tabelle: 



Schuee- 
greoze 



Höchste 
Lage der 
Isotherme 

VOD 0® 



Mittlere 
Sommer- 
temperatur 



Mittlere 
Jahres- 
temperatur 



Silvrettagruppe . . 
Tauem (Nordseite) 
Osten*. Kalkalpen . 
ötztalergruppe . . 
Tauei*n (Südseite) . 
Ortler 



2700 m 
2660 n 
2500 , 
2800 „ 
2800 „ 
2800 , 



3400 m 
3560 „ 
3490 , 
3640 „ 
8640 „ 
8610 , 



+ 8,22 • 
+ 4,43 
+ 4,99 
+ 3,4H 
+ 4,14 
+ 4,04 



— 3,33<* 

— 1,55 

— 1,19 

— 3,89 

— 2,70 

— 3,27 



„Sie zeigt, daß die Mitteltemperatur der vier warmen Monate an 
der Schneegrenze in jenen Gegenden, welche niedrige Schneelinie 
besitzen, nur unbedeutend oder gar nicht höher ist als in jenen mit 
hoher Schneelinie. Besonders auffallend ist die niedrige Sommer- 
temperatur der ersten Gruppe, welche bei 2700m Höhe um fast 1® 
kälter ist als z. B. die Tauern -Südseite bei 2800 m.^ [Bei der hohen 
Wärme (fast 5®) der Dachsteingruppe muß beachtet werden, daß dies 
Ergebnis wahrscheinlich zu hoch ist, da der Schafberggipfel, auf dem 
die Messungen vorgenommen wurden, abnorm warm ist.] 

Dieses Resultat rechtfertigt nach £. Eichter den Schluß: daß die 
tiefe Schneegrenze einzelner Gebirgsteile nicht ausschließlich durch den 
höheren Niederschlag, sondern auch durch geringe Erwärmung mit ver- 
anlaßt ist. Schneegrenzhöhen und Erwärmung ändern sich im gleichen 
Sinne. Damit stimmt auch die Zahlenreihe über Wanderung der Iso- 
therme von 0® überein. 

Die inneren Teile der Alpen sind durch Trockenheit, höhere Tem- 
peratur, klares Winterwetter und Hinaufrücken der Vegetations- und 
Schneegrenzen gekennzeichnet. 

Zu demselben Resultate, daß auch die Temperatur von bestimmen- 
dem Einflüsse auf die Höhe der Schneegrenze ist, gelangt J. Je ger- 
lehn er. Er glaubt allerdings, im Gegensatz zu Richter, daß die 
Temperatur der einflußreichere Faktor sei. 

So lange genügend viele Messungen der Niederschlagsmengen in 
der Gletscherregion fehlen, wird es nicht möglich sein, das Gewicht 
beider Faktoren mit einiger Sicherheit zu bestimmen (vgl. übrigens S. 81). 

An Einzelergebnissen, zu denen Richters und Jegerlehners 
Untersuchungen führten, ist noch hervorzuheben : 

1. Die Schneegrenze liegt auf der Nordseite der einzelnen Gruppen 
tiefer als auf der Südseite. 

2. In jeder Gruppe steigt die Schneegrenze vom Rande gegen das 
Erhebungs- bzw. Vergletscherungszentrum an. 



76 Dritter Abschnitt. 

Lage der Schneegrenze im Kaukasus. Die Untersudiungen, 

welche der verdienstvolle russische Kaukasusforscher H. Abich 1877 
veröffentlichte, ergaben, daß im Kaukasus die Höhe der Schneegrenze 
vom Schwarzen Meere an allmählich ansteigt, in demselben Maße, in 
welchem die pontische Kette sich vom Meere entfernt. In den pontisch- 
abchasischen Alpen am Fischta und Oschten (43^ 57' nördl. Br., 57® 34' 
östl. L. V. F.) liegt die Schneegrenze am Nordabhange bei 2740 m, am 
Südabhange bei 2600 m, am Westabhange noch etwas tiefer. Am 
Elbrus (43021' nördl. Br., 60^ 6' östl. L.) erreicht sie auf der Nordseite 
3425 m, auf der Westseite 3330 m, im Osten 3200 m. Im Goribolo- 
gebirge (42^53' und 61^0') wird sie zu 2900m geschätzt; am Kas- 
beck (41^56' und 62° ll') wurde sie von Kolenatis und Chatisjan 
zu 3100 m (Osten) und 3628 m (Süden) bestimmt. Am Schach Dagh 
(4m6' und 65043') liegt sie nach Abich bei 3720m, eine Zahl, die 
den Mittelwert mehrerer um 1047 m schwankender Angaben bildet. 

N. J. Dinnik gibt, auf Beobachtungen Stabnitzkys gestützt, für 
den Südabhang im westlichen Kaukasus 2900 m, im östlichen 3500 m, 
für den Nordabhang entsprechend 3300 bzw. 3900 m als Mittelwerte 
an (vergl. G. Merzbacher: Aus den Hochregionen des Kaukasus I, 
S. 36). 

Mit diesen Beobachtungsergebnissen stimmen die Resultate, welche 
ich bei Bestimmung der „Firnlinie ^ aus den in 1 : 42 000 hergestellten 
Originalaufnahmen des Generalstabes der kaukasischen Armee erhielt, 
recht gut überein. In Fig. 13 habe ich meine Ergebnisse für die 
Hauptkette des Zentralkaukasus zusammengestellt. 

Man bemerkt, daß in der Tat der Südabhang durchweg eine viel 
niedrigere Schneegrenzhöhe zeigt als der Nordabhang. Im Elbrus- 
massiv ist der Unterschied sehr deutlich ausgeprägt und beträgt etwa 
300 m. Auf der Südseite dieser in großer Ausdehnung mehr als 5000 m 
Höhe erreichenden Masse ist die Schneegrenzhöhe über 3200 m; der 
Nordabhang der vorgelagerten Hauptkette hat hier nur 3000 m, der 
Südabhang derselben nur etwa 2900 m Höhe der „Fimlinie^. Nach 
Westen hin sinkt dieselbe am Hauptkamme auch auf der Nordseite auf 
2900m. Folgen wir dem Hauptkamme nach Osten, so finden wir auf 
der Südseite ein rasches Ansteigen der Fimlinie bis auf 3200 m. Vom 
Tschingen - Tau bis zum Katuin-Tau, auf eine Länge von etwa 10 km, 
behält sie diese Höhenlage. Auch auf der Nordseite findet ein An- 
steigen statt. Der zum Tschegem-Basch nordwärts ziehende Seitenkamm 
hat fast 3200 m Schneegrenzhöhe. 

Weiter nach Osten aber steigt diese Grenze rasch bis über 3400 m, 
wo sie in den Sammelbecken des Schaurtu- und des großen Bezingi- 
gletschers angetroffen wird. Auf dem nordostwärts verlaufenden Seiten- 
kamme, der den Dych-Tau, Koschtan-Tau und andere über oder fast 
5000m hohe Berge verbindet, liegt sie etwas unter 3200m. Weiter 
nach Osten beim Laboda-Tau sinkt sie auf eine Strecke von 20 km auf 



78 Dritter Abichnitt. 

2900m herab; aber in der dem Hauptkamme hier parallel gehenden 
Seitenkette des Sugan-Tau erreicht sie auf dem Südabhange 3200 m 
und im kleinen Bezirke des Nordhanges mehr als 3400 m. Gegen den 
Earakom-Choch und das von hier zum Adai-Choch ziehende Gratstück 
steigt die Fimgrenze wieder an, erreicht auf der Südseite 3200 m und 
in dem Becken des Karakomgletschers und seiner Nachbarschaft auf 
der Nordseite wiederum 3400 m. 

Vergleichen wir mit den Schwankungen, welche der Stand der 
Fimgrenze längs des Hauptkammes erfährt, die Höhenänderungen des 
letzteren, so finden wir einen recht gut ausgeprägten Parallelismus. Je 
größer die mittlere Kammhöhe, um so höher, je geringer die mittlere 
Eammhöhe, um so tiefer liegt die Firngrenze, sowohl am Nord- als am 
Südabhange. 

Die Umrahmung des Earakomfirns enthält viele Punkte, welche 
über 5000 m liegen; ebenso die des Bezingifims. In der Nähe des 
Laboda-Tau aber sinkt die Eammhöhe vielfach unter 3500m herab; 
auch im westlichen Teile des Hauptkammes erreicht dessen Höhe selten 
4000 m, und je weiter wir ihm nach Westen folgen, um so mehr sehen 
wir seine Gipfelpunkte unter 3500 m liegen. 

Es ist kein Zweifel, daß die Massenerhebung in ursächlichem Zu- 
sammenhange mit der Höhenlage der Fimlinie steht. Aber in welchem? 

Sehen wir uns die Lage des kaukasischen Hochgebirges etwas 
näher an, so finden wir, daß in dessen westlichem Teile sicher der Süd- 
abhang die Begenseite ist. Die feuchten Luftströme, welche vom 
Pontus her wehen, müssen während des Aufsteigens an der Südseite 
des Gebirges ihren Wassergehalt abgeben und demgemäß in den Hoch- 
regionen zu starken Schneeansammlungen führen. Je höher der 
Gebirgskamm ansteigt, um so mehr wird auch die Luft in die Höhe 
getrieben und die Senkungen des Eammes werden für sie zu Pässen, 
über welche die Hauptmasse hin wegzieht. Die Biesenmauem, zwischen 
denen diese Pässe eingeschnitten sind, wirken wie gewaltige Stauscheiben 
und bekommen eine verhältnismäßig schwache Zufuhr feuchter Luft. 
An ihrem Fuße muß die alljährlich anfallende Niederschlagsmenge 
kleiner sein als in der Nähe der Einsattelungen des Eammes, über 
welche die Zugstraße der Wolken führt. Es fehlen zwar im Eaukasus 
noch mehr als in den Alpen die Hochstationen mit regelmäßigem 
meteorologischem Dienste, aber gerade die Gletscherverhältnisse am 
Laboda-Tau und zwischen Earakom-Choch und Mamison-Choch stimmen 
recht gut zu der Darstellung, die wir eben gaben : trotzdem die Eamm- 
höhe in der Nähe des ersteren Gipfels um fast 800 m niedriger ist 
als das Stück zwischen den beiden anderen, finden wir auf der Süd- 
seite des Hauptkammes an beiden Stellen fast die gleiche Gletscher- 
entwickelung. 

Die Einsattelung des Hauptkammes wirkt wie eine Ausflußöffnung, 
gegen welche hin die Luftströme konvergieren. Dieses Zusammen- 



Formen der Gletscher. 



79 



strömen der feuchten Luftmassen muß sich natürlicherweise schon auf 
eine größere Entfernung vom Kamme geltend machen und die Nieder- 
schläge werden deshalb in der Umgebung der Einsattelung konzen- 
triert, wo sich wegen der Luftverdichtung die Eondensationsbedingungen 
besonders günstig gestalten. 

Eüne zusammenfassende Darstellung der Ergebnisse, welche die 
Niederschlagsmessungen im Eaukasusgebiete bis zum Jahre 1892 
lieferten, gab A. B. Wossnesenskij. Das Beobachtungsmaterial ist 
recht lückenhaft und enthält fast nichts über die Verhältnisse in den 
Hoch^egionen. Aus den kartographischen Darstellungen sieht man, 
daß am Ufer des Schwarzen Meeres die größten Niederschlagsmengen 
fallen (in Poti maximal 2252 mm, 1614 mm im Mittel von 1868 bis 
1892). Gegen das Gebirge hin zeigt sich hier zunächst eine Abnahme 
des jährlichen Regenfalles. 

fPoti 2252 mm Kutaia 1452 mm 

tAbedati .... 1813 , Oni 957 , 

Dasselbe zeigt sich bei dem Niederschlagszentrum von Sotchi, am 
Nordwestabhange der Gebirgskette. Dagegen tritt längs des ganzen 
Nordnordost- Abhanges recht deutlich eine Zunahme der Niederschlags- 
mengen mit Annäherung an das Gebirge hervor. Ein Beispiel dafür 
bietet die Reihe der Stationen, welche im Tale des Terek bis zur Paß- 
höhe der grusinischen Heerstraße liegen. Vom höchsten Punkte an 
auf der Südseite abwärts zeigt sich eine Abnahme des Regenfalles. 



Station 



8eehöhe 
m 



Entf. V. 

Hauptkamm 

km 



Niederschlag 
(1902) 



mm 



Kialjar . . . 
Grognyl . . . 
Wladikaukas 
Kobi . . . . 
Gudaursk . . 
Gori . . . . 
Tiflis . . . . 
Jelisabetopol 



—11 
125 
684 
2005 
2022 
594 
468 
445 



200 

110 

52 

6 

4 

80 

90 

100 



331 
432 

677 
738 
981 
489 
389 
163 



Ob es gerechtfertigt ist, für die kaukasischen Gletschergebiete die 
jährliche Niederschlagsmenge zu 4m zu veranschlagen, wie dies von 
einzelnen Forschem geschieht, möchte ich allerdings bezweifeln. Zeigt 
die vorstehende Tabelle auch deutlich eine Zunahme der Niederschläge 
mit Annäherung an den Hauptkamm, so stützt sie doch die Annahme 
einer so bedeutenden Steigerung in größeren Höhen nicht. Im Innern 
des Hochgebirges fehlen, wie leicht begreiflich ist, bisher alle Messungen 
der Schnee- und Regenmengen. 



80 



Dritter Abschnitt. 



Die Luf tmengen , welche den Haupikamm von Süden her üher- 
schreiten, haben fast alle Feuchtigkeit, die sie mit sich führten, w&hrend 
des Aufstieges abgegeben. Ein trockener Luftstrom sinkt auf der 
Nordseite der Kette herab. Das geht überzeugend aus dem Umstände 
hervor, daß die im Norden der beim Laboda-Tau auftretenden Eamm- 
senke verlaufende digorische Seitenkette, welche im Sugan-Tau kul- 
miniert, auf der Südseite eine sehr geringe Gletscherentwickelung zeiget. 
Diese ist nicht nur dem Flächeninhalte nach sehr klein, sondern auch 
die Gletscherenden haben hier durchweg die relativ höchste Lage des 
ganzen Gebietes. 

Die Größe der Vergletscherung im zentralen Kaukasus und die Ver- 
teilung der Eisbedeckung auf die beiden Hauptseiten des Gebirgskammes 
ist aus folgender Tabelle ersichtUch. Man bemerkt, daß nicht nur in 
der Größe der vergletscherten Fl&che (1068 km' gegen 773 km*), sondern 
auch in der Zahl der Talgletscher ein Unterschied zu Gunsten der Nord- 
seite des Hauptkammes auftritt. Trotzdem hier die Schneegrenze im 
Mittel um etwa 200 m höher liegt als auf der Südseite, erreichen die 
Eisströme größere Dimensionen. Gehen sie auch (im Mittel) im Süden 
weiter herab als im Norden, so haben wir doch in erster Linie an die 
Einwirkung der Insolation zu denken, um das bei der tiefen Lage der 
Schneegrenze sehr rasche Verschwinden der Gletscher auf der Südseite 
zu verstehen. Die Abschmelzung an den Gletscherzungen muß hier 
wohl sehr bedeutende Werte erreichen. Dementsprechend müßten auch 
große Geschwindigkeiten in der Abwärtsbewegung der in den Firn- 
feldern angesammelten Schnee- und Eismassen festzustellen sein. 
Messungen der Geschwindigkeit sind mir nicht bekannt geworden, doch 
sprechen die Neigungsverhältnisse, der steile Abfall des Gebirges auf 
der Südseite (vgl. Karte 11.), für ein solches Verhalten. 



I Fläche 
der Eis- 
bedeckung 



Höhe 
der Schnee- 
grenze 



MitÜ. Höhe 

der Gletscher- 

enden ^) 



Elbrus, Nordseite 

, Südseite 

Hauptkamm, Nordseite .... 

n Südseite 

Kette des Bugan-Tau, Nordseite 
r, n . Südseite 

Kette des Tepli-Tau, Nordseite 
n n Südseite 

Kasbek, Nordseite 

, Südseite 



101km' 

92 , 

785 „ 

653 „ 

24 , 

24 , 

19 , 

109 , 

85 , 



1841 km' 



3560 

3200 
2900 — 3400 
2900 -— 3200 

3200 
3200 — 3400 



2990 (12) 
2620 (16) 
2490 (56) 
2400 (27) 
2570 (4) 
3085 (5) 



^) Die in Klammem beigefügten Zahlen bedeuten die Anzahl von Tal- 
gletschem, für welche der Mittelwert gilt 



Formen der Gletscher. 81 

Wenn nun die von Süden her kommenden Luftmassen aus- 
getrocknet auf der Nordseite herabfallen, so können sie natürlicher- 
weise nicht die Existenz der ausgedehnten Yergletscherung auf dieser 
Abdachung der großen Gebirgskette verursachen. Wir müssen an- 
nehmen, daJß die von Nord, Nordost und Ost zuströmenden Winde den 
Hochregionen die Feuchtigkeit zuführen, welche die Bildung der großen 
Eisdecke ermöglicht. Allerdings werden die aus rein nördlicher Rich- 
tung kommenden Luftströmungen, welche über die Steppe zogen, ziem- 
lich trocken sein ; aber die nordöstlichen und östlichen Winde bringen 
die dem Easpischen Meere entsteigenden Dämpfe. 

Entsprechend der geringeren Niederschlagsmenge, welche das nörd- 
liche Gebirgsvorland aufweist (Wladikawkas , 722m Seehöhe, 970mm; 
Alagirsk, 700 m Seehöhe, 998 mm; Temir-Chan-Schura, 467 m Seehöhe, 
510 mm), ist wohl ^uch in den höheren Regionen de.r jährliche Anfall 
an Schnee geringer als auf der Südseite des Gebirges und deshalb liegt 
Auch im Norden die Schneegrenze weit höher. Wir finden also bei 
den gegenüber den alpinen wesentlich . einfacheren kaukasischen Ver- 
hältnissen einen ausreichenden Grund für die Verschiedenheit der Aus- 
dehnung der Vergletscherung und der Höhe der Schneegrenze, wenn 
wir die Unterschiede in der Niederschlagsmenge allein ins Auge fassen. 
Besondere Einflüsse der Temperatur machen sich nur insofern geltend, 
Als auf der Südseite trotz der tiefen Lage der Schneegrenze die Glet- 
scher nicht wesentlich weiter herabsteigen als am' Nordhange. 



Heß, Die Gletscher. q 



Vierter Abschnitt. 

Verbreitimg und Dimensionen der Gletscher. 

« 

1. Europäische GleUchergebiete : Alpen, Pyren&en, EaukMUs, Skandinavien, 
Island, Jan Hayen. 2. Gletscher in Asien. 3. Gletscher in Amerika: Zentral- 
amerika, Nordamerika, Alaska, Südamerika. 4. Gletscher in Afrika. 5. Gletscher 
auf Neuseeland. 6. Gletscher der Polargebiete: Grönlands Inlandeis, Spitz- 
bergen, Franz -Josefs- Land, Nowaja Semlja, Arktisches Amerika, Südpolar- 
region, Boden eis. 



1. Europäisolie Oletsohergeblete. 

Alpen. Die Eisbedeckung der Schweiz wurde 1877 vom eid- 
genÖBsischen statistischen Bureau aus den Karten des Siegfriedatlas 
zu 1841 qkm bestimmt. In der mehrfach erwähnten Arbeit von 
J. Jegerlehner, der im wesentlichen das gleiche Material zugrunde 
lag, wurde sie zu 1838,8 qkm, also fast ebenso groß gefunden. In 
dem an die Schweiz angrenzenden italienischen Alpengebiete verzeichnet 
der eben genannte Forscher 104 Gletscher mit zusammen 189,9 km*. 
Für' die Ostalpen fand £. Bichter ein Gesamtareal der Gletscher von 
1461,9 km«. 

Das ganze Alpengebiet hat von der Montblanc - Kette bis zur 
Ankogel-Gruppe 3765,9 km' Eisbedeckung. Nur das Areal der Gletscher 
im Dauphin^ und im westlichen italienischen Alpengebiete fehlt dabeL 

Von den größeren Gletschergruppen umfassen: 

Gruppe : Hontblano 277,2 km* 

„ AroUa • Combin 176,1 „ 

„ Monte Bosa-Matterhom 445,0 „ 

„ Finsteraarhom 482,8 , 

f, Trift 115,7 , 

„ Bemina 122,8 „ 

, Ortler 191,5 „ 

, Ötztal-Stubaier 484,6 , 

, Tauern 580,8 „ 

Aus X. Imfeids Karte der Montblanc -Gruppe entnehme ich 
folgende Daten für die Talgletscher: 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 



83 



Fläche 
km« 




Höhe des 
Gletscher- 
endes 



Glacier du Tour .... 

, d'Argenti^re . . 

Her de Glace 

Glacier des Bossons . . 

, de Tacconaz . . 

„ de Bionnassay . 

, de Trölatöte . . 

« de PAllde blanche 

j, de Miage italien 

„ de la Brenva . . 

de Triolet . . . 

» de Pre de Bar . 



9,5 
28,1 
55,3 
10,4 

7,1 
6,0 

18,8 
4,9 

18,9 
9,4 
6,6 
*.3 



5,4 

10,6 

15,0 

8,0 

5,6 

6,1 
8,8 
4,8 
8,8 

6.4 
5,0 
4,4 



1150 
1099 
1897 

1675 

2000 
1500 
1864 
2007 



Weitere allgemeine Angaben über diese Gletscher können zur Zeit 
nicht gemacht werden, da die französischen Karten keine Höhenlinien 
enthalten. 

Einen genaueren Einblick in die GrÖßenverhältnisse der bedeuten- 
deren Ostalpengletscher gewährt die Tabelle auf folgender Seite, welche 
mit der S. 72 bis 78 zu vergleichen ist. 

Die Flächen, welche in dieser Tabelle angegeben sind, hat zum 
größten Teile E. Eichter ermittelt; er bearbeitete die österreichischen 
Originalaufnahmen 1 : 25 000 sehr sorgfältig und die von ihm gefun- 
denen Zahlenwerte sind deshalb zuverlässiger, als die aus den Karten 
in 1 : 75000 oder den Alpen vereinskarten erhältlichen Werte, welche 
zumeist kleiner als die Bicht er sehen ausfallen. Nur in wenigen Fällen, 
für die seit dem Erscheinen der „Gletscher der Ostalpen ^ noch besseres 
Eartenmaterial zugrunde gelegt werden konnte, habe ich die Zahlen 
eingesetzt, welche diesem entsprechen. 

Die übrigen Angaben der Tabelle wurden den vom Deutsch-öster- 
reichischen Alpenverein herausgegebenen Karten 1:50 000 entnommen. 
Als größte Länge ist, wie in Tabelle S. 72 bis 73, die der längsten Be- 
wegungslinie angegeben. Die Werte der Neigungswinkel sind nur 
Näherungswerte ; die Lage der Firnlinie ist nach meinem Verfahren be- 
stimmt, so gut es die Karten erlauben. Daß im allgemeinen der Fehler 
bei dieser Bestimmung nicht besonders groß ist, ersieht man aus den 
verhältnismäßig kleinen Schwankungen in der Höhenlage der Firnlinie 
selbst und im Werte des Verhältnisses von Firn- zu Zungenoberfläche. 
In einzelnen Fällen weisen die Abweichungen dieses Verhältnisses vom 
Mittelwerte (3,1 : 1) auf Unsicherheiten in der Bestimmung der Fim- 
Unienhöhe, in anderen Fällen, wobei diese Höhe für benachbarte Glet- 
scher gut übereinstimmt, zeigt sich, daß orographische Besonderheiten 

6* 



84 



Vierter Abschnitt. 



Gruppe 



Gletscher 



d 
o 

•3 

o 

X 






* km* 



0) 

a 
:ce 






Mittlere 
Neigung 



E 

pH 



9^ 

o 






0) 



0) 






••-I ••^ 

t> 5 



Ortler 



n 
n 



Adamello 

» 

Ötztaler 

n 
» 

R 

1» 
» 
j» 
n 
» 

Stubaier 



Zillertaler 



n 



Tauem 



» 

n 
n 
n 
n 
n 
n 
n 



I 



Suldenferner . 
Vedr. del Fomo 
Vedr. la Mare 
Langenfemer 
Zerfallfemer 

Mandron . . 
Lobbia . . • 



I • • « ■ 



N 10,9 
N 17,3 



Gepatsch 

Hintereis 

Hochjoch 

Yemagt-Guslar . . . . 

Taschach 

Hittelberg 

Langtauferer 

Marzell 

Schalf 

Gurgler 

Langtaler 

Botmoos 



Sulztaler .... 
Bulzenau .... 

Übeltal 

Alpeiner .... 

Schlegeis .... 
Wazegg .... 
Schwarzenstein . 
Homkees . . . . 
Floitenkees . . . 



Krimmler 

Obersulzbach . . . . 
üntersuizbach . . 
Schlatenkees .... 

üorfer 

Mullwitz 

Yiltragen 

Umbal 

Pasterze 



O 

N 

N 
N 

K 

NO 

N 

SO 

NO 

N 

W 

N 

W 

W 

w 
w 

N ; 
NO! 

O 
NO 

NW 

N 
N 

N 

N 

N 
N 
N 


s 
s 
o 
s 





7.2 
16,4 

13,7 
6,3 

25,0 
13,8 
11,9 
16,0 
10,7 
16,3 
8,4 

7,1 

12,3 

14,5 

5,7 

6,3 

5,8 
6,1 

11,9 

7,7 

7,4 
5.3 
7,2 
5,7 
7,1 

7,9 

16,0 

11,8 

11,8 

7,9 

5,8 

9,9 

8,4 

32,0 



5,0 
6,3 
4,7 

5,8 

9,9 
5.4 

9,7 
10,2 
6,2 
5,5 
6,3 
7,6 
6,0 
7,0 
8,0 
9,8 
6,4 
4,3 

4,0 

4,1 
5,6 
5,0 

3,6 
3,7 
4,0 
4,4 
4.7 

4,0 
6,3 
7,0 
6,0 
5,3 

5,1 
4,9 

5,8 

10,4 



29® 

24 

29 

25 

15 
19 

14 
19 
18 
18 
26 
16 
29 
27 
18 
14 
21 
26 

20 
29 
16 
19 

SO 
26 
27 
25 
29 

30 
16 
22 
23 
25 
29 
25 
29 
21 



25« 

16 

40 

33 

24 
42 

15 
8 
12 
16 
81 
21 
26 
18 
14 
14 
10 
16 

16 
20 
30 
20 

30 
23 
15 
15 
24 

22 
17 
13 
15 
20 
20 
22 
25 
13 



2220 
2160 



2750 
2850 



2460 ; 2900 



2430 



2850 



1665 2800 
1850 2800 



1900 
2300 
2500 
2500 
2100 
1920 
2150 
2250 

; 2250 j 
2190 ; 

! 2520 
2350 

2304 1 
2400 I 
2080! 
2270 ' 



2830 
2850 
2900 
3000 
2900 
2850 
2800 
2850 
2900 
2900 
2800 
2800 

2750 
2750 
2650 
2750 



1990 I 2600 
i 1920 2600 

2100 2600 
' 1980 2600 



1800 

1980 
1950 
1850 
2100 
2150 
2250 
2100 
2310 
1950 



2600 

2500 
2600 
2600 
2600 
2650 
2800 
2600 
2700 
2650 



2,1 
3,8 
6,0 

4,0 

3,2 
3,4 

3,7 
2,2 
2,7 
3,0 
3,4 
. '♦.^ 
! 3,0 
3,3 
3,8 
2,8 
1,8 
2,1 

3,8 
3,4 

4,1 
2,8 

3,4 
2,0 
2,5 
2,0 
1,8 

2,5 
3,0 
3,9 
2,5 

3,1 
3,8 
3,8 
2,2 
2,6 



Verbreitung and BimensioneD der Gletscher. 85 

den Wert dieses Yerliältiiisses wesentlicli zu ändern yermögen; es 
kommt dem Mittelwerte eben für den einzelnen Fall keine besondere 
Genauigkeit zu. 

Der größte Gletscher der Ostalpen ist die Pasterze mit ihren 
32 km'; ihr folgen die Gepatschferner mit 25 km^, die Vedretta del 
Forno mit 17,3 km' und der Mittelbergfemer mit 16,3 km'. Der Längen- 
entwickelung nach ist ebenfalls die Pasterze am bedeutendsten, dann 
folgen Hintereis, Mandron, Gurglergletscher usw. 

Wie schon aus der Gegenüberstellung der Anzahl von Talgletschern 
in den Ostalpen und in der Schweiz hervorgeht, ist trotz der fast gleich 
grollen Eisoberfläche das letztere Gebiet wesentlich reicher an großen 
Gletschern als ersteres. Die Pasterze wird an Größe übertroffen vom 
Aletschgletschei" (115km' und 26,8km Länge), vom Gromergletscher 
(67,2 km' und 15 km Länge), vom Fieschergletscher (41 km' und 16 km 
Länge) und vom Unteraargletscher (39 km' und 16 km Länge). Glet- 
scher mit mehr als 20 km' Fläche zählt die Schweiz 17, während in 
den Ostalpen nur zwei solche vorhanden sind. 

Crletscher der Pyrenften« Die Pyrenäen bilden einen einzigen 
vom Golf de Gascogne bis zum Mittelmeer verlaufenden Kamm, der 
sich in seinem zentralen Teile zwischen Col de la Perche und* Pic 
d'Ohry auf eine Länge von 250 km, die ungefähr die Hälfte der ganzen 
Länge des Gebirges ausmacht, bis zu einer mittleren Höhe von 2500 m 
erhebt. Die beiden seitlichen Teile erreichen nur MittelgebirgsHöhe. 

Die größte Erhebung im Westen des Gebirges, der 2590m hohe 
Pic d'Anie, verliert nie Schneeflecke; die Schneegrenze liegt also hier 
bei etwa 2600 m ; im Hauptkamme erreicht sie nach den Beobachtungen 
von Ramond 2800m und im Osten wird der 2800m hohe Ganigon 
alljährlich ganz schneefrei, so daß die Schneegrenzhöhe hier etwa 
2900 m beträgt. 

Die Entwickelung des Gletscherphänomens ist in den Pyrenäen 
ziemlich schwach — entsprechend der Gestaltung des Gebirges — von 
dem nur ein relativ kleiner Teil über die Höhe der Schneegrenze empor- 
steigt (höchster Gipfel Maladeta, 3404m). F. Schrader bestimmt das 
von Schnee und Eis bedeckte Gebiet zu insgesamt 40 km'. Nur ein 
Talgletscher ist vorhanden; der des Yignemale, dessen kurze Zunge 
bei 2200m endet. Sonst bestehen nur wenig ausgedehnte Kar- und 
Hängegletscher, die ebenso wie der erstere, alle auf der Nordseite des 
Gebirges liegen. Die Südseite ist ganz frei von dauernder Schnee- 
und Eisbedeckung. 

Einzelne Schneeflecke, aber keine eigentlichen Gletscher, finden 
sich in geschützter Lage in der bis zu 3567 m ansteigenden spanischen 
Sierra Nevada. 

Kaukasus» Von der Ausdehnung der Yergletscherung des 
Kaukasus geben die Tabelle S. 80 und die folgende Zusammenstellung 
der wichtigsten Daten für einzelne Gletscher des Zentralkaukasus eine 



86 



Vierter Absclinitt. 



Yorstellung. Die Angaben habe ich der russischen Spezialkarte 1 : 42 000 
entnommen. Dabei habe ich die Felsgebiete, welche die eigentlichen 
Gletscher umrahmen und solche, die in die Firnmulden hineingreifen, 
mit zur Bestimmung der Fläche verwendet. Zweifellos tragen die 
Niederschlagsmengen, welche auf diese Felsen fallen, mit zur Ernährung 
der Gletscher bei; andererseits ist sicher, daß die eigentlichen, in Be- 
wegung befindlichen Eismassen, also eben die Gletscher erst am Fuüe 
dieser aperen, häufig an 1000 m und mehr Höhe besitzenden Felswände 
beginnen. Deshalb habe ich auch noch die Größe der reinen Firn- 



Gletscher 



Fläche in km* 



s 



s> 



4» 
•J3 bO 



o 

a 

■§ 



9 



«MD 

a 
'S et 

'S 



Seehöhe in m 






^ 



L 

3 









Üllu-Tschiran 
Eara-Tschul . 
Kukurtiu . . 

Irik 

Asau .... 
Jusengi . . . 
Bolra .... 
Kwisch . . . 
Scheldii . . . 
Basoh-Kara . 
Üschba . . . 
Tschalaat . . 
Leksür . . . 
Seri-Kitlod . . 
Zanner . . . 
Adisch . . . 
Chalde . . . 
Kulak .... 
Schaurtu . . 
Bezingi . . . 
Dych-Kotui-0u 
Mischirgi . . 
Ullu-Kuz . . 
Fütnargin . . 
Nascbaschbita 
Sugan .... 
Tana-Zete . . 
Karakom . . 

Zeja 

Qimarai . . . 
Devdorak . . 



12,2? 

7,2? 

6,7 
11,7 
27,0 
13,7 

8,8 
28,3 
27,4 

8,8 
17,7 
27,8 
59,5 
61,8 
55,6 
12,2 
18,9 
20,5 
19,2 
63,8 
56,2 
21,1 
15,2 
24,6 
11,3 

7,6 
16,4 
40,0 
20,7 
21,3? 

7,6? 



8,5 

4,6 

4,8 

9,3 

20,2 

8,9 

7,3 

22,7 

22,3 

7,1 
14,9 
22,8 
45,2 
48,6 
44,4 

9,5 
15,2 
13,6 
15,5 
44,9 
45,0 
16,7 
11,9 
18,0 

84 

5,1 
12,6 
33,0 
17,2 



8,5 

4,6 

4,8 

9,3 

14,2 

6,0 

4,4 

17,2 

10,4 

6,5 

8,3 

10,9 

25,1 

15,9 

37,9 

9,5 

10,4 

9,9 

I 12,6 

33,3 

33,7 

12,8 

11,0 

18.0 

7,6 

3,8 

11,5 

26,5 

11,6 



8.7 
2,6 

1,9 
2.4 
6,8 
4,8 

1,3 
5,6 

5,1 
1,7 
2,8 

6,1 
14,3 

13,2 

11.2 
2,7 
3,7 
6,9 
3,7 
18,9 
11,2 
4,4 
3,8 
6,6 
3,2 
2,5 
3,8 
7,0 
3,5 



8,4 

7.9 

7.6 

11,0 

12,6 

6,2 

6,7 

9.1 

6,8 

6,3 

6,8 

9,1 

14,3 

10,9 

12,2 

8,3 

6,5 

7,2 

8,6 

14,7 

12,0 

9,2 

7,6 

11,8 

6,2 

6,5 

7,0 

13,7 

9,0 

8,0 

5,5 



3530 
3570 
3270 
3200 
3300 
3130 
3040 
3040 
3100 
3150 
2950 
2990 
3150 
3050 
3200 
3200 
3050 
3300 
3400 
3380 
3200 
3170 
3150 
3040 
3300 
3400 
2900 
3430 
3200 



2820 
3048 
2778 
2540 
2330 
2430 
2420 
2210 
2210 
2360 
2110 
1622 
1730 
2030 
2085 
2280 
2460 
2420 
2150 
1990 
2050 
2240 
2470 
2160 
2530 
2750 
2120 
1765 
2020 
2330 
2300 



N 
N 
W 

o 

N 

N 

S 

6 

N 

N 

8 

8 

8 

8 

8 

S 

8 

N 

N 

N 

N 

N 

N 

N 

K 

N 

N 

N 

K 

N 

N 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 



87 



fläche angegeben. Man sieht, daß die Unterschiede zwischen dieser 
und dem Einzugsgebiete in yielen Fällen recht bedeutend sind. 

Die Flächenräume, welche die größeren Gletscher des Elbrus- und 
des Easbekgebietes bedecken, sind, wie bereits bemerkt wurde, nicht 
mit YoUer Sicherheit anzugeben. 

Unter den größeren Talgletschem des Zentralkaukasus sind 15, 
welche mehr- als 20 km^ umfassen. Größer als die Pasterze sind |6, 
größer als der Fieschergletscher sind 5, während der Gomergletsoher 
nur 3 und der große Aletschgletscher keine Rivalen besitzen. 

Michailowski] zählt in dem ganzen Gebiete 169 Talgletscher 
und 659 Ear- und Hängegletscher. . Die Zahl der Talgletscher ist 
also verhältnismäßig groß, bedeutender als in den Alpen. Der oro- 
graphische Aufbau des Gebirges begtLnstigt die Entwickelung mächtiger 
Eisströme, welche weit unter die Schneegrenze herabreichen. Für den 
westlichen Kaukasus liegen bisher keine so zuverlässigen Karten vor, 
wie die in 1 : 42 000 hergestellte Karte des zentralen Teiles dieses 
Hochgebirges. Nach Michailowskijs Schätzung dürfte die Yer- 
gletscherung im Westkaukasus ähnliche Dimensionen besitzen, wie die 
der Westalpen. 

Mehr als 1000 m reichen unter die Schneegrenze in beiden 
Gebirgen folgende Gletscher: 



Gletscher in den Alpen 




Tacconaz etwa 

des Bossons „ 

Her de Glace ^ 

d'Argentiöre „ 

Tr^latöte 

Miage 

Srenva „ 

Triolet , 

de Saleina 

de Trient 

Gomer 

Großer Aletsch 

Fieseber 

Ob. Grindelwald 

ünt. Grindelwald 

Trift '. . . . 

Handron « 



1500 
1900 
1850 
1500 
1300 
1000 
1500 
1100 
1220 
1180 
1160 
1440 
1410 
1300 
1520 
1250 
1130 



Tschalaat . . . 
Leksür .... 
Kitlod usw. . . 
Zanner .... 
Schaurtu . . . 
Bezingi .... 
Dych-Kotui-8u 
Karakom . . . 
Zeja 



1870 
1420 
1020 
1020 
1250 
1890 
1150 
1670 
1180 



Nur der Karakomgletscher erstreckt sich weit tiefer in die Kultur- 
region herab als ein Alpengletscher. 

G. Merzbacher sagt beim Vergleich der alpinen und der kauka- 
sischen Hochregion unter anderem : Die Ausdehnung der Gletscherzungen 



88 Vierter Abschnitt. 

ist sicherlich — vom Aletschgletscher abgesehen — keine geringere 
als in den Alpen; aber bezüglich der Mannigfaltigkeit der Erschei- 
nungen in den Eisbrüchen, der Wildheit der Eisszenerie, der Schönheit 
der langgezogenen Eisströme und Beinheit der Eisflächen übertrifft der 
Anblick vieler kaukasischer Gletscher den der meisten Alpengletscher 
bei weitem. 

Besteht aber in den Erscheinungsformen von Gletschern und Firn- 
feldern notgedrungen auch in allen Gebirgen eine gewisse Analogie, so 
läßt sich doch immerhin sagen, daß die Alpen gleich großartig aus- 
gestaltete gletschererfüllte Zirkustäler, wie das Bezingi, Dych-su, Kara- 
kom- oder Genal-don-Tal usw., meines Erachtens nicht aufzuweisen 
haben und Gletscherzungen mit so ungemein malerischen Eiskaskaden, 
wie die der Swanetischen Gletscher : Zanner, Kitlod, Adisch, Chalde usw., 
wird man vergeblich in den Alpen suchen. Auch trennt Gletscherende 
und Beginn des Pflanzenwuchses nicht, wie dies in den Alpen meist 
der Fall ist, eine breite Zone sterilen Gerölles und Felsterrains, son- 
dern die Fruchtbarkeit des Yerwitterungsproduktes der Gesteine, oder 
andernorts die große Menge zugeführter atmosphärischer Feuchtigkeit 
im Kaukasus hat zur Folge, daß oft lange, bevor der Eisstrom aufhört, 
die Vegetation schon beginnt; man hat häufig Gelegenheit, die starren 
Eismassen umrandet von den blühenden Kindern einer lieblichen Alpen- 
flora zu sehen. 
^L. SkandinaTien. Eine mächtige, vielfach mehr als 2000m Höhe 

erreichende Gebirgskette zieht sich an der Westseite der skandinavi- 
schen Halbinsel von Süden nach Xorden. Dieses Gebirge trägt die 
intensivste Eisbedeckung in Europa: Nicht weniger ails 5000 qkm sind 
in seinem Bereiche durch Firn und Gletscher eingenommen, 4600 qkm 
in Norwegen und etwa 400 qkm in Schweden. Weitaus der größte Teil 
der Vergletscherung ist auf das mittlere Norwegen konzentriert, wo die 
ausgedehnten Fjelde von Folgefoud, Justedal, Hardanger usw. nach 
E. Richters Messung und Schätzung etwa 3000 qkm bedecken. 

Vorherrschend ist in diesem Lande der Typus der Plateau- 
vergletscherung, des Inlandeises, von welchem zahlreiche Eisströme in 
tief eingeschnittene Täler, fast bis zum Meeresniveau, ausgesandt 
werden. Man hat wegen der besonderen Formen der norwegischen Eis- 
gebiete einen eigenen, norwegischen Vergletscherungstypus geschaffen, 
der zwischen alpinem und Inlandeistypus eingeordnet ist. In Wirklich- 
keit ist der Unterschied gegen letzteren nur ein quantitativer, während 
die Verschiedenheit der norwegischen gegen die alpinen Gletscher viel 
charakteristischer ist; es fehlen die äußeren Abgrenzungen der den 
einzelnen Eisströmen zugeordneten Nährgebiete. 

Dies trifft vor allem zu für die großen Gebiete der Justedalebräen, 
des Folgefond, des Langefjeld. Neben den Plateaugletschern finden 
sich aber auch solche vom alpinen Typus; dieselben sind allerdings 
meist kleinere Gebilde, wie sie in den Ostalpen, etwa in den seitlichen 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 



89 



Ästen des Gorglertales , der Rotmoosferner u. a. vorstellen. Große, 
selbständig ausgebildete Talgletscher, wie Pasterze, Rhonegletscher usw., 
sind hier nicht su finden. Dafür aber sind die Kar- und Bänge- 
gletscher recht häufig und in Jotunheim, im Gebiete des Galdh6pig, 
vielfach vorhanden. 

Die Höhe der Schneegrenze ist hauptsächlich aus vereinzelten 
Beobachtungen bekannt; nur in sehr dürftigem Maße können die für 
die Gletschergebiete nicht sehr zuverlässigen „ Amtskarten ^ 1:200000 
verwendet werden. Von der „Topografisk Kart over Norge** 1 : 100000 
sind nur wenige Blätter vorhanden, welche Gletscher darstellen; vor 
allem fehlen dieselben für die ausgedehnten Eisfelder. Die zuverlässig- 
sten Angaben über die Höhe der Schneegrenze verdanken wir wohl 
E.Bichter, der, gestützt auf eigene Beobachtungen und das vorhandene 
Kartenmaterial, die älteren Angaben von Forbes, Sexe u. a. ein- 
gehend bespricht und zu den Ergebnissen gelangt, welche in folgender 
Tabelle enthalten sind. 

Man bemerkt ein sehr bedeutendes Ansteigen der Schneegrenzhöhe 
mit der Entfernung vom Meere. 



Oletschergebiet 



Entfernung 

von 
der Küste 

km 



Fläche 



qkm 



Höhe 
der Schnee- 
grenze 

m 



V 



Aalfotbrae 
Folgefond 
Justedal . 
Jotunheim 



HO 

60 

100 

180 



125 

288 

1076 

207 



1100 — 1300 
1450 -- 1500 
1600— 1650 
1900 



In Jotunheim gibt es firnfreie Gipfel von mehr als 2000 m Höhe, 
nicht etwa steile Tinder, sondern Kuppen, auf denen sich Firn ab- 
lagern könnte. Schneefreie Südhänge erreichen 2100 bis 2200 m Höhe; 
dagegen gibt es in Nordlage sehr tief liegende Firnmulden (Botner). 
Exposition und orographische Begünstigung spielen hier eine sehr 
bedeutende Bolle bezüglich der Höhenlage der Schneegrenze. Bichter 
schätzt das Verhältnis der Flächenräume von Nähr- und Abschmelz- 
gebiet der Gletscher Jotunheims zu 1 : 1. 

Bei den großen Fimplateaus in Justedal und Folgefond fällt die 
Fimgrenze nicht mit dem Plateaurande zusammen ; sie liegt höher , so 
daß ein je nach der Exposition verschieden breiter Bandstreifen der 
Eisdecke zum Abschmelzgebiete gehört; die Aufzehrung des von der 
schwach geneigten Firnkalotte langsam abströmenden Eises geschieht 
also nicht nur in den viel rascher bewegten, bis in wenige 100m 
Meereshöhe herabsteigenden Gletscherzungen. 

Auch im weiten Gebiete von Jotunheim gibt es zahlreiche kuppen- 
förraige Gipfel, welche mehr als 1900 m hoch und schneefrei sind, 



90 Vierter AlaohDitt. 

obwohl sie Aber die Schneegrenze weit emporsteigen und ihrer Gestalt 
gemälJ der Schneeansammlung günstig wären. Baß sie eine solche 
nicht tragen, führt Richter auf die Tätigkeit des Windes zurück, 
der in der Höhe dieser Gipfel noch sehr mächtig wirkt, aber in noch 
größeren Höhen, wie sie Galdhöpig erreicht, die Schneeanhäufung 
nicht mehr verhindern kann. „An der Nordseite schneefreier oder 
schneebedeckter Rücken, bei denen der Firn nicht bis zum Rande 
reicht, sieht man eine Reihe von Schneef eldem , die in ihren unteren 
Teilen völlig in B^s übergehen, Bänderstruktur nnd Spalten und flbei^ 
haupt den Charakter überaus steiler Hängegletscher besitzen , eines 
Nährgebietes aber ganz entbehren." Diese eigenartige, nur im im- 
unterbrochenen Nordschatten der höheren Breiten mögliche Gletscher- 
form bezeichnet Richter als Schnee wehengletscher. 



Im nördlichen Skandinavien sind noch eine Reihe von kleineren 
Gletschergebieten, die zum Teil schon anfangs des 19. Jahrhunderte 
durch Wahlenberg und L. v. Buch untersucht, seitdem aber bis 
gegen Ende des Jahrhunderts fast ganz vernachlüBsigt wurden. Erst 
neuerdings sind durch spezielle Studien von A. Bamberg, £. Rekstad, 
J. Westman, Ch. Rabot und F. Svenonius über einzelne dieser Ge- 
biete Erfahrungen gesammelt worden. 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 91 

Eigentliche Gletscherbildungen kommen zwischen Romsdal (63° N) 
und dem Store Börgefjeld (65° N) nicht vor; das Gebirge erreicht in 
diesem Striche nirgends die Höbe der Schneegrenze. Erst im Store 
BörgeQeld treten einige Eargletscber auf, deren Gesamtfläche Ch. Rabot 
auf 7 bis 8qkm schätzt. Die höchste Erhebung hat 1660 m Höhe; die 
Schneegrenze dürfte wohl 200 bis 300 m tiefer liegen. Weiter im 
Norden, am Massiv des Oxtinder, erreicht die Yergletscherung eine 
Ausdehnung von etwa 80 qkm und ihre Formen entsprechen einer 
Mittelstufe zwischen alpinem und Inlandeistypus. 

Swartisen, zwischen 66° 20' und 67° nördLBr., ist eine mit etwa 
1450 m kulminierende Gebirgsgruppe , die in ihrem westlichen Teile 
eine Inlandeisdecke von 450 qkm trägt, von welcher mehrere große Eis- 
ströme abfließen, deren bedeutendste Nordfjordbrae , Fonddalsbrae und 
Engabrae sind. Der letztere ist in jüngster Zeit durch A. Bekstad 
ziemlich eingehend untersucht worden. 

Der östliche Teil dieses Gletschergebietes hat eine geringere Aus- 
dehnung und zeigt im ganzen alpinen Typus. Die Schneegrenze liegt 
hier bei etwa 1000 bis 1100 m. 

Weiter im Osten, auf der schwedischen Seite des Skandinavischen 
Gebirges, liegen in Finmarken zwischen 67 und 68° nördl. Br. die 
Gletschergebiete von Almajalos, Sulitelma, Sarjektjäcko, Evickiockfjällen 
und Kebneskaisse, von denen die drei erstgenannten durch Svenonius, 
A. Hamberg und J. Westman genaueren Untersuchungen unterworfen 
wurden. Die Schneegrenze liegt über 1200, aber unter 1500 m. Die 
Größe der- eisbedeckten Fläche ist nicht sehr bedeutend; sie beträgt 
für Almajalos 22, für Sulitelma etwa 40 qkm und ist für die übrigen 
Gruppön geringer. Die Gletscher vom alpinen Typus sind meistens 
flache Gebilde mit wenig ausgeprägten Zungen, deren Enden über 
900 m liegen. 

Im äußersten Norden Norwegens sind noch einzelne Gletscher- 
gebiete und Plateaugletscher, über deren Ausdehnung nichts genaueres 
angegeben werden kann. Nur vom Jökulfjeld (70° 10') ist die 
Fläche mit ca. 190 qkm bekannt. Die Schneegrenze liegt bei etwa 
800 m Höhe. 

Über die „Schneegrenze in Norwegen" liegt noch eine neuere 
Arbeit von A. M. Hansen vor, deren Ergebnisse noch kurz erwähnt 
werden sollen. Mangels genügenden Kartenmateriales benutzt er die 
Höhe der. Gletscherenden zur Bestimmung der orographischen Schnee- 
grenze. Die Höhenlinie der Gletscherenden ist nach Hansen in ihrem 
Verlauf unabhängig von den Höhen, aus denen die Gletscher kommen, 
und geht im allgemeinen der Küste und der Achse der Halbinsel 
parallel; sie liegt von 59° N bis 70° N zwischen den Isohypsen von 
600 und 800 m. Gegen das Innere des Landes, nach Osten zu, steigt 
die untere Gletschergrenze um ca. 9 m pro Kilometer und erreicht in 
der Nähe von Jotunheim ihre höchste Lage mit 1800 m. 



92 * Vierter Abschnitt. 

Wir werden späterlim sehen, daß die untere Grenze der Gletscher 
wesentlich durch die topographischen Verhältnisse der Gletscherbetten 
bestimmt ist. Hansens Ergebnis spricht sehr zugunsten dieser An- 
sicht und zeigt uns, daß der Westabfall des skandinavischen Gebirgs- 
zuges viel gleichartiger ausgebildete Gletscherbetten enthält, als die 
Alpen- und die Käukasustäler. Zur klimatischen Schneegrenze steht, 
wie auch aus den entsprechenden Mitteilungen über die Alpen und den 
Kaukasus hervorgeht, die Hansen sehe Schneegrenze in keiner Be- 
ziehung. 

Die Gletscher auf Island. Auf der nächst Großbritannien 
bedeutendsten Insel Europas, die von 63^ nördl. Br. bis hart an den 
Polarkreis reicht, ist das Gletscherphänomen sehr stark entwickelt. 
Nicht weniger als 1 3 400 qkm, etwa der ftlnfte Teil des Flächeninhaltes 
von Island und beiläufig das Dreifache der gesamten vergletscherten 
Fläche der Alpen, ist hier von Firnfeldern und Gletschern bedeckt, die 
dem Inlandeis typus angehören. Bereits 1695 wurden an diesen Glet- 
schern Beobachtungen von TL Vidalik angestellt, der die Schwan- 
kungen in ihrem Stande beachtete, das Ausfließen des Eises mit der 
Regelation der bei der Bewegung entstehenden Trümmer in Beziehung 
brachte und auf die Umwandlung der Schneekristalle in festes Eis 
aufmerksam wurde. Eggert Olafson und Bjarni Palsson durch- 
wanderten 1752 bis 1757 die Insel und Sveinn Palsson besuchte 
1792 bis 1794 die Gletscher des Vatnajökull, des größten Eisfeldes der 
Insel. Seitdem sind Beobachtungen von dänischen Forschern, besonders 
von A.Heiland, ausgeführt worden. Die ausgedehnten Unternehmungen, 
welche Th. Thoro'ddsen von Reykjavik aus zur Erforschung der 
geographischen und geologischen Verhältnisse Islands durchführte, 
haben unsere Kenntnis über die Yergletscherung Islands wesenüich 
gefördert. 

Die Schneegrenze liegt auf der südlichen Seite der Insel bei 600 m, 
auf der Nordseite bei 870 bis 900 m. Im Innern werden einzelne 
Berge bis zu 1100 und 1300 m Höhe alljährlich schneefrei. Die feuchten 
Winde kommen aus dem Süden. Sie sind von der warmen Strömung 
des Golfstromes abhängig und werden wie diese von der kalten Polar- 
strömung, welche an der grönländischen Ostküste südwärts zieht, stark 
beeinflußt. Der Kampf der beiden Meeresströmungen spiegelt sich in 
der für ozeanische Verhältnisse sehr großen Unregelmäßigkeit im Klima 
Islands wieder, dessen mittlere Jahrestemperatur die bedeutenden 
Schwankungen von 5 bis 6^ zeigt. Die Sommertemperatur ist an der 
Südküste im Mittel 11^, an der Nordküste 8°; die Wintertemperatur 
an der Südküste 0^ im Norden — 4**. 

Besondere Eigentümlichkeiten erhalten die isländischen Gletscher 
dadurch, daß die Gipfel, aus deren Gebiete sie strömen, tätige Vulkane 
sind. Sobald diese in Aktion treten, werden enorme Mengen von vul- 
kanischen Aschen ausgeworfen, welche die meterdicken Fimschichten 



II » 

9 • 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 93 

mit schwarzen Lagen bedecken ; Layaströme und Schlacken, welche aus 
den Kratern geschleudert werden, fallen auf die Gletscheroberfläche, 
veranlassen hier ein rasches Schmelzen des Eises und fließen mit dem 
Schmelzwasser als furchtbare Ströme ab, welche zerstörende Über- 
schwemmungen der den Gletschern vorgelagerten Ebenen herbeiführen. 
Finden vulkanische Eruptionen unter dem Eise statt, so wird die Eis- 
decke durchbrochen und mit dem Strom von Wasser und vulkanischem 
Auswürfen kommen große Eismassen zu Tale. Solche Ereignisse be- 
zeichnen die Isländer als Jökullhlaupt (= Gletscherbruch). 

Keiner der isländischen Gletscher erreicht das Meer; die meisten 
endigen in geringer Höhe über dem Seespiegel und haben ein weites 
Alluvionsgebiet vorgelagert, durch welches die Schmelzwasserbäche sich 
winden ; ihre Ablagerungen bilden jene eigenartigen Hügel, welche von 
den Isländern „Sandr^ genannt werden. 

Die größten Eisfelder Islands sind: 

Vatnajökull 8500 qkm 1400— 1900 m hoch 

Hofsjökull 1350 „ 1700 „ „ 

LaDgjökull ISOO „ 1400 , , 

Hyrdalsjökull 1000 , 1500 

Drangaji^ull 850 „ 890 

Daneben sind dann noch einige kleinere Gebiete: Skordeheidi, 
Dyrfjoell und Gletscher von alpinem Typus am Nordiifer des Fas- 
krudfjords. 

Den großen Inlandeisdecken entströmen eine Reihe von Gletschern, 
unter denen Skeidarar-, Bruar- und Breidamerkurjökull die bedeutend- 
sten und bekanntesten Ausläufer des Vatnajökull sind. 

Der Skeidararjökull hat eine Länge von 20 km, seine Mächtigkeit 
ist in der Nähe des 61m hoch gelegenen Endes 3 1 4 m. 

Breidamerkurjökull bedeckt über 400 qkm und hat nahe am Ende 
noch eine Dicke von 100 bis 150 m. Er überlagert gegenwärtig auch 
große Flächen, welche im 14. Jahrhundert noch Kulturland waren. 

Besondere Messungen über Geschwindigkeit der Eisbewegung u. a. 
liegen bisher nicht vor. 

Auf Jan Mayen, der einsamen Insel im Polarmere, erreicht der 
im Norden gelegene Vulkan Beerenberg eine Höhe von 2545 m und 
steigt damit weit über die bei 700 bis 800 m liegende Schneegrenze 
empor. Der kegelförmige Berg ist von einer etwa 70 qkm messenden 
Schneedecke umhüllt, welche nach Nordwesten drei, nach Osten sechs 
-Zungen von 1 bis 4km Länge entsendet, die bis auf eine das Meer 
erreichen. 

2* Gletscher in Asien. Sehen wir von einzelnen isolierten Gipfeln 
Eleinasiens ab, die, wie Ararat, Demavend, Ardjeh, in die Schneeregion 
aufsteigen, auch wohl größere Schneefelder und (Hpfelfirne tragen, aber 
keine eigentlichen Gletscher besitzen, so erscheinen in Asien nur die 
gewaltigen Massive, welche sich an die höchste Erhebung der Erde, 



94 Vierter AlMchnitt. 

den Uimalaia, anschließen, sowie einzelne der Gebirgszüge als Gletscher- 
gebiete, welche das sibirische Tiefland gegen Süden abschließen. In 
Kamtschatka, wo die Schneegrenze bei 1600ni liegt und zahlreiche 
Yulkangipfel weit über 3000m Höhe erreichen, wurden bisher keine 
größeren Gletscherbildungen beobachtet. Auch die höchsten Gipfel auf 
Japan haben keine Gletscher; nur der fast 3800 m hohe Fusi-Jama hat 
an einigen geschützten Stellen dauernde Schnee- und Eislager. 

Der Himalaja, dessen höchste Gipfel über 8000 m Höhe besitzen, 
ist ein aus mehreren untereinander verbundenen, fast parallelen und 
stark nach Süden konvex gekrümmten Ketten bestehendes Hochgebirge, 
das durch den Ganges am Südabhange, den Bramaputra auf der Nord- 
seite und den Indus im westlichen Teile entwässert wird. Der südöst- 
liche Teil, vom Durchbruch des Bramaputra bis zur Ostgrenze von 
Nepal, ist ziemlich gut bekannt. Trotz der außerordentlich großen 
Niederschlagsmenge, die in einzelnen Jahren 10 bis 15 m betragen soll, 
liegt die Schneegrenze über 5000 m hoch. Sehr hohe Sommer- 
temperatur und entsprechend große Verdunstung sijad der Ansammlung 
von Schneemengen ungünstig. Da aber das Gebirge gerade in diesem 
Teile recht beträchtliche Höhen erreicht [Gaurisankar, der höchste Berg 
der Erde (8800 m) liegt hier] , so ist die Vergletschef ung der höchsten 
Regionen noch recht bedeutend und vom Kanchinjanga (8580 m) steigen 
zahlreiche Gletscher zu Tale, welche an 30km Länge besitzen und 
erst bei 3900m endigen. Sie besitzen sehr große Moränen, haben 
wenig Spalten, aber eine durch die Schmelzwasser stark erodierte Ober- 
fläche, welche in den stärkst bewegten Teilen eine große Zahl von 
Säulen besitzt, die mit Erdpyramiden vergleichbar sind. Fläche 460 km^. 
(D. V. Freshfield.) Größer noch sollen die Gletscher der Gaurisankar- 
gruppe sein, von denen wohl durch K. Böckh und andere sehr schöne 
und lehrreiche Bilder, aber keine Maße gewonnen wurden. 

Der südliche Teil des Himalaja, der in Nepal liegt, ist wegen der 
von seinen Bewohnern geschafEenen Schwierigkeit, das Land zu be- 
reisen, so gut wie unbekannt; erst in jüngster Zeit gelang es dem eben 
genannten deutschen Forscher auf besondere Empfehlungen hin, aber 
immer noch unter sorgsamer polizeilicher Bewachung, hier einzu- 
dringen. 

Wesentlich bessere Kenntnis besitzen wir vom nordwestlichen 
Himalaja in Kumaon, Garhwal und Kaschmir. 

Hier liegt die Schneegrenze bei etwa 4600 m. Das Gebiet ist reich 
an Gletschern, von denen der aus zwei Zuflüssen gebildete Ruphinie- 
gletscher bis 3440, der Pindargletscher bis 3660m herabgeht. Beim 
ersteren wurde von Strachey (1847) die tägliche Geschwindigkeit zu 
etwa 300 mm bestimmt. In dieser Gruppe liegt die als Heiligtum 
verehrte Gangesquelle am Tor eines schuttbedeckten, in 4200 m 
endigenden Gletschers, dessen Sammelgebiet Bergriesen von 6000 bis 
7000 m Höhe umrahmen. In Kaschmir liegt die Schneegrenze am 



Verbreitung und Dimensionen der Oletscher. 95 

eigentlichen Himalaja bei etwa 5000 m; das Gebirge fällt aber hier 
stark und besitzt wenige Teile, welche als Sammelgebiete großer Glet- 
scher in die Region des ewigen Schnees ailf steigen. Aber die Ter- 
gletscherung der nördlicheren Kette, des Transhimalaja, ist in der Nähe 
des durch große Naturschönheiten ausgezeichneten Easchmirtales sehr 
bedeutend. Die hier in den Hochregionen anfallenden Schneemengen 
sind außergewöhnlich groß und reichen zur Bildung zahlreicher Glet- 
scher von 25 km und mehr Länge aus, deren Enden bis 3300 m in die 
Eulturregion herab reichen. Einer derselben geht sogar bis 2865 m 
in das Astortal herunter; es ist dies das tief stgelegene Gletscherende 
im Himalaja. Am intensivsten ist die Yergletscherung Zentralasiens 
im Earakorumgebirge, der nördlichen Umrahmung des Industales. Hier 
sind die längsten Gletscher der Erde. Die Schneegrenze liegt zwischen 
5300 und 5600 m; die Niederschläge sind in den Hochregionen sehr 
reichlich und die Gipfel erreichen vielfach mehr als 7000 m, ja 8000 m 
Höhe. Der Arandugletscher besitzt eine Länge von 48 km und ist in 
seinem unteren Teile bis zu 2Vskm breit; sein Ende liegt bei 3300m. 
Der Baitora -, Biafo-, Tchogogletscher, deren jeder aus vielen einzelnen 
Zuflüssen mit .entsprechend viel Moränenzügen besteht, haben mehr als 
50km Länge, der Baitoragletscher 56, der Biafogletscher 64km. Ihre 
Enden liegen bei 3000 m, während die Waldregion bis 3500 m reicht. 
Nach Westen schließt an das Earakorumgebirge das Hindu -kusch an, 
in dessen östlichem, bis über 7000 m ansteigendem Teile ebenfalls 
starke Gletscherentwickelung vorhanden ist. 

In dem vom Earakorum aus nach Osten verlaufenden Zuge des 
Euenlün liegt die Schneegrenze 5000 bis 6000 m hoch. Nur in den 
höchsten Gebieten ist die Möglichkeit zur Gletscherentwickelung noch 
gegeben, da die von Süden kommenden Monsune ihre Feuchtigkeit 
zum größten Teile an die Himalajakette abgegeben haben. Trockene 
Luft fällt von hier aus gegen das nördlich angrenzende Hochland, in 
welchem das abflußlose regenarme Tarimbecken und die Wüste Gobi 
sich ausdehnen. 

Im Norden vom Hindu -kusch und Earakorum schließt sich das 
Pamirhochland an, in welchem die Gruppe des Mustag-Ata (7630m), 
bei 4800m Schneegrenze zahlreiche von Sven Hedin näher unter- 
suchte Gletscher enthält, die, wie die Gletscher am Elbrus, einem 
gemeinschaftlichen, wenig gegliederten Nährgebiete entspringen. 

Weiter nördlich, im Alai-Tag, Saraf-Schan und Thian-Schan, liegt 
die Schneegrenze ebenfalls über 4800 m und bedeutende Gletscher 
kommen zur Ausbildung. Der von Muschketov näher beschriebene 
Saraf-Schangletscher hat eine Länge von 50 km und ist aus vielen Zu- 
flüssen gebüdet; andere 15 bis 20 km lange Eisströme sind häufig und 
vor allem an der höchsten Erhebung des Thian-Schan, dem 7300m 
hohen Ehantengri zu finden. Auch der weiter östlich verlaufende Teil 
des Thian-Schangebirges ist noch reich an Gletschern. Die Ernährung 



96 Vierter Abschnitt« 

dieser Gletscher müssen wir hauptsächlich den Yom Kaspi- und Aralsee 
-her wehenden westlichen Winden zuschreihen, da die von Süden kom- 
menden hereits ausgetrocknet sind. 

Nehen den östlichen Ausläufern des Thian-Schan, die, soweit hisher 
bekannt, immer mehr an Höhe abnehmen, gehört zur nördlichen Um- 
grenzung der Wüste Gobi das Altaigebirge, dessen Gipfel (Bjelucha) 
4540 m Höhe erreichen. Es ist auf der Nordseite stark, auf der Süd- 
seite weniger vergletschert. Nordöstliche Winde bringen den Nährstoff 
der Gletscher, welche in jüngster Zeit durch W. W. Sapojnikow be- 
sucht und beschrieben wurden. Dieselben erreichen bis zu 10 km 
Länge; ihre Enden liegen bei 2000m Seehöhe. 

Auch das zwischen Altai und dem Baikalsee gelegene, bis zu 
3450m ansteigende Sajanische Gebirge trägt Gletscher. Weiter nach 
Osten ist in den sibirisch - chinesischen Grenzgebieten Transbaikaliens 
bisher keine Eisbedeckung festgestellt worden. Das Jablonowji- sowie 
das Stanowoigebirge erreichen verhältnismäßig geringe Höhen. 

Die Gletscher Uochasiens sind also, wie berichtet, zu den größten 
zu zählen, welche die Erde trägt; genauere Angaben über die Fläche 
der vergletscherten Gebiete lassen sich bisher nicht machen. Sind 
doch fast alle Kenntnisse über die Sammelgebiete dieser gewaltigen Eis- 
ströme noch ausständig und das, was in einzelnen Karten niedergelegt 
ist, gibt nur ein mehr oder minder treues Bild der vielfach zusammen- 
gesetzten und deshalb besonders moränenreichen Gletscherzungen. Die 
Schuttdecke ist am Ende der Gletscher häufig so dicht und zusammen- 
hängend, daß das Eis unter ihr nicht leicht wahrnehmbar ist. Daher 
wurden vielfach die Längen der Gletscherzungen um mehrere Kilo- 
meter falsch angegeben. 

Besonders beachtenswert ist die bisher festgestellte Tatsache des 
allmählichen Ansteigens der Schneegrenze, je weiter in den Kontinent 
hinein die besuchten Gebirgsketten liegen. • Am Südabhange der Süd- 
kette hat dieselbe eine Höhe von nur 3600 m ; sie steigt bald auf über 
4000m und weiter an, um im Kuenlün ihre höchste Lage von fast 
6000 m zu erreichen. Die vom Meere her mit außergewöhnlich großen 
Wasserdampfmengen kommenden Monsune werden immer trockener, je 
weiter sie landeinwärts kommen; die Niederschläge, welche in den 
centraler gelegenen Hochgebirgsketten fallen, werden deshalb erst in 
sehr bedeutenden Höhen Temperaturen finden, die zur Schneeschmelze 
nicht mehr hinreichen. 

3. Die amerikanischen Gletschergebiete. Die Anden Süd- 
amerikas und ihre Fortsetzung durch Zentralamerika, die Sierra Nevada 
von Kalifornien, die Kaskade Bange und die Berge von Alaska bilden 
eine gewaltige, bis zu sehr bedeutenden Höhen aufsteigende Gebirgs- 
kette, welche sich steil aus dem Stillen Ozean erhebt. Die feuchten 
Winde kommen aus Westen, und es ist leicht erklärlich, daß die West- 
seite dieses Bückgrates des amerikanischen Festlandes reich an Nieder- 



YerbreitaDg und Dimennonen der Qletsoher. 97 

schläpfen ist, während die Ostabdachung sich durch relative Trockenheit 
auszeichnet. 

In der Nähe des Äquators erreichen mehrere Gipfel mehr als 
6000 m Höhe ; sie tragen über 4000 m einzelne Schneeflecken und kleine 
Gletscher, während die höchstgelegenen Teile fast oder ganz schneefrei 
erscheinen. Davon sojlen die große Neigung, welche die obersten 
Spitzen der vulkanischen Berge besitzen, sowie die in den oberen Luft- 
schichten herrschende Armut an Feuchtigkeit die Ursachen sein. So 
soll es in besonders warmen Sommern vorkommen , daß der Gipfel des 
fast 7000m hohen Aconcagua (33^ südl. Br.) schneefrei ist, während 
die Schneegrenze hier nur mehr 4000 m hoch liegt. Bei den großen 
Vulkanen in Ecuador aber werden die Schneefelder infolge der wieder- 
kehrenden Aschenausbrüche von Aschenlagen überdeckt, so daß die 
Gipfel zeitweilig schneefrei erscheinen. Hier, nahe am Äquator, schneit 
es in den Hochregionen fast in jeder Jahreszeit und' die frisch aus- 
geworfenen Vulkanaschen werden bald von neuem Schnee überdeckt. 
„Die Gletscher des Cotopaxi zeigen mächtige Schichtfolgen von 
weißem Schnee oder blauem Eis mit schwarzen Zwischenlagen von 
mehr oder minder dicken Aschenstreifen." (W. Reiß.) An manchen 
Stellen, den langen tiefen Rinnen, die durch heiße Lavaströme in die 
Gletscher eingeschmolzen wurden, ist diese Schichtung bloßgelegt. In 
gleicher Weise, wie auf Island, kommen auch hier Schlammströme 
(Avenidas) zustande; die mit vulkanischer Asche, Gesteinstrümmern, 
glühenden Lavablöcken und großen Eismassen vermischten Gewässer, 
die bei einem Vulkanausbruche aus den Gletschern durch Schmelzung 
entstehen, kommen unter donnerähnlichem Getöse mit rasender Ge- 
schwindigkeit (lOm/sec) die steilen Gehänge herab, nehmen in ihrem 
Laufe immer mehr Gesteinsfragmente auf — Blöcke von 400 m^ werden 
mit transportiert — und lagern dieselben am Fuße des Berges ab. 

Die Schneegrenze liegt am Chimborazo (6310 m) bei 4860 m 
Höhe, am Cotopaxi auf der Nordseite bei 4760m, im Westen bei 
4630 m und am Osthang bei 4550 m. Die Gletscher gehen hier bis 
4512, 4300 bzw. 4230m herab; sie erreichen also, da sie fast am 
Gipfel des (im Jahre 1872 5943 m hohen) Berges beginnen und die 
Hänge 24 bis 40^ Neigung besitzen , Längen von 2,8 bis 4 km. Am 
4919 m hohen Quilindana ist die Schneegrenze bei 4600 m; die 
Gletscherenden liegen 4470 m hoch. 

In den Anden von Chile und Patagonien ist die Vergletscherung 
sehr ausgedehnt; besondere Untersuchungen an einzelnen Gletschern 
fehlen allerdings und die Größe der Fläche, welche hier vom Eise be- 
deckt ist, kann zurzeit ebenso wenig für diese Gebiete als für die 
großen nordamerikanischen Gletscherregionen angegeben werden. 

Die Niederschläge am Westabhange des Gebirges müssen sehr 
bedeutend sein. In Ancud (Südchile) ist die Regenmenge pro Jahr 
2,4 m, in Puerto Montt (41^ 27' S) 2,3 m nach langjährigem Mittel. 

Heß, Die Oletscher. 7 



98 Vierter Abschnitt. 

Die Kordilleren steigen hier in höchstens 100 km Entfernung noch bis 
über 3000 m an und die Entwickelung des Gletscherphänomens ist in 
der Tat recht bedeutend. 

Gegen Süden sinkt die Schneegrenze rasch; in 38® südl. Br. liegt 
sie bei 1700 m und an der Maghellansstraße (53® südl. Br.) tritt schon 
in 1100 m Höhe dauernde Schneebedeckung auf. 

Von den Vulkanen Zentralamerikas steigen mehrere über die 
bei etwa 4900 m Höhe liegende Schneegrenze empor; auch sie tragen 
vereinzelte Schneeflecke oder, wie der Iztaccihuatl (19® nördl. Br.), 
kleine Gletscher. 

Erst von 35® nördl. Br. an steigt die Gebirgshöhe an einzelnen 
Punkten wieder über die Schneegrenze. In der High Sierra of Cali- 
fornia, in der Gegend des Mono Lake, ist der 4357 m hohe Mount 
Whitney ein solcher Kulminationspunkt, in dessen Nähe, durch tief 
eingeschnittene Täler von ihm getrennt, Mount Bitter und Mount 
Dana die Höhe von 3900m überschreiten. Mehrere kleine Gletscher 
finden sich in diesem Gebiete ; der größte unter ihnen besitzt 1 ,6 km 
Länge; er ist Yon mehreren Moränenwällen umgeben. John Muir hat 
1870 diese Gletscher als Erster besucht und am Gletscher des Mount 
Mc Clure die Geschwindigkeit von 47 Zoll für 46 Tage gemessen. 

Mount Shasta (41® 24' nördl. Br.) ist ein alleinstehender, 4300 m 
hoher Kegel, der bis auf 60km im Umkreise aulSer Verbindung mit 
anderen Bergen ist ; an ihm reicht die Baumgrenze bis nahe 3000 m ; er 
trägt fünf Gletscher, welche zusammen 7,6 qkm bedecken; der größte, 
der Whitneygletscher, ist 3,4 km lang und 300 bis 600 m breit. Die 
Schneegrenze liegt bei etwa 3000 m, sie ist auf der Südseite höher als 
auf der Nordseite, wo die Gletscher bis 2400 m herabsteigen. 

Auch der Mount Rainier (46® 47' nördl. Br.), 4350m hoch, ist 
ein isolierter Kegel. Auf seinem Mantel von geringer Neigung lagern 
10 Gletscher, welche zusammen etwa 100 qkm Fläche besitzen und ihre 
Enden in 1200 bis 1600 m Höhe haben. Die Schneegrenze liegt hier 
bei 2000 m. Die Gletscher liegen in tief eingeschnittenen Furchen, 
deren Längsrichtungen annähernd mit Kegelmantellinien zusammenfallen. 
Der Form der Unterlage entsprechend besitzen sie ihre größte Breite 
ungefähr an der Firngrenze. 

Mount Hood und Mount Baker (49® N) haben eine schwache 
Schneebedeckung und einige kleine Gletscher, welche in jüngster Zeit 
durch H. F. Reid näher untersucht wurden. Schneegrenzhöhe 1600 m. 

Eine mehr kontinentale Lage, als die bisher genannten Gletscher- 
gebiete Nordamerikas, besitzt das Selkirkgebirge (51® N), ein Teil 
der Rocky Mountains, dessen höchste Punkte Mount Sir Donald 
(3250 m), Mount Hooker und Mount Murchison sind. Hier finden 
sich mehrere Gletscher, unter denen der Illecillewaetgletscher, 
der von der Station Glacier House der kanadischen Eisenbahn sichtbar 
und bequem zu erreichen ist, sich in den letzten Jahren größerer Auf- 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 99 

merksamkeit seitens der Forscher erfreut. Sein Ende liegt bei 1460 m, 
die Schneegrenze bei 2200 bis 2300 m. Man bemerkt auch hier, wie 
in Norwegen, ein Ansteigen der Schneelinie landeinwärts; denn auf der 
Vancouver Insel, die in gleicher Breite liegt, ist die Schneegrenze in 
1700 m Höhe. 

Noch weiter gegen Osten vorgeschoben liegt in den Rocky Mountains 
von Colorado in 40^ nördl. Br. und 105^ westl. L. v. Gr. am Ostabhange 
der Gebirgskette der Arapahoegletscher, ein zwischen 100 bis 200 m 
hohen, steilen Felswänden eingeschlossenes Eisgebilde, dessen Existenz 
zum großen Teil auf orographische Begünstigung zurückzuführen ist. 
Die Umrahmung des etwa 1 km^ großen Gletschers erreicht im Arapahoe- 
Peak die Höhe von 4060 m ; die Schneegrenze liegt bei ca. 3800 m. 

Die bedeutendste Yergletscherung in Nordamerika tritt an der 
Küste Yon Alaska auf. Yom 56. Breitengrade nordwärts bis zu dem 
bei etwa 60^ nördl. Br. beginnenden Knie, in welchem die Küste der 
Halbinsel Alaska nach Westen abbiegt, ist die Westküste von Nord- 
amerika von vielen Inseln umsäumt und sehr reich an Fjorden, in 
welche vielfach Gletscher einmünden. Dies Küstengebiet, in welches 
sich außer dem Strome der nach Klondyke wandernden Goldsucher ein 
viel mächtigerer Strom kalifornischer Touristen alljährlich ergießt, ist 
auch der wissenschaftlichen Erschließung bereits in höherem Maße 
verfallen, als viele andere Landschaften des amerikanischen Westens. 
Weit über 2 m beträgt in dem Küsten winkel die jährliche Niederschlags- 
menge im Meeresniveau und so kommt es, daß schon die südlichen 
Ausläufer der Gebirgskette, welche die Küste umsäumt, Höhenzüge, die 
kaum 1800m über das Meeresniveau aufsteigen, zu Sammelgebieten 
von Gletschern werden, wie sie in den europäischen Gebirgen nirgends 
in gleicher Ausdehnung zu finden sind. Am besten untersucht ist der 
Muirgletscher, der neben vielen anderen Eisströmen mit zerrissener 
blauer Eiswand in die Glacierbai mündet. Sein Gebiet umfaßt mehr 
als 1200 qkm. Er besteht aus mehreren Zuflüssen, deren Sammelgebiete 
durch vielgestaltige Kämme voneinander getrennt sind. Das Eis fließt 
hauptsächlich in die etwa 2,7 km breite Muirbucht und bricht dort in 
Eisbergen ab; ein kleiner Teil der aus dem weiten Becken kommenden, 
vor der HauptausflußöSnung etwas angestauten Eismasse fließt über 
Einsattelungen in der seitlichen Wandung des Gletscherbeckens auf 
Festland ab. Stauseen und großartige Moränenbildungen sind auf dem 
Eise und an seiner Umrandung vielfach vorhanden. Vor dem Ende 
des Gletschers, am Ufer der Muirbucht, lagern geschichtete Sandbänke 
von 30 bis 50m Höhe, welche dem Gletscher und seinen mit festen 
Bestandteilen reichlich versehenen Schmelzwassern ihre Entstehung 
verdanken. Die ebene Eisoberfläche ist bequem zu begehen und kann 
mit Schlitten befahren werden. H. F. Reid hat 1890 eine Karte des 
Gletschers in 1 : 150 000 aufgenommen, Geschwindigkeitsmessungen 
angestellt und eine Reihe von Untersuchungen durchgeführt, deren Er- 

7* 



100 Vierter Absohnitt. 

gebnisse an den geeigneten Stellen dieses Buches erwähnt werden. Sie 
sind von besonderer Wichtigkeit für das Verständnis der Wirkungen, 
welche die Gletscher der Eiszeit zu erzeugen vermochten. 

Die Schneegrenze liegt hier bei etwa 700m Seehöhe; sie senkt 
sich bis zu dem weiter nördUch Hegenden Hochgebirge, das im EHas- 
berge mit 5Ö2Öm und dem Mount Logan mit 5900 m kulminiert, auf 
600 bis 650 m herab. Zwischen dem Fuße der Gebirgskette und der 
Meeresküste liegt eine flache Landschaft in 50 bis 60 km Breite, welche 
von ungeheuer ausgedehnten Eismassen überdeckt ist, die aus einem, 
soweit bisher bekannt, verhältnismäßig kleinen Sammelgebiete, dessen 
Umrahmung fast durchaus mehr als 4000 m Höhe erreicht, herabsteigen 
und auf dem ebenen Boden des Gebirgsvorlandes zu einem breiten Fladen 
auseinander fließen. Die Menge der Niederschläge, welche über der 
Schneegrenze alljährlich anfällt, ist sehr groß und selbst im Hoch- 
sommer verhüllen Nebel und treibender Schnee meistens die Land- 
schaft. Doch sind wir, dank der Energie von J. C. Russell, ziemlich 
gut über die Gestaltung des Nährgebietes dieses eigenartigen Gletscher- 
gebildes, des Malaspinagletschers, unterrichtet, und der vom Wetter- 
glück außerordentlich begünstigten Expedition des Herzogs der 
Abruzzen, der die Besteigung des Mount Elias nach STtägigem Auf- 
stiege gelang, verdanken wir weitere Aufschlüsse über die Hochregionen 
der Elias-Eange, welche Vittorio Sella in prachtvoUen Photographien 
niederlegen konnte. Daraus ergibt sich, daß das Firngebiet des Malaspina- 
gletschers in der Richtung des etwa 60 km langen und 5 bis 8 km breiten 
Stewardzuflusses noch ein gut Stück weiter nordwärts fortsetzt, als 
es die Russell sehe Karte zeichnet (vergl. S. 64), und wahrscheinlich 
erst durch Grate begrenzt wird, welche nördlich vom Mount Logan in 
westöstlicher Richtung ziehen. Die halbkreisförmig begrenzte Zunge 
des Malaspinagletschers, welche eine Fläche von fast 5000 qkm bedeckt, 
hat am Fuße des Gebirges eine Dicke von etwa 500 m und senkt sich 
mit geringem Gefälle bis zur Meeresküste, welche sie nur längs einer 
etwa 9 km langen Strecke berührt. Vom Meere aus ist der Gletscher 
in der Yakutatbai nicht sichtbar, da eine hohe Moräne ihn deckt. 

Die Bewegung am Rande des großen Eiskuchens kann nur gering 
sein ; der Moränenschutt deckt hier bis zu einer Breite von 1 5 km in 
meterdicker Schicht das Eis; hochstämmiger Urwald mit üppiger Boden- 
vegetation, welche im Verein mit gefallenen Stämmen das Durchwandern 
ungemein schwierig gestaltet, wächst auf dieser Moräne in einer Aus- 
dehnung von Hunderten von Quadratkilometern. Trotz der unmittel- 
baren Nähe des Eises gedeiht nicht nur eine reiche Flora, auch die 
Fauna, welche in wärmerer aber feuchter Gegend lebt, ist anzutreffen; 
der kalifornische Kolibri kommt hier bis zu 6 1 ® nördl. Br. vor, während 
an der trockenen kalten Westküste der Halbinsel das Walroß bis zu 
56® nördl. Br. herabkommt. 

Von den Alaskan Mountains, welche sich an die Gruppe des Mount 



•_ 



• 



. 






Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. IQl 

Elias weiter nach Westen anschließen, strömen gegen die Südküste der 
Halbinsel ebenfalls große Gletscher herab; nach neueren Berichten 
sollen in der Berggruppe im Norden des Cook Inlet, welcher der 6240 m 
hohe Mount McKinley, der höchste Berg Kordamerikas angehört, 
zahlreiche Gletscher liegen, deren einer nach Kordosten geht, 10 bis 
13 km breit und etwa 45 km lang ist, und die Tschulitna, den be- 
deutendsten Quellarm der Schuschitna, entsendet. 

Die Gletscherentwickelung im Inniem Alaskas ist bisher noch wenig 
bekannt. Man weiß zwar, daß das Innere des Landes trocken und 
kalt ist; in Oglivies Obseryatorj (Camp Davidson), 14P westl. L. und 
65^ nördl. Br. am Yukon, wurden vom 14. September 1889 bis 22. Juni 
1891 nur 484mm Niederschlag gemessen; allein die nähere Umgebung 
der Nord' und Ostabdachung der Alaskan Mountains und der Elias- 
Range ist bisher nicht der Gegenstand eingehender Untersuchung ge- 
worden. Die Schneegrenze steigt gegen das Innere des Landes an und 
liegt in dem Tale des Linnkanals, in das man über den Chilkatpaß 
gelangt, sicher über 1200 m Höhe, denn hier endigen viele kleine Glet- 
scher, die von den Schneefeldem herabziehen. 

So lehren uns die Gletscherverhältnisse an der Südostküste Alaskas 
sehr eindringlich, daß reichliche Niederschläge die Schneegrenze weit 
herabdrücken, und daß in einem feuchten Klima mit verhältnismäßig 
hoher Mitteltemperatur und geringen Wärmeschwankungen sich Gletscher 
entwickeln und erhalten können, die den Eismassen, welche ehedem das 
Vorland der Alpen überdeckten, nicht an Ausdehnung nachstehen. 

4. Gletscher in Afrika. Auf dem afrikanischen Festlande sind 
bisher nur drei Stellen bekannt, an denen gegenwärtig Gletscher auf- 
treten ; sie haben alle in der Nähe der großen Seen eine äquatoriale Lage. 

Am Kilimandscharo (6010 m), am Kenia (5900 m) und am Run- 
soro (5000m) wurden von Hans Meier, Gregory u. a. Gletscher 
entdeckt. Der Kilimandscharo erhält von Norden und Osten nur 
trockene Winde, von Westen und Südwesten kommt feuchte Luft ; daher 
ist die Gletscherentwickelung auf den verschiedenen Seiten dieses Berges 
verschieden. Im Norden geht das Eis bis 5800 m, im Nordwesten bis 
5000 m herab und umgibt die Westseite wie ein Mantel, von welchem 
drei Zungen bis 4650m herabreichen. Auf der Süd Westseite geht eine 
solche sogar bis etwa 4000 m herunter. Die Südseite ist von einem 
Eispanzer eingehüllt, der bis 5200m reicht, und dem mehrere Zungen 
entströmen, deren Enden bei 4400 m liegen. Im Osten ist 5300 m die 
untere Grenze des Eises. 

Die Höhe der Schneegrenze darf demnach hier bei etwa 5200 m 
angenommen werden. Am Kenia Hegt die untere Grenze des Eises 
bei 4600 m, am Runsoro bei 4500 m; die Schneegrenze dürfte in fast 
gleicher Höhe wie beim Kibo anzunehmen sein. 

5. Die Gletscher der Neuseeländischen Alpen. Die Südinsel von 

Neuseeland trägt auf ihrer Westseite eine gewaltige Gebirgskette, welche 



102 Vierter Abschnitt. 

im nördlichen Teile der Insel im Mount Franklin 3048 m, im mitt- 
leren Teile, den „Southern Alps", im Mount Hochstetter 3414m, im 
Mount Cook, dem Kulminationspunkte, 3768 m IlQhe erreicht und gegen 
den südlichen Teil ziemlich rasch auf weniger als 2000 m Höhe herab- 
sinkt. Vom Westrande der Insel aus erfolgt der Anstieg zur Eamm- 
höhe des Gebirges auf geringe Entfernung. Die mit Wasserdampf 
gesättigte Luft, welche von Nordwest über die Südsee herkommt, wird 
beim Überschreiten des Gebirges schon in Terhältnismäßig geringer 
Höhe kondensiert und von etwa 1850 m an aufwärts bleiben die Nieder- 
schläge als Schnee angehäuft. Zahlreiche, ziemlich ausgedehnte Gletscher- 
ströme auf der Nord Westseite der Neuseeländischen Alpen reichen, wie 
Franz Josef- und Prinz Alfredgletscher, mit ihren Enden fast auf das 
Niveau von 200 m herab, wo sie, umgeben von einer üppigen subtropi- 
schen Flora, welche das ozeanische Klima erzeugt, kräftige Gebirgs- 
bäche entsenden. Die Gletscher des Südostabhanges gehen weniger 
weit unter die Schneegrenze herab als die der Nordwestseite. Am 
tiefsten, bei 730m, liegt hier das Ende des größten Neuseeländer Eis- 
stromes, des Tasmangletschers. Auch die beiden westlichen Nachbarn 
desselben, der Müller- und der Hookergletscher , gehen noch bis 786 
bzw. 820m Seehöhe herab; alle anderen Gletscher der Ostseite, selbst 
der an Ausdehnung noch recht bedeutende Murchisongletscher, endigen 
höher als 1000 m. Die Schneegrenze liegt hier höher als auf der Nord- 
westseite. Lendenfeld nimmt sie bei 2200m, v. Haast bei 2400m 
an. (Aus Lendenfelds Karte des Tasmangletschers würde sie zwischen 
1800 bis 1900 m zu vermuten sein.) 

Die höhere Lage der Schneegrenze entspricht vollkommen der 
geringeren Feuchtigkeitsmenge, welche den Gletschern der Südostseite 
zur Ernährung dient. Die für die ganze Insel vorherrschenden Nord- 
westwinde kommen als trockene, warme Luftströme an dem Südosthange 
der Gebirgskette herab und tragen wesentlich dazu bei, die klima- 
tischen Yerhältnisse des östlichen Inselgebietes im Gegensatz zu denen 
des Westens in fast kontinentale zu verwandeln. Das kommt sehr 
deutlich in der Differenz der Niederschlagsmengen — Westküste 2,9 m 
pro Jahr, Ostküste 0,7m pro Jahr sowie in den viel größeren Tem- 
peraturschwankungen zum Ausdruck, welche die trockene Ostseite gegen- 
über der feuchten Westseite auszeichnen. 

Als Eigentümlichkeit der neuseeländischen Gletscherlandschaft 
hebt Lendenfeld die Weite und Flachheit der Täler hervor, welche 
zu den großen Gletschern hinauf führen. Wo wir in den europäischen 
Alpen schmalen Schluchten begegnen, treffen wir in Neuseeland mehrere 
Kilometer breite, sanft geneigte Täler an. Die Seitentäler und Fluß- 
oberläufe besitzen hier denselben Charakter wie die Haupttäler in den 
europäischen Alpen. 

Die untere Partie der großen Gletscherzungen im Canterbury- 
distrikt ist auf mehrere Kilometer Länge von Oberflächenmoränen be- 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 



103 



deckt; das Eis darunter ist arm an Spalten. Besonders mächtig ist 
die Schuttdecke der unteren 5 km des großen Tasmangletschers ; auf 
ihr gedeihen und blühen viele Neuseeländer Alpenpflanzen. Die ge- 
waltigen Seitenmoränen des Müllergletschers tragen Wälder von an- 
sehnlichem Alter und zeigen, daß seit langer Zeit die Eismassen von 
den Rändern dieser Schuttwälle zurückgewichen sind. 

Gelegentlich der kartographischen Aufnahme des Canterbury- 
distnkts hat T. N. Brodrick den Gletschern besondere Aufmerksam- 
keit gewidmet und außer einer Reihe wertvoller Bewegungsmessungen 
die Dimensionen dieser Eisgebilde gewonnen, welche in folgender Zu- 
sammenstellung angegeben sind. 



Gletscher 



Fläche in km' 



a 






i 

aa 
CS 



f^ bD 
> Ö 

bQ 



9 



km 



Breite der 
Zunge 



Maxi- 
mum 

km 



Mittel 
km 



Ho 



m 



Tasman . 
Murchison 
Godley 
Müller . . 
Hooker . 
Glassen . 



55,4 
28,4 
21,4 
12,9 
13,7 
6,9 



101,0 


155,4 


60,7 


84,1 


42,5 


63,9 


31,1 


44,0 


16,8 


80,5 


16,2 


23,1 



1,8 
2,4 
2,0 
2,4 
1,7 
2,3 



28,9 
17,4 
12,9 
12,9 
12,0 
7,8 



3,50 
1,70 
1,70 
1.22 
1,08 
1,46 



1,91 
1,84 
2,70 
1,00 
0,84 
0,86 



730 

1120 

1090 

786 

820 

1090 



Das Verhältnis zwischen Zunge und Firn ist ziemlich klein; die 
Gletscherzungen erscheinen gegenüber den Firnfeldern sehr ausgedehnt ; 
das ist bei den flachen Tälern, in welchen die Eisströme fließen, ver- 
ständlich und steht mit den Erfahrungen im Einklänge, welche wir aus 
den Alpen und dem Kaukasus besitzen. Leider ist in Brodricks 
Mitteilung die Höhenlage der Schneegrenze nicht angegeben, auf welche 
sich die von ihm ausgeführte Teilung in [Zunge und Fimfeld bezieht. 

Die Gesamtzahl der Neuseeländer Gletscher ist wesentlich größer, 
als es nach der Tabelle den Anschein hat. v. Haast und Hochstetter 
nennen an 50 Talgletscher, ohne damit alle vorhandenen aufgezählt zu 
haben. Zu den bedeutenderen Gletschern gehören noch der Ramsay- 
gletscher (11,2 km lang) und der Lyellgletscher (12,8 km lang) im Fluß- 
gebiete des Kakaia. 

6. Die Gletscher der Polarländer. Die Gletscher der polaren 
Gegenden zeigen häufig eine geringfügige Umbildung des Schnees in 
kompaktes Eis. Infolge der niedrigen Temperatur, die an der Gletscher- 
oberfläche herrscht, können die trockenen Schneekörnchen nicht in 
dem gleichen Maße untereinander verschmelzen, als dies in geringeren 
Breiten mit günstigeren Insolationsverhältnissen und größerer Luft- 
wärme der Fall ist. Die obersten Lagen dieser Gletscher erscheinen 



104 Vierter Abschnitt 

daher wohl sehr deutlich geschichtet, da die Schneemassen, welche die 
einzelnen Niederschläge brachten, durch ganz dünne Zwischenlagen 
härteren, verfirnten Schnees voneinander geschieden sind; aber die 
eigentliche Umbildung der ganzen Masse in grobkörnigen Firn findet 
erst unter Einwirkung größeren Druckes in ziemlich bedeutender Tiefe 
statt, so daß die obersten Partien der Gletscher aus sehr porösem 
Material gebildet bleiben. Je nach der Länge des Weges , den die 
Gletschermasse zurücklegt, bis sie entweder durch die Abschmelzung 
oder durch Kalbung im Meere Yemichtet wird, ist die Umformung des 
Schnees in festes Eis Ton großkömiger Struktur mehr oder minder weit 
gediehen. Gletscher von geringer Mächtigkeit, welche nur kurze Weg- 
strecken durchmessen, endigen in steilen Abbruchwänden, welche 
hauptsächlich Firnmaterial enthalten. Sie wurden Yon A. Hamberg 
treffend als „unentwickelte'' Gletscher bezeichnet. Doch finden sich 
oft in unmittelbarer Nähe von solchen andere Gletscher, bei denen die 
Umbildung von Firn in Eis bedeutend weiter fortgeschritten ist. Auf 
diesen Unterschied in der Struktur hat nach Ch. Rabot schon 1838 
Eugene- Robert aufmerksam gemacht. Die Berichte von der 
Challenger-Expedition, die Befunde von Peary, Nansen, 
Sverdrup u. a. stimmen damit YoUständig überein. 

Grönlands Binneneis. Zwischen 60<> bis 830 39' nördl. Br. und 
20 bis 70^ westl. L. y. Gr. eingeschlossen liegt die große Insel 
Grönland, deren wissenschaftliche Erforschung seit fast 200 Jahren 
Gegenstand zahlreicher Expeditionen war. Die Westküste ist als die 
bequemer zugängliche schon ziemlich gut bis zu den höchsten Breiten 
Yor allem durch die energische Tätigkeit der dänischen Forscher be- 
kannt, während an der Ostküste Yon dem durch die II. Deutsche Nord- 
polarezpedition erreichten nördlichsten Punkte bei etwa 77® nördl. Br. 
bis zum Nordrande der Insel der Verlauf der Küste noch nicht fest- 
gestellt werden konnte. Zahlreiche Fjorde, in deren Hintergründe 
gewaltige Eismassen herabsinken, durchfurchen die ganze Küste. Ver- 
schiedene Versuche, in das Ursprungsgebiet dieser Gletscher Yorzu- 
dringen, begründeten schon frühzeitig die Meinung, daß eine Eismasse 
Yon ungeheurer Ausdehnung, die ihre Ausläufer in die Fjorde ent- 
sendet, über Grönland gebreitet ist, und schon 1729 wurde durch den 
dänischen Major Paars eine Expedition unternommen, bei der Yon der 
Westküste her die große Eis wüste durchquert werden sollte. Den ersten 
großen Vorstoß ins Innere Grönlands konnte A. E. Nordenskiöld 
1883 auf einer 18tägigen Reise ausführen, die ihn 117 km Yorwärts 
brachte. Seitdem hat im Jahre 1888 Fr. Nansen seine kühne Fahrt 
auf Schneeschuhen Yollbracht, bei der es ihm gelang, nach 40tägiger 
anstrengender Wanderung das Binneneis auf einer 560km langen 
Strecke, die bis zu 2720m anstieg, längs des 64. Breitengrades zu 
durchqueren. 

Nach dieser Tat Nansens konnte man als erwiesen annehmen, 



Yerbreitang und BimenBionen der Oletscher. 105 

daü eine zuBammenhängende Eisdecke das ganze Innere der Insel ver- 
birgt nnd nnr yerhältnismäßig sclimale Streifen an der Küste eisfrei 
sind. Eine Scblittenreise , welche R K Pearj 1891 im äußersten 
Norden Grönlands ausführte, zeigte, daß auch hier die Eisbedeckung 
im Innern ununterbrochen ist, jedoch gegen die Kordküste der Insel 
aufhört. Auf dem schneefreien Boden wurden Blumen, Insekten und 
Moschusochsen angetroffen. Etwas südlicher, auf einer Ton der Küste 
entfernten Strecke, längs welcher die Rückreise ausgeführt wurde, hatte 
das Inlandeis Höhen von 1200 bis 2500 m. Als höchster Punkt Grön- 
lands ist bisher die Petermann spitze (3500 m) im Hintergrunde des 
tief ins Festland eingreifenden Kaiser -Franz -Josef -Fjords an der Ost- 
küste bekannt. Eine Durchquerung des südlichsten Teiles des Binnen- 
eises durch eine dänische Expedition unter der Leitung Yon Garde 
führte auf 280 km langer Wanderung bis zu 2300 m Höhe. Man kann 
demnach auf Grund der bisherigen Erfahrungen sagen, daß die grön- 
ländische Eisdecke längs einer die Insel von Süd nach Nord durch- 
ziehenden, etwas gegen den Ostrand gerückten Linie ihre größten 
Höhen besitzt, welche von 2300m im Süden bis 3500m in der Mitte 
ansteigen, um dann gegen den Nordrand der Insel wieder auf 2500 m 
und weniger herabzusinken. 

Von dieser Eisscheide aus findet das Abfließen des Eises nach den 
Küsten hin statt. Nansen vergleicht die Form des Inlandeises mit 
der eines Schildes. Die Schildfläche ist im Süden stark gewölbt, wäh- 
rend sie nach Norden zu sehr rasch flacher wird. Aber die Krümmung, 
welche als nahezu kreisförmig angesehen werden kann, ist nicht nur 
in der Ostwest-, sondern auch in der Nordsüdrichtung vorhanden. Im 
Profil von Nansens Marschroute ist nach den Berechnungen von 
A. M. Hansen der Kadius des Kreises, der sich der Krümmung der 
Eisoberfläche gut anschmiegt, 10 380 km. 

Die Erdkrümmung ist dabei nicht berücksichtigt. Dadurch kann 
leicht die Vorstellung erweckt werden, als ob die Bänder des Inland- 
eises relativ höher liegen, wie die Mitte. Mit Berücksichtigung der 
Erdkrümmung erhält man ein Querprofil, das in Fig. 1 5 (a. f. S.) wieder- 
gegeben ist. Der Radius des Kreises, der sich ungefähr an die Form 
der Oberfläche des Inlandeises anschmiegt, ergibt sich in dem FaUe zu 
nahe 3700 km, also wesentlich kleiner als der Erdradius. Das ent- 
spricht jedenfalls den tatsächlichen Verhältnissen besser als die obige 
Angabe. 

Nach Süden zu nehmen die Radien der Kreise ab, nach Norden 
hin zu. Nur an den Küsten ist die Abweichung des wirklichen Eis- 
profiles von den Kreisbögen verhältnismäßig groß. 

Eine Eigentümlichkeit besitzt nach Nansen die Oberflächenform 
des Inlandeises, das ist eine schwache Wellenbildung. In der Nähe der 
Küste kommen größere Wellen vor, welche allmählich in flachere und 
längere gegen das Innere hin übergehen ; außerdem gibt es kleinere, die 



106 



Vierter Abschnitt. 



« 



i 



^. 



l « 



bd 



^ 



K. 



V. : 



OK) 



man den ganzen Weg über verfolgen kann, 
die ebenfalls nach innen länger und weniger 
bedeutend werden. Die letzteren be- 
trachtet Nansen als Analoga zu den 
Wind wellen, welche auf Schneeflächen er- 
zeugt werden, und leitet ihre Bildung, wie 
mir scheint mit Recht, hauptsächlich auf 
die Tätigkeit der starken Winde zurück, 
welche während des größten Teiles des 
Jahres vom Innern des Landes gegen die 
Küsten hin weben. Die größeren Wellen 
dagegen führt er auf die Unregelmäßig- 
keiten des Untergrundes zurück, über den 
die Eismassen abfließen müssen. 

Außer in einem schmalen Streifen der 
Randzonen in der Nähe der Küsten gab 
es auf dem ganzen mittleren Teile des In- 
landeises auf Nansens Route keine Seen, 
keine Bäche, keine Spalten und fast keine 
Unebenheiten. „Die Oberfläche ist vom 
Winde gescheuert und geglättet, wie der 
Fußboden einer Stube; nur in der Nähe 
der Randzonen, wo der Wind stark war, 
hatte er den trockenen Schnee zu kleinen 
Wellen zusammengetrieben. Am 30. August 
waren wir in einer Meereshöhe von etwa 
2000m und 90km von Nordenskiölds 
Nunatak entfernt, wo wir die Küste ver- 
ließen. Yon diesem Tage an war die 
Oberfläche glatt wie ein Spiegel, ohne 
andere Unebenheiten als die Spuren, die 
wir selbst hinterließen. Dies dauerte bis 
zum 19. September, wo wir wieder Wind- 
wehen von verschiedener Größe antrafen; 
wir waren da in einer Meereshöhe von 
2000 m und etwa 80 km vom westlichen 
Rande des Eises entfernt." 

In der Nähe der Küste war die Schnee- 
oberfläche am Tage gewöhnlich feucht und 
weich; wenn es aber nachts fror, wurde 
sie ganz hart; dies geschah schon in einer 
Höhe von 560 m. In 1100 m Höhe war 
die Oberfläche ganz eben und glatt und 
auch bei Tage hart gefroren. Bei 1400 m 
Höhe bedeckte eine dünne Schicht frisch 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 107 

gefallenen Schnees die Oberfläche des harten Schneeeises. Die lose 
weiche Schneeschicht nahm gegen das Innere an Mächtigkeit zu; bei 
1600 m Höhe waren etwa 20 cm, in 2000 m bis zu 30 cm Schnee, 
während in 2200 m die Dicke der frischen Schneelage nur mehr 23 cm 
ausmachte und bei 2550 m sogar auf 8 cm sank. Das deutet auf eine 
Höhenlage maximalen Niederschlages Ton etwa 2000 m; es liegt aber 
nur die eine Beobachtung vor und deshalb kann kein sicherer Schluß 
gezogen werden (vgl. S. 54 u.). 

Die Schneeeisschicht unter dem losen, frischen Schnee erwies sich 
von geringer Dicke, etwa 15mm; darunter war lockerer, loser Schnee, 
etwa 180mm tief, und diesem folgte eine härtere, nur schwer durch- 
dringliche Eisschicht. Darauf konnte wieder 30 bis 40 cm tief durch 
immer härter werdenden Schnee der Probestab eingetrieben werden, 
bis er endlich etwa 70 cm unter der Oberfläche nicht mehr weiter zu 
bringen war. Also Abwechselung von Schichten weichen und harten 
Schnees; nur die oberflächlichen Partien werden durch die Sonnen- 
wärme (in 2270 m Höhe) geschmolzen ; die Schmelzwasser dringen aber 
nicht tief ein. Das Schmelzen des Schnees kann daher in dieser Höhen- 
lage die Schneemenge nicht vermindern. 

Daß in diesen Regionen die jährliche Niederschlagsmenge nicht 
sehr groß ist, wurde in dem Kapitel über das Klima der Polarregionen 
bereits bemerkt. Wirkliche Messungen liegen nur für einige Stationen 
der Westküste vor; aus ihnen ergibt sich eine Abnahme der Nieder- 
schlagsmenge gegen Norden. In Iviktut (61^12') wurden 1875 bis 
1880 im Mittel 1,30 m, in Godthaab (64*10') 0,68 m, in Jakobshavn 
(69*12') nur 0,21m gemessen und während Drygalskis Aufenthalt 
im Karajak- Fjord (70*27') wurde die außerordentlich geringe Nieder- 
schlagshöhe von 0,108 m bestimmt. Eine Zunahme gegen das Innere 
hin ist wahrscheinlich, aber nicht sicher angebbar. 

Die Höhe der Schneegrenze gibt Drygalski für das Gebiet des 
Karajakfjords zu 700 bis 800 m an. Ältere Angaben verlegen dieselbe 
selbst in weiter nördlich gelegenen Gebieten der Ost- und Westküste 
noch in 900 bis 1250m (Heim). 

Über die Ernährungs Verhältnisse, unter denen die etwa 1,9 Mill. 
qkm umfassende Inlandeisdecke des 2,1 Mill. qkm großen Kontinentes 
steht, läßt sich also bisher wenig Bestimmtes aussagen. Besser, wenn 
auch noch nicht ganz befriedigend, sind wir über die Aufzehrung der 
Eismasse unterrichtet, welche im Randgebiete durch Abschmelzung 
und Abbruch von Eisbergen in den zahlreichen Fjorden stattfindet. 
Die Gesamtlänge des Eisrandes ergibt sich zu mindestens 8000 km. 
An mehr als 100 Punkten berührt derselbe das Meer; nur an 
25 Stellen entstehen dabei, wie Rink hervorhebt, Eisfjorde, von 
denen 7 oder 8 als solche ersten Ranges angesehen werden können. 
Die nördliche und nördlichste Küste geben wenig Eisberge; der 
Abfluß nach Osten ist geringer als der nach Westen, doch so, daß 



108 Vierter Abschnitt. 

es auf der Ostseite hauptsächlich der sudlichste, auf der Westküste 
der nördlichste Teil ist, auf welchen sich die Produktion der Eisberge 
konzentriert. 

Das ist in Übereinstimmung damit, daß die Wasserscheide näher 
an der- Ostküste liegt; es kann deshalb das größere Sammelgebiet auf 
der Westseite eine bedeutendere Eismenge abfließen lassen als das der 
Ostseite. Zudem bringen die vorherrschenden feuchten Westwinde die 
größeren Niederschlagsmengen auf den Westabfall des Inlandeises. Da 
enorme Eismengen an den über 100 Stellen, an welchen der Eisrand 
auf eine Gesamtlänge von etwa 1000km ins Meer taucht, in Gestalt 
von Eisbergen forttransportiert werden und außerdem auf einem 
etwa 20 km breiten Streifen wenigstens am größeren Teile des West- 
randes eine beträchtliche Reduktion der Eismasse durch Abschmelzung 
stattfindet, so ist es seit langer Zeit eins der interessantesten 
Probleme der Grönlandforschung, das Gleichgewicht zwischen Er- 
nährung und Abtrag des Inlandeises zu begründen. Wir werden 
auf dasselbe in dem Abschnitte über Eisberge zurückkommen, nach- 
dem wir uns über Bewegung und Abschmelzung die notwendigen 
Kenntnisse verschafft haben. Es sei jedoch schon hier bemerkt, daß 
es keineswegs nötig ist, das Inlandeis als einen Eest aus der Eiszeit 
anzusehen; die Existenz und fast stationäre Erhaltung desselben läßt 
sich aus den meteorologischen Verhältnissen der Gegenwart vollständig 
erklären. 

Von besonderer Wichtigkeit ist Fr. Nansens Feststellung, daß 
die Oberfläche des ganzen Inlandeises, die verhältnismäßig schmale 
Randzone ausgenommen, vollkommen frei von Fremdkörpern ist. Kein 
Stein wurde auf der langen Wanderung angetroffen; ja nicht einmal 
Staub, Kryokonit, wie ihn Nordenskiöld nannte, wurde gefunden. 
Der feine Verwitterungsstaub, wie ihn die Winde auf den Fimflächen 
der Alpen- und anderer Gletscher ablagern, bleibt im Randgebiete des 
Inlandeises liegen. Dieses besitzt keine Obermoränen; es ist fast nur 
Firngebiet, und da es wenigstens in den bisher bekannten Teilen nir- 
gends von schneefreien Felsen überragt wird, so fehlt jede Gelegenheit 
zur Produktion von Schutt, der im Innern Grönlands zeitweilig auf die 
Eisoberfläche kommt. Und selbst wenn solche eisfreie Felsgebilde 
an anderen Stellen die Eisdecke durchbrechen, so müssen ihre Ver- 
witterungsprodukte doch, von dem anfallenden Schnee überdeckt, all- 
mählich unter die Oberfläche geraten, mit den Schneemassen langsam 
sinken und gegen die Küste getrieben werden. Im Abschmelzgebiete 
müssen sie zutage treten. Tatsächlich entbehrt das Inlandeis keines- 
wegs der Beimengung von Schutt, wie aus einer Reihe von Beob- 
achtungen hervorgeht, welche das Vorhandensein von Moränen nahe 
dem Eisrande dartun. In der Umgebung der Felsgebilde, welche hier 
über die Eisfläche aufsteigen, bei den mit spärlicher Vegetation bedeckten 
Nunatakern, tritt Schutt auf, welcher die Spuren des Transportes unter 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 109 

Eis an sich, trägt. Von großen, mehrere Kubikmeter haltenden 
Blöcken bis zu kleinen Sandkörnern sind alle Zwischenstufen yer- 
treten. Unter dem Eise werden außerordentlich große Mengen von 
Kies und Sand teils ins Eis eingebacken, teils nur von diesem ge- 
schoben, verfrachtet. 

Alle Erscheinungen, welche an den gegen das Inlandeis ver- 
schwindend kleinen Gletschern der Alpen usw. gefunden und bis ins 
Einzelne studiert wurden, treten auch hier auf. Das Inlandeis ist 
eben ein Gletscher von kolossalen Dimensionen. In dieser ge- 
waltigen Ausdehnung liegt das Fremdartige, welches viele Forscher 
veranlaßte, das Inlandeis als etwas qualitativ anderes wie die Alpen- 
gletscher anzusehen; sie ist auch die Ursache, warum gerade dieses in 
besonderem Maße als Rest der Eiszeit angesprochen wurde. Nun, nach- 
dem wir vor allem durch Nansens kühne Forscherreise wissen, daß ein 
sehr großer Teil der Eisoberfläche in bedeutende Höhen von mehr als 
2000m emporragt, sehen wir die Abflußbedingungen gegeben, welche 
den Transport der Niederschlagsmengen aus dem Innern des Landes 
ermöglichen. 

Die Dicke des Inlandeises wird von Nansen durch Vergleiche 
mit skandinavischen Verhältnissen zu 1800 bis 2500 m geschätzt. Das 
ist außerordentlich viel und erscheint mir angesichts der Oberflächen- 
form, welche das Nansen sehe Boutenprofil liefert, als ganz unwahr- 
scheinlich. Wenn wirklich ein großer Teil des Berglandes, welches 
hier von Eis überdeckt ist, wenn der Boden der Täler nur 700 bis 
1000m Meereshöhe haben soll, so ist nicht recht einzusehen, warum 
die Gebirgskette, welche die Eisscheide verursacht, nur wenig über die 
als obere Grenze der Eisdicke angegebene Zahl an Höhe besitzen soll. 
Es ist kein Grund vorhanden, eine besondere Stauung der abfließenden 
Eismassen an der Küste oder in deren Nachbarschaft anzunehmen und 
mir scheint, daß man mit ebenso viel Sicherheit, wie sie Nansens 
Schätzung zukommt, die Dicke der Eismasse auf 400 bis 500m an- 
setzen kann. Das würde immer noch ausreichen, um einzelne Zungen 
von 500 bis 600 m Dicke in Fjorde auszusenden. 

Lokale Vergletscherung in Grönland. In dem nicht mehr 
vom Inlandeise überdeckten Randgebiete Grönlands und auf den Inseln, 
welche die Küste umsäumen, gibt es viele einzelne Gletscher, die, teil- 
weise ihre eigenen, von denen ihrer Nachbarn vollständig getrennten 
Fimgebiete besitzen, an anderen Orten von einem gemeinschaftlichen 
Nährgebiete aus gespeist werden. Einzelne von ihnen haben recht 
bedeutende Moränen; ihre Bewegungs Verhältnisse sind von Drygalski 
näher studiert worden. Über den Umfang dieser Lokalvergletscherung 
kann bisher keine zuverlässige Angabe gemacht werden; das aber ist 
bekannt, daß eine stattliche Anzahl solcher Gletscher die Ausdehnung 
eines mittleren Alpengletschers besitzt. Die Messungsergebnisse werden 
an der geeigneten Stelle mitgeteilt. 



110 Vierter Abschnitt. 

Spitzbergen. Die zwischen 760 30' bis 80^30' nördl. Br. und 
10® bis 28® östl. L. v. Gr. gelegene, aus sechs größeren Ländern be- 
stehende Inselgruppe ist fast ganz vergletschert. Die Hauptinsel, 
Westspitzbergen, ist bisher am genauesten untersucht und in jüngster 
Zeit nicht nur in dem schmalen, eisfreien Küstenstricbe betreten 
worden, sondern auch in ihrem Innern Gegenstand geographischer For- 
schung geworden. Durch die Expeditionen von Sir M. Conway und 
E. J. Garwood wurde das bis über 1400 m ansteigende „King James- 
Land^ im westlichen Teile der Insel in seinen Hochregionen begangen, 
und es zeigte sich dabei, daß eine stattliche Zahl von eisfreien Berg- 
spitzen und Graten über die Gletscherdecke emporsteigt, welche 
zahlreiche Aste in mehrere Haupttäler aussendet, in denen große 
Eisströme bis zum Meere herabsteigen; an einzelnen Stellen, an 
welchen die Gletscher den Meeresspiegel nicht erreichen, bilden sie 
auf dem flachen Yorlande breite, auseinander fließende Eisdecken. 
Die Schneegrenze ist im südlichen und westlichen Teile der Insel 
bei etwa 300m. Am Nordrande sinkt sie viel weiter herab; noch 
im August fand Conway in der Wijdebai Schnee bis zum Meeres- 
niveau. 

Die Vergletscherung ist, besonders in den östlichen Gebieten, vom 
Inlandeistypus ; doch sind, wie bereits bemerkt, an vielen Stellen größere 
selbständige Gletscher vom alpinen Typus vorhanden und Conway 
hat mehrfach die Unterteilung der großen Eisdecke in kleinere Nähr- 
gebiete der von ihr ausgehenden Gletscher beobachtet. 

Die Fläche der ganzen Inselgruppe beträgt etwa TOOOOkm^; davon 
sind mindestens 80 Proz. vereist. 

Franz-Josefs-Land. Die zahlreichen Inseln dieses zwischen 80® 
und 82® nördl. Br. gelegenen Archipels heben sich im allgemeinen 300 
bis 400 m über das Meresniveau; an einzelnen Stellen treten Höhen 
von fast 500 m, in Wilczekland sogar solche von mehr als 700 m auf. 
Seit ihrer Entdeckung durch Payer und Weyprecht (1872) ist die 
Inselgruppe mehrfach, besonders gegen Ende des 19. Jahrhunderts, 
Gegenstand der Erforschung gewesen. Den Expeditionen von Jack- 
son (1894/97), Wellmann (1898/99), sowie den kühnen Reisen von 
Nansen und Johannsen (1895/96) und der Expedition des Herzogs 
der Abruzzen verdanken wir wertvolle Bereicherungen unserer Kennt- 
nisse dieses Gebietes, das jedoch noch nicht so weit erforscht ist, daß 
eine genaue Angabe seiner Größe gemacht werden kann. Annähernd 
beträgt dieselbe 18000 km^. Die Inseln gewähren, aus der Ferne 
gesehen, den Anblick sehr flacher, zusammenhängender, blendend 
weißer Eisschilde, welche mit geringer Wölbung von den höchsten 
Punkten gegen das Meer herabsinken und da in fast senkrechten 
Abbruchwänden endigen, die den größten Teil der Küste bilden. Nur 
an einzelnen Stellen zeigen sich sehr steile Basaltwände, über welche 
Bruchstücke der Eisdecke herabstürzen. Einzelne Inseln haben übrigens 



Verbreitung )ind DimensiODen der Gletscher. m 

ziemlich breite Streifen schnee- und eisfreien Tieflandes an der Küste, 
das mehrfach gerade den nördlichen Saum bildet. In Kronprinz- 
Rudolf- Land (82® nördl. Br.), wo die italienische Expedition 1899 bis 
1900 überwinterte, hat das wenig ausgedehnte eisfreie Gelände bei 
der Teplitzbai 50 bis 80m Meereshöhe; auf dem Gletscher jedoch 
verschwand die Schneedecke in dieser Höhe nirgends. Man kann also 
die Schneegrenze als nahezu im Meeresniveau verlaufend ansehen. Die 
Bewegung des Eises war nicht meßbar; dem entspricht auch, daß 
während des ganzen Aufenthaltes der italienischen Expedition keine 
Eisbergbildung beobachtet wurde. 

Die Eispanzer der einzelnen Inseln von Franz-Josefs-Land gehören 
in die Gruppe der unentwickelten Gletscher, welche nur aus Firn von 
geringer Dichte bestehen. An den Abbruchrändern wird häufig Schich- 
tung beobachtet, aus welcher auf eine jährliche Niederschlagsmenge 
von etwa 0,5 m geschlossen werden kann. 

Nowaja Semlj'a, zwischen 70® und 77® nördL Br. gelegen, besteht 
aus zwei Inseln, welche, eine Fortsetzung des Uralgebirges nach Norden 
darstellend, Höhen bis 1500 m erreichen. Bis 72® nördL Br. ist die Südinsel 
flach und niedrig und ganz frei von Gletschern. Erst nördlich von 
74® beginnt eine intensive Vergletscherung, welche anfänglich zur Bil- 
dung von Einzelgletschern führt, im äußersten Norden aber das 
Plateau von etwa 600 m Höhe mit einer Inlandeisdecke überzieht. In 
Matotschkin-Schar , der Meerenge, welche die beiden Inseln trennt, ist 
die Schneegrenze bei 600 m, am Kap Mauritius (77® nördl. Br.) sinkt 
sie unter 400 m herab. 

Die Gletscher sind auf der Westseite im mittleren Teile der Nord- 
insel stärker entwickelt als auf der Ostseite. Von den 90 000qkm, 
welche Nowaja Semlja umfaßt, ist kaum der sechste Teil von Eis be- 
deckt. Nach den neueren Untersuchungen von Wilkizky gehen 
bereits in der Nähe des Matotschkin-Schar zahlreiche Gletscher bis zum 
Meeresniveau herab, welche viele große Eisberge abstoßen. 

Grinnelland. Alle, auch die nordwärts fließenden Gletscher dieser 
westlich von Grönland etwa 79® bis 83® nördl. Br. gelegenen Insel 
endigen in 70 bis 100 m hohen, fast senkrechten Eiswänden. Hat man 
deren Höhe erklommen, so übersieht man ein weit ausgedehntes Schnee- 
feld und fimbedeckte Berge, von welchen die Gletscher kommen, unter 
denen Mer de glace Agassiz der bedeutendste ist. Ihre Enden liegen 
nur wenig über dem Meeresniveau. Ablation findet wegen des geringen 
Neigungswinkels, unter welchem die Sonnenstrahlen einfallen, nur an 
den senkrechten Eiswänden statt. Die Schneegrenze darf demnach bei 
etwa 100 m Höhe angenommen werden. 

Der nördliche Teil der Insel, Grant Land, ist von Inlandeis, dem 
Glacier Henriette Nesmith, bedeckt, welcher etwa 800 qkm umfaßt. 

Die Inseln des arktischen Nordamerika sind wenigstens 
gegen die Davisstraße und Baffinsbai mit zahlreichen Gletschern geziei't, 



112 Vierter Abschnitt» 

welche jedoch bisher nicht zum Gegenstände näherer Untersuchungen 
gemacht wurden. Westlich von Grinnelland wurden erst durch 
0. Sverdrups Expedition 1898 bis 1902 neue Erfahrungen gewonnen. 

In dem Gebiete des nordamerikanischen Festlandes, welches 
nördlich vom Polarkreise liegt, sind ebenso wie in Nordsibirien, 
keine Gletscher vorhanden. Trotz der niedrigen Wintertemperaturen 
kann sich keine dauernde Eisdecke bilden, weil die in geringer Menge 
anfallenden Niederschläge während des Sommers, in welchem tagsüber 
hohe Temperaturen herrschen, yerflüssigt werden. So bleiben in 
Sibirien selbst 2800 m hohe Berge frei von ewigem Schnee. Als 
Äquivalent für die Gletscher tritt in diesen polaren Festlands- 
gebieten das Bodeneis auf, das, wie E. v. Tolls Untersuchungen 
in Sibirien gezeigt haben, mehr als 120m Tiefe erreicht. Bisher 
ist nicht entschieden, oh das Bodeneis als fossiles Eis aufzufassen 
ist, oder eine Bildung der Gegenwart darstellt. Man neigt neuer- 
dings mehr der letzteren Ansicht zu, indem man hetont, daß in 
den arktischen Gebieten, in welchen das Bodeneis auftritt, trotz der 
hohen Temperaturen, welche im Sommer die äußersten Schichten des 
Bodens erhalten, die zugestrahlte Wärmemenge nicht ausreicht, um 
den während des langen Polarwinters gefrorenen Boden bis in größere 
Tiefen hinab aufzutauen, weil die Wärmeleitungsfähigkeit desselben 
sehr gering ist. 

Die Gletscher des südlichen Polargebietes. Dank der ge- 
waltigen Anstrengungen, welchen sich die Mitglieder der gegenwärtig in 
Tätigkeit befindlichen Südpolarexpeditionen unterziehen, scheint sich der 
Schleier über der bisher recht geheimnisvollen Umgebung des Südpoles 
zu lüften. Wenigstens besitzen wir kurze Berichte über ein erfolg- 
reiches Vordringen der Mitglieder Scott, Wilson und Shakleton der 
englischen Südpolarexpedition, welche auf einer 94tägigen Schlitten- 
reise von der in der Nähe des Vulkans Erebus auf Viktorialand ge- 
legenen Beobachtungsstation aus bis 82<^17' südl. Br. , also um mehr 
als 500km näher an den Südpol kommen konnten, als die bis dahin 
von James Boss (1842) mit 78^10', von Borchgrevink (1900) mit 
78® 50' erreichten südlichsten Punkte liegen. Der im Süden der großen 
antarktischen Eismauer, die bisher unerstiegen blieb, vermutete Kon- 
tinent ist wirklich vorhanden und steigt bei 82® südl. Br. bis zur Höhe 
von 3000 bis 3600 m an. Seine weitere Ausdehnung bis zum Pole hin 
wird wohl als ziemlich sicher angenommen werden dürfen. Nach den 
bisherigen Erfahrungen, welche auch durch die Resultate der von 
E. V. Drygalski geleiteten deutschen Expedition gestützt werden, 
haben wir dieses südpolare Festland als von einer großen Inlandeisdecke 
überzogen anzusehen, welche fast mit ihrem ganzen, etwa 17 000km 
langen Rande ins Meer taucht und das Material der Eisberge liefert, 
die neben dem Packeis das Vordringen in die Südpolregiön so ungemein 
schwierig gestalten. Die Fläche dieser gewaltigen Eiskalotte beträgt 



Verbreitung und Dimensionen der Gletscher. 113 

heiläufig 13 Mill. km^, ist also etwa siebenmal so groß wie die des 
grönländischen Inlandeises. 

Bei der erwähnten Schlittenreise wurde der Schnee in der Nähe 
des Eisrandes auf einer Strecke von 100 km Eis einwärts weich. Erst 
später wurde harter, für die Schlittenfahrt geeigneter Schnee an- 
getroffen. 

Die Eisdecke ist, wie aus den älteren Berichten hervorgeht, bis an 
den Rand beständig verschneit; die Höhe der Schneegrenze fällt dem- 
nach hier ins Meeresniveau. 

Die Inseln des Südpolargebietes sind alle reich an Gletschern, 
welche die S. 108 schon gekennzeichnete, für die polaren Gletscher 
charakteristische Struktur besitzen. Auch die nördlich vom Polarkreise 
liegenden Inseln tragen Gletscher, welche wenigstens als Zwischenstufe 
zwischen den polaren unentwickelten und den alpinen Gletschern an- 
gesehen werden können. 

Auf Südgeorgien, das 1881 einer deutschen Expedition als 
Stützpunkt diente, hat nach Peter Vogel das 4,1km breite Ende des 
Rossgletschers, das bei 100 m Höhe über dem Meere 90 m unter Wasser 
taucht, also auf festem Boden liegt, eine senkrechte Wand, von der 
häufig gewaltige Stücke abbrechen, welche von der Flut als Eisberge 
weiter geführt werden. Das Eis war außerordentlich porös; größere 
Schmelzwasserbäche wurden nicht beobachtet. Die Fimgrenze ist 
wahrscheinlich über 360m Höhe; wenigstens wurde bis zu diesem 
Niveau der Rossgletscher im Februar schneefrei. Daneben aber finden 
sich 700 m hohe Berge, welche im Sommer vollkommen schneefrei sind. 
Die in ihrer ganzen Länge von etwa 175 km von einem bis zu 2000 m 
Höhe erreichenden Gebirge durchzogene Insel ist in bedeutendem 
Maße vergletschert und die Eisbedeckung zeigt alpinen Charakter. 
Die Südseite ist, der vorherrschenden Windrichtung entsprechend, 
stärker vergletschert als die nördliche, deren Küste eine reiche 
Gliederung besitzt. 

Eerguelen, 48^ bis 50^ südl. Br. gelegen, gehört zu den best- 
bekannten der vereinzelten Inseln der südlichen Meere und hat etwa 
9900 km^ Fläche. Die Fimgrenze liegt nach einer Bestimmung, 
welche am Zeyegletscher vorgenommen wurde, auf der Nordseite der 
Insel bei 420m. Die höchste Erhebung, der Mount Ross mit 1880m, 
liegt auf der Südseite, auf welcher die Vergletscherung größere 
Dimensionen erreichen soll. Yon den näher untersuchten Gletschern 
der Nordseite endigt der Lindenberggletscher mit einer 24 m hohen 
Eiswand 75m über dem Meere. Die zahlreichen Fjorde, welche die 
Insel überall besitzt, lassen auf eine sehr bedeutende ehemalige Yer- 
gletscherung schließen. 

Die Gesamtfläche der Inseln des Südpolargebietes umfaßt ca. 
14000km^, wovon mindestens 3000 km^ vergletschert sind. 

HeA, Die Oletscher. g 



114 Vierter Absohnitt. 

Für die Gesamtvergletscherung der Erde gewinnen wir aus 
dem Vorstehenden folgende Übersicht: 

Europa: Alpen > 3 800 km' 

Pyrenäen 40 „ 

Skandinavien 5 000 , 

Island und Jan Mayen . . 18 470 „ 

Kaukasus >- 1 840 , 

Asien: Zentralasien und Sibirien . 10 000 „ (?) 

Amerika: Nordamerika und Alaska . 20 000 „ (?) 

Südamerika 10 000 „ (?) 

Afrika 20 „ (?) 

Australien: Neuseeland >• 1000 „ 

Polarländer: Grönland 1900 000 

Spitzbergen 56 000 

Franz- Josefs-Land .... 17000 

Nowaja Semlja 15 000 

Nordamerikanische Inseln . > 100 000 „ 

Südseeinseln 3 000 „ 

Südpolarf estland 18 000 000 , 

Gesamtfläche der Gletscher "> 15 156 000 km* 

Die Gletsoherbedeckung der Erde beträgt demnach rund 
15,2 Mill. km^, d. i. ca. 3 Proz. der ganzen Erdoberfläche, bezw. ca. 
10 Proz. der Festlandsoberfl&che. V^eitaus der größte Anteil der Ver- 
gletsehenuig trifEt auf die polaren Gebiete. 

Die Eisbedecknng der Hochgebirge in den gemäßigten Zonen be- 
trägt höchstens 70000 km ^, d. h. weniger als 0,5 Proz. des gesamten 
Gletscherareals der Erde. 



« 

n 

n 



Fünfter Abschnitt. 

Bewegung der Gletscher. 

Messungsniethoden. Allgemeine Messnngsergebnisse« Änderung der Greschwin- 
digkeit: a) yom Bande zur Mitte; b) in der Längsrichtung; Bewegungs- 
linien; c) mit der Neigung; d) mit der Größe des Querschnittes. Vergleich 
zwischen der Bewegung des Gletschers und des Wassers in Kanälen. Anhang: 

Die Temperatur des Gletschers. 



Messungsmethoden. Wie schon in der Einleitung hervorgehoben 
wurde, besitzen wir seit den Arbeiten Hugis, dann Agassiz* und 
seiner Genossen, seit Forbes' und Tyndalls Messungen am Her de 
glace eine Keihe von Kenntnissen über die Bewegung des Eises, welche 
nach der qualitativen Seite hin ausreichen, um diese Bewegung im 
allgemeinen zu charakterisieren und mit anderen zu vergleichen. Je 
mehr man sich aber mit dem ganzen Erscheinungskomplex des Glet- 
scherphänomens befaßte, um so mehr wuchs das Bedürfnis nach weitest 
gehender Genauigkeit der Messungen, deren Ergebnisse auch in quan- 
titativer Hinsicht befriedigen und für Vergleiche der Bewegungs- 
verhältnisse eines Gletschers an verschiedenen Stellen bzw. verschieden 
großer, unter möglichst verschiedenen Verhältnissen existierender Glet- 
scher als sichere Grundlage genommen werden können. 

Bei der Messung der Geschwindigkeit einer Stelle des Gletschers 
handelt es sich immer um die geodätische Bestimmung der Lage zweier 
Punkte, des Anfangs- und des Endpunktes der Verschiebungsstrecke. 
Man wird also zunächst darauf auszugehen haben, jeden dieser Punkte 
mit großer Genauigkeit einzumessen; aber auf welchem Wege immer 
auch diese Einmessung erfolgen mag, absolut genau, also fehlerlos 
kann sie nie sein, und es kann ganz allgemein bemerkt werden, daß die 
Messungsfehler um so größer sein werden, je primitiver der Meßapparat 
ist. Man hat längst gefunden, daß sichere Punktbestimmungen in teil- 
weise so unwegsamem Gebiet, wie es das der Gletscher meistens ist, 
nur durch Winkelmessungen, also nach trigonometrischen Methoden 
gewonnen werden. Aber auch dann, wenn mit dem Theodolit gearbeitet 
wird , ist außer der Güte des Instrumentes und der Sicherheit des 
Beobachters noch erforderlich, daß jeder einzumessende Punkt nach 
mehreren Richtungen hin festgelegt wird, daß also möglichst viele 

8* 



116 Fünfter Abschnitt. 

Winkel zur Bestimmung dieses Punktes benutzt werden. Dies ist um 
so melir notwendig, je kürzer die zu messende Strecke ist, da der bei 
ihrer Ermittelung zweimal auftretende Fehler in der Punktbestimmung 
in um so höherem Maße ins Gewicht fällt. Es wird sich daher 
empfehlen, möglichst große Zeitintervalle zu wählen, innerhalb deren 
die Bewegung gemessen werden soll. Bestimmungen der Geschwindig- 
keiten für wenige Tage oder gar nur einige Stunden mögen wohl unter 
sich vergleichbare, zu qualitativen Betrachtungen genügende Resultate 
liefern, da je nach der angewandten Messungsmethode die Messungs- 
fehler systematisch in demselben Sinne erfolgen können; aber die Aus- 
dehnung der Ergebnisse solcher Augenblicksbestimmungen auf den 
größeren Zeitraum etwa eines Jahres ist kaum zulässig. 

Die Schwierigkeit, geeignete Marken auf dem Eise zu bekommen, 
welche die sichere Einmessung zu Zeitpunkten, die etwa um ein Jahr 
auseinander liegen, erlauben, ist nun, nachdem die von Heim an- 
gegebene Methode der Steinlinien vielfach erprobt wurde, nicht mehr 
vorhanden. Die Steinreihen (mit auffallenden Farben bestrichene kleine 
Steine werden in eine Beihe gelegt, welche in gewissen Entfernungen 
handgroße, mit Nummern versehene Steine enthält) genügen fast für 
alle Messungen, welche an Gletscherzungen vorgenommen werden. Nur 
für diejenigen Messungen, welche die Unterschiede der Geschwindig- 
keit in den verschiedenen Jahreszeiten oder gar eine Abhängigkeit von 
der Witterung und den Tageszeiten ermitteln wollen, ist neben der 
weitgehendsten Genauigkeit in der Punktbestimmung auch eine andere 
Markierung des einzumesaenden Punktes nötig. Die Nummemsteine 
der Steinlinien erfahren nämlich im Laufe der Zeit unkontrollierbare 
Verschiebungen, welche mit der Gletscherbewegung nicht zusammen- 
hängen, dadurch, daß sie ihre Unterlage vor der Abschmelzung 
schützen; es bilden sich unter den Steinen kleine Eispfeiler, von denen 
dann die Steine abrutschen. Am Hintereisferner wurde beobachtet, 
daß die auf diese Weise im Laufe eines Jahres eintretende Verschiebung 
bis zu 2 m betragen kann. Für solcherlei genaue Messungen empfiehlt 
es sich, Bohrlöcher in das Eis so tief zu machen, daß die in dieselben 
eingesenkten Holzstäbe innerhalb der Beobachtungszeit nicht voll- 
ständig ausschmelzen, und die vertikal stehenden Holzstäbe als Signale 
zu benutzen. Für Geschwindigkeitsmessungen im Firn und in den 
oberen Teüen der Gletscherzungen, welche zumeist erst im Spätjahr 
ausapem, wo also wegen vorhandener Schneedecken die Nummem- 
steine nicht immer oder gar nicht mehr gefunden werden können, 
werden ähnliche Marken ebenfalls verwendbar. Bei der Rhonegletscher- 
vermessung und am Hintereisfemer wurden sie für die Bestimmung 
der Fimgeschwindigkeiten benutzt. 

Die Methoden der Vermessung können natürlich ganz verschiedene 
sein. Jedes größere Lehrbuch der Vermessungskunde gibt hier genügende 
Auskunft; auch über die dabei erreichbare Genauigkeit. Wenn ich 



Bewegung der Gletscher. 117 

trotzdem die von Finsterwalder zuerst und dann von ihm, Blümcke 
und mir oft angewandte Methode hier kurz bespreche, so geschieht 
dies, weil dieselbe bei großer Einfachheit beliebig zu steigernde Genauig- 
keit erlaubt und besonders für Gletscherbeobachtungen als praktisch 
erprobt wurde. 

Ein trigonometrisches Netz wird, entweder auf eine eigene BasLs- 
messung gegründet oder im Anschluß an Signale der Landesvermessung, 
über den zu beobachtenden Teil des Gletschers gelegt. Die Eckpunkte 
des Netzes sollen Jederzeit leicht auffindbar und durch geeignete Marken 
in festem Gestein gesichert sein. Das Netz wird in sich durch mög- 
lichst viele Winkelmessungen gefestigt. Jeder Eckpunkt erhält als 
Signal entweder eine Steinpyramide (Gipfelpunkte) oder eine Holzstange 
mit angebundener rotweißer Fahne, die durch ihre Farbe und ihre 
Bewegungen auf größere Entfernungen bei jeder Färbung des den 
Hintergrund bildenden Geländes gut sichtbar ist. Einzelne Punkte der 
Gletscherzunge, also etwa Nummernsteine von Steinreihen, werden daiin 
als Standpunkte des Theodoliten ausgewählt und pothenotisch (auf 
mehr als drei Netzpunkte!) eingemessen. Zur Sicherung des festen 
Instrumentenstandes auf Eis empfiehlt es sich, für jeden Fuß des Holz- 
stativs eine kleine Vertiefung in das Eis zu hacken und dieselbe, nach- 
dem das Stativ aufgestellt und festgerammt ist, mit kleinen Eisstücken 
zu verschließen. Größere Steine dienen zur Beschwerung der Stativ- 
füße. Metallstative sind wegen ihrer starken Wärmeleitungsfähigkeit 
und daraus folgender ungleicher Einschmelzung ins Eis für diesen Fall 
nicht zu empfehlen. 

Mit Hilfe einer Meßlatte können von dem eingemessenen Stations- 
punkte aus eine Anzahl anderer Punkte der Gletscheroberfläche in 
kurzer Zeit hinreichend genau bestimmt werden, so daß die Eisober- 
fläche um den Punkt herum topographisch gut festgelegt ist; doch 
sollte die Verwendung der Meßlatte auf Entfernungen über 300 m ver- 
mieden werden. 

Auf alle Fälle sollte man, gleichgültig nach welcher Methode die 
Messungen ausgeführt werden, stets anführen, wie groß der bei den 
Beobachtungen erreichte Grad der Genauigkeit ist. Dazu ist aller- 
dings meistens eine etwas imbequeme Rechenarbeit erforderlich; aber 
auf diese Weise schützt sich jeder Beobachter selbst am besten gegen 
Schlußfolgerungen, welche bei absoluter Genauigkeit seiner Beob- 
achtungen berechtigt, bei Berücksichtigung der Fehler jedoch un- 
begründet erscheinen. 

Messungsergebnisse« Für die Diskussion der Messungsergeb- 
nisse werden wir hauptsächlich solches Beobachtungsmaterial ver- 
wenden, das aus Messungen, welche sich mindestens über einen größeren 
Bruchteil eines Jahres erstrecken, gewonnen ist. Der Wert der übrigen, 
meistens älteren Messungen soll deshalb keineswegs unterschätzt 
werden; haben dieselben doch, wie bereits bemerkt wurde, Zahlen er- 



118 Fünfter Abschnitt. 

geben, welche für die Beurteilung der Bewegungsart des Eises im all- 
gemeinen ausreichend waren, und die sich meistens in das feste 
Gerüst, welches ausgedehntere Untersuchungen lieferten, recht gut 
einordnen. 

Wo es nötig erscheint, werden wir auch auf diese Messungen 
zurückgreifen; insbesondere soweit ihre Ergebnisse yon den übrigen 
abweichen. Da glücklicherweise heute aus vielen vergletscherten Ge- 
bieten der Erde Beobachtungen vorliegen, welche die Eisbewegung für 
längere Zeiträume verfolgen, so können wir Material in Anwendung 
bringen, das verhältnismäßig geringe Messungsfehler aufweist, also bis 
zu hohem Grade einwandsfrei ist. 

Die charakteristischen Merkmale der Eisbewegung, welche dieselbe 
in direkten Vergleich mit derjenigen des Wassers in einem Flußlaufe 
setzen lassen, sind überall in gleicher Weise bestehend vorgefunden 
worden. Was verschieden befunden wurde für Gletscher in anderen Ge- 
bieten als in den Alpen, das ist der Betrag der Verschiebung, welche 
die stärkst bewegten Teüe in gleichen Zeiten erfahren. Die Ge- 
schwindigkeit größerer Alpengletscher ist zwischen 30 und 150 m pro 
Jahr gelegen; es fanden sich für die Gletscher Skandinaviens und 
der Randzone Grönlands ähnliche Beträge. Dagegen zeigen die Aus- 
läufer des grönländischen Inlandeises Geschwindigkeiten von 1000 bis 
7000 m im Jahre, und auch bei den Gletschern des Himalaya kommen 
jährliche Verschiebungen von 700 bis 1300m vor. Wir werden im 
folgenden sehen, daß es wesentlich von den Größenverhältnissen der 
Gletschergebiete, von den Niederschlagsmengen in diesen und von ihrer 
topographischen Beschaffenheit abhängt, wie rasch die Bewegungen er- 
folgen. Bevor wir aber versuchen, allgemein gültige Gesetze aufzustellen, 
wollen wir uns über die Einzelheiten der Bewegung selbst unterrichten. 

Andening der Bewegung vom Rand zur Mitte. 

Einzelgletscher. Es soll nun zunächst die Veränderung näher 
verfolgt werden, welche eine Steinlinie im Laufe der Zeit erfährt, und 
wir wollen als eines der besten Beispiele für einen Einzelgletscher (der 
nicht aus mehreren Zuflüssen besteht) dasselbe wählen, das sich bereits 
in Heims Gletscherkunde, aus den Resultaten der Khonegletscher- 
vermessung übernommen, findet. 

Die Rhonegletschervermessung wurde 1874 begonnen und mit 
großer Sorgfalt unter Leitung hervorragender schweizer Topographen 
ausgeführt. Sie ist die erste neuere Vermessung, bei der von vom 
herein zur Erreichung möglichst sicherer Beobachtungsergebnisse eine 
weitgehende Genauigkeit der Messungen beachtet wurde. Man hat 
1874 vier Steinreihen über den Gletscher gelegt, von denen die oberste, 
das „rote Profil", in einer Seehöhe von ungefähr 2550m gelegen, im 
Laufe der sechs Jahre 1874 bis 1880 an den verschiedenen Nummern- 



Bewegung der Gletscher. 



119 



steinen eine mittlere jährliche Geschwindigkeit aufweist, wie sie die 
folgende Tabelle wiedergibt. 



Entfernung vom 
rechten Ufer 


Mittlere 

Geschwindigkeit 

pro Jahr 


Entfernung vom 
rechten Ufer 


Mitüere 

Geschwindigkeit 

pro Jahr 


m 


m 


m 


m 


100 


12,9 


620 


97,1 


160 


48,3 


640 


97,0 


200 


50,9 


6C0 


95,9 


220 


58,0 


680 


95,1 


240 


65,1 


700 


94,2 


260 


70,4 


720 


93,4 


280 


75,1 


740 


92,1 


800 


79,1 


760 


90,3 


320 


82,4 


780 


89,0 


340 


85.3 


800 


87,4 


360 


88,2 


820 


85,5 


380 


90,2 


840 


83,4 


400 


92,1 


860 


81,3 


420 


94,3 


880 


79,3 


440 


95,8 


900 


75,9 


460 


95,8 


920 


71,3 


480 


96,7 


940 


67,5 


500 


98,2 


960 


60,7 


520 


98,0 


980 


50,7 


540 


98,0 


1000 


39,2 


560 


98,4 


1020 


25,8 


580 


98,1 


1040 


18,0 


600 


98,0 


1060 


10,0 



Die Bewegung wächst also vom Bande aus rasch und erreicht bei 
immer schwächerer Zunahme etwa in der Mitte ihr Maximum. 

Dabei zeigt sich eine fast überall stetige Änderung der Geschwin- 
digkeit von einem Punkte zum anderen. Da£ wirklich keine Un- 
Stetigkeiten auftreten, die bei den um 20m voneinander entfernten 
Nummemsteinen nicht bemerkt werden können, hat A. Heim bewiesen, 
der am Rhonegletscher und am Hüfigletscher (1869 und 1871) lauter 
dunkle kleine Steine (1 bis 5 cm Durchmesser) dicht nebeneinander zu 
einer zusammenhängenden Querlinie ordnete. Es ergab sich, daß an 
keiner Stelle eine sprungweise Änderung der Geschwindigkeit wahr- 
genommen werden konnte ; überall war der Übergang der verschiedenen 
Werte der Geschwindigkeit ineinander stetig. 

Zusammengesetzte Gletscher. Die meisten Gletscher be- 
stehen nun nicht, wie der Rhonegletscher, aus dem Ausflusse einer 
einzigen Sammelmulde, sondern sind aus mehreren solchen Zuflüssen 



120 



Fünfter Abschnitt. 



zusammengesetzt, 'deren Abgrenzungen durch Mittelmoränen gegeben 
sind. Es fragt sich nun, ob hier die gleiche Stetigkeit in der Ge- 
schwindigkeitsänderung von einem zum anderen Ufer wahrzunehmen 
ist, oder ob an der Moräne eine auffällige Verminderung gegenüber der 
Geschwindigkeit auf beiden Seiten derselben zu beobachten ist. Ein 
Beispiel dafür mag uns eine Steinlinie auf dem Hochjochgletscher geben. 
Dort fanden Blümcke und ich Verschiebungen, wie sie aus bei- 
stehender graphischen Wiedergabe der Lagen einer Steinlinie in den 
Jahren 1893 und 1899 hervorgehen (Fig. 16). Man sieht, wie die 

Fig. 16. 



1« 17 




Steinlinie auf dem Hochjochfemer 1893 und 1899. 

Verschiebung vom Hände gegen die Mitte zunimmt, um gegen den 
anderen Rand wieder an Größe zu verlieren; man bemerkt auiSerdem, 
daß an der Stelle der Moräne (Stein 12) keine ünstetigkeit im Verlaufe 
der Steinlinie eintritt. 

Basselbe Ergebnis liefern die Messungen, welche A. Bamberg 
am Mikagletscher anstellte. Er fand für die untere, 1100m über dem 
Meere angelegte Linie: 



Abstand von 


Verschiebunjf 


Abstand von 


Verschiebung 


der linken 8eiten- 


vom 8. Auff. 1895 


der linken Seiten- 


vom 8. Aug. 1895 


moräne 


bis 20. Aug. 1897 


moräne 


bis 20. Aug. 1897 


m 


m 


m 


m 





3,5 


488 


55,5 


61 


14,2 


526 


56,0 


101 


23,5 


580 


56,0 


152 


31,2 


631 


52,5 


200 


38,0 


682 


52,5 


258 


44,5 


T28 


50,0 


298 


49,2 


„7Q Mittel- ' 
''^ mor&ne 


47,0 


348 


53,5 


834 


43,0 


392 


56,5 


883 


33,5 


427 


56,5 


973 


3,0 



Der Übergang von der maximalen zur Bandgeschwindigkeit ist 
ebenso kontinuierlich, als wenn die Mittelmoräne gar nicht da wäre. 

Diese Tatsache ist längst bekannt; sie wurde schon durch die 
klassischen Messungen Agassiz^ auf dem Unteraargletscher fest- 
gestellt. Dort fand sich als mittlere Geschwindigkeit für den Zeitraum 
1842 bis 1845: 



Bewegung der Gletscher. 



121 



' 


Entfernung 

von der 
Hittelmoräne 


Jährliche 
Geschwindig- 
keit 




Entfernung 

von der 
Mittel moräne 


Jährliche 
Geschwindig- 
keit 




m 


m 




m 


m 


Linker Band 


525 


3,0 


Mittelmoräne 





67,4 




495 


5,6 




180 


70,0 




450 


20,7 




450 


64,1 




375 


48,7 




564 


47,6 




301 


55,3 




690 


89,8 




150 


62,8 




780 


11,9 


1 






Bechter Band 


840 


1,6 



Aber es sei hier ausdrücklich darauf hingewiesen, daß nach dem 
Zusammenfluß zweier Gletscher keine Unstetigkeiten in der Bewegung 
auftreten. Auch in dieser Hinsicht kann die Ähnlichkeit zwischen der 
Bewegung des Gletschers und der eines Flusses hervorgehoben werden, 
welche sich durch die Abnahme der Geschwindigkeit gegen den Rand 
von selbst aufdrängt. 

Das Gesetz, nach welchem die Geschwindigkeit vom Hände gegen 
die Mitte zu wächst, scheint für jeden Gletscher ein anderes zu sein, 
ja selbst die beiden Seiten des Gletschers verhalten sich meist ver- 
schieden; dies ist auch nicht besonders auffällig, denn die Oberflächen- 
geschwindigkeit des Eises hängt wohl ebenso sehr von den Querschnitts- 
formen als von deren Größen und den Neigungsverhältnissen ab. Da 
sich aber die Formen der Querschnitte, ebenso wie die Neigung, schon 
innerhalb kurzer Strecken eines und desselben Gletschers stark ändern 
und bei verschiedenen Gletschern sich wesentlich anders gestalten, so 
muß auch die Verteilung der Geschwindigkeiten quer über die Ober- 
fläche dementsprechend wechseln« 

In der folgenden Tabelle ist eine Zusammenstellung all der Gletscher 
gegeben, bei denen an einer oder mehreren Steinlinien die Geschwindig- 
keiten für ein größeres Zeitintervall gemessen sind und von denen mir 
die Beobachtungsergebnisse so weit bekannt sind, daß ich die Durch- 
biegung der Steinlinien graphisch darstellen konnte. Aus den Zeich- 
nungen habe ich mit dem Planimeter die mittlere Geschwindigkeit für 
jede SteinHnie bestimmt als diejenige Größe, welche für die betreffende 
SteUe der Gletscheroberfläche charakteristisch ist. Da die Maximal- 
geschwindigkeit über eine größere Breite hin herrscht, so hat es viel- 
leicht auch einen Sinn, das Verhältnis zwischen dieser und der mittleren 
Geschwindigkeit der Steinlinie aufzusuchen. Dieses Verhältnis findet 
sich in der Tabelle auch angegeben; doch genügt dasselbe, wie man 
sieht, keiner einfachen Beziehung mit der Breite des Gletschers, der 



122 



Fünfter Abschnitt. 



B 



W K 5h 2P ►^ O 

2. ^ E 2. I 5' 
S« S. S 3 2 



80 







O 

o 



€ 






9 

S 



ff 



Nl 



M 

BO 

er' 



5 

o 

H 

CD 
t9 



M * »n 

M ^ i^ OB 

S^ 5P • ^ O 

* ® ST 2 B* 

e » s E. • 

er 8» ^ O« 

<D tt ® ^ 

OQ ^ fr - 2. 

tt M 

Vi M 

c»- 
et- 

8» 



S-2 

CS 2 «s* 

B i B 

o 2 » 

« ^ (0 

K fr H 

(b <X> (t 



o 

OB 
OB 

^ M ® 8» 

^ W ►-• OD 
O O 5 OB 

*^ fr N 



OB 



u 



8» 

o 

►1 



00 



o 



ODOOOOOOOOOOOOOO 000000 

«e«D«o«DOooocooo «eooo 

I I I I I I I I ' IM 

«D<D<O<O000D<D(O COCDCD 



00 OD 00 OD 
«D «O Oa iK 
l-' 1^ CD kO 

MM 

<D 00 «1 1^ 
feO O O CT« 



I 
i 



«4a»O»«>4000000«OCr«<ICr«i^ 
Oi^OOCl»tOOac;«*4feOOO«09 

o««ooc;ici«ooefeoooo 



oooooooooov« 



td 

ff 



OO<^OTOO«tOC0»OOOaO*4C9 



»r 



sc: 

►— • 
CS 

0- 

o 

a 

w 

0* 





fr 



•► i^ 1^ 
I- fcO -a 



O« Ot o« *0 >-* 

N- fcc o 00 -a 



o« 1^ oa oa 00 cn H* 
N-> aa 00 1^. «D o «a 



CO «o O» CO lO «1 

O A 00 00 oa O 




I 



00 00 1^^ 
10 OD feO 



•►a»fc0ON-*»-*o ' coiotDooti^ 



^ o 

O lO 



&9 «4 feO O« 
tO O H* 03 



00 

1+ 

© 
o 

lO 



oooooooooo 

^CDOOCDCOOOOO^Oa'O 
OOO«0OO>-'»-'CnC;«i^ 



ooooooooooooo 

V«<l'O^<D00'^<l00^'O00^ 
Oa-q^-«i0t9l000000(0i-»oa 






et- ^ 



8» 



s* 



Bewegung der Gletscher. 123 

einzigen Größe, welche für alle hier aufgezählten Individuen mitgeteilt 
werden kann. Auch mit der Neigung besteht, soweit dies aus den 
spärlichen Angaben derselben abgeleitet werden kann, kein einfacher 
Zusammenhang. Als Mittelwert all der mitgeteilten Messungsresultate 
findet sich 1 : 0,78 als das Verhältnis zwischen Maximal- und Mittel- 
geschwindigkeit für eine Steinlinie, eine Zahl, die zur näherungsweisen 
Beurteilung der Bewegung in einem Gletscher, für den nur wenige 
Messungen vorliegen, mit entsprechender Vorsicht verwendet werden 
kann. 

Die Angaben über den Wert der Bandgeschwindigkeit habe ich 
in die Tabelle mit eingetragen, obwohl kaum in einem der angeführten 
Fälle die Bandgeschwindigkeit selbst direkt gemessen wurde. Häufig 
kann aus dem stetigen Verlaufe, den die durchgebogene Steinlinie in 
der Zeichnung aufweist, auf den Wert der Bandgeschwindigkeit mit 
ziemlicher Sicherheit geschlossen werden. So wurden die Zahlen für 
den Hintereisf emer sowie für den Vernagt- und Guslar-, Hochjoch- und 
Gepatschfemer und für das Mer de glace (nach Vallots Darstellungen) 
ermittelt. 

Eins ist übrigens auffäUig, wenn man die Zeichnungen der ein- 
zelnen Steinlinien vergleicht. Es findet sich fast immer und zwar auf 
beiden Seiten des Gletschers die Erscheinung, daß nahe am Baude die 
Zunahme der Geschwindigkeit gering ist und erst in einer gewissen 
Entfernung (etwa 1/20 bis Vio ^^^ Entfernung bis zur Stelle maximaler 
Geschwindigkeit) ein rasches Wachstum erfolgt. 

Unteraar- und Bhonegletscher zeigen die Erscheinung in beson- 
derem Maße; für diese Gletscher kann, ebenso wie für den Hintereis- 
femer, angeführt werden, daß die Bänder mit Schutt bedeckt sind und 
unter der Seitenmoräne schwache Eislagen bilden ; außerdem ist bei diesen 
beiden Gletschern zu berücksichtigen, daß sie gerade an der Stelle der 
Steinlinie Biegungen ausführen und daß, besonders beim Unteraar- 
gletscher auf der linken Talseite unterhalb des Pavillon DoUfuß, das 
Eis hinter Felsvorsprüngen am einfachen Abwärtsströmen gehindert 
wird. Aber auch Guslar-, Vernagt-, Hochjoch-, Gepatschfemer und 
viele andere Gletscher bieten dieselbe Erscheinung, ohne derartige 
Hindemisse zu finden und trotzdem das Eis ohne Schuttbedeckung 
-scharf gegen die Seitenmoränen abgegrenzt ist. 

Bei den Ausläufern des Inlandeises in Grönland bestehen, wie aus 
E. V. Drygalskis Messungen hervorgeht, genau dieselben Verhält- 
nisse. In einer Entfernung von 1 ,7 km vom Bande des Earajak- 
Nunatak wurde die Geschwindigkeit von 0,1 m pro Tag und schon 
2,5 km vom Bande zu 0,4 m pro Tag gefunden. Zeichnet man nach 
diesen Angaben den Verlauf einer Steinlinie, so findet man am Bande 
eine talauswärts konkave Form derselben. Leider fehlen gerade hier 
die Werte der Bewegungsgröße mittlerer Teile des Eisstromes zwischen 
Earajak- und Benntiemunatak. Soweit die von Drygalski angestellten 



124 Fünfter AbBchnitt. 

Messungen in den oberen Teilen des Ksrajakgletscliers einen Schliü) 
erlanbeu, dürften dieselben mit etwa 5 bis 6 m täglicher Geschwindig- 
keit bewegt werden. Ein Querprofil zwischen den beiden Nunatakem 
würde also in kurzer Zeit eine sehr beträchtliche Durchbiegung in der 
Mitt« des EisBtromea erfahren, dagegen nahe am Rande nur relativ 
wenig Veränderung erleiden. 

Wenn auch nur in wenigen Fällen der Wert der Randgeschwin- 
digkeit wirklich durch Messung beatimmt ist, so wiesen wir doch aus 
den Erscheinungen der 
geschliffenen Felsen, doS 
dieselbe nicht Null sein 
kann und sobald dies 
berücksichtigt wird, Er- 
gibt sich fast für alle 
beobachteten Gletscher 
die Durchbiegung einer 
Querlinie so, wie die der 
Linie der Geechwindig- 
^ i keiten in der Fig. 17, 

I welche ein charakteristi- 
I' ■' sches Beispiel bietet. 
S * Die Wendepunkte in 
§■ 1" der Kurve der durch- 
g. I H gebogenen Steinlinie 
e- £ ' sind eine so allgemeine 
•^ 5 ."* Eracheinung, daßderGe- 
g^ 3 danke, die Eonchoiden- 
S i form der Kurve sei durch 

II o die Eigentümlichkeiten 
§ j des Gletscherbettes be- 
>f * <liiigt, nicht direkt ab- 
zuweisen ist. Es scheint, 
daß in einiger Entfer- 
nung vom Rande eine 
starke Zunahme der 
Mächtigkeit der Eie- 
massen stattfindet und 
für den Hintereiafenier 
fallen die Stellen , an 
denen die Wendepunkte 
auftreten, faat genau 

über die Gefällaknicke, welche eich aus den rekonstruierten und durch 
Bohrungen ausgeloteten Profilen ergeben. 

Ein wesentlicher Unterschied in dem Verhalten der großen und 
der kleinen Gletscher zeigt sich in bezug auf die Änderung dar Ge- 



Bewegung der Gletscher. 



125 



schwindigkeit vom Bande zur Mitte nicht. Die Beträge der Geschwin- 
digkeit sind zwar für die kleinen Gletscher, wie Hufi-, Hochioch-, 
Gliederfemer und Jokkotikaskajökel, bedeutend kleiner als jene für die 
weit mächtigeren Talgletscher; jedoch gelten auch für diese kleinen Eis- 
ströme dieselben Bewegungsgesetze wie für die großen. Aus der Ta- 
beUe ist übrigens auch noch zu ersehen, daß im allgemeinen das Yer- 
hältnis zwischen Band- und Mittelgeschwindigkeit um so kleiner wird, 
je bedeutender die Gesamtbewegung der Eismasse ist. So findet man 
für Rhonegletscher, Mer de Glace, Snotas- und Mikajökul dies Ver- 
hältnis kleiner als 1 : 10, während es für die übrigen, langsamer 
Torschreitenden Gletscher zum Teü auf 1 : 3 steigt Doch ist dabei 
stets die Unsicherheit in der Bestimmung der Bandgeschwindigkeit zu 
beachten. 

In wie hohem Maße die Geschwindigkeit der Eisbewegung von 
der Größe der Gletscher abhängig ist, zeigt die folgende Zusammen- 
stellung. Man bemerkt, daß wirklich bei den großen Gletschern die 
bedeutendsten Bewegungen gemessen wurden, aber eine Proportionalität 
zwischen den Dimensionen der Eisströme und ihrer Geschwindigkeit 
ist nicht vorhanden. 



Gletscher 




Geschwin- 
digkeit 



XJnteraar . . 

Rhone . . . 
Mer de Glace 

Aletsch • . . 

Pasterze . . 

Gepatsch . . 

Hintereis . . 

Gnslar . • . 

Glieder . . . 
Mika .... 

Suotas . . . 

Engabrä . . 

Tasnlan . . 

Müller . . . 



42,6 
23,8 
30,1 
119,2 
31,9 
25,0 
U,l 

*,0 

8,7 

11,2 

9,6 

156 
44 



2,2 
4,7 
3,5 
2,8 
2,5 
3,0 
2,2 
3,0 
3,0 
2,3 
3,2 

1,8 
2,4 



1365 

1060 

640 

1500 

1550 

740 

865 

550 

430 

973 

1700 

900 

1900 

800 



70 

98 

176 

180 

51 

64 

52 

39 

16 

56 

40 

629 

167 

112 



So zeigt sich einerseits die Geschwindigkeit vom Aletsch- und 
Unteraargletscher angenähert dem Flächenraume beider schwach 
geneigter und sehr regelmäßig fließender Eismassen proportional. Für 
den Tasmangletscher, der größer als der Aletsch ist, ergibt sich aber 

geringere Geschwindigkeit. Allerdings hat derselbe eine ver- 



eine 



hältnismäßig stark ausgebildete Zunge; auch ist er breiter als der 
größte Alpengletscher; allein bei dem wesentlich kleineren Mer de Glace 
finden wir fast dieselbe Geschwindigkeit als beim Aletschgletscher ; hier 



126 



Fünfter Abschnitt 



ist allerdings die geringe Breite als Hauptursache der großen Ge- 
schwindigkeit anzuführen; doch hat der im ganzen wohl etwas stärker 
geneigte Gepatschfemer bei nur wenig geringerer Größe und. Breite 
fast nur den dritten Teil der Geschwindigkeit aufzuweisen, wie Mer de 
Glace. Welche Gruppierung unter den nach Ausdehnung und Bewegung 
näher bekannten Gletschern man auch vornimmt — eine einfache 
Beziehung zwischen der Strömungsgeschwindigkeit und einem der 
Faktoren, von denen diese abhängen muß, läßt sich nicht feststellen. 
Unsere Tabelle enthält allerdings nicht die Kubrik Neigung und auch 
Angaben über die Größen der Querschnitte fehlen — letztere sind für 
einen, erstere nur für wenige Gletscher bekannt, — aber auch wenn 
für die wenigen Fälle, in denen die Neigung zuverlässig ermittelt 
werden kann, diese in den Kreis der Abwägungen gezogen wird, so 
gewinnen wir damit keinen sicheren Anhaltspunkt für die Beurteilung 
der Gletscherbewegung. Wir werden zunächst noch auf die Größe der 
Querschnitte hingewiesen. Diese sind bisher aber meistens nur näherungs- 
weise und ziemlich roh ermittelt worden, so daß wir auch nach dieser 
Bichtung kein zuverlässiges Urteil erhalten können. 

Eine besondere Erscheinung müssen wir hier erwähnen, auf welche 
Sven Hedin aus seinen Geschwindigkeitsmessungen am Jambulak- 
und am Tiam-kar-baschka-Gletscher im Gebiete des Mustag-ata schließt. 
Mit Hilfe von Meßtisch, Kompaß, Diopter und Femrohr verglich dieser 
hervorragende Forscher die Stellungen von neun Signalstangen am 
Jam-bulak-Gletscher nach einem Zeiträume von 15 Tagen. Er erhielt 
folgende Verschiebungen: 



Signal 


Entfernung 

von der Basis 

1 

m 


Verschiebung 

vom 
3. bis 18. Aug. 

1894 

m 


Tägliche 
Verschiebung 

m 


I 

II 

III 

IV 

V 

VI ........ 

VII 

VIU 

IX . . . 


62 
186 
259 

90 
176 
212 
305 
397 
529 


— 1,95 


+ M 
+ 1,78 
+ 2,15 
+ 2,25 
+ 2,71 
^ + 4,25 
+ 4,56 


— 0,.13 


+ 0,093 
+ 0,118 
+ 0,145 
+ 0,150 
+ 0,180 
+ 0,283 
+ 0,304 



Die dem Rande zunächst gelegene Signalstange zeigt danach eine 
rückläufige Bewegung; Sven Hedin meint, daß am rechten Rande 
dieses Gletschers eine wirbelähnliche Bewegung auftritt, die ihren 
Grund in kräftiger Ausbreitung hat, welche der aus einer Felsenge 
tretende Eisstrom gerade an dieser Stelle zum rechten Ufer hin erfährt. 



Bewegung der Gletscher. 127 

Die in Fig. 16 wiedergegebene Situation der Signale macht die EUchtig- 
keit dieBes Scfalussee meineB ErBchteus nicht eehr wahracheinlicli. 
Punkt IV, der nur 31 m Tom ^ 18 

GletBclierraDde entfernt igt, 
hatte nach den Berechnungen 
eine positive Verschiebung von ,-, 

1,78 m, der von ihm nur 70in, -f''.',^ 

vom Rande aber ÖOmentfemte '''{ ^. 
Punktl dagegen eine negative '■ .' ": 

Verschiebung von 1,95 m. Die -,~ ; 

Funkt« VI und III aber, welche 
nngef&br in gleicher Entfer- / 

nung vom Ufer und auch /" 
nahezu in gleicher Bewegunge- 
richtung liegen, zeigen Ver- 
schiebungen von 2,25 bzw. 
1,4 m. Auch dieser Unter- 
schied für zwei nur um 160 m 
in der Längsrichtung des 
Gletschers voneinander ent- 
fernte Punkte, die noob um 
mehr als 2 km oberhalb des 
Gletscherendea liegen , er- 
scheint sehr bedeutend. Ich 
halte es deshalb für viel wahr- 
scheinlicher, daü die rück- 
läuBge Verschiebung nur auf 
Grund ungenauer Messung 
existiert, was ja bei den ein- 
fachen Hilfsmitteln, mit denen 
Sven Hedin arbeitete, nicht 
wunderlich ist. Dieselbe Er- 
scheinung wurde allerdings auch 



1 Jam-Bulak-Gletscher 



I Tjam-kar-baschka-Gletscher e 



den Rechnungen bzw. Konstruktionszeichnungen ermittelt. Aber auch 
hier lassen die für die 1181 m lange Signalreihe mitgeteilten Zahlen auf 
ziemlich beträchtliche Messungsfehler schheßen. 



Signal 


I 


n 


m 


IV 


V 


VI 


Entteroiuig vom rechten Dfer 


71 


153 
-1.22 


277 
— 0,25 


854 
+ 0,2U 


436 
+ 1,66 




tis 80. Sept. 1894 .... 


t 



128 



Fünfter Abschnitt. 



Signal 



vn 



vm 



IX 



XI 



Entfernung vom rechten Ufer 

in m 690 

Verschiebung vom 13. Aug. 

bis 20. Sept. 1894 . . . . ! -[- 0,6 



851 
+ 0,3 



997 
+ 1.22 



1074 
+ 0,23 



1181 




Es fehlt das stetige Anwachsen der Geschwindigkeit yon beiden 
Rändern gegen die Mitte, und aus der Situationszeichnung ist kein 
Grund für das Auftreten einer rückläufigen Bewegung zu ersehen, 
welche im günstigsten Falle auf dem linken, nicht aber auf dem rechten 
Ufer eintreten könnte. 

Trotz der hohen Achtung, welche Sven Hedin genießt, möchte 
ich also das nach den hier erwähnten Beobachtungen behauptete Auf- 
treten rückläufiger Bewegungen an den Gletscherrändern nicht als fest- 
stehende Tatsache ansehen. 



Änderung der Bewegung in der Längsriclitung 

des Gletschers. 

Unteraargletscher. Schon bei der klassischen, von Agassiz, 
Wild usw. vorgenommenen Vermessung des Unteraargletschers wurden 
neben den Beobachtungen über die Änderung der Geschwindigkeit in 
einem Querprofile solche über die Bewegungsverhältnisse längs der 
Strömungsrichtung des Eises gemacht. Außer vier Querprofilen, die in 
ziemlich bedeutenden Entfernungen voneinander lagen, wurden auf den 
Moränen geeignete Blöcke eingemessen und während der Jahre 1842 
bis 1845 wiederholt deren Lagen festgestellt. Eine Anzahl dieser 
Blöcke gehört der großen Mittelmoräne an, welche, den Lauteraar- und 
den Finster aarzufluß voneinander trennend, beim „Abschwung" ihren 
Anfang nimmt. Die mittleren Geschwindigkeiten dieser Blöcke, welche 
in den Querprofilen, denen sie angehören, nahezu die maximale Be- 
wegung ausführten, war für den Zeitraum 1842 bis 1845: 



Nr. 


vom Ende 


pro Jahr 


Breite 




m 


m 


m 


1 


7950 


38,2 




2 


7300 


74,4 


1460 


5 


6550 


77,0 


1340 


8 


5300 


67,5 


1360 


10 


4020 


70,7 


1150 


11 


2800 


56,5 


1130 


15 


1140 


38,7 


820 


17 


345 


29,6 


590 



Bewegung der Gletscher. 129 

Sehen wir zunächst vom Stein Nr. 1 ab, so finden wir eine Ab- 
nahme der Gresch windigkeit gegen das Gletscherende. Nur Stein Nr. 10 
zeigt gegenüber Nr. 8 wieder einen kleinen Zuwachs; das erklärt sich 
aber ziemlich ungezwungen , wenn man in Betracht zieht , daß die 
Querschnittsbreite von Nr. 8 bis Nr. 10 verhältnismäßig rasch abnimmt. 
Stein Nr. 1, der nahe am Abschwung (anfänglich etwa 250 m vom 
Fuße desselben entfernt) markiert wurde, liegt da, wo die beiden Zu- 
flüsse mit ihren Rändern erst eine kurze Strecke weit in Berührung 
sind. Die langsam bewegten Randgebiete müssen allmählich in die 
Zone größter Geschwindigkeit übergeführt werden. Das geht auch 
deutlich aus den jährlichen Verschiebungen von Nr. 1 hervor; wenn 
man die von Agassiz angegebenen täglichen Geschwindigkeiten auf 
365 Tage umrechnet, findet man: 

I 1842—48 . . . 1843—45 . . . 1845—46 
l 28,0 m . . . 39,4 m . . . 45,0 m 

Dieser Stein erfährt also eine Beschleunigung, er muß bei An- 
bequemung an die neuen Verhältnisse seine jährliche Geschwindigkeit 
bis zum Betrage von etwa 74 m steigern auf einem Wege von ungefähr 
650 m, den er talau8wäi*ts zurücklegt. 

Agassiz hat aber auch schon gegen das Fimgebiet seine Mes- 
sungen ausgedehnt. Auf dem Finsteraarzufluß hat er im Jahre 1842 
sechs Blöcke markiert, von denen er vier erst 1845 wiederfinden 
konnte, da sie während der beiden anderen Jahre vom Schnee bedeckt 
blieben; die anderen zwei fanden sich, da sie in ziemlich hohen Lagen 
des Firns angelegt waren, während der Tätigkeit Agassiz^ überhaupt 
nicht mehr. Die vier Blöcke haben 

in 1076 Tagen, Nr. 6, 216 m, also pro Jahr etwa 73 m 

, 1108 „ Nr. 5, 146 . , . , , 47 . 

„ 1108 „ Nr. 3, 105 „ „ „ . „ 34 „ 

„ 1108 „ Nr. 4, 87 „ „ , „ « 28 „ 

zurückgelegt. 

Nr. 6 war ungefähr in 1500, Nr. 5 in 3000 und die Steine Nr. 3 
und 4 nahe beisammen in etwa 4500 m Entfernung vom Abschwung 
aufwärts gelegen. 

Die Bewegung des Unteraargletschers vollzieht sich also in der 
F'immulde mit einer talauswärts wachsenden Geschwindigkeit, während 
von der Vereinigungsstelle aller Zuflüsse an die Geschwindigkeit gegen 
das Ende hin fast ohne Störung abnimmt. 

Dasselbe Ergebnis lieferten Beobachtungen füi* kürzere Zeiträume, 
welche von den Brüdern Schlagintweit am Hintereisferner, von Seue 
an mehreren nordischen Gletschern angestellt wurden. 

Mer de Glace. Für das Mer de Glace fand Forbes das um- 
gekehrte Verhalten; nach seinen von Tyndall bestätigten Messungen 
wächst die Geschwindigkeit dieses Gletschers vom Firn des Lechaud 

Heß, Die ßleticher. 9 



130 



Fünfter AbBchnitt. 



und des Glacier de Geant beständig gegen das Tal hin, so daß am 
Montanvert (dem untersten Punkte, der in das Bereich der Messungen 
fiel) die Geschwindigkeit mit etwa 0,9m pro Tag, also etwa 324 m 
pro Jahr ihren Höchstwert erreicht. Die Ausnahme von der Regel 
ist jedoch nur eine scheinbare; erstens ist die Breite der Gletscher- 
zunge beim Mer de Glace nicht halb so groß als beim Unteraar- 
gletscher, dessen Gesamtgebiet um nur zwei Drittel größer als das des 
ersteren Gletschers ist. Der Abfluß der Eismassen muß also hier mit 
wesentlich größerer Geschwindigkeit in der Gletscherzunge verlaufen 
als beim Ünteraargletscher ; dazu kommt, daß unterhalb des Montan- 
vert der Gletscher über eine Steilstufe abfällt und, was die Hauptsache 
ist, daß von Montanvert an talauswärts die Geschwindigkeit abnimmt, 
wie die neueren Messungen von J. Yallot beweisen. Die Tabelle 
8. 141 enthält die Angaben für die Geschwindigkeiten, die Yallot bei 
les Echelets zu 168, am Montanvert zu 176, am Mauvais Pas zu 130 m 
findet. Erst ziemlich nahe am Ende, am Ghapeau, stieg die Schnellig- 
keit wegen der großen Neigung auf 177 m pro Jahr. Die Werte für 
die Geschwindigkeit am Montanvert, welche Yallot findet, sind aller- 
dings fast nur halb so groß, wie die von Forbes und Tyndall; jedoch 
haben diese beiden Physiker ihre Beobachtungen nur auf ein bis zwei 
Monate ausgedehnt, während Yallot s Angaben mindestens ein Jahr 
umfassen, und außerdem war der Gletscher zu Tyndall s. und Forbes' 
Zeiten im Zustande eines Maximums, während er gegenwärtig wesent- 
lich kleiner als damals ist. 

Aletschgletscher. Für die Zeit vom 18. August bis 1. September 
1869 haben Grad und Dupre in drei Profilen am großen Aletsch- 
gletscher folgende tägliche Geschwindigkeiten erhalten: 



Entfernung vom 
Gletscherende 

m 


Seehöhe 
m 


Breite des 
Gletschers 

m 


Geschwindigkeit in 
der Gletscherachse 

m/Tag 


15 000 
8 000 
2 000 


2600 
2150 
1850 


1800 

1500 

800 


0,505 
0,392 
0,248 



Die beiden Forscher konnten also an diesem sehr ausgedehnten, 
schwach geneigten Gletscher eine Abnahme der Bewegung gegen das 
Gletscherende feststellen. 

Rhonegletscher. Über die Zunge des Khonegletschers wurden 
vier Steinreihen gelegt, welche für die Jahre 1874 bis 1876 die folgen- 
den Höchstwerte der Geschwindigkeiten ergaben: 



Bewegung der Gletscher. 



131 



} 


Entfernung 

vom 

Gletscher 

Ende 1874 


Seehöhe 


Max. Geschwindigkeit 


1 

1 
1 


Sept. 1874 

bis 
Sept. 1875 


Sept. 1875 

bis 
Sept. 1876 




m 


m 


m 


m 


Schwarze Linie nahe am 










Ende der Zunge . . . 


400 


1854 


12 


11 


Grüne Linie am Fuße des 










Gletschersturzes . . . 


750 


1917 


33 


29 


Gelbe Linie oberhalb des 










Gletschersturzes . . . 


2450 


2420 


101 


96 


Bote Linie am Ausfluß 










aus dem Firn • . . . 


4050 


2558 


97 


94 



Daraus ergibt sich ein Anwachsen der Geschwindigkeit bis in die 
Nähe des Eisbmches, das sich, wie spätere Messungen über die Fim- 
bewegung dartnn, schon von den Fimhängen an zeigt. Unterhalb 
des Eisbruches ist die Bewegung eine wesentlich langsamere, und sie 
nimmt gegen das Ende des Gletschers hin rasch ab. Von besonderem 
Interesse ist, daß aus den langjährigen Beobachtungsreihen, die bisher 
Yom Rhonegletscher Yorliegen, hervorgeht, mit welch großer Kegel- 
mäßigkeit die Steinreihen den Eisbruch durchwandern. Die Steine der 
gelben und die der roten Linie haben die Wege durch diese Kaskade 
zurückgelegt. Im Gletschersturz verschwanden sie für die Beob- 
achtung; nach vier Jahren kamen sie unten wieder zum Vorschein, 
und die Kurven, welche sie unter dem Sturze bilden, sind genau die 
Fortsetzungen der oberen. Durch Interpolation findet man die Ge- 
schwindigkeit im Eisbruch etwa doppelt so groß als oberhalb der- 
selben — eine Folge des wesentlich stärkeren Gefälles. Die Wege, 
welche die Steine der gelben Linie durch den Gletschersturz hindurch 
machten, sind später von denen der roten Linie ebenfalls eingeschlagen 
worden; es ist eine Strömung des Eises vorhanden, die in ihrer Regel- 
mäßigkeit selbst durch den starken Wechsel des Gefälles, durch das 
Grewirr der vielgestaltigen kühnen Formen, welche den obersten Lagen 
des Eisbruches eigen sind, nicht unterbrochen wird. 

Zur Messung der Fimgeschwindigkeiten wurden im Sammelgebiete 
des Rhonegletschers seit 1882 Stangen aufgestellt, welche jährlich 
genau eingemessen wurden — soweit dieselben nicht umgelegt und 
durch darüber lagernden Schnee dem späteren Wiederauffinden ent- 
zogen wurden. 

Es ergaben sich (bis 1888): 

im Großfim bei 2950 m Höhe jährlich 57 m Geschwindigkeit 



ThäH 



2880 
3000 
2740 



89 
10 
25 



9* 



132 



Fünfter Abschnitt. 



während an den steileren Firnhängen die jährliche Bewegung 4 bis 
6 m betrug. Wie vorher bereits angedeutet wurde, wächst also im Firn 
die Geschwindigkeit nach unten zu, so daß in dem Teile, in welchem 
die ganze Fimmasse mehr und mehr gesammelt und der Gletscher- 
zunge zugeführt wird, die größte Schnelligkeit der Bewegung herrscht. 

Engabrae« Eine Messungsreihe, aus welcher die Veränderung 
der Eisbewegung in der Strömungsrichtung erkannt werden kann, ver- 
danken wir auch Rekstad, der 1890 bis 1891 auf der Zunge der 
Engabrae, einem der mächtigsten Ausläufer des Swartis im Norden 
Norwegens, in mehreren Querprofilen die Geschwindigkeiten maß. 
Leider erstrecken sich diese Beobachtungen in beiden Jahren nur auf 
Zeiträume von 18 bis 76 Stunden, so daß bei den anscheinend ziem- 
lich großen Beobachtungsfehlem auf den Betrag der jährlichen Ver- 
schiebung kein sicherer Schluß zu ziehen ist. 

Aber über die Art der Geschwindigkeitsverteilung im stärkst 
bewegten Längsschnitt des Gletschers geben Rekstads Beobachtungen 
doch einen sicheren Aufschluß. In den sieben Querlinien, welche den 
Messungen unterworfen wurden, fanden sich Verschiebungen, die in 
der folgenden TabeUe zusammengestellt sind: 



BeehOhe 


Entfernung 

vom 

Gletscherende 


Breite 
des Gletschers 


Maximale 
Geschwindig- 
keit 


m 


m 


m 


cm pro Tag 


40 


300 


500 


6 


103 


700 


1000 


17 


156 


1400 


1100 


66 


865 


2750 


900 


151 


530 


3400 


900 


172 


1020 


5400 


1300 


42 


1050 


6500 


1800 


48 



Sämtliche Linien liegen noch im Abschmelzgebiete; denn Rekstad 
konnte noch in 1126m Höhe für 23^2 Stunden 5,5 cm Abschmelzung 
feststellen (am Gletscherende zur gleichen Zeit etwa 8,5 cm pro Tag). 
Man sieht aus den Zahlenreihen, daß hier die Geschwindigkeit von 
oben nach unten zunächst zunimmt, um bei täglich 172 cm ihren höch- 
8ten Wert zu erreichen; von da an abwärts findet ziemlich rasche 
Abnahme statt. Man bemerkt jedoch außerdem, daß der Höchstwert 
der Geschwindigkeit in einem Gebiete auftritt, wo eine wesentliche 
V er schmälerung der Gletscherzunge vorhanden ist. 

Mikagletscher. A. Hamberg legte über den Mikagletscher 
zwei .Steinlinien, deren Wege er für den Zeitraum August 1895 bis 
August 1897, also für zwei Jahre bestimmte. Danach ist die maxi- 



Bewegung der Gletscher. 133 

male Verschiebung in der oberen Linie (1250 m ü. M.) 51,5 m, in der 
unteren (1100 m ü. M.) 56,5 m für zwei Jahre gefunden worden. Das 
Gletscherende liegt etwa in 900 m Seehöhe und 2 km von der unteren 
Linie entfernt. Die Fimgrenze wäre etwa bei 1300 m Höhe anzu- 
nehmen. Für die gegen die an anderen Stellen gewonnenen Resultate 
abweichende Vermehrung der Geschwindigkeit nach unten hin kommt 
hier zur Erklärung außer der Lage der Steinlinien nahe am Firn- 
gebiet noch in Betracht, daß die Breite des Gletschers bei der oberen 
Linie 1250 m, bei der unteren nur 970 m beträgt. Es ist ganz leicht 
möglich, daß der Gletscher seine maximale Geschwindigkeit zwischen 
den beiden Steinlinien hat; daß von der unteren Linie an nach dem 
Gletscherende zu eine Abnahme der Geschwindigkeit eintritt, ist höchst 
wahrscheinlich, jedoch nicht durch Messungen belegt. 

Sermiarsut« Nach Drygalskis Messungen an einem Ausläufer 
des Hochlandeises der Nugsuak - Halbinsel, dem Sermiarsut, besteht am 
Ende desselben eine größere Geschwindigkeit, als 3100m vom Ende 
entfernt, trotzdem sich die Eismasse beim Austritt aus einem engen 
Abflußgraben verbreitert. Für die Zeit von 342 Tagen wurden in der 
oberen Steinreihe folgende Verschiebungen beobachtet (3100 m vom 
Ende, 600m Breite): 



Entfernung 


vom 


Geschwmdigkeit in 


rechten Ufer 


342 Tagen 


m 




ni 







19,5 


80 




21,2 


100 




21.6 


275 




21.8 

• 


525 




15.1 



Dagegen fanden sich für die untere I^inie (260 m ü. M., 600 m 
Entfernung vom Ende, 1070m Breite des Gletschers): 



Entfernung vom 


1 

Geschwindigkeit in 


rechten Ufer*) 


342 Tagen 


m 


m 





0,0 


100 


'J,5 


240 


13,7 


350 


20,1 


500 


22,5 


675 


27,5 



*) Diese Entfernungen sind der Karte entnommen und stinunen wahr- 
scheinlich mit der "Wirklichkeit hesser üherein, als die im Text angegehenen. 



134 Fünfter Absclmitt. 

Auch diese Abweichung Yon der Begel, daß nämlich die Geschwin- 
digkeit gegen das Ende hin abnimmt, ist meines Erachtens nur eine 
scheinbare. Erstens ergibt sich aus den beiden Zahlengruppen, daß 
die mittlere Geschwindigkeit für die untere Steinlinie etwa 16 m, für 
die obere jedoch mehr als 20m beträgt; zweitens ist die Genauig- 
keit der Messungsresultate eine ziemlich beschränkte, was ja bei der 
Schwierigkeit derartiger Arbeiten in Grönland nicht besonders ver- 
wundem kann. 

Karajak« Am großen Karajakgletscher, einem Ausläufer des 
grönländischen Inlandeises, hat E. y. Drygalski ebenfaUs eingehende 
Messungen angestellt, aus denen sich eine Zunahme der Bewegung 
gegen das Ende hin ergibt. Dies Besultat stimmt mit dem überein, 
was Seue u. a. gleichfalls für Ausläufer des Inlandeises gefunden haben. 
Dabei handelt es sich aber stets, wie beim Karajak, um Gletscher, die 
ins Meer auslaufen, also nicht ausschließlich unter der Wirkung der 
Ablation ihre Masse verlieren, sondern einen sehr beträchtlichen Teil 
derselben in Gestalt von Eisbergen abgeben. Der Earajak und ähn- 
liche Abflüsse des großen grönländischen Riesengletschers stellen also, 
was bereits A. Heim klarlegt. Zustände in der Bewegung des Eises 
dar, welche denen oberhalb von Eisbrüchen alpiner Gletscher ver- 
gleichbar sind. Dort wächst, wie bei Besprechung der Rhonegletscher- 
bewegung bereits hervorgehoben wurde, die Geschwindigkeit bis zum 
Abbruchrande stark an, um sich im Gletschersturz selbst noch be- 
deutend zu steigern. Wie aber diese Eisbrüche zu einer schnellen 
Abnahme der Eismasse einer Gletscherzunge führen, so wird im Falle 
des Earajak die Massenverzehrung durch das Meer besorgt und der 
Widerstand für die nachdrängenden Eismassen vermindert. 

Tasmangletscher« Vom Tasmangletscher in den Neuseeländer 
Alpen liegen Messungen vor, welche T. N. Brodrick in der Zeit vom 
5. Dezember 1890 bis 7. Januar 1891, also auf einen Zeitraum von 
32 Tagen ausgedehnt, vornahm. In ei^er Steinlinie nahe am Einflüsse 
des BaUgletschers wurde das Geschwindigkeitsmaximum mit 46 cm pro 
Tag ermittelt, während eine weiter talwärts, beim Malte - Brun - Sporn 
gelegte Linie als Höchstwert 34 cm tägliche Verschiebung ergab. Also 
auch hier eine Abnahme der Geschwindigkeit gegen das Gletscherende. 

Moirgletscher* Die rasche Abnahme der Geschwindigkeit gegen 
das Ende des Gletschers erkennt man auch recht deutlich aus den 
Messungen, welche H. F. Reid 1890 am Muirgletscher in Alaska aus- 
führte. In einer mittleren Entfernung von 600 m von der Steilwand, 
mit welcher der Gletscher in die Muirbucht abbricht, wurde die Ge- 
schwindigkeit in der Achse des Gletschers zu T = ca. 2,1 m pro Tag, 
die Geschwindigkeit am rechten Rande zu 4" = 0,1 m und 900 m vom 
linken Rande zu 7" = 0,18 m pro Tag beobachtet. lÖOm näher am 
linken Rande und ca. 200 m von dem hier auf festem Boden liegenden 
Gletscherende entfernt wurde jedoch nur mehr eine tägliche Verschiebung 



Bewegung der Gletscher. 135 

von ca. 0,5" = 12,5 mm gemessen. Die Messungen erstreckten sich 
nur auf den Zeitraum vom 21. Juli bis 8. August bzw. vom 6. bis 
29. August 1890; aber ihr allgemeines Ergebnis ist mit dem von Beob- 
achtungen, die längere Zeiträume umfassen, in Übereinstimmung. 

Hintereis« Schließlich soll noch das Ergebnis der Messungen am 
Hintereisfemer behandelt werden, welche von Blümcke und mir von 

1894 bis 1902 durchgeführt wurden. "Wenn diese etwas ausführlicher 
dargestellt werden, so geschieht dies einmal deshalb, weil der Hintereis- 
femer neben dem Bhonegletscher der einzige ist, dessen Bewegungs- 
yerhältnisse bis ins Fimgebiet mit weitgehender Genauigkeit bekannt 
sind, und dann aus dem Grunde, weü an der Hand des dabei ge- 
wonnenen Materials späterhin die Erklärung für die Bewegung der 
Eisströme gegeben werden soll. 

Im Jahre 1894 wurden über die Zunge dieses Gletschers acht um 
etwa 300 bis 400m voneinander entfernte Steinreihen gelegt, in 
Ebenen, welche nahezu senkrecht zur Achse des Gletschers waren. Die 
Zahl der Nummemsteine dieser Linien betrug über 100; neben 13 der- 
selben wurden 5 bis 8 m tiefe Löcher in das Eis gebohrt und mit Holz- 
stangen ausgefüllt. Die oberste der Steinlinien war in etwa 2730 m, 
die unterste in etwa 2465 m Höhe gelegen. Für den untersten Teil 
der Gletscherzunge, deren Ende in 2279m lag, wurden für 1894 bis 

1895 auf photogrammetrischem Wege die Verschiebungen einzelner, 
gut markierter Punkte bestimmt, und außerdem konnte ein nahe 
am Gletscherende gelegenes Bohrloch in beiden Jahren eingemessen 
werden. 

An der Grenze des Fimgebietes wurden auf dem von der Weiß- 
kugel herabziehenden Hauptzuflusse neun Dreikante aus 6 m langen 
Stangen aufgestellt, welche 1895 alle, späterhin nur vereinzelt, 1901 
wieder alle eingemessen werden konnten. Die Höhenlage derselben 
war zwischen 2852 und 2955m; ihre Verteilung derart, daß für eine 
Fläche von ungefähr 300 X 1000 m' die Richtungen der Bewegung 
und die Größen derselben angegeben werden können. Für die Fläche 
zwischen der obersten Steinlinie und den unteren Dreikanten fehlen 
leider die Beobachtungen der Geschwindigkeit. Dieselben sollen jedoch 
in kommenden Jahren durchgeführt werden, und auch die Vermehrung 
der Firnsignale ist wohl in nächster Zeit schon zu erwarten, so daß 
späterhin die Bewegungsverhältnisse dieses Gletschers und seiner Kom- 
ponenten bis ins einzelne bekannt werden. 

Linien gleicher Geschwindigkeit« Die Resultate der bisherigen 
Beobachtungen sind in den beiden Fig. 19 u. 20 (S. 136 u. 137) graphisch 
dargestellt, soweit es sich um Bewegungsrichtungen und Geschwindig- 
keiten für den Zeitraum eines Jahres handelt. Man kann aus den 
Linien gleicher Geschwindigkeit sehen, daß für den Hintereisfemer 
ganz dieselben Verhältnisse bestehen, wie sie von Agassiz für den 
Unteraargletscher und bei der Rhonegletscher -Vermessung gefunden 



136 



Fünfter AbBChnitt. 



tt PC 



SB 






// ■^^^'^r' 

I '' I ^ \ V. t \ 

/•' / ' ^ — ^ "^ \ •■ \ 







>yv 



'/-^ — - 







'A »(•. * »^ ^ l "^ ' ' ;iiL 



\ AI 




wurden. Von den höch- 
sten Firnlagen an wächst 
die Geschwindigkeit 

gegen die untere Firn- 
mulde und von hier an 
bis zu den obersten 
Teilen der Zunge findet 
ein weiteres Anwachsen 
statt. Je weiter aber 
das Eis ins Tal hinaus 
sich ergießt, um so ge- 
ringere Geschwindigkeit 
wird an der Oberfläche 
der Gletscherzunge ge- 
messen. £s tritt eine 
Region maximaler Ge- 
schwindigkeit kurz nach 
dem Eintritt der Eis- 
massen in das enge Ab- 
flußtal auf, von welcher 
an aufwärts und abwärts 
die Schnelligkeit der Be- 
wegung abnimmt. Ver- 
bindet mau alle Punkte 
größter Geschwindigkeit 
der verschiedenen Quer- 
profile, so erhält man die 
Linie größter (ie- 
schwindigkeit. Sie 
fällt nicht immer mit 
der Achse des (xlet scher s 
zusammen, weicht aber 
bei dem auf weite 
Strecken hinaus sehr 
regelmäßig verlaufenden 
Gletscher niu* wenig 
davon ab. Die Ab- 
weichungen sind den 
Krümmungen des Tales 
entsprechend, sie geben 
füi" diese Linie die Tal- 
windungen mit ver- 
stärktem Ausdrucke 
wieder. 

An der Stelle, wo der 



Bewegung der Gletscher. 137 

mit dem Hiutereisferner 
vereinigt , haben die 
Linien gleicher Ge- 
schwindigkeit einen 
eigenartigen Verlauf, der 
wenigstens teilweise 
durch Messungen be- 
stätigt ist. Die Zeich- 
nung dieser Linien 
beim Zusammenfluß des 
Hauptstromes mit dem 

Langtaufere rjoch glet - 
Hcher entspricht wohl so 
ziemlich der Wirklich- 
keit, ist aber nicht auf 

Messungen gestützt und c 

dem nachgebildet , was £ 

sich für die vorher er- ^ 

wähnte Vereinigung | 

zweier Eisströme ergab, ,s 

Es hat, wie es ja ein- '■ * 

leuchtend ist, jeder der £ 

Arme des Gletschers sein ' g 

gleicher tie- a 

»chwindigkeit, und beim gi 

Zusammenfluß müssen % 

die Randpartien iillmah- S 

lieh in rascher bewegte 
Mittelpartien den unte- 
ren vereinigten (ilet- 
schers übergehen ; sie 
erfahren, wie dies schon 
am lieiapiele des Uuter- 
aargletschers gezeigt ist, 
eine Beschleunigung, 
Die Kurven maximaler 
(res chwindigkeit der ein- 
zelnen ^ei I engl el-c hei 
veieinigen bidi an eiuer 
Stelle unterhalb de« Zu- 
sammenBuRies und von 
hier an zieht eine I ime 
stärkster Bewegung 



138 Fünfter Abschnitt. 

weiter bis zum Ende des Gesamtstromes oder bis zur Vereinigung mit 
einer anderen, wo sich dann dasselbe Spiel wiederholt. 

Bewegungpslillieil* Von besonderem Interesse ist der Verlauf 
der Horizontalprojektionen der Bahnen, welche die einzelnen Nummern- 
steine eingeschlagen haben. Dieselben können ftlr sehr viele der an- 
fänglich eingemessenen Punkte für den Zeitraum von acht Jahren 
gezeichnet werden, und da der Gletscher in dieser Zeit seine Bewegungs- 
tendenz nicht wesentlich geändert hat (er ist ziemlich gleichmäßig ein- 
gesunken), so können die vollständigen Bewegungslinien durch Extra- 
polation der fehlenden Stückchen leicht so gezeichnet werden, wie sie 
sich ergeben müßten, wenn für die entsprechend lange Zeitdauer der 
Gletscher unter denselben Existenzbedingungen bliebe, wie bisher. 

In das System dieser Bewegungslinien ordnen sich, wie es nicht 
anders zu erwarten ist, die Moränenzüge sehr gut ein, wenn, wie es 
wohl in der Hauptsache zutreffend ist, die Kammlinie der Moräne als 
maßgebend für den Verlauf der letzteren angesehen wird; denn dieselben 
stellen ja auch nichts anderes als solche Linien in recht deutlicher 
Markierung dar. Wie die einzelnen OberQächenmoränen, so stranden 
auch die Bewegungslinien am Rande des Gletschers. Die Richtung 
der Eisbewegung schließt also mit dem Rande einen Winkel ein, der 
in einzelnen Fällen einen ziemlich hohen Wert annehmen kann; be- 
sonders dann, wenn die Eismasse ein Bindemis in der Talwandung 
umfließen muß, also an den konkaven Stellen ihrer Krümmungen. 
Jedenfalls ist es für die Beurteilung der Bewegungsverhältnisse des 
Eises sehr wichtig zu bemerken, daß nicht alle Bewegungslinien bis an 
das Ende des Gletschers fortlaufen. Das ist ein Punkt, in welchem 
die Eisbewegung wesentlich abweicht von der der Gewässer in Fluß- 
betten. Eine Erklärung dafür fällt, wie später gezeigt wird, nicht 
schwer. 

Das Stranden der Bewegungslinien zeigt aber des weiteren, daß 
die Messung der eigentlichen Randgeschwindigkeit, also der Ver- 
schiebung, welche Randpunkte des Eises in gewissen Zeiträumen er- 
fahren, praktisch unmöglich ist. Bleibt man ganz am Rande, so werden 
immer andere Bewegungslinien als die ursprünglichen in den Kreis der 
Beobachtung gezogen; geht man vom Rande etwas ab, so hat man 
schließlich die Geschwindigkeit, mit der das Eis gegen den Rand hin 
bewegt wird, aber nicht die eigentliche Randgeschwindigkeit. 

Als ganzes liefert das System der Bewegungslinien ein sehr an- 
schauliches Bild der Gletscherbewegung und man begreift sofort, wie 
sehr lichtig es ist, diese Bewegung mit der Strömung von Flüssigkeiten 
in Kanälen zu vergleichen. 

Solche Strömungsbilder sind übrigens gegenwärtig mehrere vor- 
handen. Einmal sind die Anfänge dazu bereits in Heims Gletscher- 
kunde in der Darstellung des Rhonegletschers und seiner Bewegung 
vorhanden; dann gibt auch Vallot in Bd. IV der Annales de l'Obser- 



Bewegung der Gletscher. 139 

yatoii'e du Montblanc, S. 137, die Bewegungslinien in ihrer Horizontal- 
projektion wieder. 

Die Darstellungen, welche Finsterwalder in seinem Yernagt- 
femerwerke von der stationären Strömung im Suldenferner und in der 
alten Zunge desVemagt gibt, können hier allerdings nicht in Betracht 
kommen, da sie nicht auf Grund direkter Beobachtungen gewonnen 
wurden, sondern zur Illustration theoretischer Erwägungen dienen, auf 
welche wir bei späterer Gelegenheit eingehen werden. 

Aber auch, aus diesen Bildern geht, wie aus den übrigen, deutlich 
das Stranden der Bewegungslinien hervor. Verlangsamt sich die Be- 
wegung des Eises gegen das Tal zu, so streben die Bewegungslinien 
immer mehr auseinander; findet eine Zunahme der Geschwindigkeit 
statt, so drängen sich dieselben näher aneinander, aber die dem Bande 
zunächst liegenden kommen doch zum Stranden. Dasselbe tritt stets 
auf, auch beim vorschreitenden Gletscher, wie aus den Beobachtungen 
am Vemagtfemer sowohl als aus Yallots Messungen am Mer de Glace, 
wo zwischen Mauvais Pas und Chapeau eine bedeutende Steigerung 
der Geschwindigkeit auftritt, hervorgeht. Die Bewegung des Eises ist 
aliso nicht derart, daß aUe Stromfäden der Gletscherachse oder etwa 
der Linie maximaler Bewegung parallel werden, sondern gegen die 
Talwandungen zu findet eine Seitenbewegung statt, auf welche früher 
schon durch Dollfus und Desor, Agassiz' Mitarbeiter, sowie durch 
die Brüder Schlagintweit aufmerksam gemacht wurde. 

Migration du centre. Zur Vervollständigung des Bildes, das 
wir uns bisher von der Bewegung des Gletschers in seinem Bette 
machen können, ist noch eines charakteristischen Zuges desselben etwas 
ausführlicher zu gedenken, als dies gelegentlich der Betrachtungen 
über die Bewegung des Hintereisfemers geschah. Agassiz hat wäh- 
rend seiner meisterhaften Untersuchungen am Unteraargletscher beob- 
achtet, daß der Punkt maximaler Geschwindigkeit eines Querprofiles 
der Eismasse nicht immer in der Mitte liegt, sondern bald der einen, 
bald der anderen Talseite näher rückt, so daß die Abnahme der Ge- 
schwindigkeit nach beiden Ufern hin nicht gleichmäßig erfolgt. 

Tyndall hat bei seinen Messungen am Mer de Glace die Beob- 
achtung Agassiz' bestätigt und kleidet seine Erfahrung in den Satz: 
„Die Kurve des Punktes der Maximalbewegung ist eine stärker ge- 
wundene Linie als das Tal selbst, und sie schneidet die Mittellinie des 
Gletschers an den Punkten, an denen er nach der entgegengesetzten 
Seite umbiegt." 

In einem gewundenen Tale, dessen Krümmungen nach den Seiten 
wechseln, wird, wie die Messungen von Seue an nordischen Gletschern 
und die Rhonegletschervermessung ebenfalls dartun, die Linie, welche 
die Punkte größter Geschwindigkeit verbindet, stärkere Krümmungen 
als die Gletscherachse, aber in gleichem Sinne aufweisen. Die größte 
Geschwindigkeit herrscht immer auf der konvexen Seite des Eisstromes. 



140 Fünfter Abschnitt. 

Wir haben hier also dasselbe Gesetz, das für die Serpentinen der 
Flußläufe ^It. 

A. Heim hat darüber eingehendere Beobachtungen gemacht 
und fand : 

a) Die Bewegungsrichtung der einzelnen Eisteilchen in den mitt- 
leren Regionen der Gletscheroberfläche, angedeutet durch die Mittel- 
moränen, liegt an jeder Stelle zwischen der Richtung der geometrischen 
Mittellinie des Gletschers und derjenigen der Kurve der Bewegungs- 
maxima. 

b) Diejenigen Stellen, wo die Bewegung»maxima dem Ufer am 
nächsten liegen, befinden sich bei einigermaßen regelmäßigen Talbogen 
stets in der unteren Hälfte des zwischen zwei Wendepunkten ein- 
geschlossenen Bogens. 

c) Die Stellen, an denen der Ort der Bewegungsmaxima die geo- 
metrische Mittellinie schneidet, liegen stets etwas talauswärts ver- 
schoben von den Krümmungswendepunkten der letzteren. 

d) Die Wölbung der Gletscheroberfläche folgt mit ihrer Rücken- 
linie annähernd der Kurve der Bewegungsmaxima ; man erkennt hieran 
schon aus der Entfernung, wie sich der Stromstrich des Eises von 
einer Talseite gegen die andere wirft. In der großen Oberflächen- 
gestaltung hat die Mechanik des Eisstromes oft noch das Übergewicht 
über die Abschmelzung. 

Abweichend von diesen Sätzen ist das Ergebnis der Geschwindig- 
keitsmessungen , welche durch Finster walder, Kerschensteiner 
und Kutta seit 1887 am Gepatschferner vorgenommen wurden. Dort 
zeigte sich, daß am konkaven rechten Rande des Gletschers die Ver- 
schiebung des Eises viel größer ist als am konvexen linken Rande. 

Einfluß der Neigung* Soweit wir bisher die Bewegungsverhält- 
nisse der Gletscher kennen gelernt haben, zeigten uns dieselben eine 
sehr weitgehende Ähnlichkeit mit der Bewegung von Flüssigkeiten in 
Kanälen, von Flüssen in ihren Betten. Bei diesen ist sicher bekannt, 
daß die Geschwindigkeit an einer Stelle wesentlich beeinflußt wird vom 
(jefälle, d. h. von der langsameren oder rascheren Senkung der Ober- 
fläche. Es liegt deshalb recht nahe, auch für die Gletscher die Plxistenz 
eines ähnlichen Zusammenhanges nachzuweisen. Nun sind wohl für 
mehrere Alpengletscher durch die neueren Vermessungen die Neigungs- 
verhältnisse der (iletscheroberfläche bekannt geworden; allein der Ein- 
fluß der Neigung auf die Geschwindigkeit des Eises ließ sich doch nur 
in wenigen Fällen einwandsfrei nachweisen. Beim Rhonegletscher z. B. 
ist, wie früher schon erwähnt wurde, die Geschwindigkeit im Gletscher- 
sturz etwa doppelt so groß als oberhalb. Das Neigungsverhältnis für 
die Achse des Gletschers ist dabei im Eisbruch ungefähr \ ,o gegen Vsh 
vor demselben. Am Mer de Glace wurden von Vallot die Geschwin- 
digkeit und die Neigung an vier Steinlinien gemessen und die Resultate 
in einer Tabelle zusammengestellt, aus welcher die folgende Übersicht 



Bewegung der Gletscher. 



141 



durch Zusammenziehen der von Yallot angegebenen Horizontal- und 
Vertikalkomponenten der Geschwindigkeit abgeleitet wurde. 





Echelets 


Montan vert 


Mauvais Pas 


Chapeau 


Jahr 


• 

1 


a 
'S 


• 
00 


p 

SS 

bß 


1 

o 


§ 


• 

1 

O 






cm/Tag 


Proz. 


cm/Tag 


Proz. 


cm/Tag 


Proz. 


cm/Tag 


Proz. 


1891—92 . . . 


39,1 


6.2 


44.2 


11,5 


36,2 


8,4 


__ __ 


1892—93 . . . 


39,4 ! 5,5 


44,5 


15,1 


35,8 


12,4 






1893—94 . . . 


38,1 


2,7 


40,8 


14,5 


34,5 


14,6 


47,4 ' 50,0 


1894—95 . . . 


34,2 I 8,5 


33,2 


15,2 


31,0 


10.8 


r 


1893—96 . . . 


32,0 


10,8 


29,1 


10,7 


33,5 


38,7 




1896—97 . . . 


32,9 


10,8 


28,5 


9,7 


33,5 


38,7 


1 
1 


1897—98 . . . 


83,7 


7.3 


27,9 


11,6 


33,8 


39,6 


— 


■^— 



Man bemerkt: aus den Angaben für 1893 — 94 z. ß. ergibt sich 
ein Zusammenhang zwischen Geschwindigkeit und Neigung; jedenfalls 
ist die abnorm große Geschwindigkeit gegen das Gletscherende nur 
aus der starken Neigung zu erklären; aber im übrigen wird das Ver- 
hältnis zwischen Neigung und Bewegung verwischt durch andere Ein- 
flüsse, nämlich durch die Einschnürung des Tales bei Montanvert und 
durch die wegen der Ablation gegen das Ende zu erfolgende Abnahme 
der Geschwindigkeit. Dazu kommt der weitere Umstand, daß die 
Nummern steine, welche zur Messung von Neigung und Geschwindigkeit 
an den verschiedenen Steinlinien benutzt wurden, bald näher, bald 
weiter von der Kurve maximaler Geschwindigkeit entfernt liegen und 
deshalb mit den verschiedenen Jahrgängen schon aus diesem Grunde in 
Gebiete wechselnder Geschwindigkeit geraten. Im ganzen aber zeigt die 
Tabelle, daß mit einer Änderung des Gefälles eine Änderung der Ge- 
schwindigkeit im gleichen Sinne erfolgt. 

Einfluü des Querschnitts. Am Hintereisferner konnte der Ein- 
fluß der Neigung nicht isoliert zur Darstellung gelangen; dieser Glet- 
scher ist sehr regelmäßig und zeigt keine auffälligen Gefällsänderungen ; 
die Geschwindigkeit nimmt hier, wie bei den meisten anderen Gletschern, 
vom Gebiete schnellster Bewegung an gegen das Gletscherende hin all- 
mählich ab, trotzdem die Neigung der Oberfläche langsam wächst. Dies 
deutet darauf hin, daß die Geschwindigkeit des Eises nur in unter- 
geordneter Weise vom Gefälle abhängig ist und daß die Größe der Eis- 
masse, also Größe des Querschnittes und Tiefe desselben von weit be- 
deutenderem Einflüsse sind. PjS ist früher bereits hervorgehoben worden, 
daß im allgemeinen die größten Gletscher auch die größten Geschwindig- 
keiten besitzen ; aber ein sicherer Zusammenhang zwischen der Schnellig- 
keit des p]ises und der Größe der Querschnitte ist durch Messungen 



142 



Fünfter Ab8<slimtt 



bisher nicht ermittelt worden. Dafür treten einzebie Schätzungen ein, 
welche nach dem Master der ersten derartigen, von Agassiz aus- 
geführten, angestellt wurden. Man bestimmt neben der mittleren Ge- 



W 
Vi 

OB 

ZI ® 
o ^ 



7ß 




no|OM03 



0||dnO- uoj^OAJV 



3 



O 




schwindigkeit für ein Längsprofil den durch Ablation jährlich erfolgen- 
den Substanzyerlust und kann dann, wenn die Länge des Gletschers 
bekannt ist, die Tiefe desselben ungefähr berechnen. Die Neigung der 



Bewegung der Gletscher. 



143 



Talwände gibt noch weiteren Anhalt für die näherungsweise Bestim- 
mung eines Querschnittes. So konnte Agassiz die Tiefe des Unter- 
aargletschers zu etwa 360 m in der Nähe des Abschwunges berechnen, 
indem er noch den Betrag der winterlichen Schwellung von der ermit- 
telten Größe der Ablation abzog; eine zweite Bestimmung erhielt er, 
indem er die Neigung des Aarbettes nahe am Gletscherrande feststellte 
und dieselbe auch als für die Gletscherachse bis zum Abschwung gültig 
annahm; dadurch ergab sich als Wert für die Eisdicke ein Betrag von 
etwa 460 m. Durch Auslotung yon sehr tief en «Löchern , die er in der 
Nähe des „Hotel des Neuchätelois" entdeckte, wurden Tiefen von 100 
bis 260 m festgestellt, ohne daß dabei der Grund des Gletschers erreicht 
worden wäre. 

Eine von A.Heim aus Agassiz' Beobachtungen von 1843 bis 1846 
zusammengestellte Tabelle gibt folgenden Zusammenhang der einzelnen 
(Größen: 





Wahrscheinliche 


Jährliche 










Geschwindig- 
keit 


Station 


Breite 


Tiefe 


Querschnitt 




m 


m 


m« 


m 


Bärenritz 


650 


100—125 


50 000 


36 


Brandlamm 


1080 


250—300 


205 000 


56 


PaTiUon DoUfaD . . . 


1150 


350—375 


338 000 


69 


Hotel des Neuchätelois 


1450 


400—475 


385 000 


76 



Die Genauigkeit, welche hier den Tiefen und Querschnittsgrößen zuzu- 
weisen ist, dürfte keine allzu große sein ; allein auch wenn ganz genaue 
Zahlen vorlägen, dürfte das Gesetz, das die Tabelle ausspricht, kaum 
anders lauten. 

Man sieht, daß die Geschwindigkeit den Tiefen des Eises und den 
Querschnittsgrößen gemäß sich ändert. Je tiefer das Eis, je größer der 
Querschnitt, desto rascher die Bewegung. Deshalb fließt auch das Eis 
der gewaltigen Talgletscher trotz der geringen Neigung, die ihre Ober- 
fläche häufig besitzt, weit schneller dem Tale zu, als die meist weniger 
als 100 m dicken Massen der kleinen Seitengletscher, die vielfach stär- 
keres Gefälle haben. 

Auf Grund ähnlicher Überlegungen, wie Agassiz sie anstellte, 
konnten aus den am Hintereisfemer angestellten Beobachtungen über 
Greschwindigkeit, Ablation und Einsenkung der Oberfläche die Quer- 
schnittsgrößen ziemlich genau ermittelt werden, welche das Eis haben' 
müßte, wenn die ganze Masse als eine Schar von vertikalen Eissäulen 
aufgefaßt werden könnte, die ihrer ganzen Höhe nach mit der an der 
Oberfläche herrschenden Geschwindigkeit bewegt würden. Man erhält 
dadurch Minimalwerte für die Querschnittsgrößen; denn, wie von 
vornherein wahrscheinlich und durch Versuche am Hintereisfemer be- 



144 



Fünfter Abschnitt. 



stätigt ist, die Geschwindigkeit nimmt mit der Tiefe ab. Bringen wir 
diese QuerschnittsgröJSen in Zusammenhang mit den Oberflächen- 
geschwindigkeiten, so erhalten wir folgende Tabelle: 



Profil 


Miniuial- 
Querschnitt 


Mittlere 
Tiefe 


Mittlere 
Oberflächen- 
geschwindigkeit 




m« 


m 


m 


IX. 


96 000 


113 


40 


vm. 


76 000 


88 


42 


VII. 


66 000 


80 


46 


VI. 


59 000 


81 


44 


V. 


50 000 


74 


42 


IV. 


44 000 


68 


38 


III. 


30 000 


49 


31 


II. 


19 000 


39 


24 


I. 


7 000 


23 


18 



Wie man sieht, tritt erst gegen das Gletscherende annähernd Pro- 
portionalität zwischen Geschwindigkeit und Tiefe ein, während in den 
ziemlich gleich rasch bewegten oberen Teilen der Gletscherzunge eine 
solche Beziehung nicht zum Ausdruck kommt. Dazu ist in erster Linie 
zu bemerken, daß die hier angegebenen Tiefen wohl alles sind, was sich 
ohne weitere Annahmen aus den Beobachtungen an der Gletscherober- 
fläche ableiten läßt. 

Sichere Kenntnis über die Abhängigkeit der Geschwindigkeit von 
der Eistiefe haben wir heute nur durch Bohrungen, welche Blümcke 
und ich am Hintereisfemer ausgeführt haben. Es gelang uns 1899, 
an zwei Punkten dieses Gletschers bis auf den Grund durchzubohren. 
Diesen Punkten würden, wenn alle senkrecht untereinander liegenden Eis- 
partikelchen mit der Oberflächengeschwindigkeit verschoben würden, Eis- 
tiefen Yon 41 bzw. 54 m zukommen, wie auf Grund der Beobachtungen 
über die Geschwindigkeiten an der Gletscheroberfläche, die Ablation und 
die Einsenkung festgestellt werden kann. Die Bohrungen ergaben 
Tiefen von 66,5 bzw. 84,5 m; auf die Oberfläche von 1894 bezogen, 
wären die Tiefen 72 bzw. 90,3 m. 

Im Jahre 1902 ist es uns gelungen, an einer um etwa 2 km 
vom Ende entfernten Stelle den Gletscher zu durchbohren. Es ergab 
sich eine Tiefe von 153 m. Da seit 1894 die Oberfläche des Eises 
an dieser Stelle um 9m sank, so wäre hier, auf 1894 bezogen, die 
wirkliche Gletschertiefe 162 m gegenüber einer Minimaltiefe von 
108 m. Das Hauptergebnis dieser Bohrungen : Die Geschwindigkeit 
des Eises nimmt von der Oberfläche gegen die Gletscher- 
sohle ab, wurde auch mit Hilfe von vier neuen Bohrlöchern bestätigt, 
welche wir 1903 im Profil des 153 m tiefen Loches ausführten. 



Bewegung der Gletscher. 



145 



Um das Gesetz aufzufinden, nach welchem die Geschwindigkeit 
mit der Tiefe abnimmt, wollte schon Agassiz in ein tiefes Bohrloch 
Stäbe einsenken und deren Ausschmelzstellen, sowie die Winkel, die sie 
beim Ausschmelzen mit der Vertikalen einschließen, durch Messung 
feststellen. Er scheiterte aber an der Herstellung des Bohrloches. 
Nun ist es auf diesem Wege wohl erreichbar, mit einiger Annäherung 
die Funktion zu erhalten , welche die Abnahme - der Geschwindigkeit 
mit der Entfernung von der Oberfläche angibt; allein bis ein derartiges 
Experiment abgeschlossen ist, werden viele Jahrzehnte vergehen. Viel 
rascher wird das Ziel und zwar ziemlich sicher erreicht, wenn ein Glet- 
scher, dessen Bewegungs- und Abschmelzverhältnisse bekannt sind, an 
vielen Stellen von verschiedener Tiefe durchbohrt und damit die mittlere 
Querschnittsgeschwindigkeit aus einer großen Anzahl gleichwertiger 
Messungen gefunden wird. Die an der Gletschersohle herrschende 
Geschwindigkeit kann damit allerdings auch noch nicht mit absoluter 
Sicherheit angegeben werden. Für den Hintereisfemer wird wohl in 
nicht sehr femer Zeit dies Ziel erreicht sein ; aber es bleibt dann immer 
noch zu wünschen, daß auch an Gletschern mit anderen Existenz- 
bedingungen ähnliche Arbeiten ausgeführt werden. 

Soweit die bisherigen Bohrergebnisse vom Hintereisferner für diesen 
Zweck verwendbar erscheinen, sind sie in folgender Zusammenstellung 
angeführt. 



üfilirlnrh 


Bohrtiefe 


Auf den Stand von 1894 bezogene 


i** - - . 


von 


wirkliche Tiefe 


Minimaltiefe 


* m 




m 


m 


m 




1899 


66,5 


72 


41 


0,57 


1899 


84,5 


90 


54 


0,60 


1908 


118,0 


181 


87 


0,66 


1902 


153 


162 


108 

1 


0,67 



Es zeigt sich, daß das Verhältnis der mittleren Querschnitts- 
geschwindigkeit zur Oberflächengeschwindigkeit — Vm : Vo — niit 
wachsender Tiefe des Gletschers zunimmt. Als absolut sicher ist dies 
Ergebnis vorläufig jedoch nicht zu betrachten; die übrigen drei, im 
Jahre 1903 ausgeführten Bohrungen von 38, 36 und 116 m Tiefe 
führen nämlich in dieser Eichtung zu Mißstimmigkeiten. Dieselben 
sind allerdings zum großen Teil auf die unsichere Kenntnis der Be- 
wegung und der Abschmelzung in den Randgebieten zurückzuführen 
und können bei Benutzung der von Finsterwalder und Blümcke 
in den letzten Jahren gewonnenen, bisher aber nicht veröffentlichten 
Zahlen über Abschmelzung und Geschwindigkeit wahrscheinlich beseitigt 
werden. Es ist möglich, daß dann auch die für den unteren Teil der 
Gletscherzunge ermittelten Minimaltiefen eine Änderung erfahren 

Heß, Die Gletscher. 2Q 



Bewegung der Gletscher. 147 

müssen. Wie sich das Verhältnis &„ ' ^o ^^ kleine Eistiefen gestaltet, 
ist bisher nicht sicher anzugeben. Die Bohrungen auf 36 bzw. 38 m 
Tiefe lassen vermuten, daß für geringe Eisdicken der Wert dieses Ver- 
hältnisses wächst. 

Sehen wir von einer Gesetzmäßigkeit dieser Änderungen vorläufig 
ab, so erhalten wir als Mittelwert für t^m : ^o 0,63, d. h. die mittlere 
Greschwindigkeit einer der vertikalen Eissäulen wäre 63 Proz. der 
Oberflächengeschwindigkeit und wenn wir die Greschwindigkeitsabnahme 
nach unten mangels genauerer Kenntnis einfach der Tiefe proportional 
setzen, so finden wir die Grundgeschwindigkeit gleich 26 Proz. 
oder rund ein Viertel der Oberflächengeschwindigkeit. 

Einer Beobachtung Tyndalls sei übrigens hier noch Erwähnung 
getan, welche er im Sommer 1857 an der Ostseite des Glacier du Geant 
nahe am Tacul machte, wo eine fast vertikale, 42,7m hohe Eiswand 
sich zeigte. Mit Nichtachtung großer Gefahren gelang es ihm, in diese 
Wand drei senkrecht untereinander befindliche Pfähle einzutreiben; 
vom 19. bis 20. August war die Verschiebung, welche diese drei Marken 
erfahren haben, folgende: 

Pfahl am Gipfel der Wand 15,24 cm 42,7 m hoch 

, in der Mitte der Wand 11,25 cm 10,7 m , 

, am Fuße der Wand 6,30 cm 1,3 m „ 

Diese Strecken wurden zwar mit dem Theodolit gemessen; allein 
sie sind doch sehr klein und obwohl das Ergebnis der Messung recht 
gut mit dem übereinstimmt, was die Bohrergebnisse am Hintereis liefern, 
soll demselben keine ausschlaggebende Bedeutung beigelegt werden, da 
die Messungsfehler wohl nahe an die Größe der zu bestimmenden Strecke 
heranreichen; außerdem ist die Größe der Abschmelzung in den ver- 
schiedenen Höhen der Eiswand nicht berücksichtigt. 

Ähnliche Messungen von Forbes, Martins u. a. verdienen wohl, 
wie die Tynd all sehe, Vertrauen in bezug auf die Tatsache der in der 
Tiefe geringeren Geschwindigkeit, allein das Maß, das sie liefern, ist 
zu weiteren Schlüssen nicht besser geeignet, als das von Tynd all 
gefundene. 

Benutzt man die für den Hintereisferner bisher vorliegenden Er- 
gebnisse, so kann man sich ein Bild von der Gestalt des Gletscherbettes 
verschaffen, wenn die aus den Beobachtungen an der Oberfläche er- 
mittelten Minimaltiefen den mittleren Querschnittsgeschwindigkeiten 
entsprechend vergrößert werden. Man erhält dann eine Form, welche 
in Fig. 22 veranschaulicht ist. Hierzu vergleiche man noch Fig. 17, 
S. 124, aus der man sieht, daß auf beiden Seiten das Gletscherbett in 
nahezu gleichem Niveau eine Zunahme seines Gefälles erfährt. Die 
höher liegenden Teile haben fast in allen Querschnitten ein Gefälle, 
welches dem der Talwandung über dem Gletscher gleich ist. Das Vor- 
handensein dieser Gefällsknicke ist durch die Bohrungen von 1903 

10* 



148 Fünfter Abfldmitt. 

konstatiert; es war nach den Messungen an der Gletscheroberfläche 
schon als höchst wahrscheinlich anzusehen. 
^ Zusammenfassuilg* Im Vorausgehenden sind die wichtigsten 

Tatsachen mitgeteilt, die über die Gletscherbewegung im allgemeinen 
bisher gesammelt wurden, soweit es sich um Gletscher handelt, die unter 
ziemlich gleichmäßigen Verhältnissen für längere Zeiträume ihre Eis- 
massen verschieben. Überblicken wir nochmals das Gesamtergebnis der 
Bewegungsmessungen, so erhalten wir folgende Leitsätze: 

1. Die Geschwindigkeit nimmt in allen Teilen des Gletschers vom 
Rand gegen die Mitte stetig zu. 

2. Die Geschwindigkeit wächst vom Talboden aus gegen die 
Gletscheroberfläche. 

3. Die Geschwindigkeit wächst von den obersten Lagen des Firnes 
bis zum Ausflusse in das Gebiet der Gletscherzunge. 

4. Die Geschwindigkeit ist da am größten, wo der Gletscher seine 
größte Mächtigkeit erreicht. 

5. Bei wahrscheinlich gleicher Mächtigkeit findet sich die Geschwin- 
digkeit des Eises um so größer, je größer das Gefälle ist. 

6. In regelmäßig geformten Gletschern nimmt die Geschwindigkeit 
von den obersten Partien der Gletscherzunge an gegen das 
Gletscherende ab. 

7. Querschnitts Verengerungen haben ein Wachsen, Querschnitts- 
verbreiterungen eine Abnahme der Geschwindigkeit zur Folge. 

8. Die Kurve, welche alle Punkte maximaler Geschwindigkeit in 
den einzelnen Querprofilen verbindet, weist stärkere Krümmungen 
auf, als die geometrische Achse des Gletschers, mit welcher sie 
jedoch immer im gleichen Sinne gekrümmt ist. Die Gebiete 
größter Geschwindigkeit liegen meistens in der nach dem Ufer 
hin konvexen Gletscherhälfte. 

9. Vereinigen sich mehrere Gletscher zu einem Eisstrome, so 
werden an der Stelle des Zusammenflusses die ursprünglichen 
Randpartien beschleunigt, bis sie kurz unterhalb der Ver- 
einigungsstelle die den mittleren Partien des Gesamtgletschers 
entsprechende Geschwindigkeit haben. 

Mit Ausnahme des Satzes 6 könnten alle diese Aufstellungen ohne 
weitere Änderung als das Ergebnis der Untersuchungen über die Be- 
wegungen des Wassers in Flußläufen geschrieben werden. 

Das Eis bewegt sich also im Gletscherbette wie eine Flüssigkeit 
in einem Kanal, und zwar nicht wie eine ideale Flüssigkeit, bei der zur 
Verschiebung ihrer Teilchen aneinander keine Arbeit zu leisten ist, 
sondern wie eine Flüssigkeit mit innerer Reibung, wie eine zähe FlQssig- 
keit. Diese Erkenntnis hatte der Bischof Ren du von Annecy schon 
im Jahre 1840 in sehr geistreicher Schlußfolgerung aus wenigen 
Beobachtungen gewonnen und der Edinburger Professor J. Forbes 
hat das gleiche Resultat aus seinen ausgedehnten Messungen am Mer 



Bewegung der QletBcher. I49 

de glace und dem Studium anderer Gletscher der Schweizer Alpen er- 
halten.tf Porbea hat die „Theorie der ViskoBit&t*' zur Erklärung dar 
Eiahew^ung begründet; aber die Ansicht, daß ein so faster und 
spröder EArper wie das Eis, wegen der Bewegung, die es in großen 
Massen ausfahrt, mit einer Flflssigkeit zu vergleichen sei, brach sich 
DUi- langsam ihre Bnhn. Sind doch die auffallenden Erschein ungen, 

Fig. 23. 



Deformation des QuerBchuittus eines Uletacheis. 

die wir an den Gletschern beobachten, die in ihrer Großartigkeit den 
stärksten Eindruck auf Jeden Beschauer machen, die Spalten, geriide 
die Zeugen fOr die geringe Nachgiebigkeit des Eises gegen schiebende 
und ziehende Kräfte, wie sie bei der Gletscherhewegung zumeist auf- 



150 Fünfter Abschnitt 

Aber in dem Maße, in welchem unsere Kenntnis von den physikali- 
schen Eigenschaften des Eises wuchs, in dem Maße, in welchem die Be- 
arbeitung der Metalle uns darauf hinwies, wie die festen Körper durch 
langsam wirkende Kräfte allmählich bleibende Formveränderungen er- 
fahren können, ohne ihren inneren Zusammhang zu verlieren, Defor- 
mationen, die augenscheinlich mit dem Fließen vergleichbar sind, in 
demselben Maße gewann die Ansicht Forbes' an Boden, trotzdem 
einer der bedeutendsten Gletscherforscher, John Tyndall, gewichtige 
Gründe gegen Forbes' Theorie brachte und kein geringerer als Helm - 
holtz sich der Meinung Tyndalls anschloß: die Gletscherbewegung 
sei in der Hauptsache begründet durch die Bildung von Sprüngen und 
Spalten und darauffolgende Regelation. — Wir werden später sehen, 
durch welche Gründe Tyndalls Einwendungen beseitigt werden 
konnten. 

Der Unterschied zwischen der Bewegung des Wassers und der des 
Eises wird recht deutlich durch die beiden vorstehenden Figuren illu- 
striert , von denen . die eine die Deformation eines Gebirgsbachquer- 
schnittes (Rhone bei Gletsch) im Laufe von einer Sekunde, die andere 
diejenige eines Gletscherquerschnittes (Hintereisfemer) im Laufe von 
fünf Jahren darstellt. Man bemerkt, dieser Unterschied ist in der Tat 
nur quantitativer Art. Da die Kenntnisse über die Änderung der Eis- 
geschwindigkeit mit der Tiefe immer noch mangelhaft sind, so mußte 
in erster Annäherung als Funktion für die Abnahme der Geschwindigkeit 
nach unten eine lineare genommen werden. Daher sieht der deformierte 
Eisquerschnitt recht steif aus gegenüber dem veränderten Wasserquer- 
schnitt, in welchem das unruhige Fließen des Gebirgsbaches recht deut- 
lich zum Ausdruck kommt. 

Ob auch beim strömenden Eis die maximale Geschwindigkeit wie 
beim fließenden Wasser etwas unter der Oberfläche liegt, läßt sich bis 
jetzt nicht sicher sagen. Eine Beobachtung, die bei den' Bohrungen 
am Hintereisfemer gemacht wurde, das Auftreten von Verengerungen 
des Bohrloches in 8 bis 12m Tiefe, spricht allerdings dafür; doch ist 
die Sache bisher nicht genügend geklärt. 



Temperatur des Gletschers. 151 



Anhang zu Abschnitt V. 

Temperatur des Gletschers. 

Messungen von Hugi, Agassiz, Forel und Hagenbach, Blümcke 

und Heß, Yallot, v. Drygalski. 



Hngi ließ sich 1832 in eine über 50 m tiefe Spalte des Giindel- 
waldgletschers abseilen; dort bohrte er kleine Löcher in die Spalten- 
wand und beobachtete die Temperatur des Eises und der Luft. Kr 

fand: 

Luft an der Gletscheroberfl&che — 15 bis — 19* 

Luft in der Spalte — 7,5 „ — 9® 

Eis in der Spaltenwand — ^»0 » — 6® 

Eis 1,2 m tief im Gletscher 0® 

Agassiz stellte auf dem Unteraargletscher Bohrlöcher her, deren 
Tiefe 4, 8, 30 und 60 m betrug und fand die Temperatur überall 
gleich 0®. Die täglichen Schwankungen verschwanden in 2 bis 3 m 
unter der Oberfläche und ein Minimumthermometer, das in 2 m Tiefe 
aufbewahrt wurde, wies als niedrigste Temperatur des Winters 1843/44 
nur — 2,1® auf. Aus 7,5 m Tiefe wurde die niedrigste Temperatur 
1841/42 mit —0,3« notiert. 

Grenanere Messungen wurden erst im Jahre 1888 von F. A. Forel 
und E. Hagenbach-Bischoff ausgeführt, nachdem Forel 1887 in 
der Grotte des Arollagletschers beobachtete, daß das in deren Wände 
eingesetzte Thermometer etwas unter 0® zeigte. Beide Forscher gingen 
mit großer Sorgfalt zu Werke und konnten feststellen, daß die zwischen 
— 0,002 und — 0,02® C liegenden Temperaturen am Gletschergrunde 
durch Druck verursacht seien. Sie erhielten damit eine Bestätigung 
der von der mechanischen Wärmetheorie geforderten und durch Labo- 
ratoriumsversache längst bewiesenen Schmelzpunktserniedrigung des 
gedrückten E^ses. 

In den Jahren 1895, 1899 und 1902 haben Blümcke und ich 
am Hintereisfemer Temperaturmessungen angestellt, für welche wir 
die tiefen Bohrlöcher von 40, 67, 84 und 153m benutzten, welche zur 
Auslotang des Gletschers an drei Stellen, sowie zur P^rprobung unseres 
Bohrsystems ausgeführt wurden. Die verwendeten Thermometer er- 
laubten hundertstel bzw. tausendstel Grade abzuschätzen und waren 
sehi* träge Instrumente, deren Quecksilbergefäß in Paraffin eingebettet 
war, so daß die Temperaturangaben während des Heraufziehens aus dem 
Bohrloch keine merkbaren Änderungen erfuhren. 



152 Anhang zum fünften Abschnitt. 

Unsere Besultate sind folgende : 

1895. 40 m tiefes Bohrloch. 





1 

1 Dauer der Aussetzung 
des Thermometers 


Tiefe 
m 


Temperatur 


Lufttemperatur 
nahe am Eis 


26. August 


4* p bis S** p 


40 


— 0,04 


4 


27. 


nachts „ 9** a 


30 


— 0,02 


7 


27. 


9» a , 1« p 


20 


— 0,01 


5 


27. „ 


1" a , 4*» p 


10 


+ 0,01 


4 


28. „ 


nachts . 9*^ a 


0,5 


+ 0,05 


6 



20. bis 26. August, 1899. Bohrlöcher von 67 und 85 m Tiefe. 





Temperatur 


Differenz 




Tiefe 


beobachtet 


berechnet 




m 


•c 


•0 


•c 




18 


— 0,012 


— 0,015 


+ 0,003 




30 


— 0,023 


— 0,020 


— 0,003 




42 
54 


— 0,088 

— 0,046 


— 0,029 

— 0,037 


— 0,009 

— 0,009 


Mitti. Fehler = 0,007« C 


66 


— 0,055 — 0,045 


— 0,010 




82 


— 0,062 


— 0,056 


— 0,006 





22. bis 23. August 1902. Bohrloch von 153 m Tiefe. 



Tiefe 
m 


Temperatur 




1 beobachtet 


berechnet 


Differenz 


78 
148 


— 0,062 

— 0,137 


— 0.053 

— 0,100 


— 0,009 

— 0,037 



Jede der als „beobachtet^ angeführten Temperaturen von 1899 
ist der Mittelwert aus je zwei Messungen mit zwei Thermometern, 
deren eines von der physikalisch-technischen Reichsanstalt geprüft war. 
Die als „berechnet" angegebenen Zahlen sind unter der Annahme einer 
Schmelzpunktsemiedrigung von 0,0075® C pro Atmosphäre Druck ge- 
funden. 

Unsere Beobachtungen bestätigen also vollständig diejenigen von 
Forel und Hagenbach und man kann daher den Satz aussprechen: 

„Die Temperatur im Innern des Gletschers ist die den jeweiligen 
Druckverhältnissen entsprechende Schmelztemperatur des Eises. ** 

Die beobachteten Temperaturen weichen von den berechneten um 
so mehr ab, für je größere Tiefe die Messung vollzogen wurde. Der 



Temperatur des Gletschers. ]53 

daraus zu ziehende Schluß, daß der Druck an den einzebien Stellen 
des Gletschers nicht nur gleich dem der vertikal darüber lastenden 
£ismasse ist, sondern daß auch noch Komponenten anderer, aus der 
Bewegung resultierender Druckkräfte in Betracht kommen, ist ange- 
sichts des mittleren Fehlers von 0,007^ G und der nicht vollständig 
übereinstimmenden Angaben beider Instrumente nicht zu rechtfertigen. 
— Immerhin erscheint es mir wahrscheinlich, mit Hilfe gut gesicherter 
Thermometer Aufschluß über die Druckverteilung im Innern der 
Gletschermasse zu erhalten, wenn geeignete Bohrlöcher erlauben, in 
noch größere Tief en hinabzudringen, als es uns 1899 möglich war, denn 
die Abweichung zwischen berechneten und beobachteten Temperaturen, 
welche 1902 für 148m Tiefe erhalten wurden, überschreitet den zu- 
lässigen Beobachtungsfehler beträchtlich. 

Von Wichtigkeit erscheint die Bemerkung, daß noch bis zu Tiefen 
über 8 m hinab der Einfluß der Lufttemperatur und des in den Bohr- 
löchern langsam zirkulierenden, in den obersten Schichten über 0^ 
warmen Wassers zu beobachten war. 

Auch das ist zur Beurteilung der Temperaturverhältnisse, unter 
denen die Gletschermasse steht, nicht ohne Interesse, daß die mit Wasser 
gefüUten Bohrlöcher (auch das tiefste von 153 m) während der Arbeits- 
zeit von teilweise 14 Tagen nicht zugefroren sind, sondern bis zur er- 
reichten Tiefe hinunter frei von neuen Eisbildungen blieben. Wir 
waren selbst anfänglich von dieser Tatsache überrascht. Die Erklärung, 
die Blümcke gab, daß das Wasser mit einem Überdrucke von etwa 
10 Proz. gegen das Eis in gleicher Tiefe wirkt, dieses also höchstens 
zum Schmelzen veranlassen, aber nicht selbst zum Gefrieren gelangen 
kann, entspricht wahrscheinlich der Wirklichkeit, und der Umstand, 
daß Wasser und Eis so lange Zeit hindurch nebeneinander bestehen 
können, gibt für sich selbst eine recht deutliche Bestätigung des 
oben ausgesprochenen Satzes über die Temperatur des Gletschers. 
Diese Verhältnisse gelten nun allerdings nur für die Sommermonate 
und auch da nur für das Abschmelzgebiet. Welche Modifikationen 
durch die Jahreszeiten und im Firn auftreten, das ist bisher durch 
sichere Beobachtungen noch nicht festgestellt. Für die wohl nur sehr 
schwach oder gar nicht bewegte Firnkappe des Montblancgipfels fand 
J. Yallot in einem zur Auslotung der Fimdicke angelegten Tunnel 
folgende Temperaturen: 

Entfernung vom 

Tunneleingang .46 8 10 18 18 28 m 

Dicke des Tunnel- 
daches (Eis) . . 2,5 3,0 4,0 5,0 6,5 8,5 13 m 

Tempemtur . . . . —14,5 —15,0 —16,1 —16,6 —16,8 —16,7 — 16,5®C. 
Jahresmittel der Lufttemperatur nach J. Hann — 14,5® C. 

Der Einfluß der Jahreszeiten wird neben den alten Beobachtungen 
Agassiz' durch Messungen illustriert, welche E. v. Drygalski am 



154 Anklang zum fünften Abschnitt. 

Inlandeis in Grönland angestellt hat. Aus den letzteren geht hervor, 
daß schon in wenigen Metern unter der Eisoberfläche auch in diesen 
nördlichen Gebieten die Schwankungen der Lufttemperatur ihre Wir- 
kung auf die Temperatur des Eises verlieren und diese dem Schmelz- 
punkte sehr nahe liegt. Zieht man in- Betracht, daß während des 
Winters auch die Gletscherzunge von einer mächtigen Schneedecke 
verhüllt wird und so durch einen sehr schlechten Wärmeleiter gegen 
Wärmeverlust an den Außenraum der Erde geschützt ist, daß die Erd- 
wärme jahrein, jahraus den gleichen Anteil an der Zustandsänderung 
des Gletschereises nimmt und der Energie Vorrat der bewegten Eis- 
masse leicht hinreicht, um geringe Wärmeverluste derselben zu ersetzen, 
so kommt man, wie Blümcke und ich zeigten, zu dem Schlüsse: die 
Temperaturverhältnisse des Gletschers werden, mit Ausnahme der 
äußersten Oberflächenschicht, durch die Jahreszeiten nicht beeinflußt. 



Sechster Abschnitt. 



Spalten nnd Strnktnr. 



Die Zerklüftung der Eisströme, die vielen Bisse in dem weißen 
Mantel, mit welchem die Riesen des Hochgebirges umgeben sind, be- 
leben die wunderbaren Bilder, deren GenuiS tausende und abertausende 
von Naturfreunden veranlaiSt, den Beschwerden und Fährlichkeiten des 
Hochgebirges trotzend, empor zu wandern in die lichten Höhen, in 
denen die Sonne mit verschwenderischer Pracht Farben hervorzaubert, 
wie sie nirgends sonst zu beobachten sind. Gerade das wilde Durch- 
einander der ELstrümmer und Schrunde erhöht den Beiz des Erschauten 
sehr wesentlich. Bei genauerer Untersuchung findet man aber, daß 
die Anordnung der Spalten im Eise keine regellose, zufällige ist, sondern 
durch die Bewegung und die vielfachen Störungen, welche dieselbe er- 
fährt, bedingt wird. 

Betrachtet man den Gletscher von einem Berggipfel seiner Um- 
gebung aus, so sieht man, wie die Zerklüftung der Oberfläche bedingt 
erscheint durch die Ungleichmäßigkeiten in der Gestalt des Talbettes. 
Jedem Felsvorsprung, jedem Bewegungshindernis, das umflossen werden 
muß, ]edem Knick in der Sohle des Beckens entspricht eine zerrissene 
Partie des Eisstromes, deren Spalten häufig nicht nur ein System an- 
nähernd paralleler Risse darstellen, sondern in mehreren Richtungen sich 
durchsetzen. Am regelmäßigsten aber erscheinen die Spalten angeordnet, 
welche vom Rande gegen die Mitte des Gletschers talaufwärts verlaufen ; 
ihre Bildung und ihr Verlauf sind die notwendigen Folgen der Be- 
wegung des Eises, die durch die Reibung an den Talwandungen ver- 
zögert wird. Wo auf weite Strecken die Gestalt des Tales unverändert 
bleibt, da ist auch bei steilen Gletschern die Oberfläche glatt und nur 
am Rande zerrissen. Sind in solchem Falle auch keine Randspalten 
vorhanden, so können wir schon daraus auf eine sehr geringe Be- 
wegung des Eises schließen, durch die nui* langsam die notwendigen 
inneren Verschiebungen hervorgebracht werden; das wird sofort Be- 
stätigung finden, wenn wir den Vorgang, der zur Bildung der Rnnd- 
spalten führt, etwas näher ins Auge fassen. 

Nehmen wir das Bild einer ursprünglich geraden Steinreihe, welche 
nach Verlauf von mehreren Jahren in der Mitte stark vorgeschoben. 



156 



Sechster Abschnitt. 



an den Randern aber nur in geringem Maße weiter bewegt wurde , so 
bemerken wir sofort, daß nahe am Rande die stärkste Streckung der 
Eismasse stattgefunden haben mußte. Die Nummernsteine einer solchen 
Reihe am Hintereisferner waren z. B. voneinander entfernt: 



1 1894 


1899 






m 

1 


m 




Stein 1 und 2 um . . . 


1 35 


53 


Rand 


» 2 „ 3 „ 








39 


73 




« 3 „ 4 „ 








35 


45 




n * » 5 » 








38 


43 




n ö » 6 7» ■ 








39 


44 




» 6 w 7 „ . 








40 

1 


42 




» ' » 8 „ 








39 


42 




n 8 „ 9 „ 








41 


41 


Mitte 



Während die Verlängerung der einzelnen Strecken in der Mitte 
der Gletscherzunge nur wenige Meter ausmachte, war sie innerhalb der 
fünf Jahre für die Randgebiete so bedeutend, daß fast eine Verdoppe- 
lung der ursprünglichen Distanz auftrat. Nun kann man sich wohl vor- 
stellen, daß infolge des Druckes ein allmähliches Auswalzen der einzelnen 
vertikalen und zur Gletscherachse senkrechten Platten, in die man sich 
den Gletscher zerlegt denken kann, eintritt. Neben den Druckkräften 
aber, die bei diesem Walzprozeß wirksam sind, müssen auch Zugspan- 
nungen, in den Richtungen, nach welchen die Platten gedehnt werden, 
auftreten. Nun läßt das Eis, wie aus den Biegungsversuchen von 
Mc-Connel, Mügge und mir selbst recht deutlich hervorgeht , bei 
langsam wirkenden Kräften beträchtliche Verlängerungen zu. Wenn 
aber die in der Zeiteinheit stattfindende Dehnung ein gewisses Maß 
überschreitet, so zerreißt das Material. Die Risse stehen dann senk- 
recht auf der Richtung der Zugspannungen. Nahe am Gletscherrande 
sind diese Richtungen nach abwärts, vom Rande gegen -die Gletscherachse 
gestellt ; demnach verlaufen die Randspalten schräg nach aufwärts, vom 
Rande gegen die Mitte. 

Wenn man an warmen Sommertagen längere Zeit auf dem Eise 
verweilt, so hört man häufig ein dumpfes Krachen, dem ein schwaches 
Erzittern der Gletschermasse folgt, wie wenn ein Erdbeben stattfinden 
würde. Wer mit der Erscheinung nicht vertraut ist, der glaubt, es 
müsse sich in seiner nächsten Nähe ein gewaltiger Bruch im Eise auf- 
getan haben, aus dessen Schlünde ihm grundlose Tiefe entgegen gähnt. 
Aber nicht immer ist er erfolgreich in seinem Suchen nach der SteUe, 
an welcher der Zusammenhang des Eises, das ihn trägt, gelockert 
wui'de. Findet er den Platz, so sieht er einen feinen Riß, dessen scharfe 
Ränder auch die Gletscherkömer durchsetzen, der sich weithin über 
die Eisfläche erstreckt, aber kaum ein viertel Millimeter weit ist. Erst 



Spalten und Struktur. 157 

im Laufe von Tagen und Wochen wird die Spalte in der Mitte breiter; 
ihre Wände stehen fast vertikal; ihre oberen Ränder schmelzen stark 
ab und erschweren immer mehr die Passage der Eisoberfläche und 
schließlich kann nur durch vorsichtiges Gehen längs der Spalte eine 
Stelle gefunden werden, wo sie ohne Gefahr übersetzt werden kann. 
Da die Zugspannungen auf weite Strecken hin in gleicher Art auf das 
Eis einwirken, so werden mehrere nahezu parallele Risse nebeneinander 
entstehen, welche zwischen sich nur schmale, häufig kaum gangbare 
Eisplatten stehen lassen. In der Tiefe werden die Spalten wieder 
enger, entsprechend der geringeren Streckung, welche das Eis pro Zeit- 
einheit erfährt. Die Tiefe, bis zu welcher die Spalten anfänglich reißen, 
kann 20 m erreichen ; so weit haben wir wenigstens den störenden Ein- 
fluß derselben bei den Tiefbohrungen auf dem Hinter eisferner gespürt. 
In demselben Maße, wie die Risse an der Oberfläche sich erweitern, 
setzen sie sich auch in die Tiefe fort und können bis zu 50 m und 
mehr in die Eismasse eindringen. Nur ganz in der Nähe des Randes 
gehen die Spalten durch die ganze Dicke des Eises; gegen die Mitte 
jedoch finden sie im obersten Drittel der mächtigeren Eisströme ihre 
Grenzen. Kleine, dünne Gletscher aber zeigen sich häufig auch noch 
nahe der Mitte bis auf den Untergrund durchgerissen. 

An den Spaltenwänden zeigt das Eis eine grünlichblaue, oft tief- 
blaue Farbe und bei aufmerksamer Beobachtung sieht man Streifen 
reinen blauen Eises mit solchen von weißlichem, luf thaltigerem Materiale 
abwechseln; es tritt die Struktur der Gletscherzunge besonders in den 
Rand- und Querspalten deutlich hervor. 

Bei Gletscherzungen, die in überall gleich breiten, gleich geneigten 
und nicht gekrümmten Betten liegen, wären die Randgebiete die ein- 
zigen Stellen, an denen Zerklüftung vorkommt. Wenn aber, wie es 
zumeist der Fall ist, Gefällsänderungen oder Querschnittswechsel und 
Krümmungen der Talachse vorhanden sind, dann gibt es auch noch an- 
dere Partien, in denen die Zugspannungen hinreichen, um Spalten- 
bildung zu bewirken. Geht der Weg der Eismassen über Talstufen, 
so wird die Gletscherzunge auf Biegung beansprucht an der Stelle, wo 
der Gefällsbruch stattfindet. Dann sind die oberflächlichen Eislagen 
starken Zugkräften unterworfen, welche in Richtung der Bewegung 
wirken und die Folge ist eine Zerklüftung, die quer über den Gletscher 
verläuft — es entstehen Quer spalten, die bei starken Gefällsänderungen 
große Weite erhalten und auch sehr tief in die Eismasse hinabreichen 
können, so daß schließlich das Gewicht des vorn liegenden Teiles zu 
groß wird, um von dem Querschnitte, der die Verbindung mit dem fol- 
genden Teil herstellt, noch getragen zu werden. Dann bricht das vor- 
geschobene Stück ab und stürzt, der Höhe der Talstufe entsprechend, 
hinab, um sich bei der Ankunft auf schwächer geneigtem Boden in 
Pyramiden und Zacken und Eisnadeln von grotesken Formen aufzu- 
lösen. Ist der Sturz in große Tiefe erfolgt, so kann ein förmliches Zar- 



158 Sechster Abschnitt. 

stäuben der Eismasse die Folge sein, und diese wird sich der Form 
des Untergrundes, auf dem sie in Ruhe kommt, anschmiegen. Nach 
einiger Zeit wird von oben her eine neue Quantität nachgeschoben, die 
zur Vergrößerung des unten liegenden Eiskuchens fflhrt, so daß dieser 
mehr und mehr anwächst und einen regenerierten Gletscher 
bildet, der mit seinem Nährgebiet nicht in unmittelbarem Zusammen- 
hange steht. 

Können die nachräckenden Eismassen über die Wand der Talstufe 
eine Verbindung mit den unten liegenden herstellen, so ist die Ober- 
fläche des Gletschers bis zu einem gewissen Grade der Felswand nach- 
gebildet, über welche das Eis herabgleitet, da nun der Sturz der Eis- 
massen durch den Widerstand der vorgelagerten Partien verlangsamt 
wird. Wir erblicken eine nach meist verschiedenen Richtungen zer- 
klüftete Partie der Gletscherzunge, denn neben den Ursachen, welche 
zur Bildung der Querspalten führen, sind auch die Kräfte, welche Rand- 
spalten erzeugen, gerade in solchen Eisbrüchen am stärksten tätig. 

Tritt ein Gletscher aus einer Talenge in eine Erweiterung, so wird 
seine Masse zu einem Auseinanderfließen nach den Seiten des Tales 
gezwungen. Die Richtungen, in welchen der stärkste Zug wii'kt, sind 
dann zum Teil senkrecht oder fast senkrecht zur Gletscherachse und 
die daraus entstehenden Spalten verlaufen nahezu in der Längsrichtung 
der Eiszunge, sie sind Längsspalten. An Stellen, wo das Eis den 
Krümmungen des Tales folgend, sich umbiegt, so daß es nach außen 
hin konvex ist, müssen Rand- und Längsspalten ineinander übergehen. 
Am häufigsten treten die letzteren indes auf, wenn das Ende eines Glet- 
schers in weitem Talbette einen flachen Kuchen bildet, der sich immer 
mehr verbreitert. Die hier gebildeten Längsklüfte verlaufen fächerartig 
gegen die Gletscherachse, sie werden gegen das Ende der Zunge immer 
weiter, da jede Ursache, sie wieder zu schließen, fehlt. 

Rand- und Querspalten jedoch, ebenso wie Längsspalten, die in 
den höher gelegenen Partien des Gletschers reißen, werden im Laufe 
der Bewegung des Eises wieder geschlossen. Die Randspalten erfahren 
eine Drehung um ihren Endpunkt an der Grenze des Eises; aber 
meistens sind sie, längst bevor sie aus ihrer ursprünglichen Richtung 
in die Querlage übergeführt wurden, wieder zugequetscht, denn die 
Druckkräfte, welche die nachschiebenden Massen ausüben, nähern die 
Spaltenwände einander. Von der Mitte aus gegen den Rand schreitet 
der Schließungsprozeß fort und die Spalten verschwinden allmählich 
ganz, indem sie nur einen schmalen Riß, oder wegen der starken Ab- 
schmelzung der Ränder eine flache Mulde zurücklassen, die nach 
einiger Zeit ebenfalls verschwindet. Der Schnee, welcher in solche im 
Schließen begriffene Spalten fällt, wird durch den Druck allmählich 
verdichtet und bildet innerhalb der übrigen Eismasse ein schmales, 
kurzes Band weißlichen, viel Luft enthaltenden Eises. Wasser, welches 
in noch nicht völlig geschlossene Spalten läuft und, da es keinen Ab- 



Spalten und Struktur. 159 

fluiS findet, während des Winters gefriert, bildet dagegen fast luftfreie, 
aus blauem Eise bestehende Einschlüsse , kurze Bänder, denen häufig, 
solange sie noch jung sind, ihre Entstehungsweise aus der Lage der 
Eiskristalle direkt angesehen werden kann. Je längere Zeit sie an der 
Bewegung des Gletschers beteiligt sind, je häufigere Schneefälle mit 
darauffolgender Abschmelzung sie mitgemacht haben, um so mehr ver- 
wischen sich die besonderen Eristallformen und ihr GefOge ist von dem 
des Gletschereises kaum mehr zu unterscheiden. Aber die blaue Fär- 
bung bleibt , solange die Tiefe der Einschlüsse noch etwa 1 m beträgt 
und ihre Begrenzung gegen das übrige Eis ist deshalb häufig noch 
recht deutlich'. Die Querspalten werden meistens schon innerhalb des 
Eisbruches, spätestens aber beim Übergang des Gletschers von starkem 
zu geringerem Gefälle geschlossen und die Eismasse ist unterhalb von 
Gletscherstürzen so kompakt und ihre Oberfläche so gleichmäßig, daß von 
all den heftigen Störungen, die der Gletscherkörper kurz vorher durch- 
zumachen hatte, nicht mehr viel zu bemerken ist. Dazu hat allerdings 
die Abschmelzung das meiste beigetragen, die im Eisbruche wegen der 
durch die Zerklüftung vergrößerten Oberfläche besonders stark auftritt. 

Auch die in der Bewegungsrichtung laufenden Längsspalten werden, 
aus denselben Gründen wie die übrigen, wieder geschlossen, wenn der 
Gletscher aus einem weiten in ein enges Bett getrieben wird. 

Außer den bereits genannten Gruppen von Spalten sind noch solche 
am Grunde des Gletschers, wenigstens in den seitlichen Partien, zu ver- 
muten, da hier in ganz ähnlicher Weise wie au der Oberfläche vom 
Rand gegen die Mitte, eine Zunahme der Geschwindigkeit von unten 
nach oben eintritt, welche in der Nähe des Bodens zu Streckungen und 
Zerreißungen der Eismasse führen muß. Besonders wenn der Gletscher 
von Stellen stärkeren zu solchen geringeren Gefälles übergeht, wenn er 
so umgebogen wird, daß die größten Dehnungen am Grunde eintreten, 
sind solche Grund spalten zu erwarten. Beobachtet sind dieselben aller- 
dings nur in einem Falle. Hugi hat, als er unter dem Eise des Fiescher 
Gletschers dahinkroch, eine tmten weite, nach oben enger werdende 
Spalte beobachtet, die nach seiner Schätzung etwa 7 m in die Höhe reichte. 

In derselben Weise ¥rie die Zunge ist auch das Fimfeld ein Gebiet 
reichlicher Zerklüftung des Gletschers. Euer wie dort treten die Zug- 
kräfte auf, denen das Eis nur bis zu einem gewissen Grade Widerstand 
zu leisten vermag. Da aber im Randgebiete des Firnfeldes die Be- 
wegung überhaupt gering ist, das Eis auf steileren Wänden abrutscht, 
so treten die Randspalten bei weitem nicht mit der Regelmäßigkeit auf, 
wie in der Gletscherzunge. Nur der Bergschrund, jene große Kluft, 
die in den obersten Fimhängen beim Übergang vom steilsten zum 
weniger geneigten Eise ziemlich senkrecht zur Fallrichtung verläuft, 
die den Bergsteigern ob der Schwierigkeiten, welche ihre Überwindung 
häufig verursacht, bekannt ist, tritt mit großer Regelmäßigkeit auf. 
Er ist einer Querspalte zu vergleichen und markiert die Stelle des 



160 Sechster AbBchnitt. 

Gletschers, von welcher an das eigentliche Fließen des Eises eintritt. 
Die über der Randkluft gelegenen steUen Partien sind meist nur von 
geringer Dicke und an den Untergrund fest gefroren, während der 
fließende Gletscher überall lose seine Unterlage berührt. 

Sonst finden sich im Firn nur da größere Spalten und Spalten- 
systeme, wo Neigungsänderungen des Talbodens stattfinden, wo der 
Firnmantel über Felsen und kleine Aufwölbungen des Berges herabfällt 
und diese verdeckt. Die Firnklüfte sind, wie die Spalten in der Gletscher- 
zunge bald vereinzelt, bald zu mehreren parallel nebeneinander laufend. 
Häufig aber ist der Firn in mehreren Richtungen zerrissen und sieht dann 
aus, als ob er aus einem Gewirre von würfelähnlichen Stücken bestände, 
an deren vertikalen Wänden die horizontale Schichtung sichtbar ist. 

Die Kohäsion der obersten Firnlagen ist anscheinend eine geringere 
als die der unteren, älteren Schichten und als die des kompakten Fises 
der Gletscherzunge. Deshalb entstehen im Sammelbecken der Gletscher 
Klüfte von großer Weite schon bei Neigungsänderungen, welche die 
Gletscherzunge mit unwesentlicher Störung ihres Zusammenhanges zu 
passieren vermag. Firnklüfte von 1 bis 2 m Breite finden sich häufig 
an fast ebenen Stellen der Mulde, und Spalten von zehn und mehr 
Meter Weite gehören nicht zu den Seltenheiten. Besonders die Rand- 
kluft zeichnet sich durch große Breite aus; ihr hoch liegender oberer 
Rand, abgestürzte Schneemassen, weit hinabhängende Rieseneiszapfen 
und dünne Schneebrücken, welche die Kluft überqueren, gruppieren 
häufig Bilder von so eigenartiger Schönheit, die durch die feinen 
Unterschiede, welche durch die Beleuchtung der weißen Masse gegeben 
sind, wesentlich erhöht wird, daß es des Pinsels eines hervorragenden 
Meisters bedürfte, um nur andeutungsweise nachzuahmen, was hier an 
phantastischen Gebilden uns entgegentritt. 

Die Tiefe der Firnklüfte ist zwischen 5 und 80 m gemessen worden. 
Einige Meter unter der Oberfläche, wo die älteren Lagen des Firnes 
beginnen, sind sie am weitesten, nach unten zu werden sie immer enger, 
und wahrscheinlich erreichen auch sie nur in Ausnahmefällen den 
Grund des Sammelbeckens. Man wird wohl auch für den Firn an- 
nehmen können, daß bei mächtigen Lagern nur die obersten Partien 
zerrissen und zerborsten sind, während die unteren Schichten zusammen- 
hängend zu Tale bewegt werden. Natürlich kommen auch hier steile 
Abstürze vor, und es hängt von der Höhe der Wand ab, ob in gewissen 
Zeiten abwechselnd mächtige Lawinen abstürzen, oder ob ein fast rein 
weißer Eisfall, in welchem die blauen Farben an den Wandungen der 
zertrümmerten Masse fast ganz fehlen, den oberen Rand der Abbruch- 
steUe mit dem unteren, flacheren Gebiete verbindet. 

Die Spalten in den ebeneren Teilen der Firnmulde sind nur im 
Spätjahr, wenn der Gletscher möglichst weit ausgeapert ist, wenn der 
jüngste Schnee größtenteils weggeschmolzen oder zu einer dichteren 
Eisschicht umkristallisiert wurde, bequem sichtbar; dann findet man 



Das Gletscherkom. 161 

auoh leicht die Stellen, an denen passierbare Schneebrücken den Über- 
gang über die Klüfte erlauben. Früher, im Hochsommer, gehören die 
Firnspalten zu den gefährlichsten und tückischsten Bindernissen, welche 
der Hochtourist zu überwinden hat; sie sind zumeist noch verschneit, und 
nur für sehr geübte Augen ist ihre Lage auf einige Meter Entfernung zu 
erkennen, wenn nicht frischer Schnee auch diese leisen Spuren verwischt. 
Die Schilderung der Zerklüftung, wie sie hier kurz gegeben ist, 
trifft im wesentlichen zu für alle Gletscher, die dem alpinen Typus an- 
gehören. Die Plateaugletscher auf den Hochflächen in Skandinavien 
können nur in geringem Maße Spalten besitzen, da die Bedingungen 
zu deren Bildung auf weiten Flachen fehlen. Auch im grönlandischen 
Binneneise gibt es Spalten; im Abschmelzgebiete, nahe den Nunatakem 
sind sie sehr bedeutend und hindern die Begehung des Eises in hohem 
Maße. Aber auch im Innern der riesigen Eiswüste ist stellenweise 
starke Zerklüftung vorhanden, wie Nansen bei seiner Durchquerung 
Grönlands feststellen konnte. 

Das Gletsoherkorn. 

Schlägt man ein Stück Eis vom Gletscher los, so erweist sich das- 
selbe aus einer Anzahl von einzelnen Individuen bestehend, aus „Körnern ** 
zusammengesetzt, deren jedes ein Kristall ist, aber ganz unregelmäßige 
Begrenzungen besitzt, so daß die Gletscherkörner gelenkartig ineinander 
greifen. Im „gesunden Eis^, d^ h. solange keine Schmelzwasser an der 
Oberfläche des Bruchstückes vorhanden sind, können die Grenzflächen 
der Körner kaum gesehen werden, dagegen treten dieselben um so deut- 
licher hervor, je mehr das Eisstück schmilzt. Das Schmelzwasser dringt 
dann durch die feinen Risse, die sich an den Korngrenzen bilden, durch 
die Haarspalten in die Masse ein, und da es ein anderes Lichtbrechungs- 
vermögen besitzt als das Eis, so heben sich die Berührungsflächen der 
Kömer immer schärfer ab. Die optische Prüfung ergibt, daß die Kristall- 
achsen der Gletscherkörner regellos liegen, wie es für eine Anhäufung 
einzelner, selbständiger Individuen nicht anders zu erwarten ist. 

Gegen das Ende des Gletschers sind die Kömer vielfach so groß 
wie Taubeneier, ja wie Fäuste ; im Firn, nahe an der Oberfläche haben sie 
wesentlich kleineren Inhalt, etwa Erbsengröße; aber auf der Sohle des Glet- 
schers sibd auch im Firngebiet bereits Körner vorhanden, welche mehrere 
Kpbikzentimeter umfassen. Das kann man recht gut wahrnehmen, wenn 
man die Trümmer näher untersucht, welche von hochgelegenen Firn- 
partien über steile Felswände mehrere hundert Meter herabfallen. In 
der Zeit, welche die frisch gefallenen Schichten feinkörnigen Hochschnees 
brauchen, um von der Firnoberfläche allmählich gegen den Grund der 
Sammelmulde herabzusinken, hat sich also eine Veränderung vollzogen, 
durch welche das Material des Gletschers immer grobkörniger wird. Wie 
sich der Vorgang abspielt, soU im folgenden zu schildern versucht werden. 

Heß. Die OleUober. n 



162 Sechster Abschnitt. 

Mau glaubte früher, das an der Oberfläche des Gletschers ent- 
stehende Schmelzwasser dringe diu"ch die Haarspalten in die ganze 
Masse ein, diese sauge sich voll Wasser wie ein Schwamm, und das Ge- 
frieren des infiltrierten Wassers sei sowohl die Ursache des Kornwachs- 
tums als auch der Bewegung des Gletschers. Allein durch sorgfältige 
Versuche konnte F. A. Forel feststeUen, daß die Infiltration nur ge- 
ringe Tiefen erreicht, die Hauptmasse des Gletschers also durch die 
Schmelzwasser seiner Oberflächen schicht nicht berührt wird. 

In dieser obersten Schicht, in welche die Schmelzwasser einsickern, 
werden dieselben zweifeUos zu einer Vergi'ößerung der Gletscherkörner 
führen. Aber, wie bereits erwähnt, schon im Firngebiete, in welchem 
die Schmelzwasser nur in recht kleiner Menge vorkommen, sowie auch 
in den tiefer gelegenen Schichten der Gletscherzunge finden wir Glet- 
scherkörner von ansehnlicher Größe; deren Entstehung muß also auf 
Einwirkungen zurückgeführt werden, welche sich in der Tiefe der Eis- 
masse äußern können. 

Der Schnee, welcher sich in der Firnmulde ansammelt, ist zeit- 
weise der Sonnenstrahlung und der Einwirkung warmer Luft aus- 
gesetzt; er wird in der obersten Lage schmelzen; das Schmelzwasser 
sinkt ein und gibt, nachdem es seinen Wärmevorrat verloren hat, Ver- 
anlassung zur Vereinigung mehrerer kleiner Schneekörnchen zu einem 
einzigen Individuum , sobald die Erniedrigung der Lufttemperatui* in 
der Schneemasse wirksam wird und einen Gefrierprozeß verursacht. 
Der lockere Schnee, der aus regeUos durcheinander liegenden Kriställ- 
chen besteht, wird zwar bei diesem Vorgange dichter; ein großer Teil 
der vorher eingeschlossenen Luft wird ausgeschieden; das kleinkörnige 
Haufwerk erscheint nicht mehr blendend weiß wie vorher, sondern 
durchsichtig und klarer — aber eine Ordnung nach den Kristallachseii 
der Fimkörner ist nicht eingetreten. Neue Schneefälle entrücken die 
Kruste, mit welcher der Gletscher nach oben abschloß, der Sonnen- 
strahlung und dem Einflüsse der Temperaturschwankungen immer mehi\ 
Nun können nur mehr die Wirkungen des Druckes, den die überlasten- 
den Massen ausüben, sowie Molekularkräfte, die an der Grenzfläche der 
kleinen Körner, von einem in das andere übergreifend, auftreten, eine 
Veränderung des Gefüges hervorbringen. Solange der Druck, unter 
welchem eine beliebige Stelle der Gletschermasse steht, unveränderlich 
ist, sind Zustandsänderungen an dieser Stelle ausgeschlossen. ' Kur bei 
Druckschwankungen wird teilweises Schmelzen und darauffolgendes 
Gefrieren dazu führen können , daß eins der Körner auf Kosten seiner 
Nachbarn wächst, indem es die entstandenen kleinen Schmelzwasser- 
mengeu, seiner größeren Masse oder anderen günstigen Umständen ent- 
sprechend, sich einverleibt. Demnach müßten die größten Gletscherkörner 
da zu finden sein, wo die Masse die stärksten Druckschwankungen durch- 
zumachen hat; also in den Randgebieten, welche mit der Talwandung und 
dem Boden in Berührung kommen oder in deren Nähe liegen. In diesen 



Das Gletscherkoi'D. 153 

Teilen der Gletscbermasse sind die Unterschiede in den Geschwindig- 
keiten benachbarter Teile am größten, Druckschwankungen am häufigsten. 
Tatsächlich findet mau hier die größten Gletscherkömer. 

Verwachsungen benachbarter Gletscherkörner zu einem einzigen 
Individuum können nur dann vorkommen, wenn außer der Hauptachse 
auch die Nebenachsen des einen KristaUes zu denen des anderen parallel 
sind. Damit dies eintritt, muß entweder einer oder jeder der beiden 
ursprünglich verschieden gestellten KristaUe eine Drehung ausführen. 

Bei der unregelmäßigen Begrenzung und dem gelenkartigen In- 
einandergreifen der Gletscherkörner könnte es sich nur um ganz kleine 
Richtungsänderungen handeln, welche ein in Schmelzwasser eingebettetes 
Korn während einer Drucksteigerung durch kleine Kichtkräfte erfährt, 
die entweder von der Schwere oder von molekularen Wirkungen her- 
rühren. Da eine Orientierung der großen Gletscherkörner, die auf eine 
Wirkung der Schwerkraft zurückgeführt werden könnte, bisher selbst 
an sehr langen Gletscherzungen nicht beobachtet wurde, so müßten 
diese Richtkräfte als molekulare angesehen werden. Ob aber die Wir- 
kungen dieser Kräfte sich gerade derart summieren, daß sich eine 
kristallographische Gleichstellung zweier Kömer ergibt, erscheint um 
so mehr als zweifelhaft, als bei jeder Druckschwankung die Massen- 
vei-teilung unter den benachbarten Körnern geändert werden kann, und 
wenn Drehungen erfolgen, geändert werden muß. 

Es ist möglich, daß der Di'uck, auch ohne Zustandsänderungen zu 
bewirken, doch die Ursache des Kornwachstums wird, wenn Trans- 
lationen und Verschiebungen anderer Art in einem Korne, das zwischen 
seinen Nachbarn gebogen wird, auftreten können. 

Die Wirkung der Molekular kräfte als Ursache des Kornwachstums 
wurde zuerst von Hagenbach- Bischoff hervorgehoben. Er beob- 
achtete, daß häufig zwischen großen Gletscherkörnern sehr kleine Exem- 
plare eingeschlossen sind, und schloß daraus, es würden im Laufe der 
Zeit die kleineren Körner von den großen vollständig aufgezehrt infolge 
von molekularen Umlagerungen , welche sich ohne Zustandsänderungen 
vollziehen. Solche Vorgänge, bei denen der , Große den Kleinen frißt**, 
spielen sich zweifellos bei der Bildung größerer Wassertropfen aus den 
Nebelteilchen der W^olken ab. Für diese Fälle sind die Bedingungen 
des Wachstums sogar durch Lord Kelvin mathematisch formuliert 
und rechnerisch verwertet, so daß eine experimentelle Bestätigung der 
Theorie gegeben werden konnte, welche sich auf die Beziehungen zwischen 
Krümmungsradius und Oberflächenspannung der kleinen W^assertröpf- 
chen aufbaut. Wenn auch im Gletscher einerlei Temperatur- und 
Druckverhältnisse existieren, durch welche die ganze Plismasse ständig 
auf der den festen und flüssigen Zustand scheidenden Grenze gehalten 
ist, so konnten doch die analogen Rechnungen selbst für den V&W 
kugelförmiger Gletscherkömer bisher noch nicht ausgeführt werden, weil 
unsere Kenntnisse über die Kräfte, die den Zusammenhang fester Körper 

11* 



164 Sechster Abschnitt 

bedingen, nocli viel lückenkafter sind als die über die Oberflächen- 
spannungen und die Dampfspannungen in der Umgebung von Tropfen. 

Doch läßt der Yergleich mit dem Wachstum der Wassertropfen in 
der Wolke die Hagenbach sehe Annahme, daß sich das Wachstum des 
Oletscherkomes ohne Zustandsänderung der beteiligten kleineren Kömer 
vollzieht, verständlich erscheinen. Eine wesentliche Stütze gewann diese 
Annahme durch die Untersuchungen von R. Emden, welcher zeigte, 
daß in jedem körnigen Eise im Laufe der Zeit die Zahl der Individuen 
abnimmt, ihre Größe aber wächst. Dieser Prozeß vollzieht sich in dem 
in Eiskellern aufbewahrten Wassereis ebenso wie in den Eiskemen, 
welche im Bun senschen Kalorimeter künstlich erzeugt wurden; in 
diesen vereinigen sich die feinen Eisnadeln, welche die Kerne zusanunen- 
setzen, bei fast unveränderter Temperatur und minimalen Druokschwan- 
kungen zu Kömern, die während der Dauer einiger Monate immer 
größere Dimensionen annehmen. J. Yallot beobachtete, daß auf dem 
Gipfel des Mont Blanc in dem in das Eis getriebenen Tunnel 10 bis 
13 m unter der Eisoberfläche bei einer konstanten Jahrestemperatur 
von — 16,6^ der Firnschnee in grobkörniges Eis übergegangen war. 
Das Wachsen des Gletscherkornes ist daher auch bei geringem Druck 
möglich, selbst wenn die Temperatur weit unter dem zugehörigen 
Schmelzpunkte liegt. 

Die Korngröße erscheint demnach zunächst als eine Funktion der 
Zeit; die Individuen, welche die längste Zeit auf dem Wege sind, also 
eben die der Bandgebiete und der Grundschichten, haben die meiste 
Gelegenheit zu beständiger Yergrößerung, und da am Ende der Gletscher- 
zunge die Eispartien zutage treten, welche in der nächsten Nähe der 
Firnumrahmung als Schnee in das Firnbecken eintraten, so wird es 
leicht, einzusehen, daß nahe am Gletscherende auch in der Achse des 
Eisstromes große Körner gefunden werden, um so mehr, als ]a, wie oben 
hervorgehoben wurde, die Schmelzwasser der Gletscheroberfläche infolge 
der nächtlichen Temperaturemiedrigung, die sich bis zu einigen Metern 
Tiefe auch im Eise geltend macht, in den Haarspalten gefrieren und 
dadurch zur Vergrößerung einzelner Kömer beitragen können. 

Ob das Kornwachstum nur einer einzigen der hier erwähnten mög- 
lichen Ursachen zugeschrieben werden kann und welcher von ihnen, ist 
bisher nicht entschieden. Mir scheint, daß beide, die Umformung durch 
Druckschwankungen und die allmähliche Aufnahme der kleineren Kömer 
in die großen ohne Änderung des Aggregatzustandes, sowohl getrennt, 
als auch einander unterstützend wirken können. 

Das Besultat der Umwandlung des feinkörnigen Hochschnees in das 
gi'obkömige Gefüge der Gletscherzunge ist, daß die Dichte des Eises be- 
ständig zunimmt, das Eis an Reinheit und Durchsichtigkeit gewinnt, und 
dies mag wohl auch ein gewichtiger Grund dafür sein, daß das sohuttfreie 
Ende einer langen Gletscherzunge als „ein einziges Blauband" erscheint. 

In dem Maße, in welchem die vom Schnee eingeschlossene Luft 



Bas Gletscherkom. 165 

aus der Glefcscbermasse herausgequetscht wird, erhöht sich das spezi- 
fische Gewicht des Eises. Eingehendere Messungen dieser Größe rühren 
von J. Yallot her, der 1895 am Mer de Glace genaue Beobachtungen 
anstellte. Danach ist die Dichte des Schnees in 4359 m zu 0,40, in 
3020m zu 0,48 gefunden worden. Firn in 4792m Höhe, 15m unter 
der Oberfläche hatte 0,86, Eis in 3020 m 0,88, in 1850 m 0,91 spez. 
Gewicht. Blümcke und ich haben 1895 am Hintereis- und am 
Guslarferner in 2300 m Höhe 0,898, in 2500 m 0,900, in 2850 m 
0,900 gefunden. Beide Beobachtungsgruppen stehen gut im Einklang. 
Etwas abweichend davon und auffallend groß sind die Werte, welche 
J. Westman vom Eise der Sulitelmagletscher angibt. Jeweils als 
Mittel aus mehreren Messungen erhält dieser Beobachter 

das spez. Gewicht von Oberflächeneis = 0,938 

yt n 7) n Tiefeneis = 0,924 

„ „ r> 7» weichem Schnee . • . . = 0,962 

n m n n hartem Schnee . . . . = 0,946 

Die Messungen, wie ihre Ergebnisse erscheinen nicht ganz ein- 
wandfrei. 

Wahrscheinlich in dem Bestreben, auf dem Wege zu einer Erklä- 
rung der Schichten in der Gletscherzunge (vgL S. 169, Bänderung) zu 
gelangen, hat man vielfach danach gesucht, ob nicht die Achsen der 
Gletscherkörner gegen das Gletscherende zu immer mehr gleichgerichtet 
werden. Die Frage ist nie emsthch bejaht worden, und neuerdings 
scheint man sich allgemein der Ansicht zuzuneigen, daß auch am Ende 
der längsten Gletscher das Eis ein regelloses Konglomerat einzelner 
Kömer ist, in deren Lage keine Richtung vor anderen bevorzugt er- 
scheint, l^iemals ist ein Fall von einer Art Spaltbarkeit des Gletscher- 
eises beobachtet worden, und diese mflßte doch wohl auftreten, wenn 
eine größere Zahl von benachbarten Kömern gleichartig orientiert wäre. 

Doch sei auf einen besonderen Fall verwiesen, den E. Hagenbach- 
Bischoff in seinem Befund über Kömerstruktur am Unteraar- und 
Rhonegletscher angibt. Er sagt: Die Beziehung zwischen Bänderung 
(s. S. 169) und Gletscherkorn besteht darin, daß in den blauen Bändern 
im allgemeinen die Gletscherkörner größer und klarer, d. h. luftfreier 
sind als in dem weißen Eise dazwischen. Wenn im blauen Eise selbst 
sich weitere Bänderung, d. h. Trennung in Schichten zeigt, so werden 
die Trennungsflächen dieser Schichten durch die nahezu in einer Ebene 
sich anschließenden Grenzflächen der Kömer gebildet. Man hat den 
Eindruck einer aus ungeformten Steinen aufgebauten Zyklopenmauer, 
bei deren Aufführung man gesucht hat, in bestimmten Intervallen die 
Horizontale einzuhalten. 

Koch nicht völlig aufgeklärt ist es, auf welche Weise die Luft, die 
beim Wachsen der Gletscherkömer allmählich aus den tieferen Eis- 
partien herausgedrückt wird, an die Oberfläche gelangt. Man hört aUer- 
dings hier und da , wenn man längere Zeit an derselben Stelle des Eis- 



166 Sechster Abschnitt. 

sti'omes ruhig verweilt, ein seltsames Geräusch uud findet bei näherer 
Untersuchung, daß aus einer kaum wahrnehmbaren Öffnung beständig 
Luft auspfeift. Am Hintereisferner hörte ich mehrere Tage lang am 
gleichen Punkte eine solche Luftpfeife zischen. Hagenbach-Bischoff 
beobachtete an einer derartigen Stelle am Unteraargletscher einen bis 
50 cm hoch emporschießenden Wasserstrahl. Es scheint also , als ob 
sich stellenweise im Gletscher einzelne ganz enge Kanäle ausbilden, 
welche füi* die Entfernung der überschüssigen Luft aus dem Innern 
der Eismasse dienen. Ob es aber wirklich die ehemals im Schnee ein- 
geschlossene Luft ist, die sich innerhalb des Gletschers in einer Art 
von Windkessehi ansammelt und aus denselben herausgepreßt wird, 
oder ob man es hier mit der Luft zu tun hat, welche von abstürzenden 
Schmelzwassern in Spalten und Abläufe mitgerissen wird, ist nicht zu- 
verlässig bekannt. . . 

Da die Firnbildung schon wenige Meter unter der Oberfläche be- 
ginnt, nach Yallots Beobachtungen die Dichte des Eises während 
seiner langen Wanderung nui* um wenige Prozent geändert wird und 
die Zerklüftung doch der Eeihe nach recht nahe beieinander gelegene 
(xebiete betrifft, so ist die für das Entweichen der Luft notwendige Ge- 
legenheit fast in ausreichendem Maße durch die Spaltenbildung gegeben. 

Die Umbildung, welche die Gletscherkömer im Laufe der Zeit er- 
fahren , muß schheßUch auch dazu führen , daß sich viele kleine Luft- 
blasen zu einer größeren vereinigen; dadurch allein gewinnt das Eis 
schon au Durchsichtigkeit, und selbst wenn von einer gewissen Tiefe an 
ein Entweichen der Luft aus dem Gletscher gar nicht mehr stattfinden 
könnte, müßte wegen dieser Sammlung der kleinen Luftblasen die Rein- 
heit und Klarheit des Eises gegen das Gletscherende beständig zunehmen. 

Bei den Arbeiten am Hintereisferner wurde einmal (1903), als der 
Bohi'er 16 m Tiefe erreicht hatte, die ganze Spülwassersäule mit großer 
Wucht in die Höhe getrieben; gleich darauf sank der Bohrer freiwillig 
um mehr als 0,5 m und das Emporheben der Wassersäule wiederholte 
sich, jedoch etwas schwächer, als zuvor. Nach diesem Zwischenfall, 
dessen Verlauf kaum länger als eine Minute wähi*te, konnte die Bohrung 
ohne Störung fortgesetzt werden. Es war eine mit Luft gefüllte 
Höhlung erschlossen worden; die eingesperrte Luft konnte einen Über- 
druck von mindestens 1,6 Atmosphären ausüben. 

Eine statistische Untersuchung über Größe uud Gewicht der Glet- 
scherkörner, die ein Stück Gletschereis bilden, hat J. Y. Buchanan 
1895 und 1901 ausgefühi't. Bruchstücke des großen Aletschgletschers, 
welche im Märjelensee umher treiben , enthielten Gletscherkömer von 
450 , 590 und 700 g Gewicht. Weitere Auszählungen am Glacier des 
Bossons und am Aletschgletscher gaben folgende Resultate: 

I. Ein Block am Ende des Bossonsgletschers bestand aus 40 Kör- 
nern, deren Gewicht im Mittel 30 g betrug. Die 16 größten hatten 
durchschnittlich 65 g, die 10 kleinsten 2,5 g. 



Das Gletacherkom. 167 

II. Ein teilweise durchschnittener Block aus dem Märjelensee be- 
stand aus 44 Körnern mit dem durchschnittlichen Gewicht von 28,5 g. 
Die 1 1 größten wogen im Mittel 99,5, die 23 kleinsten 2,6 g. 

III. Ein unter Wasser zerschnittener Block vom Aletschgletscher 
hatte 110 Körner, darunter 34 große mit dem mittleren Gewicht von 
169,6 g, während die 40 kleinsten im Mittel 1,8 g wogen. Das Mittel 
für alle 110 war 58,3 g. 

Da die kleinsten Körner während der Wägung leicht verloren 
gehen, so ist das mittlere Komgewicht wohl immer etwas zu groß ge- 
funden worden. Immerhin gibt das Resultat eine Vorstellung über den 
Aufbau eines Stückes Gletschereis, das aus kleinen, nur einige Zenti- 
gramme wiegenden Schneekristallen entstanden ist. 

Forelsche Streifen. F. A. Forel beobachtete bei größeren 
Gletscherkörnern an der Oberfläche parallele Streifen, deren Richtung 
in einem Eisstücke, das aus mehreren Körnern besteht, von Korn zu 
Korn sich ändert. Verfolgt man die Lagen dieser Streifen (die nach 
Foreis Angabe schon von Agassiz bemerkt wurden) rund um ein 
Korn genauer, so findet man, daß dieselben in Ebenen auftreten, die 
das Korn in einzelne, parallele Schichten zu zerlegen scheinen. Die 
Vermutung, daß die Lage dieser Streifen in Beziehung zu der Lage 
der Kristallachsen steht, konnte von Forel und E. Hagenbach nicht 
bestätigt werden. Sie benutzten die Tyndallschen Schmelzfiguren 
zur Bestimmung der Lage der Kristallachsen. 

E. V. Drygalski beobachtete an Bacheis Streifen Systeme, die 
senkrecht auf der optischen und kristallographischen Hauptachse stehen 
und er folgerte aus dieser Beobachtung, daß jeder Eiskristall aus kleinen 
Plättchen aufgebaut ist, deren optische Achse senkrecht auf der Ebene 
ihrer größten Ausdehnung steht und die etwa den Schneekristallen zu 
vergleichen wären. 

Durch die Versuche von Mc. Connel und Kidd ist gezeigt, daß 
in der Tat ein P^skristall aus solchen Plättcheu bestehend gedacht 
werden muß und daß bei der Biegung der Eiskristalle gegenseitige 
Verschiebungen dieser Plättcheu, Translationen, auftreten, 

S. Skinner, welcher die Struktur der Eiskristalle ebenfalls näher 
untersuchte, beobachtete an Kristallen von Höhleneis (vom Schafloch 
am Thuner See) besonders an der sechseckigen Grundfläche parallele 
Streifen, die er mit den Forel sehen gleichstellt. Er hält dieselben für 
Anzeichen von Gleitflachen, längs welcher sich die durch Druck ver- 
ursachten Deformationen der Kristalle vollziehen. Eine Beziehung 
zwischen der Richtung dieser Streifen und den Kristallachsen konnte 
auch Skinner nicht feststellen; er fand sie von Kristall zu Kristall 
verschieden. 

Völlig geklärt ist also der Bildungs Vorgang dieser Streifen noch 
nicht; doch scheint e8,^daß dieselben nicht als Spezialität des Gletscher- 
kornes angesehen werden dürfen. 



168 Sechster Abschnitt. 



Die Sohiohtung. 

Im Fimgebiete der Gletscher wechseln, wie anderwärts, nieder- 
schlagsreiche Tage mit mehr oder minder langen Reihen klarer, nieder- 
schlagsfreier Tage ab. An den klaren Tagen findet eine teilweise 
Schmelzung der oberflächHchen Partie des znletzt gefallenen Schnees 
statt; die Schmelzwasser dringen, bis sie ihren Wärmevorrat abgegeben 
haben, in die Schneemasse ein und geben so Veranlassung zur Um- 
kristallisation bzw. Vergrößerung der durch sie berührten Schnee- 
kristalle. Das entstandene kleinkörnige Eisgefüge dieser obersten 
Schicht enthält weniger Lufteinschlüsse als die dicht darunter befind- 
lichen Lagen pulverigen, trockenen Schnees. Dauert die niederschlags- 
freie Zeit länger an, so wird diese oberste Eisschicht auch noch einen 
merklichen Überzug von feinem Verwitterungsstaub erhalten, der nur 
ganz wenig einschmilzt. Auf diese oberste Kruste körnigen, mit leich- 
tem Staub bedeckten Eises werden die folgenden Niederschläge ab- 
gelagert in einer Höhe, welche für weite Teile des Fimbeckens ziemlich 
gleichmäßig ist und nur von der Dauer und Intensität der Schneefälle 
abhängt. In den obersten Lagen dieser Aufschttttung werden unter 
dem Einflüsse der Sonnenwärme und der Luftströmungen sich ähnliche 
Veränderungen vollziehen; wie sie soeben beschrieben wurden, und es 
ist klar, daß die ganze Firnmasse, die als Nährstoff des zu Tale sinken- 
den Eisstromes dient, nicht eine homogene, sondern eine geschichtete, 
zum großen Teil recht ungleichartige Substanz ist, deren Schichten an- 
nähernd horizontal verlaufen. An den Wänden großer, tief hinab- 
reichender Firnspalten bemerkt man hellere und dunklere Streifen in 
mannigfachem Wechsel, die zumeist horizontal laufen, vielfach jedoch 
deutlich erkennen lassen, daß sie durch die Anbequemung der Firn- 
masse an die Formen des Untergrundes in andere, nicht mehr völlig 
horizontale Richtungen gezwungen wurden. Diese Streifen sind nichts 
anderes als die Spuren der einzelnen Fimschichten in der Spaltenwand : 
die Schichtung. Im ganzen Fimgebiet kann dieselbe wahrgenommen 
werden; ein Beweis dafür, daß sie während der Abwärtsbewegung der 
Firnmasse nicht verschwindet, daß also auch die durch sie gekenn- 
zeichnete Fimstruktur erhalten bleibt. 

Fig. 25 gibt ein gutes Bild von der Schichtung nach einer photo- 
graphischen Aufnahme von Würthle u. Sohn in Salzburg. Das dar- 
gestellte Gebiet liegt am Fuße der Schwarzen Wand in der Rieserferner- 
gruppe. 

An den Spaltenwänden der Gletscherzunge sieht man, besonders 
bei Querspalten, deutlich voneinander unterscheidbare Lagen von blauem 
und weißem Eise. Am Rande der Gletscherzunge zeigen diese Lagen 
einen dem Talboden nahezu paraUelen Verlauf; noch ganz in der Nähe 
des Randes richten sie sich mehr und mehr aufwärts und fallen immer 



H«B, DU Oletiehar. 

Firnschic btnnf. 

Nuh atasr Fholognpble Ton Wdithls u. 



Uta, Dia OletHshsr. 

Bünderung; am tiletacberende. 

Kwdi eluu Phctugnplile voo X, Imfeld in ZOr 



Die Schichtung. 169 

steiler gegen die Eismasse ein. Je weiter man gegen die Gletscherachse 
fortschreitet, desto weniger häufig sieht man diese Bänder; hier ver- 
laufen sie weniger steiL An der Gletscheroberfläche entsprechen diesen 
Lagen von abwechselnd Inftfreierem und Inf treicherem Eise Furchen von 
mehreren Zentimetern bis zu einigen Dezimetern Breite, die über die 
Unebenheiten der Oberfläche ungestört hinweglaufen und sich im allge- 
meinen der Bewegungsrichtung des Eises anschmiegen. Setzt sich ein 
Gletscher aus mehreren Zuflüssen zusammen, deren Grenzen durch die 
Mittelmoränen bezeichnet sind, so läßt sich in den mittelhoch gelegenen 
Teilen der Gletscherzunge besonders deutlich beobachten, daß diese 
Bänder für jeden Zufluß getrennt ausgebildet sind und nahe den Mittel- 
moränen diesen parallel verlaufen, während nahe der Achse jedes Zu- 
flusses die von Schlagintweit als Ogiven bezeichneten, gegen das 
Tal konvexen Bogen quer über das Eis verlaufen. Auf diese Eigentümlich- 
keit hat schon Tyndall im Gregensatz zu Forbes aufmerksam gemacht, 
^ welch letzterer unter anderem die Ogiven des Mer de Glace zur Hälfte 
auf dem moränenfreien Teil des Gletschers, zur anderen Hälfte unter 
den Moränen verlaufend darstellt, also für die verschiedenen Zuflüsse 
des Gletschers ein einziges System dieser Strukturkurven zeichnet. 

Diese Oberflächenerscheinungen sind der Ausdruck einer bestimmten 
Struktur im Innern der Eismasse, deren räumliche Anordnung als eine 
löff eiförmige bezeichnet werden kann, der Bänderun g. 

Die Bänderung wurde zuerst von Guyot, später von Agassiz 
und Forbes beobachtet. Letzterer gab durch Modelle eine sehr an- 
schauliche Darstellung von der Anordnung, welche die gekrümmten 
Schichten in der Gletscherzunge besitzen. 

Auf größere Entfernung erkennt man nur die Ogiven, welche an 
den meisten Gletscherenden, aber auch am Fuße von Eisbrüoheu be- 
sonders schön ausgebildet sind. Die in Fig. 26 wiedergegebene Auf- 
nahme des Endes vom Glacier de la Brenva in der Montblancgruppe, ein 
Bild, das ich der Güte des Herrn X. Imf eld in Zürich verdanke, zeigt 
nicht nur die Ogiven als das Ausgehende der löfEelartigen Eislagen, 
sondern läßt in einzelnen, weit geöffneten I^ängsspalten auch den Ver- 
lauf in das Innere der Eismasse deutlich erkennen. 

Die Erklärung für das Auftreten dieser Strukturform hat zuerst 
Agassiz dahin gegeben, daß er sagte, es sei dieselbe nichts anderes 
als das Kesultat der Auswalzung, welche die Fimschichten bei ihrem 
Übergange aus der weiten Fimmulde in das enge Bett der Gletscher- 
zunge erfahren. 

Der Umstand aber, daß gerade am Fuße von Eisbrüchen die Struk- 
tur der Gletscherzunge sehr schön erscheint, brachte ihn wie Tyndall 
auf den Gedanken, es müsse die Ausbildung derselben in erster Linie 
von dem Drucke abhängig sein, dem die Eismasse ausgesetzt ist, und 
besonders, als Tyndall auch an einigen Stellen Schichtung und 
Bänderung einander kreuzend beobachtet zu haben glaubte, schien 



170 Sechster Abschnitt. 

die von ihm gegebene P>klärung der Blaublätterstruktur als richtig 
augesehen werden zu können. Danach wäre nämlich da» Eis der 
niaublätter von der eingeschlossenen Luft in besonderem Maße da 
befreit worden, wo dasselbe bei starken Krümmungen des Tales, an 
Felsvorsprüngen und unter Eisbrüchen hervorragend großen Drucken 
unterworfen wurde. Der Vergleich mit der gerade damals (1847) 
viel diskutierten und ebenfalls auf Druckwirkung zurückgeführten 
Schieferung der Gesteine lag für Tyudall sehr nahe, und da er 
seine hauptsächhchsten Beobachtungen, wie H. F. Reid hervorhebt, 
am Mer de glace ausführte, wo kurz nach dem Übergang aus dem 
Firngebiet zur Zunge in einem Eisbruche jede Spur der ursprüng- 
lichen Schichtung des Firneises verloren gegangen schien , so war für 
ihn, ebenso wie für Forbes, der denselben Gletscher zu seinem Arbeits- 
gebiet gewählt hatte, der Gedanke au einen ursächlichen Zusammen- 
hang zwischen Schichtung und Händerung direkt abzuweisen. Ganz auf 
der Tyud all sehen Erklärung beruht die Darstellung, welche A. Heim 
in seiner „Gletscherkunde" gibt; er unterscheidet demgemäß zwischen 
Kandstruktur , Querstruktur und Längsstruktur und hebt dabei all die 
Merkmale recht deutlich hervor, die oben als Kennzeichen für die 
., Händerung'* angeführt wurden. 

Im Jahi'e 1899 fiel mir in einer Spalten wand des Hintereisferners 
eine Stelle auf, bei welcher eine kleine Innennioräne ausschmolz. Man 
konnte auf mehrere Meter Tiefe den ilu* entsprechenden schmalen 
Schmutzstreifen beobachten und sah recht deutlich, wie symmetrisch zu 
beiden Seiten dieses Streifens die Dänder blauen und weißen Eises mit 
allmählich abnehmenden Winkeln in die Masse des (iletschers einfielen. 
Ich suchte tui anderen Stellen nach ähnlichen ^Erscheinungen, bemerkte 
überall den der obigen Schilderung der Händerung entsprechenden Ver- 
lauf der Hlaublätter und glaubte auch gegen den Firn hin die allmäh- 
lichen (U)ergänge in die horizontale Schichtung gesehen zu haben. Als 
ich 1901 wieder den (iletscher betrat, habe ich (lelegenheit genommen, 
der Erscheinung weiter nachzugehen, und allmählich befestigte sich in 
mir die ('berzeugung, daß der ganze Komplex von Längs-, Quer- und 
Randstruktur einer und derselben Ursache zuzusclu-eiben ist, daß näm- 
li(;h diese Strukturen unter sich in engstem Zusammenhange stehen und 
die durch die Hewegung des PEises umgestaltete Firnschichtung repräsen- 
tieren. Ich versuchte nun, mit Abänderung eines schon von Tresca aus- 
geführten Versuches zu zeigen, wie Schichten, die ähnlich wie der Firn 
des (iletschers durch Druck allmähliche Umformungen erfahren, tatsäch- 
lich in Lagen übergehen, die «Is löffelartig ineinanderliegend erscheinen. 
Mit Hilfe einer hydraulischen Presse drückte ich 6 cm Durchmesser 
zeigende Scheiben von Wachs, die in abwechselnd weißer und roter 
Substanz übereinander lagen , durch eine etwa 4 cm* große seitliche 
Öffnung einer Preßform hinaus, welche am (Jrunde ungefähr das ModeU 
eines Gletscherbeckens vorstellt. Das Resultat war ein „Modellgletscher" 



Die BchidituD)!;. 171 

uus Wachs, der geunu die Struktui-forineu des uatflrliuLeii Eiaatrumes be- 
sitzt und in Anaiuht uud Diirchschuitt hier abg-ebildet ist. Mau »ieht 
(Fig. 27 u. 28) die Veräuderuug, welche die den Firu^^chichten eut- 
tiprecheudäu, uraprfiuglick kreisrunden und hurizontaleii Wactistäf eichen 
erfahren haben, sehr gut und kann das Ineiuauderliegen der „LüSel" 
deutlich verfolgen, trotzdem wegen dea ziemlich rasch wirkenden UruckeH 
die WachsGchei beben zum Teil zerbrachen und aa zu Störungen im Ver- 
lauf der Struktur führt«u. (Solche StörungeD kommen übrigens an den 
GletBchern infolge der tS palte ubildung häufig vor; gerade durch eie wird 
der Ztieammenhang zwischen Schichtung und Bänderung stark verwischt.) 
Vis. 2T- 



IHe Versuche wurden bei Zimtnertemperatur gemacht. Würde 
nahe am Schmelzpunkt befindliches Wachs verwendet, so würden die 
Schichten ihren Zusammenhang viel mehr beibehalten, uud es würde 
wohl zur Erzeugung einea solchen ModeHgletschers das Gewicht dcH 
Wachses allein genOgen , wenn die ganze Masse mehrere Tage (oder 
Wochen !) auf konstanter Temperatur gehalten würde. Dafür spricht 
das Verhalten des Paraffina, wie es von Blümcke und mir 
„Untersuchungen am Hiiitereiaferner" beschrieben ist. 
Fig. ES. 



Die Krümmung, welche die „LöHe!" aufweisen, hängt wesentlich 
vom Verhältnis des Querscbiittes der rreßform zu dem der Ausduß- 
öBnung und von der Gestalt der letzteren ab. Je griilier und je fiacher 
die Auafiu Hoffnung ist, um so weniger gekrümmt verlaasen die Wacha- 
acheibohen die Form. So zeigen a. H. die I,agen des Wachsea in dem 
Prellstück, daa in Fig. 29 und 30 wiedergegeben ist, wesentlich stärkere 
Fie- 2fi. Fig, 30. 



Krümuiuugeu, als die des Stückes der Fig. 27 und 28, weil i 
AusBußdSnungen , durch die das Wachs getrieben wurde, 
noch einen bedeutend kleineren (juerachnitt hatten, als die eine im an- 
deren Falle. Fig. 2!) und 30 stellen übrigens den Zusammenfluß zweier 



172 Sechster Abschnitt. 

„ Modellgletscher ^ dar. In jedem Zufluß ist das Ogivensystein sehr 
schön ausgebildet, und man bemerkt, daß die beiden Eurvensysteme 
auch da getrennt nebeneinander bleiben, wo die beiden Zuflüsse ver- 
einigt weiter durch die Ausflußform gedrückt werden. Sehr deutlich 
zeigt das ein Querschnitt, der kurz nach der Yereinigungsstelle gemacht 
ist. Hier ist auch die gegen den Band zunehmende Aufwärtskrümmung 
der „LöSel'^ gut wahrzunehmen (Fig. 30). Ich bemerke noch, daß die 
Preßstücke so abgebildet wurden, wie sie aus der Form kamen, und da 
diese auf ziemlich primitive Weise aus Holz angefertigt wurde, so 
kommen die Unregelmäßigkeiten der Form auch in den Bildern teil- 
weise zum Ausdruck. Darauf ist z. B. die auffallende Querschnitts- 
änderung des Wachsstückes an der Stelle (Fig. 29), an welcher die 
Breite des umflossenen Hindernisses am größten ist, zurückzuführen. 
Dieselbe verdankt also ihr Vorhandensein nicht etwa einem ungeschickten 
nachträglichen Modellieren. Werden die gleichen Versuche mit ge- 
schichtetem Eise angesteUt, so ergeben sie dasselbe Besultat; denn wie 
bereits Helmholtz bemerkte, behalten derartige Eisstücke auch nach der 
Pressung deutlich die Spuren ihrer Entstehung; ich selbst habe die 
nämliche Erfahrung gemacht und insbesondere beim Pressen von Eis, 
das mit Sandsohichten durchsetzt war, als die Masse durch seitliche 
ÖfEnungen die Preßform verließ, Eisstücke erhalten, welche die löffel- 
artigen Lagen der Bänder recht schön zeigten. 

Da nun, wie bereits hervorgehoben wurde, die Firn schichten bei 
ihrer kilometerweiten Wanderung im Fimbecken bestehen bleiben, so 
kann man nach meiner Ansicht unbedenklich das Ergebnis dieser Druck- 
versuche mit Wachs auf die Verhältnisse übertragen, welche für die 
Gletscher bestehen. Bei den großen Alpengletschem werden die Firn- 
massen aus weiten Mulden in enge Täler ausgepreßt; von den Plateaus 
der norwegischen Berge fließt der geschichtete Firn in eine Anzahl 
enger Fjorde ab; das Inlandeis in Grönland strömt durch viele, bei den 
Nunatakem beginnende Abflußkanäle dem Meere zu — fast überall 
haben wir also Beziehungen zwischen Nähr- und Abflußgebieten, welche 
denen des „Modellgletschers'' vergleichbar sind, und deshalb darf wohl 
folgender Schluß gezogen werden: Die zumeist horizontalen 
Schichten des Firnes werden beim Übergang aus dem 
weiten Firnbecken in das enge Tal, das die Gletscher- 
zunge bestreicht, in löffelartig ineinandergefügte Lagen 
umgeformt. Weil aber auf der Gletscherzunge eine andere als die 
mit dem Namen „Bänderung^ bezeichnete Struktur mit ähnlicher 
Anordnung der Lagen nicht beobachtet wird, so ist es höchst wahr- 
scheinlich, daß die Bänderung aus der Fimschichtung entstanden ist. 

Das zuletzt angeführte Argument scheint mir sehr zwingend und 
wurde auch von E. Richter besonders betont, der wie die meisten 
heutigen Gletscherforscher die hier vertretene Ansicht teilt. Besondere 
Stütze erfährt dieselbe übrigens durch die Mitteilungen, welche 



Die Schichtung;. 173 

H. F. Reid machte, der am Unteraar- und am Fornogletscher besonders 
gut (auch 1899) den Übergang Yon der Schichtung zur Bänderung in 
allen Einzelheiten verfolgen konnte. 

Warum aber tritt gerade am Fuße von Eisbrüchen die Struktur 
am deutlichsten auf, warum zeigt sie sich am schönsten hinter Yor- 
Sprüngen der Grehänge oder am Eintritt in Tal Verengerungen? Mir 
scheint, auch auf diese Fragen ist die Antwort leicht zu geben. Wo das 
Gletscherbett enger wird, da müssen besonders am Bande die Schichten 
starker auf wärts gebogen werden ; sie erfahren eine stärkere Auswalzung; 
die blauen und weißen Bänder werden dünner, rücken näher aneinander 
und zeigen deshalb die Struktur der Gletschermasse besonders schön. 

Der Eisbruch ist die Folge einer starken Yergrößerung , die das 
Gefälle des Gletscheruntergrundes erfährt. Die Eismasse des Gletschers 
muß, um sich der Talform anzubequemen, stark gebogen werden, und 
die löfEelartig ineinander Hegenden Schichten der Gletscherzunge, die 
Bänder, machen diese Biegung natürlicherweise mit. Die oberEäch- 
Hchen Schichten des Eises, welche bei der Biegung die größte Verlänge- 
rung erfahren, werden, weil sie dieselbe nur in beschränktem Maße 
ertragen können, zerklüftet und bilden daher ein wildes Durcheinander 
von Zacken, Pyramiden und Nadeln. Während ihrer Bewegung über 
den Gefällbruch kommen die Eismassen rasch in tiefere Regionen, wo 
die Abschmelzung einen bedeutend höheren Betrag ausmacht, als am 
oberen Ende der Kaskade, und da die zerrissenen oberen Schichten des 
Gletschers der Einwirkung der abschmelzenden Agentien eine bedeutend 
größere Angriffsfläche darbieten, als die zusammenhängende Gletscher- 
oberfläche, so sind am Fuße des Eisbruches diese Oberflächenschichten 
verschwunden. Nun aber muß, da eine Yerminderung des GefäUes ein- 
tritt, die Eismasse in entgegengesetztem Sinne gebogen werden wie 
vorher. Das Längsprofil der Gletscherzunge ist unterhalb des Sturzes 
nach oben konkav, während es beim Beginn desselben nach oben kon- 
vex gekrümmt erscheint. Die Folge davon ist, daß nun auf kurze Ent- 
fernung eine größere Anzahl von Bändern auf der Gletscheroberfläche 
ausmündet als in wenig geneigten Teilen der Zunge; es tritt ein ähn- 
licher Zustand ein wie am Gletscherende , wo die steile Oberfläche des 
Abschwunges ebenfalls eine große Anzahl der Bänder schneidet und 
die Ogiven in schönster Weise zur Erscheinung bringt. 

Zur Yeranschaulichung des hier geschilderten Vorganges habe ich 
an die früher verwendete Form ein nach abwärts gekrümmtes Ausfluß- 
rohr angesetzt, das einen halbkreisförmigen Querschnitt hat und oben 
durch einen flachen Deckel verschlossen werden kann. Wird in der 
früher beschriebenen Weise Wachs durch dieses Rohr aus der Form 
herausgepreßt, so muß es die Gestalt des Rohres annehmen, also auch 
die dem Eisbruche entsprechende doppelte Gef ällsänderuug durchmachen. 
Fig. 31 (a.f. S.) zeigt ein auf diesem Wege erhaltenes Preßstück aus ge- 
schichtetem rotem und weißem Wachs. Wenn man nun, um den Einfluß 



174 Sechster Abschnitt. 

der Abacliinelzuiig zur Barstellung zu bringen, vorsiehlig die obersten 
Pnrlien wegmotlelliert, »o wird das nntangB durchweg gleich dicke I'reß- 
Htück nach unten zu immer dünner, und gleichzeitig zeigt sich, daQ die 
neue, durch die „Ablation" erzeugte Oberfläche am Fülle des Getöll- 
bruches in der Tat eine yiel größere Zahl von Wachsachichten schneidet 
(Fig. 32). Ein Bild eiues Längsdurchschuittes durch diese modellieil« 
Gletscherzunge gibt Fig. 33; sie zeigt deutlich, wie der Neigungswinkel 
der Gletscheroberfläche gegen die Lagen der Ttander bestimmend iiuf 
die Anzahl der pro Längeneinheit ftuftretenden Ojciveu wirkt. 
Fig. 31. Fig. 32. 



Pig. 



Mit diesen Ausführungen halte ich daa Vorkommen schön aus- 
gebildeter Ogiven am Fuße von Eiskatarakten fftr zwanglos erklärt. 
Man bedarf dazu nicht der An- 
nahme einer „Fluidalstruktur" 
oder besonderer Druckwir- 
kungen, wie sie von Forbeis, 
Tyndall u. a. gemacht wurde. 
Die Struktw, welche an 
regenerierten Gletschern 
1 .„ I.a.iu.nk.g.lQ 
beobachtet wird, ist wohl nur 
' auf die KutHtehung dieser Ge- 
bilde zurQckzufähreo und bedarf zu ihrer Erklärung ebenfalls keiner be- 
sonderen Druck Verhältnisse. Während der Zeit, die zwischen zwei auf- 
einanderfolgenden Niederbrüchen der oberen, vorgeuc-hobenen Eismasse 




Die Schichtung. 175 

versti'eicht, wirkt auf die untere Masse des regenerierten Gletschers die 
Abschmelzung. Die stark zerkleinerte, pulverisierte Masse, die anfäng- 
lich viel Luft eingeschlossen hielt und daher weiß erschien, wird all- 
mählich dichter und luftärmer, sie geht in bläuliches, klares Eis über, 
das diu'ch die nachstürzenden Trümmer der weiteren Abschmelzunir 
entzogen wird. Häufig wird bei dem Abstürze des Eises auch Grund- 
moräne mitgerissen, die dann, ebenfalls zertrümmert und über die Ober- 
fläche des regenerierten Gletschers verteilt, zu einer deutlichen Trennung 
der Masse desselben in einzelne Schichten wesentlich beiträgt. Die 
herabgestürzte Gletscherzunge, welche ihren ursprünglichen Zusammea- 
hang vollständig verlor, ihre natürHche Schichtung ganz aufgegeben 
hat, erhält auf diese Weise eine neue Schichtung, die während der 
Weiterbewegung des Eises ganz ebenso zu den löfEelförmigen Bändern 
ausgewalzt wird wie die Firnschichtung im ungestörten, von der Rand- 
kluft bis zum Zungenende völlig zusammenhängenden Gletscher. Ein 
ausgezeichnetes Beispiel eines solchen geschichteten, regenerierten Glet- 
schers stellt der Supphellaebrae im Sognefjord in Norwegen dar; die im 
Tale liegende Eismasse entsteht durch Eisstürze über eine mehrere hundert 
Meter hohe Wand. Am Abschwung laufen die Schichten horizontal, gegen 
innen fallen sie mit wachsendem Neigungswinkel ein (Richter). 

Bei den Lawinenkegeln ist die Ursache der Schichtung eine ganz 
ähnliche. Da diese Gebilde nicht auf einmal zustande kommen, sondern 
durch zeitlich manchmal recht weit voneinander getrennte Abrutschungen 
von Schneemassen in steilen Rinnen, so sind dieselben Bedingungen 
gegeben wie bei der Bildung der Firnschichten, und weil die Oberfläche 
des Lawinenkegels die entstandenen und bewegten Schichten am Fuße 
des Kegels günstiger schneidet als weiter oben, so können auch hier 
die Bänder als Ausläufer der Schichtung recht deutlich auftreten. 

Der im Vorausgehenden gegebenen Erklärung der Bänderung, der 
verschiedenen „Strukturen'*, die das Gletschereis besitzt, stehen einige 
Beobachtungen, die Tyndall beschreibt, widersprechend gegenüber. 
Danach war an einer Stelle des Aletschgletschers , sowie an einem Eis- 
bruche nahe der Firngrenze des Gornergletschers die Schichtung fast 
senkrecht von der „Struktur'*- geschnitten. Die Darstellung der Er- 
scheinung am Aletschglet scher, welche Tyndall nach einer am Ort von 
seinem Begleiter Prof. Ramsay gemachten Skizze gibt, zeigt eine 
Spaltenwand mit der Bänderung, durch welche hindurch parallel zum 
oberen Spaltenrand einige ziemlich scharf markierte, stellenweise unter- 
brochene Linien ziehen. Sie erinnern lebhaft an die den StrandHnieu 
vergleichbaren Spuren, welche der aDmählich in der Spalte versinkende 
Winterschnee an den Spaltenwänden hinterläßt. Die Möglichkeit, daß 
sich Tyndall in der Deutung seiner Beobachtung geirrt haben kann, 
wie er selbst bemerkt, scheint mir Wirklichkeit zu sein. 

Am Gornergletscher war die Situation der kritischen Stelle derart, 
daß an den Stirnseiten der Terrassen des Kssturzes die Schichtung des 



176 Sechster AlnchniU. 

Firnes prachtvoll zu sehen war; „sie lief in parallelen und horizontalen 
Linien längs der verwitterten Oberfläche. Das Schneefeld oberhalb des 
Falles ist eine gefrorene Ebene, glatt wie ein geschützter See. Die 
aufeinanderfolgenden Schneefälle lagern sich mit großer fiegelrnftÜigkeit 
ab, und aof der Höbe dee Eissturzes sind zum ersten Male die ein- 
zelnen Teile des Firnfeldes bloßgelegt, daher ihre eigenartige Schön- 

Pig. 84. 



heit und Klarheit," Tyndall ging, die Gefahr nicht achtend, welche 
die dem Herabfallen nahen, schwankenden Blöcke boten, dicht an die 
Stelle heran, entfernte die verwitterte Eiskruste und fand darunter die 
wirkliche, „geäderte Struktur", die fast im rechten Winkel die Ebenen 
der Schichtung schnitt. 

Diese Beobachtung ist allerding» schwerlich mit der hier gegebenen 
Darstellung in Einklang zu bringen; sie steht aber völlig vereinzelt da 
und nur in losem Zusammenhange mit einer häufiger gesehenen Lber- 



Die Schichtung. 177 

lagerung des gebänderten £ises mit geschichtetem Schnee, bei welchem 
die Schichten horizontal und fast senkrecht zn den Bändern verlaufen. 
Ein derartiger Fall wurde auch gelegentlich der Zusammenkunft von 
Gletscherforschem 1899 am Rhonegletscher gezeigt. Fig. 34 gibt ein 
Bild des Befundes nach einer von S. Finsterwalder aufgenommenen 
Photographie. Das gebänderte Eis, dessen Schichten bei der Bewegung 
im Firnbecken allmählich gebogen wurden, ist nahe an der Firngrenze 
noch mit frischem, dem vorhergehenden Winter entstammendem Schnee 
überdeckt, der deutlich die horizontale Schichtung zeigt. Die räum- 
liche Anordnung jungen Schnees, der der Abschmelzung im Laufe 
kurzer Zeit verfällt und in den niedrigsten Lagen der Firnmulde auf 
die Gletscheroberfläche geriet, konnte, eben weil er nur sehr vorüber- 
gehend einen Bestandteil des Gletschers bildet, bei der Bewegung des 
Eises keine weitere Änderung erfahren. Solche diskordante Über- 
lagerungen sind auf die Schwankungen zurückzuführen, welche die 
FimUnie in einzelnen Jahren erfährt. 

Häufig beobachtet man an der Gletscheroberfläche, daß die Bänder 
blasenreichen, weißen Eises, besonders wo sie in der Bewegungsrichtung 
verlaufen, eine weitere Unterteilung in dünnere „Blätter*' erfahren. 
Das Auftreten dieser Blätter führte zu der Vorstellung, daß während 
der Bewegung des Eises dasselbe derart gequetscht wird, daß eine der 
Druckschieferung vergleichbare Erscheinung resultiert und daß längs 
der Trennungsflächen der Blätter DiSerenzialverschiebungen eintreten, 
aus denen sich die eigentliche Gletscherbewegung ergibt. Dabei 
ist vorausgesetzt, daß die Trennungsflächen der Blätter durchweg 
scharf ausgeprägt sind und die Festigkeit der Eismasse in denselben 
stark abgeschwächt ist, weil die feine Staubschicht, die zwischen den 
einzelnen Blättern eingebettet ist, die Kohäsion vermindert, also die 
Yerschiebbarkeit begünstigt. Nun haben Versuche, welche ich über 
die innere Beibung geschichteten Eises anstellte, ergeben , daß durch 
die Beimengung feinen Staubes, der zwischen den Schichten liegt, die 
innere Beibung ebenso wie bei Eiszement, der aus Sand und Eis ge- 
mischt und festgefroren war, wesentlich größer wird als für reines Eis. 
(Vgl. S. 19.) Ich glaube deshalb, daß die Verschiebbarkeit an den 
Trennungsflächen der Schichten im allgemeinen nicht größer sein 
wird als in den inneren Teilen der Bänder und Schichten. 

Der Staub, der, vom Winde verweht, auf dem Firn abgelagert wird, 
bildet keinen völlig zusammenhängenden Beleg der Schneeoberfläche. 
Jedes einzelne Staubkorn (vielleicht auch stellenweise Anhäufungen) 
wird ein kleines Schmelzwännchen im Firnmantel erzeugen, und die neu 
anfallenden Schneekristalle können an den Wandungen dieser Wänn- 
chen ansetzen und so schließlich dazu führen, daß die Staubteilchen 
einzeln oder zu Klümpchen vereinigt in das Innere von Gletscher- 
körnem eingeschlossen werden — ein Vorkommnis, das (nicht nur von 
mir) mehrfach beobachtet wurde. Daß die Staubteilchen eine schichten- 

Heß, Die OletBoher. 22 



178 Sechster Abschnitt. 

weise Anordnung haben und dieselbe auch während der Eisbewegung 
behalten, ist trotzdem leicht einzusehen. Kommen die Ränder dieser 
Schichten mit den Eisbändem zutage, so daß wie am Gletscherrande 
oder nahe an der Mittelmoräne die Schichtflächen fast vertikal stehen, 
so werden die Stäubchen wegen ihrer dunkleren Färbung die Wärme- 
sti'ahlen in höherem Maße absorbieren als das benachbarte Eis und 
auf diese Weise zur Entstehung der Blätter in den einzelnen Bändern 
des Eises führen, welche den „Wagengeleisen*' ihr charakteristisches 
Aussehen geben; denn in den mit Staub besetzten Ebenen werden sich 
kleine Schmelz Wasserkanäle bilden, zwischen denen Lagen von fast oder 
völlig staubfreiem Eise aufragen. 

Nur direkt an der Gletscheroberfläche zeigen sich diese Unter- 
teilungen der Bänder, die Blätter; schlägt man ein Stück Eis, das über 
einen Dezimeter unter die Oberfläche dringt, aus dem Gletscher so 
heraus, daß seine Breitseiten senkrecht zur Richtung der Bänder stehen, 
so erscheint im durchgehenden Lichte nichts von der Fortsetzung der 
oberflächlichen kleinen Schmelzwasserrinnen. 

Die von Hagenbach-Bischoff beobachtete Anordnung der 
Gletscherkörner in den blauen Bändern wird verständlich, wenn mau 
sich erinnert, daß diese aus den oberflächlichen, der Schmelzung unter- 
worfenen Firnschichten hervorgehen. Während der Umbildung wachsen 
»chon an der ursprünglichen Lagerstätte die größeren Schneekörnchen 
auf Kosten ihrer kleineren Nachbarn, und da die Abkühlungsfläche die 
Fimoberfläche ist, so mag dabei eine gewisse Orientierung der größeren 
Körner bewirkt werden, deren obere Grenzflächen in kleinerem Umkreis 
eine Ebene bilden. Neu auffallende dünne Schneeschichten erfahren 
die gleiche Umbildung durch ihre ganze Masse und vereinigen sich mit 
den älteren zu einer Lage klaren Eises, das geschichteten, einer Zyklopen- 
mauer ähnlichen Aufbau zeigt. 

Außer den blauen und weißen Bändern, die aus der Firnschichtung 
hervorgegangen sind, enthält an vielen Stellen die Eismasse der Glet- 
scherzunge blaue und weiße Eisschalen eingebettet, deren Orientierung 
von der Bewegung des Eises unabhängig erscheint. 

So entstehen Einlagerungen von blauem Eis, wenn Wasser in 
Spalten eindringt, welche während der Bewegung sich teilweise wieder 
schließen und keinen Abfluß gewähren. Im Laufe der Zeit gefriert das 
Wasser, von der Oberfläche anfangend, gegen die Tiefe hin. Die Spalten- 
wände bilden die Abkühlungsflächen, und die Eiskristalle sind so orien- 
tiert, daß ihre Achsen gegen die Mitte der Spalte gerichtet sind. In 
kleineren Wasserlöchern, die als letzte Reste solcher Spalten erscheinen, 
findet man deshalb die Oberfläche des neu gebildeten Wassereises von 
einem Aussehen, wie es der Boden eines Weidenkorbes zeigt. 

Fällt aber Schnee in solche, sich schließende Spalten, so wird der- 
aelbe allmählich in ¥ar umgeformt, und dieses erscheint weiß wegen 
der großen Lufthaltigkeit seines Ursprungsmaterials. 



Siebenter Abschnitt. 



Eis und Fels. 

Verwitterung : Gletscberschllffe ; Schlammf ährung des Gletscherbaches. Erosion 
in größerem Maße. Moränen. Anordnung, Entstehung, Klassifikation der- 
selben. Alluvionen des Gletscherbacbes. 



Mit dem Namen Morän en bezeiebnen wir beute nacb dem Vorgange 
Yon L. Agassi z allen Schutt, der auf, in oder unter dem Gletscher 
transportiert und von diesem seiner Bewegung und Abschmelzung ent- 
sprechend abgelagert wird. Man kann also zwei Hauptgruppen unter- 
scheiden : bewegte und abgelagerte Moränen, und dieselben nach beson- 
deren G-esichtspunkten weiter klassifizieren. Bevor wir aber diese 
Unterscheidungen weiter verfolgen, wollen wir uns Klarheit verschaffen 
über die Herkunft des Schuttmateriales , aus dem die Moränen be- 
stehen. 

Schon eine oberflächliche Betrachtung der Gesteinstrümmer, die 
wir auf oder unmittelbar neben dem Gletscher finden, lehrt uns, daß wir 
es mit Bruchstücken zu tun haben, die zum Teil von der Felsumrahmung 
des Eisstromes stammen. Sowohl die zackigen Felsen der obersten 
Begrenzung des Fimbeckens als die der Talwandung sind beständiger 
Verwitterung ausgesetzt. Die Schmelzwasser der dünnen Schneedecke, 
welche zeitweilig auf diesen Felsen lagert, dringen in das Gestein ein; 
durch die häufig sehr bald eintretende Temperaturemiedrigung werden 
sie zum Gefrieren gebracht; die entstehenden (mikroskopischen) Eis- 
kristalle nehmen einen größeren Raum ein als das Wasser, aus dem sie 
hervorgegangen sind — sie üben eine Sprengwirkung aus, deren Folge 
die Bildung zahlloser kleiner und großer Risse im Fels und die allmäh- 
liche Lostrennung einzelner Bruchstücke desselben ist. An schnee- 
freien Felsen der Hochregion führen die Temperaturerniedrigungen 
zunächst zu einer Kondensation des in der umgebenden Luft enthaltenen 
Wasserdampfes. Das Wasser dringt in das Gestein ein und beim Ge- 
frieren werden feine Staubteilchen abgesprengt, deren Menge, wie 
A. Blümcke zeigte, der benetzten Oberfläche proportional ist. Auf 
diesen Verwitterungs Vorgang ist hauptsächlich die Existenz des Staubes 

12* 



180 Siebenter Abschnitt. 

zurückzuführen, welcher sich auf den Fimflächen ablagert und die 
Grenzflächen der FiruBchichten kennzeichnet. Bei 300 maligem Ge- 
frieren, wie es im Laufe eines Jahres stattfinden kann, liefert eine 
Granitwand von 1 ha über 5000 kg Staub , welcher hinreichen würde, 
um 5ha Firn schwarz zu färben. Wo aber, wie an den Grenzen der 
Firnflecken und der Schneefelder, durch Insolation und Luftwärme 
größere Wassermengen produziert werden, die an den Felsen herab- 
rinnen, da wird sich die Verwitterung nicht nur auf die Erzeugung 
von Staub beschränken, sondern, wie oben erwähnt, zur Absprengung 
größerer Fragmente führen. Je häufiger Temperaturschwankungen um 
den Gefrierpunkt auftreten können, um so kräftiger wird sich die 
Frostwirkung geltend machen. Deshalb sind auch in der Begel die 
Südabhänge der Gipfel und Grate in den Alpen und im Kaukasus 
wesentlich stärker verwittert und viel steiler, als die Nordhänge, an 
denen während eines großen Teiles des Jahres die Temperatur nicht 
über den Eispunkt steigt. Nord- und Südabfall der zentralen Otztaler 
Gruppe, der Monterosagruppe , des Zentralkaukasus geben sehr lehr- 
reiche Beispiele für diese Erscheinung. Diese mechanische Ver- 
witterung kann wohl für die Hochgebirgsregion fast als der alleinige 
Lieferant von Schutt angesehen werden; denn die Gesteinstrfimmer 
sehen alle so frisch aus, daß sie kaum eine Spur von chemischer Ein- 
wirkung erkennen lassen. 

Felstrümmer, die bei dem Verwitterungsprozeß auch die Unterlage 
verlieren, stürzen in die Tiefe. An den Wandungen des Tales bilden 
sie Schuttkegel von verschiedener Ausdehnung — ]e nach der Größe 
des Sammelgebietes, aus dem die Gesteinsfragmente durch eine Feb- 
rinne herunterkommen. 

Was von der Firnumrahmung abwittert, fällt auf die Firnober- 
fläche; frisch fallender Schnee überdeckt die Felstrümmer, welche mit 
diesem langsam gegen den Boden der Firnmulde herabsinken, wo sie, 
in das Eis eingebacken, mit der demselben eigenen Geschwindigkeit 
weiter zu Tale wandern. 

Sie bleiben stets an der Unterfläche des Gletschers und bilden den 
ursprünglichen Bestandteil der Grandmoräne. Sie kommen mit 
der Felsunterlage des Eisstromes in unmittelbare Berührung und be- 
arbeiten dieselbe in ähnlicher Weise, wie die auf Papier oder Leinwand ' 
aufgekitteten Schmirgelkörner Metalle schleifen und polieren. Das 
Gletscherbett zeigt uns, wo es vom Eise frei wird, allenthalben am 
festen Gestein die Spuren der Bearbeitung, die es durch die Riesenfeile 
des auf seiner Sohle mit eingekitteten Steinen ausgestatteten Gletschers 
erfahren hat. Wu* sehen vielfach am anstehenden Fels, über den vor 
mehr oder minder langer Zeit das Eis bewegt wurde, nahezu parallele, 
in der Bewegungsrichtung des Eises verlaufende Furchen eingegraben, 
und wo die Lage der Gesteinsschichten und ihre Härte dem tieferen 
Eindringen der schrammenden und kratzenden Geschiebe besonderen 



Eis und Fels. 



181 



Widerstand bieten, beobachten wir glatt polierte, gerundete Felsen, die 
als Gletscherschliffe bezeichnet werden. Aber auch die trans- 
portierten Gesteinstrümmer erfahren eine Bearbeitung; sie werden zer- 
kleinert und von den härteren Partien des Felsens, über den sie hin- 
weggetrieben werden, selbst poliert, geschrammt und gerundet. Die 
beständige Zertrümmerung, die sich so an der Unterfläche des Glet- 
schers abspielt, liefert feinen Sand und Schlamm, die als Schleif- und 
Poliermittel bei der gegenseitigen Bearbeitung zwischen Geschiebe und 
Fels eine Hauptrolle übernehmen. Sie werden vom Wasser, das unter 
dem Gletscher fließt, weggeschwemmt und sind die Ursache der Trü- 
bung, welche den Gletscherbach kennzeichnet. Je nach ihrer eigenen 
Gi'öße und dem Gefälle, das dieser besitzt, werden sie auf größere oder 
geringere Entfernungen mitgerissen, um an Stellen geringer Neigung 
oder auf nahezu horizontalen Böden als Alluvionen des Gletscherbaches 
abgelagert zu werden. Je kleiner die Körner, ]e feiner der Schlamm, 
um so weiter entfernt vom Gletscherende kommen sie zur Ablagerung, 
und die kleinsten mikroskopischen Teilchen werden Hunderte von Eölo- 
metern weit fortgeführt, wobei sie den Flüssen, die hauptsächlich 
Gletscherwasser führen, ihre charakteristische Färbung geben. 

P. A. 0yen stellt über die Schlammführung von Gletscherbächen 
nach den Angaben verschiedener Forscher folgende Tabelle zu- 
sammen: 



Alaska, Muir Glacier 

Grönland, iBortok-Biver 

Grönland, Alangordlek 

Island, Jökulsä bei Breidamerkrsand 
Justedalsbraen, Langedalsbrae . . . 
Hardangerjökel, Isdalskaak .... 
Jotuoheiin, Leira 



Pro 


m" Wasser 




g 




12 980 




9 744 




2 374 




1876 




523 




345 




92 



Dieselbe zeigt, daß die größte Schlammführung den aus den stärkst 
vergletscherten Gebieten stammenden Wasserläufen zukommt; je aus- 
gedehnter die Yergletscherung, um so stärker ist also auch die Bearbei- 
tung der Felsunterlage; um so größer darf man wohl auch im all- 
gemeinen die Geschwindigkeit des Eises voraussetzen. Über die Größe 
der durch die Schlammführung der Gletscherbäche beurkundeten jähr- 
lichen Abtragung gibt 0yen folgende Zusammenstellung: 



V. 



Yatnajökull (Island) . . . 
Justedalsbraen (Norwegen) 
Goldhötindgegend .... 



Millimeter 



0,647 
0,079 
0,054 



182 



Siebenter Abschnitt. 



Der Schlammgehalt ist übrigens mit der Jahreszeit yeränderlich ; 
er erreicht (in den Alpen) während der Monate Juli und August sein 
Maximum. Dollfuß fand 1841 bis 1845 am Ausgang der Aare aus 
dem Unter aargletscher im Mittel der vier Jahre für diese Monate 142 g 
pro m* Wasser; bei 1,16 Millionen m^ Wasser pro Tag macht dies 
163000 kg oder etwa 60 m' Gneisgranit in zerriebenem Zustande aus. 
Der jährliche Abtrag darf nach A. Heim auf höchstens 6000 m» an- 
gesetzt werden, entsprechend einer durchschnittlichen Erniedrigung des 
Bettes um 0,15 mm. 

H. F. Reid, der die Messung am Muirgletscher ausgeführt hat, 
gibt die Größe des jährlichen Abtrages im Gebiete dieses Gletschers zu 
3/4 Zoll = 19 mm an. 

Die Messungen des Gehaltes an festen Stoffen führte Reid für 
verschiedene Tiefen der Muirbucht aus. Seine Ergebnisse liefern fol- 
gende Mittelwerte: 



Entfernung 






Entfernung 






vom 
Gletscherende 


Tiefe 


g/Ltr. 


vom 
Gletscherende 


Tiefe 


g/Ltr. 


m 


m 




m 


m 




750 





0,05 


850 





0,09 




18 


5,28 




9 

* 


6,32 




55 


9,13 


• 


28 


7,2b 




110 


12,98 




55 


7,38 




186 


12,77 




92 


7,93 


1570 



18 


0,07 
4,56 




138 
179 


10,88 
7,61 




55 


6,16 


2 000 





0,53 




92 


7,41 




154 


6,57 


; 


154 


7,21 


2 900 




37 

101 


0,23 
2,94 
4,23 



Man sieht, daß an den dem Gletschereude und der submarinen 
Einmündung des Gletscherbaches nahe gelegenen Lotungsstelleu die 
Schlammführung in der Tiefe am bedeutendsten ist. Je weiter man 
sich vom Gletscher entfernte, um so kleiner wurde der Sedimentgehalt 
pro Liter Wasser in der Tiefe, um so größer der an der Oberfläche. 
Das im Salzwasser aufsteigende Gletscherschmelzwasser hat eine gleich- 
mäßigere Verteilung des Schlammes herbeigeführt. Man darf au der 
Mündung des Gletscherbaches mehr als 13 pro Mille Schlammgehalt 
annehmen. 

Daß tatsächlich während der Sommermonate die Gletscher bä che 
eine größere Menge Schlamm transportieren als in den übrigen Jahres- 
zeiten, geht deutlich aus den Messungen hervor, welche IJaeff 1S90 



Eis und Fels. 



183 



täglich mit dem Wasser der Arve bei Genf, F. A. Forel 1886 monat- 
lich mehrmals mit dem der Rhone oberhalb des Genf ersees vorgenommen 
haben. 



Kbone 



Gelöste Sc hlammge balt 
Substanz ; 



g/m^ 



Tausend 
Tonnen 



A r V e 



Scblammgebalt 



g/m' 



Tausend 
Tonnen 



Gelöste 

Substanz 

Tausend 

Tonnen 



Januar . . 
Febmar 
März . . . 
April . . . 
Mai . . . 
Juni . . . 
JnU . . . 
August . . 
September 
Oktober 
November 
Dezember 



230 
230 
250 
255 
250 



65 

80 

164 

590 

1525 



230 


1520 


215 


1570 


190 


230 


180 


400 


185 


1050 


1 192 


150 


1 


1 



8,0 

7,3 

24,1 

127,0 

605,3 

1013,5 

1392,8 

128,6 

124,4 

321,4 

28,5 



334 

D 

46 
94 
253 
815 
358 
670 
114 

45 
46 



27,0 


20,7 


0,1 


7.6 


2,1 


12,0 


9,3 


23,0 


48,2 


36,8 


187,4 


41.1 


88,6 


49,6 


221,1 


51,5 


20,9 


41,1 


5,9 


36,1 


0,9 


11,4 



Jabresmittel 

annäbeiiid 



210 



620 — 



240 



30 



Der Schlammgehalt dieser aus den großen Gletschergebieten der 
Schweiz gespeisten Flüsse ist also sehr bedeutend. Im Genfer See, 
dem großen Klärbecken, verliert die Rhone den größten Teil ihrer festen 
StoSe. Bei Lyon führt sie nur mehr 59 g solcher auf 1 m^ Wasser 
und enthält außerdem 145 g gelöster Substanz pro m-^. Die mächtigen 
Zuflüsse, welche der Fluß nach seiner Läuterung vom Norden her er- 
hält, sind nicht imstande, seinen Gehalt an suspendierten festen StofEen 
auf den früheren Betrag zu erhöhen. Daß in den Alpen in der Tat 
von den Gletscherbächen die stärkste Schlammführung stammt, lehrt 
der wesentliche Unterschied in der Färbung dieser trüben Wasser 
gegenüber den klaren Bächen, welche aus nicht vergletscherten Gebieten 
stammen und trotz großen Gefälles nur geringe Mengen fester Stoffe 
losreißen können. Ihre Wassermenge hilft die trübende Substanz der 
Gletscherbäche auf ein größeres Wasserquantum zu verteilen ; das geht 
ja auch schon aus dem mit der Entfernung vom Gletschertor abneh- 
menden Schlammgehalt hervor. 

Ahnlich wie die Baeff sehen Messungen wurden die von G. Greim 
am Jambach in Galtür (Silvrettagruppe) ausgeführt. Während der 
Zeit von 1897 bis 1900 wurde wöchentlich eine Wasserprobe von 
100 ccm auf ihre Schlammführung untersucht. Die Mittelwerte aus 
durchschnittlich 16 Einzelbeobachtungen pro Monat ergaben; 



184 



Siebenter Abschnitt. 



Jan. Febr. März April Mai Juni Juli Aug. Sept. Okt. Nov. Dez. 
73 67 51 71 60 74 198 150 138 71 60 68 g/m' 

an suspendierter und gelöster Substanz. 

Unter Berücksichtigung der Schwankung in der Wassermenge des 
Baches findet Greim als gesamten Schlammtransport: 

Jan. Febr. März April Mai Juni Juli Aug. Sept. Okt. Nov. Dez. 
250 205 277 281 673 1744 5588 3187 2573 670 347 247 

Jahr: 16019 Tonnen. 

Bei gleichmäßiger Verteilung dieser Schlammmenge über das ganze 
Einzugsgebiet des Pegels würde diese einem jährlichen Abtrag von 
0,113 mm entsprechen. Das ist außerordentlich wenig; doch muß be- 
achtet werden, daß der Schutt- und Sandtransport auf dem Boden des 
Bachbettes bei den Greim sehen Messungen nicht berücksichtigt wurde. 

Die Yeränderungen des Schlammgehaltes mit der Jahreszeit sind 
natürlich auf den Wechsel der Wassermenge zurückzuführen ; die 
großen Wassermassen im Sommer sind viel transportfähiger als die 
kleinen des Winters, ebenso wie die großen Ströme relativ mehr feste 
Substanz mitführen als die kleinen. Auf dieselbe Ursache ist es zurück- 
zuführen, daß der Schlammgehalt der Gletscherbäche von Jahr zu Jahr 
starke Änderungen zeigt. So fand Dnparc für Tier Gletscher des 
Montblancgebietes : 



August 




1890 




1891 


g/m' 




g/m- 


243 




31 


535 




139 


483 




452 


2287 




385 



Tourgletscher . 
Argenti^re . . 
Mer de Glace . 
Bossousgletscher 



und 0yen in einem norwegischen Gletscherbache 547 g/m^ am 28. Juli 
und 36g/m> am 29. Juli 1891. 

Rechnet man für den 39 km^ großen Unteraargletscher mit einem 
Jährlichen Schlammtransport des Gletscherbaches, der, wie oben an- 
gegeben, 6000 m' festen Gesteins gleichkommt, und setzt man das Ero- 
sionsgebiet desselben = 30 km^, so würde sich ergeben, daß zur Er- 
zeugung des feinen Schlammes allein in rund 6000 Jahren der 
Gletscher sein Bett um 1 m erniedrigen müßte, daß also die durch den 
Gletscher bewirkte Abtragung trotz seiner viel geringeren Geschwindig- 
keit mindestens ebenso groß ist, als die vom Wasser hervorgerufene. 
Nach neueren Messungen dauert es bei der Hier 5430, beim Lech 3889, 
bei der Isar 4200, beim Inn 5100, bei der Salzach 4800, bei der Reuß 
4100 und bei der Kander 2600 Jahre, bis das ganze Flußgebiet durch 
Wassererosion um 1 m erniedrigt würde. 



Eis und Fels. 185 

Aber die Ton Dollfuß gefandene Zahl ist außerordentlich klein; 
der Gletscherbach transportiert nicht nur den Schlamm, der bei den 
Wasserproben leicht aufgenommen werden kann, sondern auch noch 
eine große Menge grobkörnigen Sand, der am Bachbett hingetrieben 
wird und weniger leicht bei den Untersuchungen der Menge fester, 
vom Wasser mitgeführter Bestandteile in Rechnung gezogen werden 
kann. Messungen solcher Geschiebemengen können nur mit Hilfe von 
Stauwehren ausgeführt werden, welche in Gletscherbäche eingebaut sind. 
Aus dieser Schwierigkeit erklärt es sich, daß bisher keine derartige 
Messung vorgenommen wm*de. 

Man darf jedoch als sicher annehmen, daß selbst der Betrag der 
vom Gletscherbach transportierten kleinsten und kleinen Beimengungen 
relativ viel größer ist als der anderen Wasserläufen entsprechende, d. h. 
daß der Gletscher wesentlich rascher an der Vertiefung seines Bettes 
arbeitet als das fließende Wasser. 

Erosion. Würden die von der Fimumrahmung stammenden Fels- 
bruchstücke nur zerkleinert und führten sie nur die Schleifarbeit aus, 
deren eben gedacht wurde, so könnte wohl kaum eine derart zusammen- 
hängende Schuttdecke auf dem Gletscherboden vorhanden sein, wie sie 
vor jedem im Rückgange befindlichen Gletscher wahrzunehmen ist und 
durch ihre reichlichen geschrammten Bestandteile ihre Herkunft von 
der Unterseite des Gletschers verrät. Wir müssen noch eine weitere 
Entstehungsursache für den auf der Gletschersohle bewegten Schutt 
suchen und betrachten zu diesem Zwecke die Bedingungen, unter denen 
das mit Fels in Berührung kommende Eis des Gletschers steht, etwas 
näher. 

Wie die Messungen in Bohrlöchern ergaben, ist die Temperatur 
des Gletschereises an allen Stellen die Schmelztemperatur, welche den 
gegebenen Drucken entspricht. Steigert sich an irgend einer Stelle der 
Druck, z. B. beim Umfließen eines Bewegungshindemisses, so wird ein 
Teil des Eises an dieser Stelle infolge des Überdruckes schmelzen; die 
Temperatur des Gemisches von Wasser und Eis wird um einen gewissen 
Betrag herabgesetzt; auch die Temperatur des Bewegungshindemisses» 
eines Felsstückes, in welches das entstandene Schmelzwasser eindringt, 
wird etwas erniedrigt, und nachdem der Druckausgleich stattfand, der 
ursprüngliche Druck wieder hergestellt wurde, wird die Schmelzwasser- 
menge wieder fest und führt zu einer Zerklüftung der Unterlage des 
Gletschers. Wegen der Druckschwankungen, welchen das Eis an der 
Gletschersohle unterworfen wird, finden an derselben Temperatur- 
schwankungen um den Gefrierpunkt statt, deren Folge eine Verwitte- 
rung des Gesteins unter dem Gletscher ist, die auf der ganzen Unter- 
seite auftritt, also in noch größerer Ausdehnung wirksam ist als die 
Verwitterung an den schnee- und eisfreien steilen Felsgraten des Fim- 
beckenrandes. 

Diese Verwitterung an der Gletschersohle führt zur Lostrennung 



186 Siebenter Abschnitt. 

einzelner Trümmer des anstehenden Felsens, und sowohl das bewegte 
£js, als die in dasselbe eingebackenen Gesteinstrümmer, die ans höher 
gelegenen Gebieten des Gletscherbettes stammen, werden die abgerissenen 
Stücke weiter abwärts transportieren. Je größer die Geschwindigkeit 
des Kises ist, um so rascher wird der Transport erfolgen, um so mehr 
wird die frei gewordene Felsoberfläche den Angriffen der Verwitterungs- 
faktoren ausgesetzt sein, um so mehr wird ein langsames und stetiges 
Ausreiben des Felsens stattfinden. Diese Erosionstätigkeit des 
Gletschers ist eine Hauptquelle des Schuttmateriales , das auf der 
Gletschersohle weiterbewegt wird und dessen Anordnung vor und neben 
einem zurückweichenden Eis ström uns Kenntnis gibt von der Größe 
des Gebietes, das derselbe zur Zeit einer größeren Ausdehnung okku- 
piert hatte. 

Es ist ein besonderes Verdienst von Finsterwalder und ßlümcke, 
daß sie durch eine sorgfältige Experimentaluntersuchung zeigten, wie 
sich der Erosionsvorgang vollzieht. Nach der von Blümcke an- 
gegebenen Methode zur Bestimmung der Frostbeständigkeit von Bau- 
materialien wurden Sandstein von unbekannter Herkunft und dunkel- 
grüner Schiefer aus dem Pfitschtale untersucht. Die Probestücke 
ließ man in Eis einfrieren; dann wurden sie bei Temperaturerniedrigung 
und Druckänderung von 80 bis 1 Atm. mehrmals zum Auftauen und Ge- 
frieren gebracht. Es zeigte sich eine gut meßbare Gewichtsabnahme, und 
insbesondere ergab sich, daß die Frostwirkung, welche durch Druck- 
Verminderung herbeigeführt wurde, quantitativ von der durch bloße 
Temperaturerniedrigung erzeugten nicht wesentlich verschieden ist, 
daß die Löslichkeit des Materiales im Wasser nur nebensächlichen, die 
Druckwirkung des Eises allein (ohne gleichzeitige Aggregatzustands- 
änderang) verschwindenden Einfluß auf den Materialverlust hat. Aber 
auch qualitativ ist die Erscheinung die gleiche: erst regelmäßiges Ab- 
frieren feinen Staubes, später unregelmäßiges Abblättern und Abbröckeln 
gröberer Teile. 

Die Möglichkeit der Verwitterung am Grunde des Gletschers ist 
also dann vorhanden, wenn im Aggregatzustande des Eises wiederholter 
Wechsel eintreten kann. Aus den Temperaturmessungen ist aber be- 
kannt, daß insbesondere auch in der Nähe der Gletschersohle Schmelz- 
temperatur herrscht. Der vom Eise bedeckte Fels kann an seiner 
äußersten Grenze auch nur diese Temperatur haben, und es ist daher 
einleuchtend, daß die durch zeitweisen Überdruck hervorgerufenen 
Temperaturänderungen, die ein teilweises Schmelzen von Eis und ein 
darauffolgendes Wiedergefrieren des Schmelzwassers veranlassen, eine 
allmähliche Zerklüftung des Gesteins zur Folge haben müssen; die Be- 
dingungen für eine erodierende Tätigkeit des Gletschers sind gegeben! 

Um ein Maß für die Größe der Erosion zu erhalten , welche wäh- 
rend eines Gletschervorstoßes in diesem Gebiete stattfindet, hatBaltzer 
im Jahre 1892, als ein Wachsen des Untergrindelwaldgletschers erwartet 



Eis und Fei«. 187 

wurde, Bohi'löcher bis zu 2 m Tiefe in Fels ausführen lassen, welche mit 
farbigem Ton ausgefüllt wurden. Tiefe und Position der einzelnen 
Löcher wurden genau bestimmt und in eine Karte des Schliffbuckel- 
gebietes, die mit Höhenkurven von 10 zu 10m gezeichnet ist, ein- 
getragen. Nachdem der Gletschervorstoß abgelaufen und durch die 
überwiegende Abschmelzung das zeitweilig vereiste Gebiet wieder bloß- 
gelegt ist, wird eine Nachmessung genügenden Anhalt zur Bestimmung 
des Maßes der Erosion geben. Bis dahin werden nun allerdings^, 
nachdem der üntergrindelwaldgletscher während der jüngsten Vorstoß- 
periode gestreikt hat, noch verschiedene Jahrzehnte vergehen. 

Ein Versuch, die Erosionsgröße zu bestimmen, wurde 1903 von 
mir unternommen. Die große Mittelmoräne des Hintereisferners, welche 
nahe der Fii'ngrenze am Fuße der Langtauferer Spitze durch die Ver- 
einigung des Hauptgletschers und des Langtauferer Zuflusses entsteht, 
erhält ihr Schuttmaterial zum großen Teil aus der schuttführenden 
Wand, welche die beiden Gletscherzuflüsse trennt. Die Ausmündung 
dieser Wand kann am Rücken der Moräne fast durch deren ganze 
Länge verfolgt werden (vgl. S. 195). Ich ließ nun in 2600 m Höhe 
längs einer Strecke von 20 m zu beiden Seiten dieser Ausmündungs- 
linie den Moränenschutt vollständig wegräumen, so daß ein schuttfreier 
Streifen von 4 bis 5 m Breite vorhanden war, in dessen Mitte die Spur der 
Schuttwand verlief. Nach Ablauf von neun Tagen (darunter vier Tage 
mit Neuschnee) war durch Abschmelzung die pjisoberfläche um 20 cm 
erniedrigt, wie an einem eigens für diesen Zweck aufgestellten Ablations- 
pegel gemessen wurde. In derselben Zeit kam von der Schuttwand 
eine Gesteinsmenge von 60 bis 100 dm^ zum Ausschmelzen. Denken 
wir uns dieselbe gleichmäßig über die 4 m^ der abgeschmolzenen Eis- 
wand verteilt, so finden wir, daß auf den m^ dieser Kiswand mindestens 
15 dm^ Schutt treffen. Da die schuttführende Eiswand aus zwei Eis- 
lagen gebildet wird, welche dem Firngebiet der beiden Gletscherzuflüsse 
als Bodenschichten angehörten, so müßte vom Boden des Firnbeckens 
jeder m^ der Gletschersohle 7,5 dm^ Schutt aufnehmen. Nimmt man 
die Grundgeschwindigkeit an den zugehörigen Stellen im Firnbecken 
zu nur 4m an und berücksichtigt man, daß 1 m^ der Schuttwand 
höchstens 1,5 m^ jeder der beiden Bodenschichten im P'irn angehören, 
so ergibt sich, daß pro Jahr der Abtrag auf der Grundfläche des Firnes 
mindestens 2 cm Gestein ausmacht. Die Genauigkeit dieses Resultates 
ist allerdings nicht besonders groß, da die Bestimmung der ausge- 
schmolzenen Schuttmenge etwas unzuverlässig ist. Im Jahre 1904 
wird man einen wesentlich größeren Betrag derselben mit größerer 
Sicherheit messen können. Ich bemerke jedoch ausdrücklich, daß die 
der vorstehenden Rechnung zugrunde liegende Angabe von 60 dm^ für 
die in der kurzen Beobachtungszeit von 1903 erhaltene Schuttmenge 
als ein Minimalmaß anzusehen ist. 

Fraglich könnte zunächst erscheinen, ob wirklich die in ^er Schutt- 



188 Siebenter Abschnitt. 

wand enthaltenen Gesteinsfragmente dem Boden des Fimbeckens ent- 
stammen und nicht etwa von der Felsamrahmnng des letzteren, hier 
von den Hängen der Langtauferer Spitze kommen. Die nähere Prüfung 
zeigt aber, daß als Ausgangsstelle der Stromfäden, welche an der Unter- 
suchungsstelle ausmünden, das vollständig verfimte, über 3200 m hoch 
gelegene Gratstück anzusehen ist, welches von der Langtauferer Spitze 
nach Osten zieht. Wollte man hier eine derart intensive Verwitterung 
unter dem Firn annehmen, daß dies Gratstück als Ursprungsstätte des 
Schuttes angesehen werden kann, so hätte man einerseits mit einer 
sehr bedeutenden jährlichen Erniedrigung des Grates zu rechnen und 
andererseits wäre auch damit anerkannt, daß unter dem Firn beständige 
Verwitterung des Gesteins stattfindet. Es erscheint mir deshalb voll- 
ständig gerechtfertigt, den Inhalt der Schuttwand ausschließlich als 
Grund Schutt anzusehen und damit die Jährliche Vertiefung des Glet- 
scherbettes im Firn anf mindestens 2 cm zu veranschlagen. 

Ein zweiter Versuch, die Erosionsgröße am Hintereisfemer zu be- 
stimmen, lieferte einen fast ebenso großen Wert; darauf komme ich 
S. 198 zurück. 

Das sind meines Wissens alle Experimente, welche zur Beant- 
wortung einer für die Beurteilung der erdgestaltenden Arbeit der 
Gletscher überaus wichtigen Frage bisher gemacht wurden. Einer Nach- 
ahmung der Erosionstätigkeit der Eisströme unter den in der Natur 
vorhandenen Bedingungen in einem unserer gut eingerichteten mecha- 
nischen Laboratorien dürften kaum unüberwindliche Hindernisse ent- 
gegenstehen. Alle Versuchsbedingungen könnten dabei in verschieden- 
ster Weise abgeändert werden; Temperaturen, Drucke, Geschwindigkeiten 
wären weit besser als in der Natur selbst zu bestimmen. Es scheint 
mir eine für die Gletscher- und Eiszeitforschung höchst dankenswerte 
Aufgabe, die Frage auf dem angedeuteten Wege anzugehen und damit 
die experimentellen Daten einwandsfrei und weit früher zu liefern, 
als es die Gepflogenheiten des Untergrindelwaldgletschers erwarten 
lassen. 

Nach den bisherigen Ausführungen kann es nicht zweifelhaft er- 
scheinen, daß außer der Schleif Wirkung , welche die vom Eise einge- 
schlossenen Bruchstücke der Fimumrahmung auf den Untergrund des 
Gletschers ausüben, auch die Lostrennung größerer Stücke vom ge- 
wachsenen Fels erfolgt. Die Klüftbarkeit und die Schieferung der Ge- 
steine sind dem Eindringen der unterkühlten Schmelzwasser in die Fugen 
günstig; an den Stellen, die besondere Hindemisse für das abwärts- 
strömende Eis bieten, also an allen Vorsprüngen des Gesteins müssen 
auf der Stoßseite bedeutende Überdrncke auftreten, unter deren Ein- 
wirkung die Lockerung des Gefüges und schließlich der Transport ab- 
gebr('>ckelter Stücke sich vollzieht. Beim Übergang der Eismasse aus 
dem weiten Fimbecken in die Gletscherzunge, also da, wo das von allen 
Seiten herbeiströmende Eis einer gemeinsamen Bewegungsrichtung sich 



I I 



Im 
iii 

l'l i 
jll 
1 1 I 

11 



Eis und Fels. 189 

anbequemt, müssen wegen der bedeutenden Störung, die die Bewegung 
erfährt, sowohl in der Eismasse selbst, als besonders auf dem Boden 
starke Druckänderungen häufig eintreten. Hier muß auch wegen der 
gesteigerten Bewegung die Zerstörung des Felsmateriales eine sehr be- 
deutende sein, denn die intensive Verwitterung schafft beständig neue 
Angriffspunkte für die schleifende und aushebende Tätigkeit des Glet- 
schers. Auch am oberen Rande und am Fuße von Gletscherstürzen 
findet in den untersten Eisschichten eine bedeutende Änderung der Be- 
wegung statt, die vielfache Druckschwankungen und daher auch ver- 
stärkte Erosion zur Folge haben mulS. Es ist selbstverständlich, daß die 
Größe der Erosion wesentlich abhängig ist von der Härte des Gesteins, 
von der Stellung seiner Schichten gegenüber der Bewegungsrichtung des 
Gletschers, von der Geschwindigkeit und damit auch von der Mächtigkeit 
des Eisstromes. Wo die Schichtflächen ungefähr senkrecht zur Stoß- 
richtung liegen, werden sie poliert; es tritt schleifende, glättende 
Erosion ein; wo aber die Schichtflächen gegen die Bewegungsrichtung 
unter einem solchen Winkel einfallen, daß das Eis die Fugen anpacken 
kann, werden mehr oder minder große Gesteinstrümmer losgebrochen; es 
tritt splitternde Erosion ein. Beide Fälle, welche schon von F. Simony 
unterschieden wurden, hat A. Baltzer in prächtigen Abbildungen zur 
Darstellung gebracht, welche er in dem Gletscherschliffgebiete aufnahm, 
das dem Untergrindelwaldgletscher vorgelagert ist und von demselben 
zu Zeiten hohen Gletscherstandes überdeckt wird. Eine dieser Abbil- 
dungen ist hier wiedergegeben (Fig. 35); sie wird besser, als es Worte 
vermögen, den Unterschied beider Erosionsarten erläutern. Man bemerkt 
insbesondere, daß die Grenzen zwischen glättender und splitternder Ero- 
sion sich genau an die Gesteinsart und die Schichtfugen halten, und daß 
die Schichtfugen selbst in dem Gebiete der splitternden Abtragung 
recht deutlich hervortreten. Diese erfolgt da, wo an Stelle des massigen, 
grobbankigen Kalkes schief riger Kalk sich einsteUt, und femer dort, wo 
das Gefüge des Gesteins durch Fältelung und Clivage gestört ist. In 
einzelnen FäUen beobachtete Baltzer im Schliffbuckelgebiet des unteren 
Grindelwaldgletschers Defekte bis zu Im', die durch aushebende Tätig- 
keit des Eisstromes entstanden. Gneis, Glimmerschiefer, Phyllite, schief- 
riger Verrucano, schief rige Triasgesteine, Oxfordschiefer und schief rige 
Kalke des Malm, Berriasschiefer, Knollenkalk, Aptienmergel , Flysch 
sind, ihrer Struktur entsprechend, der splitternden Erosion be- 
sonders unterworfen, während diese in geringem Maße oder gar 
nicht zu erwarten ist bei den massigen Eruptivgesteinen, den 
massigen Kalken und Dolomiten der Trias, dem Kieselkalk des Lias, 
den kompakten Kalken des Malm, dem Kieselkalk und Schrattenkalk 
der Kreide. 

Über den Einfluß der Geschwindigkeit des bewegten Eises 
auf die Größe der Abtragung des Gesteins kann natürlich vorläufig 
nur auf allgemein physikalischen Grundlagen geurteilt werden. Man 



190 Siebenter AbschDÜt. 

wird danach, wokl annakmen dürfen, daß an den Stellen stärkster Ge- 
schwindigkeit auch die Erosion am bedeutendsten ist, wenn das Grestein 
auf der ganzen Gletschersohle in gleicher Weise den Angriffen des 
großen Schleifapparates ausgesetzt ist. 

Gebiete besonders großer Geschwindigkeit sind die Region der 
größten Dicke des Eisstromes, die Stellen, welche kurz oberhalb der 
Talstufen liegen, über welche er mit mehr oder minder starker Zer- 
klüftung hinabstürzt, und die Strecke stärkerer Neigung an einer solchen 
Stufe. An allen diesen SteUen muß wegen der rascheren Bewegung 
unter sonst gleichen Verhältnissen die Erosion eine beträchtlichere 
sein als da, wo der Gletscher relativ dünn über gleichmäßig geneigten 
Boden fließt. 

Bearbeitung des Gletscherbettes. Ein Gletscher arbeitet dem- 
nach in dem Gebiete der maximalen Geschwindigkeit an einer bestän- 
digen Tieferlegung seines Bettes und bei Eisbrüchen an einer Ver- 
ringerung der Neigung derselben. Der aasgehobelte Schutt wird mit 
dem Eise talab transportiert und nahe dem Ende, wo auch wegen des 
verringerten Druckes und der verminderten Bewegung der Abtrag 
kleiner ist, abgelagert. Das Ergebnis der erodierenden Tätigkeit wird 
demnach bei einem Alpengletscher eine zunehmende Verflachung des 
Gletscherbettes sein, soweit das Gebiet der Zunge in Betracht kommt; 
dagegen wird vom oberen Hände des Fimgebietes an bis herunter in 
die Zone maximaler Bewegung die Erosion zunehmen, weil die Ge- 
schwindigkeit wächst, und deshalb muß die Neigung im Fimgebiete 
allmählich grüßer werden. 

Anor^ung des Schuttes. Nach dem, was bisher angeführt 
wurde, können wir zwei Entstehungsarten des Schuttes unterscheiden: 

1. durch Verwitterung am Bande des Gletschers — Randschutt, und 

2. durch Verwitterung am Grunde — Grundschutt. Um die Anordnung 
des Schuttes auf und in dem Eise zu verstehen, betrachten wir die Be- 
wegung des Gletschers als eine Strömung. Wir nehmen an, daß ein 
Eisteilchen, das im Firn als Niederschlag angefallen ist, längs einer 
Stromlinie im Gletscher foHbewegt wird, bis es auf der Oberfläche 
der Gletscherzunge schmilzt. Benachbarte Eisteilchen sollen benach- 
barte Stromlinien beschreiben und Eisteilchen, welche ursprünglich am 
oberen Rande des Firnbeckens waren, sollen stets an der Grenze des- 
selben, also dem Boden benachbart bleiben. Setzen wir stationäre Be- 
wegung des Gletschers voraus, so werden Form und Lage der Strom- 
linien stets dieselben bleiben. Keine Stromlinie kann vom Innern der 
Eismasse auf deren Grund kommen und umgekehrt. Auf diese Weise 
wird jeder Punkt der Firnoberfläche mit einem Punkt der Zungenober- 
fläche durch eine innerhalb der Eismasse verlaufende Stromünie ver- 
bunden, welche im Firn in den Gletscher unter einem gewissen Winkel 
eintritt, auf der Zunpn denselben verläßt. Die Firnfläche ist auf der 
Zungenoberfläche eindeutig abgebildet und die Firnlinie geht bei dieser 



Eis und Fals. 191 

Abbildung in eich selbat über. Der Umrandung dea Firofeldea ent- 
spricht die Umraaduag der Zünfte. Fig. 36 diene zur B^läuterung 
dieser Abbildung, welche im Ahachnitt „Theorie der Gletacherbewegung" 
ausführlicher behandelt wird. Fig. 36. 

Setzen wir in Anlehnung an 
S. Finaterwalder für die 
nÄcbatrolgendeu Betrachtungen 
Toraus, daß der (rletscher stationär 
und stetig sei, so ksun bei einem 
(iletscher, dessen ganze Ober- 
fläche ein einfach zusammen- 
hangendes Gebiet ist (d. L daS 
jede zwei Raudpnnkte verbin- 
dende Linie die Oberfläche in zwei 
Teile zerlegt) , kein Schutt ins 
Innere der Eismasse gelangen. 
Waü am Rande des Fimfeldes 
abwittert, fällt auf die Fimuber- 
fläcbe und bleibt bei stationärer 
Bewegung auf dem Grunde des 
Gletschers, bildet also einen Be- 
standteil der Grundmoräne. Was Fi(t. 37. 
am Rande der (>1 et scherz unge 
ftbwittert, fäJlt auf die Zungen- 
oherfläche und wird auf dieser 
forttransportiert. Da die Bewe- 
guugslinien am Bande stranden, 
so wird die zum Rande senkrechte 
Komponente der Bewegung durch 
den nachdrängenden Schutt auf- 
gehoben , und der Randschutt 
ordnet sich auf der (iletscher- 
zunge zu einem Walle, Seiteu- 
moräne, der so lange parallel 
dem Rande verlauft, bin er an 
Stellen gelangt, wo die Neigung 
des Gehftngea seine Vermengung 
mit der Grundmoräne oder der 
Gletseherbach seine Abfuhr er- 
möglicht. I>ie Hildung der rand- 
licben Obermoränan hängt also 
ganz von der Form der Talwände 
(Fig. 37). 

Ist die Gl etsche rolle i'flÄche ni 
treten in ihrem Innern eisfreie loseln auf, so wird die Abbildung de^ 



ih, welche den Gletscher begrenzen 
:ht mehr einfach zusammenhangend, 



192 



Siebenter Abschnitt. 



Fimgebietes auf das Zungengebiet, welche durch die Stromlinien ge- 
geben ist, nicht mehr stetig. Ist K in Fig. 38 eine Insel im Firnfeld, 

Fig. 38. 

E 




kd 



80 gibt es eine vom Rande von K auBgehende, nach der Fimumrah- 
mung (bei D) gehende, bis zum Grunde reichende Trennnngsfläche von 



Fig. 39. 



der Beschaffenheit, daß ursprüng- 
lich in ihr vereinigte £isteilchen im 
Laufe der Bewegung getrennte Weg6 
gehen. Die Umgrenzung der Insel 
K bildet sich zwischen den Punkten 
d, d des Gletscherrandes in k ab. 
\^ Der am Rande produzierte Schutt 
muß, den Stromlinien folgend, auf 
den Grund des Gletschers gelangen. 
Wenn aber die Insel ganz oder 
teilweise im Abschmelzgebiet liegt, 
so werden die an ihrer Umrandung 
austretenden Stromlinien Schutt vom 
Grunde zum Rande transportieren, 
es muß Grundmoräne austreten, und 
da sich dieselbe auf der Insel nicht 
beliebig anhäufen kann, so wird 
seine Abfuhr am abschmelzenden Rande der Insel mittels seitlicher 
Obermoränen in ähnlicher Weise besorgt, wie dies vorhin für den Rand 




Eis nnd Fels. 



193 



a 
« 



der Gletscherzunge erlAutert wurde. Am unteren Ende der Insel, wo 
sich die Bewegungslinien von beiden Seiten vereinigen, wird der Schutt 
alsMittelmoräne auf der OberflAche des Gletschers weiter befördert 
bis zu einer gewissen Stelle des Gletscherrandes (Fig. 39). Die auf diese 
Weise entstandenen Mittelmoränen enthalten außer dem Randschutt der 
Insel notwendigerweise auch Grundmor&ne, also gekritztes und ge- 
schrammtes Material. Der 
Schuttinhalt einer solchen 
Mor&ne bleibt im Verlaufe 
der Bewegung stets der- 
selbe; der Schuttstrom, den 
sie darstellt, ist tief, wo 
er gleichzeitig schmal und 
langsam fließt, er wird 
seicht, wo er sich ver- 
breitert und seine Ge- 
schwindigkeit w&cbst. Das 
Innere der Eismasse muß 
aber bei dieser Art der 
Mittelmorftnen schutt- 
frei bleiben; sie können 
nur reine Oberflachen- 
mor&nen sein. 

Anders wird die Be- 
schaffenheit der Moränen, 
welche durch den von 
einem u m flossenen Hinder- 
nis stammenden Schutt zu- 
sammengesetzt werden, 
wenn dieses als eisfreie 
Insel die Fimoberfläche 
durchbricht oder doch so 
beträchtlich über den 
übrigen Gletscherboden 
emporragt, daß das Eis es 
nicht mehr über fließen 
kann. Denken wir uns 
den Gletscher durch flache, 
aus lauter Stromlinien ge- 
bildete Schalen in einzelne 
Schichten zerlegt, etwa so, daß die Grenzpunkte der Stromlinien im 
Firn und auf der Zunge den Linien der Quer t eilung der Längs- 
streifen angehören, aus welchen zusammengesetzt wir den Gletscher 
ansehen. Es tritt dann beim Umfließen des Hindernisses zunächst in 
der Grundschicht (Fig. 40a) eine Stetigkeitsunterbrechung auf, da die 

HeA, Die Oletscher. X3 




M 
o 



1 

m 



194 



Siebeutor Abwbiiitt. 



b«i A benachbarten Eiateilcben getrennt und bei B wieder vereinifict 
werden. Rjn eidohes Uinfließen findet auch nooh in einer hShereu 
Schicht, wenn auch in geringerem Maße statt (Fig. 40 b), nnd aohließlich 
kommt eine Schicht, in welcher keine Unterbrechung der Stetigkeit 
mehr vorkommt (Fig. 40 c). Ist nun ausBcblieBlich der Rand des Glet- 
schers Bchutterzeugend, so 
tritt durch ein aolches Um- 
fliegen eines HindemieseH 
keinerlei Änderung im 
Schatttransport ein; denn 
die Stromlinien der bfiherea 
Schiebten kommen zwar am 
Hindernis mit dem Boden, 
nicht aber mit dem Schutt 
liefernden Rande in Be- 
rührung — sie können also 
keinen Schutt in daa Innere 
der EJBmaBse bringe». 
? Wenn aber auf dem Uninde 

S Belbst&ndig Schuttproduk- 

r tion stattfindet, so muH 

a notwendigerweise Schutt 

6* ^ ine Innere des Elises ge- 

i» langen, weil Stromlinien, 
die im Innern des Gletschers 
verlaufen, mit dem Grande 
in Berfihmng kommen nnd 
Q danach wieder im Inner» 

der Eismasse weiter ziehen. 
Von der abwärt» gelegenen 
Kante BBE des Hinder- 
nisses geht eine Flfiche von 
vereinigten StromÜnien aus. 
die als schuttfahrende 




im Inne 



des 



Gletschei 



Grunde verläuft. An der 
Oberfläche des abschmelzen- 
den Gletschers macht sie 
sich als schuttführende 
Linie, als Mittelmoräne be- 
merkbar. Diese Mittelmoräne hat nur Grundmuränenmaterial ; 
ihr Schuttinhalt ist nicht auf die Oberfläche beschränkt, sondern reicht 
bis auf den Grund. Deshalb ist ihr oberflächlicher Scbuttinhalt nicht 
konstant wie bei der reinen Mittetmoräne, sondern er nimmt gegen 



Eis und FelB. 195 

das Gletsolierende hin in dem MalSe zu, wie die Ablation weiter fort- 
schreitet 

In noch größerem Maße findet die Unterbrechung der Stetigkeit 
statt, wenn das umflossene Hindernis über die Fimoberfläche als Insel 
emporragt, oder wenn starke einspringende Winkel der Fimumrahmung, 
Felsäste und dergleichen Torkomm'en. Von der unteren Seite eines 
solchen Hindernisses wird stets eine Innenmoräne, eine schuttführende 
Wand von Stromlinien ausgehen, die durch Vereinigung zweier Scharen 
früher am Grunde verlaufender Stromlinien gebildet sind. Der Schutt- 
inhalt der Innenmoräne besteht nun aus Rand- und Grundschutt, da 
die zur Vereinigung kommenden Stromlinien zum Teil auch von der 
Umrandung des Fimfeldes bzw. der Insel ausgehen. Diese Art der 
Moränenbildung ist durch Fig. 41 illustriert. 

Finsterwalder gibt für die Richtigkeit seiner oben dargelegten 
Anschauung über die Entstehung der Innenmoränen im Anschlüsse an 
seine Theorie einen Beleg, indem er darauf verweist, daß viele Mittel- 
moränen bei mindestens gleich bleibender, wenn nicht zunehmender 
Dicke der Schuttdecke eine beträchtliche Verbreiterung erfahren. So 
ist die große Mittelmoräne des Hochiochfemers 

in 1250 m Entfernung vom Ende und 2790 m Höhe Om breit 
, 1000 m „ n « n 

„ 800 m „ n n I» 

» 600m , „ » « 

■ 400 m „ « » » 

» 200 m , , , „ 

« Om » n n n 

In ähnlicher Progression steigt die Breite der großen Mittelmoräne 
des Hintereisfemers, des Unteraargletschers (vgl. Karte bei Agassiz) 
und anderer. Seitdem Finsterwalder seine Abhandlung über den 
Vemagtfemer veröffentlichte, gelang ihm aber auch die Deutung einer 
Erscheinung, die wohl vielen Gletscherforschern schon aufgefallen war. 
Man beobachtet nämlich meist genau auf dem Rücken der Mittel- 
moränen verlaufende Streifen von geringer Breite (0,5 bis 1 m), die sich 
von ihrer Umgebung durch breiigen Zustand unterscheiden. Der frisch 
aasschmelzende Schutt, welcher der Schuttwand der mit der Mittelmoräne 
verbundenen Innenmoräne entstammt, hat nämlich einen Überzug von 
Staub und Grus, der mit dem entstandenen Schmelzwasser den. Brei 
bildet. Dieser auf solche Weise gekennzeichnete Streifen, der sich 
längs der ganzen Mittelmoräne verfolgen läßt, ist die Spur der Schweiß- 
naht der beiden Gletscherzuflüsse auf der Oberfläche des Gletschers. 
Auf dem Unteraar-, Hintereis-, Hochjochgletscher konnte sie Finster- 
walder nachweisen. Man sieht sie auch an jeder kleinen Innenmoräne, 
die im Randgebiet der Gletscher zum Ausschmelzen gelangt. Um auch 
in einer vertikalen Fläche die Spur der Schuttwand, welche den Glet- 
scher durchzieht, zu sehen, schlug die am Rhonegletscher 1899 ver- 
sammelte Gletscherkonferenz vor, einen Stollen quer durch eine große 

13* 



2750 m 


n 


7m 


2720 m 


n 


12 m 


2690 m 


» 


16m 


2660 m 


n 


20 m 


2620 m 


n 


30 m 


2580 m 


fi 


50 m 



196 Bielsenler Atwohnitt. 

Uittelmorftne anzolegen. Auf einfachere Weise gelang es, das Vor- 
handensein ftuch dieser Spuren in den W&nden der großen Spalten 
nachzuweisen, welche den Eisrüeken der Hittelmor&ne des Hintereis- 
temers bei seiner Yereinigong mit - dem Eesselwandfemer durchsetzen. 

Fig. 42. 



Spalten wand mic Sohl vom Umtereisfemer. 

Fig. 42 gibt ein Bild dieser Seh weißnahtspnr, der auf derObet^Aohe 
des Eisrückens genau der breiige Streifen zugeordnet ist. Die aas der 
Scbuttwand ansschmelzenden Steine sind Grund moränenmaterial, das 



Eil und Fels. 



197 



vielfach recht dentUch die Spuren seiner Begegnung mit dem festen 
Gestein an der Gletscheraohle trigt. Alle Steine von l&nglicher oder 
plkttiger Form liegen mit ihrer Längs- bsw. Breitseite in der Ebene 
der Schweißnaht und schmelsen hochkant gestellt aas. Sie markieren, 
soweit de in solch anaatttrUeher Stellung noch halb im Eise stecken, 
auf weite Strecken die Naht. 

Die Spaltenw&nde in der Hintereisfemermoräne zeigen flbrigens 
außer der Naht recht deutlich die B&nderung. Die Naht selbst er- 
scheint ftlfl ein stark mit Schmutz dorchsetiteH BUnband, und links and 
rechts von ihr sieht man die fast parallelen Streifen, welche de» Btn- 
dem in den beiden Teilen des (Hetschers entsprechen. Vor dem Zu- 
eammeoSuBse sind in beiden Gletschern die B&nder in Lagen, welche 
als dem Talboden nahem parallel beieichnet werden kOnnen. Etwa 
100m nach der Vereinigung tou Eesselwand- und Hintereisfemer kann 
Fig. *3. 




man an swei großen Spalten bemerken , daß die Naht und die ihr be- 
nachbarten, durch GrundmorKneuBoblanun sehr gut gekennzeichneten 
B&nder immer mehr vertikal gestellt werden, je weiter der Weg ist, 
den die ursprOngUch getrennten Eismassen gemeinsam zurücklegen und 
je mehr sich dabei der EinSuß des Eesaelwandfemers geltend macht. 
Die Bänder beider ZuBUsse bleiben stets voneinander getrennt; deshalb 
beobachtet man auch anf jedem Zufluß selbständige Ogivensysteme. 
Es findet bei der Vereinigung zweier Gletscherarme ei& Aufbiegen der 
Schichten statt — das ist durch das Auftreten der Naht zur Genfige 
bewiesen. Damit ist aber auch die Vorstellung, welche sich Agassia 
von der Anordnung der Schichten in einem zusammengesetzten Glet- 
scher machte, als richtig anerkannt. Fig. 43 gibt eine Zeichnung 



198 SieiMnter Absohnitt 

Agassiz' wieder, die, aus dessen Atlas zum „Systeme glaciaire^ über- 
nommen, ohne weitere Erl&ntemng yerst&ndlich ist. 

So gibt uns die Finsterwaldersolie Erklärung über die Ent- 
stehung der Innenmoränen, auf deren Vorhandensein zuerst Forbes 
aufmerksam machte, nicht nur den Schlüssel zum Verständnisse der 
Erscheinung, dalS Grundmoränenmaterial ein ziemlich großer Bestand- 
teil vieler Obermoränen ist , was zuerst G. de S e u e an den Justedals- 
braeem bemerkte und seitdem auch unter anderen von Brückner, 
Penck und Zittel festgestellt wurde, sondern sie erlaubt uns einen 
tiefen Einblick in die Makrostruktur zusammengesetzter Gletscher. 

Wenn aber an den Rändern vieler Gletscher Moränenzüge zum 
Ausschmelzen gelangen, die ohne Zweifel von Bewegungshindemissen 
herstammen, die unter der Fimoberfläche verdeckt liegen, MoräuMi, 
welche nicht nur am grönländischen Binneneis und den Plateau- 
gletschem Norwegens, sondern auch an zahlreichen Alpengletschem 
beobachtet wurden, so ist damit meines Erachtens auch bewiesen, daß 
der Grletscher auf seiner Unterseite nicht nur den anstehenden Fels kratzt 
und schleift, sondern größere Bruchstücke desselben abzuheben und fort- 
zutransportieren vermag, die Verwitterung unter Eis losgesprengt hatte. 
Dann ist ein direkter Beweis für eine „Erosion in großem Maße*^ vor- 
handen und aus der Größe des Schuttinhaltes solcher Innenmoränen 
kann ein annähernd sicherer Schluß auf den Betrag der Erosion ge- 
zogen werden, sobald die Bewegnngs- und Abschmelzungsverhältnisse 
der in Frage kommenden Gletscher genügend genau bekannt sind. 

Betrag der Erosion. Unter den Innenmoränen des Hintereis- 
femers ist eine, die nach meiner Meinung ihren Ursprung an Fels- 
gebilden hat, welche unter der Firndecke verborgen sind. Es ist die- 
jenige, deren Ausgehendes auf der von Blümcke und mir für das 
Jahr 1894 gezeichneten Karte des Gletschers durch den Schneestreifen 
dargestellt ist, der die mit den Höhenzahlen 2444, 2500 und 2556m 
markierten Punkte enthält. Im Sommer 1903 war ihr oberster Aus- 
läufer sehr schwach; von der Höhe 2330m (entsprechend 2357m von 
1894) wurde die Schuttmenge reichlich und bildete bis zum Gletscher- 
rande ein schmales Dreieck von 330 m Länge. Ich ließ längs der 
oberen 160 m den Schutt in Haufen von ca. 0,5 m^ zusammenschlichten; 
die Schätzung der in diesem oberen Viertel des Dreieckes enthaltenen 
Schuttmenge ergab mindestens 18 m^; der Schuttinhalt der ganzen 
Obermoräne wäre also, gleiche Dichte der Schuttdecke nach unten zu 
vorausgesetzt, mindestens 72m'. Da die ausgeschmolzenen Gesteins- 
trümmer gegen den Gletscherrand hin größer sind und dichter bei- 
sammen liegen, als weiter oben, so stellt diese Zahl von 72m* sicher 
ein Minimalmaß' für den Schuttinhalt dieser Moräne dar. Um nun zu 
finden, wie groß die Fläche der Schuttwand ist, aus der diese Schutt- 
menge stammt, stelle ich folgende Betrachtung an. 

Ee sei AB (P'ig. 44) die Oberfläche des zunächst als stationär an- 



Eis und Fela. 199 

gesehenen Gletschers, der eine Schattwand führt, deren oberer Band 
mit JJ bezeichnet ist. Solange der Gletscher im Mündungsgebiete 
JB der Innenmoräne mit der mittleren Geschwindigkeit v sich bewegt, 
wird jährlich eine Schuttmenge auf seiner Oberfläche abgelagert, welche 
in der Fläche v . ^ der Schuttwand enthalten war, wenn h die Höhe der 
letzteren , also ungefähr die Entfernung von JJ bis zur Gletschersohle 
B<^B ist. Wenn der Böschungswinkel klein ist, so bleibt die Schutt- 
menge mehrerer Jahre auf dem Eise liegen. Ist aber der Winkel, mit 
dem die Eisoberfläche gegen den Horizont einfällt, groß, so wird sioh 
ein Teil des Schuttes wallartig am Gletscherende bei B ablagern. 

Sobald der Gletscher nicht mehr stationär ist, sondern schwindet, 
so daß seine Oberfläche der Reihe nach durch A\B\y Ä^B^^ Ä^B^ dar- 
gestellt erscheint, wird anfänglich ein Teil des auf der Eisfläche ab- 
gelagerten Schuttgehaltes der Innenmoräne im Moränengebiet vor dem 
zurückweichenden Eise, der andere Teil auf der neuen Eisoberfläche 
abgelagert. Je mehr der Gletscher schwindet, um so geringer ist die 
noch auf Eis liegende, aus der Zeit des stationären Standes stanunende 
Schuttmenge, und wenn, wie bei der Lage Ä^B^ der Gletscherober- 
fläohe, die Einsenkung über dem Ende B^ des Gletschers einen Betrag 
A Fig. 44. 



erreicht hat, der so groß oder größer als die Höhe der Schuttwand ist, 
so kann der auf dem Eise liegende Schutt nur aus dem Dreieck J^B^C 
der ehemaligen Schuttwand stammen. Dieser Fall liegt bei der er- 
wähnten Innenmoräne des Hintereisferners vor. Die Höhe der Schutt- 
wand kann annähernd gleich der am QueUpunkt Jf^ der Innenmoräne 
vorhandenen, auf 70m zu veranschlagenden Eisdicke gesetzt werden. 
Die Fläche J;, Bn C wird für diesen Fall 1 1 000 m». Auf 'l m« der 
Schuttwand kommen demnach ca. 6,5 dm^ Schutt. Die mittlere Ober- 
flächengeschwindigkeit im Bereiche der ausgeschmolzenen Innenmoräne 
betrug nach freundlicher Mitteilung des Herrn Blümcke 18m (für 
1901 bis 1902), die mittlere Querschnittsgeschwindigkeit drei Fünftel 
davon, also lim pro Jahr. Die Schuttwand muß also jährlich 11.70 
. 0,0065 = 5 m^ Gesteinsfragmente durch jedes oberhalb des Quell- 
punktes Js gelegene Profil des Eisstromes führen. Dieselbe Schutt- 
menge muß im Bereich des umflossenen Fimhindernisses alljährlich 
abgelöst werden. Sieht man von allen Deformationen, welche die 
Flächeneinheit der Schuttwand auf ihrem Wege durch die Länge des 
Gletschers erfährt, ab, so muß diese Schuttmenge am Felshindemis 



200 Siebenter Abschnitt. 

von einer doppelt so groJkn, aber mit der gleichen Geschwindigkeit 
bewegten Eisfläche anfgenommen werden, denn die Schnttwand bildet 
sich ans zwei Scharen von Stromlinien, welche die beiden Flanken des 
Hindernisses umfließen. Es wäre dann von jedem m' der Gletscher- 
sohle am Felshindemis pro Jahr eine Schnttlnenge von 11 . 6,5 : 2 dm', 
also 36 dm' aufzunehmen; das gibt, gleichmäßig über Im^ yerteilt, 
einen jährlichen Abtrag von 36 mm. Leider sind genaue Angaben 
über die Verteilung der Geschwindigkeit im Hintereisfim nicht zu 
machen, da die Messungen für die höchstgelegenen Partien fehlen. 
Nimmt man an, daß das Verhältnis 1 : 2,2, das zwisehen Zungen- und 
Fimfläche dieses Gletschers besteht, auch für Ausschmelz- und Ur- 
sprungsgebiet der Innenmoräne anzusetzen ist, so kommt man der 
Wirklichkeit wohl ziemlich nahe. Es müßte dann die mittlere Ge- 
schwindigkeit an den Hängen des Felshindernisses auf 1 1 : 2,2 = 5 m 
reduziert werden und für die Größe des Abtrages ergäben sich 16,4 mm 
pro Jahr. Man könnte also beiläufig 1,5cm als die Größe der 
Erosion ansehen, welche jährlich am Grunde des Firngebietes in der 
Nähe des Steinschlagjoches eintritt. 

Nur für die Druck« und Geschwindigkeitsverhältnisse, die am 
Gletschergrund in dieser Gegend herrschen, kann die Zahl von 1,5cm 
Abtrag näherungsweise Geltung beanspruchen. In den übrigen Teilen 
des Firn- und Zungenbodens werden wohl auch andere, vielleicht zwei- 
bis dreimal so große Beträge vorkommen. 

Dieser Erosionsbetrag mag manchem mit Rücksicht auf die schein- 
bar geringe Mächtigkeit der Grundmoränendecke etwas groß vor- 
kommen. In der Tat würde sich für die ganze Unterfläche des Hintereis- 
femers von etwa 14km^, ein jährlicher Abtrag von 1,5 cm vorausgesetzt, 
eine G^steinsmenge von 210000 m' ergeben, welche durch das Eis jähr- 
lich entfernt werden müßte. Ein Teil derselben wird im Moränengebiet 
liegen bleiben; ein anderer durch den Gletscherbach als Geröll, Sand 
und Schlamm abgeführt. Daß dieser letztere Teil durchaus nicht gering 
ist, dafür zeugt die Bemerkung Schlagintweits, welcher 1847 am 
Grunde des durch den vorgeschobenen Vemagtfemer gebildeten Rofener 
Stausees ^6 bis 25 m mächtige Geröllablagerungen beobachtete, die auf 
die Schlucht des Rofenbaches beschränkt waren, also durck diesen 
herbeigeführt und von ihm nach Ausbruch des Stausees bald wieder 
entfernt wurden. In der 1200 m langen, im Mittel etwa 40 m breiten, 
vom See verdeckten Schlucht waren also beiläufig 960 000 m^ Steine, 
die in der kurzen Zeit, während welcher der See bestand, aus dem 
Gebiete des Hintereis-, Hochjoch- und Ereuzfemers herbeigeschafft 
wurden. Der übrige etwa 240 000 m^ messende Seeboden war zudem 
mit einer dicken Schicht zähen Schlammes bedeckt. 

Weniger einfach, als für den Fall, daß die Einsenkung am Gletscher- 
ende die Höhe der Schuttwand übertrifft, gestaltet sich die Berechnung 
des Schuttinhaltes einer Innenmoräne, deren Quellpunkt nahe der Fim- 



Eis und Fein. 201 

linie liegt; denn dann stammt der Inhalt der oberfl&ohliohen Schntt- 
decke zmn Teil aus dem oberen Streifen der Sohuttwand, der (Fig. 44) 
die Oberfläche des Gletschers zur Zeit des stationären Standes zwischen 
J und JP getroffen hat. In diesem FaUe sind über die Dauer, während 
welcher die Schuttablagerung erfolgte, noch genaue Daten zu ermitteln, 
was allerdings meistens nicht gelingen wird. Es ergeben sich häufig 
sehr lange, mehrere Elimaperioden umfassende Zeiträume für die Dauer 
der Ablagerung. (Daraus und aus der zunehmenden Verbreiterung der 
Innenmoränen gegen das Gletscherende erklärt sich die starke Schutt- 
bedeckung, welche die langen, aus vielen Zuflüssen gebildeten Gletscher 
besitzen, wie Aletsch-, Unteraar-, Gomergletscher, Gletscher des Eara- 
korum.) 

An Stelle der Ausmessung der auf der Gletacheroberfläche liegenden 
Sohuttmenge tritt in solchen Fällen zur Ermittelung des Erosions- 
betrages ein Experiment, wie es für die große Mittelmoräne des Hinter- 
eisfemers ausgeführt wurde (vgl. S. 187). 

Die Grundmoräne. Wenn die Erosion an der Ursprungsstelle 
der Innenmoränen auftritt, so muß dasselbe an Jeder anderen Stelle des 
Gletscherbodens der Fall sein. Das abgewitterte Material wird dann 
als Grundmoräne zusammen mit dem Bandschntt der Fimumrahmung 
weiter transportiert. Es ist klar, daß deshalb die Grundmoräne noch 
keine zusammenhängende Schuttdecke zu bilden braucht, die zwischen 
Fels und Eis von letzterem verschoben wird ; ja es ist ganz wohl denk- 
bar, daß bei der verhältnismäßig, geringen mittleren Schuttdichte von 
nur wenigen dm' pro m^ auch größere Flächenstücke des Untergrundes 
ganz frei von Gesteinstrümmem sind und daß an diesen das Eis glatt 
auf dem Fels aufruht. Daraus erklären sich vielleicht eine Reihe der 
widersprechenden Berichte, die den Befund einzelner Gletschersohlen 
beschreiben, welche auf subglazialen Wanderungen untersucht werden 
konnten. So behauptet J. M. Yallot, der in den Jahren 1894 bis 
1897 mehrmals an einzelnen Stellen 30 bis 100 m unter dem Mer de 
Glace vordringen konnte und dabei nur selten Gesteinstrümmer wahr- 
nahm, das Eis gleite auf unverletzter trümmerloser Felsunterlage da- 
hin, eine Grundmoräne existiere nicht. Dagegen sind eine Reihe anderer 
Beobachtungen von Hugi, v. Haast, Forel, Simonj, Chamber- 
lin, Penck u. a. bekannt, aus welchen das Vorhandensein zahlreicher 
Gesteinsfragmente unter dem Eise hervorgeht. Fast immer heißt es: 
zwischen Eis und Fels befindet sich eine Schicht von Sand 
und Schlamm, in der ab und zu auch größere Trümmer sich 
finden. Das Vordringen unter dem Gletscher ist natürlich nur da 
möglich, wo durch seitlich einfließende Bäche oder den Hauptbach in 
Gemeinschaft mit der eindringenden Luft größere Hohlräume in Form 
von Gängen geschaffen wurden. Man begreift leicht, daß an derartigen 
Stellen das Eis nicht aUerorts auf dem Untergrund aufliegt und daß 
Wasser und Luft domähnUche Hohlformen schaffen. Daraus den ver- 



202 Sie^nter Abschnitt. 

allgemeinemden Schluß zu ziehen, daß der Gletscher an allen Stellen 
Beine Unterlage nur teilweise berfihrt und gewölbeartig über einzelnen 
Eispfeilem lagert, halte ich jedoch nicht fflr zulässig. 

Auch darüber gehen die Berichte der Forscher auseinander, ob die 
untersten Eislagen Schutt führen oder nicht. In den meisten Fällen wird 
von einem reichlichen Schattgehalte gesprochen. Die größeren Stücke 
ragen mit Ecken und scharfen Kantet aus dem Eise und schleifen und 
schrammen den Fels bei der Bewegung. Ich selbst habe an Rand- 
spalten und in einer kleinen Höhle, die vom Rande aus unter das Eis 
des Kesselwandfemers zieht, sowohl Grundschutt, als in das Eis ein- 
gebackenes Material gesehen, das bis zu I m über dem Boden in 
Schichten angeordnet schien. Solche Schichtung wird insbesondere bei 
den Gletschern der Randzone und beim Binneneise Grönlands gefunden. 
E. ▼. Drygalski gibt mehrere gute Abbildungen davon und faßt die 
Grundmoräne als aus der Schichtung hervorgegangen auf; nach seiner 
Meinung sinkt der Schuttbestand beim Schmelzen des Eises, in das 
er eingebettet worden ist, zu Boden. Wie die Steine in die Schichten 
geraten, wenn sie nicht zuvor vom Grunde her aufgenommen werden, 
erläutert Drygalski nicht. Daß auf dem Grunde der Alpengletscher 
eine aus Schutt und Eis bestehende Schicht sich befindet, in welcher der 
Schutt eine dem Gletscherboden parallele Lagerung hat, läßt sich ein- 
sehen, wenn man sich erinnert, daß der Randschutt, den die Fimum- 
grenzung liefert, vielfach auf einer größeren Fläche den Firn deckt und 
daher nicht genau zwischen diesen und seine Felsunterlage kommen kann. 
Auf dem Inlandeis aber fehlen , wie bei den Plateaugletschem in Nor- 
wegen, die Felshänge, welche aus dem E^se emporragen und durch ihr 
Yerwitterungsprodukt den Schuttgehalt der Grundmoräne liefern könnten. 
Dieser muß also von Ib^elshindemissen herrühren , die vom Eise voll;- 
ständig verdeckt sind. Wenn wir nun auch über die Gestalt des Unter- 
grundes, auf dem das Inlandeis sich bewegt, sehr wenig wissen, so 
unterliegt es doch keinem Zweifel, daß derselbe keine glatte, vollkommen 
unangreifbare Oberfläche besitzt. Im Gegenteil, tausende und aber- 
tausende relativ kleiner Unebenheiten müssen vom Eise umflossen werden; 
sie geben Anlaß zur Bildung kleiner Innenmoränen und da die riesige 
Eismasse doch bei ihrer Bewegung sich den Formen des Untergrundes 
anpassen muß, so werden ihre untersten Lagen vielfache Formände? 
rungen erfahren, bei denen auch die stetige Anordnung der in ihr ent- 
haltenen Schuttwände häufigen Störungen unterworfen wird. Es scheint 
mir möglich, daß auf diesem Wege die schichtweise Anordnung des 
Schuttes entsteht, die auch beim Inlandeis nur den untersten Lagen 
zukommt. 

Quermoränen. Noch auf einem anderen als dem oben an- 
gegebenen Wege muß Grundmoränenmaterial vom Eise aufgenommen 
werden. Man beobachtet nämlich vielfach in der Nähe des Gletscher- 
endes Schuttstreifen, welche annähernd nach dem Verlaufe der Ogiven 



Eis und Fels. 203 

quer über die Oberfl&che des Eises ziehen und sich ins Innere des 
Elises erstrecken. 

S. Finsterwalder führt das Vorhandensein dieser Quermor&nen 
auf das Auftreten von Yerschiebungsklüften zurück^ welche bis auf den 
Grund reichen. „Nachrückende Eismassen bringen im Frühjahr die 
noch fest mit dem Boden verbundenen, Tielleicht noch angefrorenen 
Eispartien nicht in Bewegung, es bildet sich eine Yerschiebungsfläch», 
an welcher das tote Eis und das beweg^te aneinander grenzen. Diese 
führt natürlich Grundmoräne, die sich als dünne Schicht in das Eis 
einlagert. Später kommt auch das tote Eis in Bewegung und die 
Ablation fördert die eingelagerte Schicht zutage." Ich halte es auch 
für möglich, daß unterhalb von Eisbrüchen, wo die Eismasse nach 
unteün konvex gebogen wird und sich Grundspalten bilden, die quer 
durch den Gletscher laufen, Schutt aufgenommen wird, der bei seinem 
Ausschmelzen als Quermoräne auftritt. 

Die Gruppe der bewegten Moränen ist damit in ihren Haupt- 
zügen zur Darstellung gelangt. Ihre Anordnung sei durch Fig. 45, 
welche einem idealen Querschnitt nahe am Gletscherende entspricht, 

veranschaulicht. 

Pig. 45. 



O = Grundmoräne; I = Innenmoränen; M = Mittebnoränen ; 

Q = Quermoräne; 5 = Seitenmoräne. 

Abgelagerte Moränen. Aller Schutt, der auf, in oder unter 
dem Eise befördert wird, gelangt mit dem Verschwinden des Trans- 
portmittels zur Ablagerung. 

Solange- ein Gletscher stationär ist, kann die Ablagerung, die 
nur an seinem Rande eintritt, bloß zur Bildung wallförmiger Schutt- 
hügel führen, welche den Gletscherrand umdämmen. Es ent- 
stehen die Ufer- und E n d moränenwäUe , indem an den Längsufem 
sowohl, als an der Gletscherstirn beständig Grundmoräne unter' dem 
Eise hervorquillt, die sich an einzelnen SteUen mit dem von den Ober- 
moränen, den Mittel- und Seitenmoränen herstammenden Materiale mischt, 
wenn dieses von der ziemlich steil abfaUenden Gletscherfläche abrutscht. 

"Schwindet der Gletscher, so hört die Bildung von SchuttwäUen 
auf; das Material der (Trundmoräne wird teilweise durch das Ab- 
schmelzen des Eises, zum andern Teil noch durch die Eisbewegung ab- 
gelagert und bildet eine ziemlich gleichförmige Decke über das 
eisfrei gewordene Gebiet, in welchem auch die Bestandteile der Ober- 



204 Siebenter AlMohzutt. 

und Innenmoränen in Streifen angeordnet als Längsmoränen in 
Ruhe kommen. Ein Gletscher, der längere Zeit im Rückgang befind- 
lich ist, erscheint deshalb an seinem Ende, sowie an den seitlichen 
Rändern von einem nach oben zn immer schmäler werdenden Schntt- 
felde umgeben, durch das sich der Gletscherbach hindurohschlängelt. 
Dieses Moränengebiet läßt stets erkennen, welche Ausdehnung der 
Gletscher bei einem höheren Eisstande gewonnen hatte, denn in dem- 
selben ist die Vegetation eine weit spärlichere, als in dem niemals oder 
doch seit sehr langer Zeit nicht mehr vereisten Nachbargelände. 

Rückt der Gletscher vor, so bewegt sich das Eis zunächst über 
die vorgelagerte Schuttmasse fort; dieselbe wird zur Grundmoräne, der 
also jetzt auch Material einverleibt wird, das vorher nie auf dem 
Gletschergrunde gewesen zu sein braucht, sondern Randschutt war, der 
auf die Oberfläche der Gletscherzunge herabfiel. Die ursprüngliche 
Anordnung des Schuttes im Moränenfelde geht dabei zum größten Teil 
verloren; die Schuttstreifen, die der schwindende Gletscher aus Innen- 
und Mittelmoränen ablagerte und die außer durch ihre Höhe unter 
Umständen durch besondere Färbung des Schuttes kenntlich waren, 
werden mit dem übrigen Schutt gemischt und auf eine größere Fläche 
verteilt. Am Rande des vorschreitenden Gletschers findet sich ein 
schwacher Schuttwulst, der mit dem Eise fortbewegt und beim Auf- 
hören des Wachsens als ursprünglichster Bestandteil einer neuen 
Rand- und Stimmöräne angehäuft wird. Je mächtiger der wachsende 
Gletscher an seinem Ende ist, um so bedeutender ist der vor ihm 
herwandemde Schuttwall; beim Beginn des Wachsens ist er klein, 
und häufig kaum zu erkennen. Erfolgt das Anwachsen sehr schnell, 
so wird die Bildung solcher Moränenringe erschwert; der Gletscher 
arbeitet dann nicht wie ein Pflug, sondern bewegt sich, ohne seine 
Unterlage wesentlich zu verändern, schnell über sie fort Erst wenn 
eine genügend mächtige füsdecke über ihr lagert, wird die* Schutt- 
unterlage an deren Bewegung teilnehmen. 

Der vorrückende Gletscher schiebt also, hauptsächlich auf seiner 
Unterseite, das ihm vorgelagerte Schuttmaterial talabwärts. Er besorgt 
eine gewaltige Räumungsarbeit, bei welcher der während der Schwind- 
periode abgelagerte Schutt zusammen mit den Gesteinsfragmenten, 
welche von den Felswänden abgewittert und in das Moränenfeld ge- 
fallen sind, weiter in die Tiefe befördert und dort aufgestapelt werden, 
wo der Gletscher in seiner größten Ausdehnung sein Ende erreicht. 
Die gesamte Schuttmenge, welche im Bereiche des Gletschers gebildet 
und von diesem transportiert wird, kommt demnach im Laufe wieder- 
holter Schwankungen an den äußersten Grenzen des Moränenfeldes zur 
Ablagerung. Dort muß, weil die erodierende Wirkung von kurzer 
Dauer und auch von geringer Intensität ist, infolge der Schuttanhäufung 
ein allmähliches Ansteigen der Grundmoränendecke gegen den Wall 
der Endmoräne sich einsteUen. Das Zungenende Hegt also in einer 



Eis und FelB. 205 

muldenartigen Emsenkung, welche talab durch die Elndmoräne begrenzt 
ist und talaufwärts in das etwas steüer geneigte eigentliche Gletscher- 
bett allmählich übergeht. Bei den meisten Grletschern der Gegenwart 
läfit sich diese Senke, das Zungenbecken, allerdings nicht oder nur 
schwer nachweisen, doch ist dieselbe eine charakteristische Eigentüm- 
lichkeit der Gebiete, welche von den Gletschern der Eiszeit bedeckt waren. 

Die Grundmoränendecke der eiszeitlichen Gletscher enthält häufig 
zwischen Zungenbecken und Endmoräne besondere Formen: lang" 
gestreckte, Rundhöckern ähnliche Hügel von elliptischem Uorizontal- 
schnitt, welche ziemlich gleich hoch sind und in der Bewegungsrichtung 
des Eises, vom Zungenbecken radial nach anßen verlaufen. Eiil 
Analogon zu diesen Drums oder Drumlins ist in den heutigen 
Gletschergebieten bisher nicht gefunden. Wir verschieben daher die 
eingehendere Besprechung dieser Formen in den Abschnitt über die 
Wirkungen der eiszeitlichen Gletscher. 

Endmoräne« Wo die Endmoränenwälle besonders groß und 
schön ausgebildet worden sind, verdanken dieselben ihre Entstehung 
hauptsächlich dem Umstände, daß der Gletscher längere Zeit im Hoch- 
stande stationär war. Es geht dies auch schon daraus hervor, daß diese 
WäUe nicht gleichmäßig hohe Ringe am unteren Ende des Moränengebietes 
bilden, sondern aus mehreren, durch Einschnitte voneinander getrennten 
Hügeln gebildet erscheinen, die zum Teil aus den Ablagerungen der 
Obermoränen entstanden. Diese Einschnitte gehen nicht aUe gleich 
tief hinab. Der oder die am tiefsten herunter reichenden wurden vom 
Gletscherbach durchbrochen. Die Wälle der Ufermoränen, die an den 
seitlichen Rändern verlaufenden Fortsetzungen der Endmoränen zeigen 
weniger Abwechslung als die Endmoräne. 

Werden innerhalb des Moränenfeldes eines Gletschers mehrere, 
der Endmoräne parallel verlaufende Schuttanhäufungen beobachtet, so 
können dieselben entweder schwachen Vorstößen, durch die der allge- 
meine Rückgang unterbrochen wurde, oder einem zeitweisen stationären 
Stande, einem Stillstande im Schwinden, zuzuschreiben sein. Es wird 
sich nicht immer feststellen lassen, welche dieser beiden Ursachen zur 
Bildung der inneren Moränenwälle führte; aber stets zeigen dieselben 
an, daß der Rückgang des Gletschers eine Unterbrechung erfahren hat. 
Zwei solche kleine WäUe wurden im Moränengebiet des Hintereisferners 
1890 von Kerschensteiner und mir beobachtet. Ich habe sie seitdem 
auch bei anderen Gletschern der Otztaler und Stubeier Alpen gesehen. 

Besondere MorSnenbildungen. Es ist bereits des weiteren aus- 
geführt worden, wie beim Umfließen von Felsinseln im Firn, beim Zu- 
sammenfluß zweier Gletscher Grundmoräne zur Innen- und schließlich 
an der Ausschmelzstelle zur Obermoräne wird, ohne daß ein eigentliches 
„Heben'' des Grundschuttes stattfindet. In einzelnen besonderen Fällen 
gelangt Grundmoräne dadurch auf die Eisoberfläche, daß ein kleiner 
Oletscher aus flachem Bette auf einen großen, in tieferem Bette fließen- 



206 Siebenter Abschnitt. 

den Eisstrom seitlich einmündet. Der kleine Gletscher ist dann nicht 
mächtig genug, um sich einen entsprechenden Anteil an dem gemein- 
samen Bette zu erzwingen; er schieht seine Eismasse samt der darunter 
befindlichen Grundmoräne, auf die Oberfläche des anderen. Die End- 
moräne des kleinen „parasitären*' Gletschers wird als Obermoräne 
auf dem Rucken des Hauptstromes forttransportiert, oder, wie dies am 
Grenzgletscher, der auf den Gornergletscher herabkommt, oder am 
„Girtled glacier", der auf den Muirgletscher (Alaska) fließt, der Fall 
ist, sie bildet einen gegen die Achse des Hauptstromes konvexen Schutt- 
bogen, der wegen der geringen Randgeschwindigkeit nur langsam 
deformiert wird. Auch an einzelnen kleineren Armen des Inlandeises, 
die zwischen Kuppen von Nunatakern überfließen und sich später auf 
den Hauptstrom auflagern, beobachtete man, daß die Grundmoräne da- 
bei auf die Oberflache des Eisstromes gelangt. 

An den Nunatakern in der Randzone des grönländischen Inland- 
eises treten auf der Stoßseite Grundmoränengeschiebe aus, die meist 
schon erscheinen, bevor die ELsoberfläche die Felsklippe erreicht Auf 
der Leeseite findet sich nach der Wiedervereinigung der durch die 
Felsinsel getrennten Eisarme meist anfänglich eine Moräne; dieselbe 
verschwindet aber bald wieder. Die Grönlandforscher erklären die 
letztere Erscheinung damit, daß der Moränenschutt in Spalten versinkt. 
Man hat es hier zumeist mit Felsinseln zu tun, die im Abschmelz- 
gebiet auftreten; dort muß, nach den früheren Ausführungen, an der 
oberen Seite Grundmoräne austreten; der von den Nunatakern selbst 
stammende Randschutt muß auf der Oberfläche bleiben, er kann nicht 
mit Stromlinien auf den Gletschergrund kommen. Wenn also kurz 
unterhalb dieser Felsgebüde wegen der Zerklüftung kein Schutt mehr 
auf der Oberfläche ist, so muß entweder die Zerklüftung eine sehr be- 
deutende oder die Schuttlieferung an den Nunatakern eine sehr ge- 
ringe sein. 

Wenn ein Gletscher ins Meer ausläuft, so wird von der Fjordkante 
an, über welche sein freischwebendes, nach einiger Zeit durch Kalbung 
abbrechendes Ende vorgeschoben wird, die Grundmoräne auf den 
Meeresboden bzw. Fjordboden herabfallen. Sie sammelt sich dort zu 
einer submarinen Schuttbank an, auf welche die in das Gletschereis 
eingebackenen Felsblöcke nach ihrem Ausschmelzen fallen. 

Die Eisberge, welche von den Gletscherenden abbrechen und ins 
Meer hinaustreiben, werden, sobald sie einer regelmäßigen Trift an- 
gehören, ebenfalls zu Moränenschuttablagerungen auf dem Meeresgrunde 
Veranlassung geben, da sie bei ihrem Schmelzen die auf der ursprüng- 
lichen Unterseite eingeschlossenen Gesteinstrümmer absinken lassen. 
Dieselben erscheinen dann als Fremdlinge, erratische Blöcke, an ihrer 
Ruhestätte. (Früher glaubte man auf den Transport durch Eisberge 
auch das Auftreten der erratischen Blöcke im Alpenvorlande , sowie in 
der norddeutschen Tiefebene zurückführen zu müssen. Trifttheorie.) 



Eis und Fels. 



207 



Wir können nnn die verschiedenartigen Moränen, deren Entstehung 
und Aussehen im vorausgehenden heschrieben wurden, in folgende 
systematische Übersicht bringen. 

Seitenmoränen 
Obermoränen 



Bewegte 
Moränen 



Moränen 



{Sei 
Mit 



Mittelmoränen 



Innenmoränen 
Grundmoränen 



Ab- 
gelagerte 
Moränen 



Wallmoränen 



Längsmoränen 

Rand- oder End- 
moränen 



Ufermoränen 



{Uf 
Sti 



Stiromoränen 



Grandmoränendecke 

Diese Zusammenstellung unterscheidet sich in zwei Punkten von 
der durch die internationale Konferenz von Gletscherforschem am 
Rhonegletscher im Jahre 1899 vorgeschlagenen Einteilung der Moränen. 
Es ist der allgemein gebräuchliche Ausdruck „Grundmoräne" für das 
unter dem Eise transportierte Schutt- und Sandgemenge beibehalten 
worden an Stelle des Wortes „Untermoräne", das von der Konferenz 
vorgeschlagen wurde. Dann habe ich den Ausdruck „Grundmoränen- 
decke" als ausreichend für alle nicht wallförmig vor dem zurück- 
gehenden Gletscher abgelagerten Schuttbestandteile erachtet. Die 
Unterteilung in eigentliche Grundmoränendecke und „Drums oder 
Drumlins" habe ich unterlassen, weil die Drumlins bisher bei den 
Gletschern der Jetztzeit nicht beobachtet wurden und weil sie auch 
für die diluvialen Gletscher nur besondere Formen der Grundmoränen- 
decke bzw. der Längsmoränen vorstellen. 

Die wohl durchdachte, auch auf genetischer Grundlage beruhende 
Nomenklatur der Moränen, welche A. v. Böhm im Gegensatz zu der 
von der Konferenz gegebenen vorschlägt, wollte ich nicht übernehmen, 
da sie mehrfach Benennungen enthält, die in dem bisherigen Sprach- 
gebrauch fehlen, und weil ich eine noch weitergehende Differenzierung, 
als sie in der oben gegebenen Tabelle enthalten ist, nicht für notwendig 
halte. 

Alluvionen des Gletscherbaches. Die Schuttablagerungen, 
welche durch die Gletscherbewegung verursacht werden, bleiben nicht 
ganz ungestört, denn das Wasser des Gletscherbaches, welches aus 
seinem subglazialen Bette mit vielem Schlamme erfüllt hervortritt, wird 
nicht nur einen Teil dieses Schlammes noch im Moränengebiet vor dem 
Eise absetzen, sondern auch das gröbere, vom Eise aufgeschüttete Ge- 
schiebe teilweise fortrollen. Der (xletscherbach durchbricht an einer 
oder an mehreren Stellen die Endmoräne, und außerhalb derselben, in 
einer der Größe der (reschiebe und den Neigungsverhältnissen seines 



208 Siebenter Abschnitt. 

Bettes entsprechenden Entfernung, lagert er zuerst die großen, dann 
immer kleinere Gesteinsfragmente ab. Ist das Gelände außerhalb des 
Endmoränenkranzes schwach geneigt, so kommt es dabei zur Bildung 
großer Schotterflächen; „das vor dem Gletsoherende gelegene Gebiet 
wächst allmählich über die Sohle des Eises empor*' ; es entsteht vor der 
Endmoräne ein verhältnismäßig steil abfallender Schwemmkegel, der 
Übergangskegel, wie du Pasquier diese für das Studium der dilu- 
vialen Gletschergebiete äußerst wichtige Geländeform benannte. Vor 
den heutigen alpinen Gletschern wird dieser Schwemmkegel nur sehr 
selten beobachtet ; seine Neigung ist zu wenig von der des benachbarten 
Gebietes verschieden. Aber vor den Gletschern auf Island findet er 
sich, da dieselben auf weiten, fast horizontalen Flächen auslaufen; dort 
heißt derselbe „Sandr", ein Ausdruck, der durch K. Eeilhack, welcher 
die entsprechenden Gebilde in dem ehemaligen Gletschergebiet der 
norddeutschen Tiefebene fand, in die Glazialgeologie eingeführt wurde. 
Am Rande des Malaspina- und des Norrisgletschers in Alaska hat 
J. C. Russell solche Schwemmkegel von sehr geringer Neigung beob- 
achtet. Sie treten also bei den „Yorlandgletschem" auf und sind, wie 
die Zungenbecken, eine besondere Eigentümlichkeit derselben. 

Der Längsschnitt durch das Gletscherende und seine Umgebung 
nimmt demnach für diese Gletscher die Gestalt an, wie sie Fig. 46 

schematisch zeigt. 

Fig. 46. 




O Gletscherende im Zungenbecken; E Endmoräne; S Schwemmkegel; 

g Grundmoräne; F Felsunterlage. 

A. Penck nennt die Gesamtheit der zusammengehörigen Gebilde: 
Zungenbecken, Moränengürtel und Schwemmkegel einen „glazialen 
Komplex"; mehrere solcher Komplexe bilden eine „glaziale Serie". 

Die über steilere Hänge abfließenden Gletscherbäche werden die 
Moränengeschiebe auf weitere Strecken mit sich führen; diese ver- 
lieren allmählich ihre charakteristischen Schrammen; die eckigen 
Trümmer der reinen Obermoränen werden gerundet und wie die ge- 
kritzten Geschiebe der Grundmoränen zu glatten Flußgeschieben be- 
arbeitet. 5 bis 10 km vom Gletscher entfernt sind in den Alpen fast 
alle Spuren des Gletschertransportes verwischt; die Ablagerungen der 
Gletscherbäche sind dann kaum mehr von denen anderer Bäche zu 
unterscheiden. 



-^ 



Achter Abschnitt. 



Schmelzen der Gletscher. 

Strahlung, Temperatur, Verdunstung. Messungen des Ablationsbetrages« 
Änderung desselben. Linien gleicher Ablaüon. EinfluiS der Sohuttbedeokung; 
Oletschertische; Moränenrücken ; Staublöcher. Oberflächenbäche. Oletscher- 
mühlen, Kanäle im Eis. Oletschertor. Abschmelzung durch Erdwärme und 
durch Quellen. Formen der Oletscheroberfläche. Oletseherbach, Temperatur, 

Wassermenge. Eisberge. 



Die Auflösung des Gletschers erfolgt in den Hochgebirgen durch 
Wärme, die dem Eise entweder durch direkte Bestrahlung, oder durch 
bewegte Luft, durch Regen- und Taubildung , durch die Schmelzwasser 
und endlich durch das Gestein, auf dem der Gletscher aufliegt, zu- 
geführt werden kann. Strahlung, Lufttemperatur, Niederschläge und 
Schmelzwasser, die über die Gletscheroberfläche herabrinnen, wirken 
hauptsächlich auf die Oberfläche ein und ergeben als Summe ihres Ein- 
flusses die Abschmelzung yon oben, die Ablation. Nur teilweise dringen 
Schmelzwasser in die Eismasse ein ; entweder durch die großen Spalten, 
um dann in diesen tieferen Regionen des Eises zuzuströmen und unter 
dem Gletscher sich mit dem Gletscherbache zu Tereinen, oder durch 
die feinen Haarspalten in die obersten Schichten der Eismasse, wo sie 
eine schwache Zirkulation unterhalten und zum Teil während der kalten 
Nächte fest werden. Die von den Talwandungen herabfließenden Wasser 
werden häufig unter den Gletscher eindlingen und sich dort mit dem 
Schmelzwasser vereinigen. Luftströmungen, welche in Höhlungen mit 
den Wassermengen eingeführt werden, helfen mit das Eis zu zerstören» 
Dazu kommt noch als ein bis jetzt fast unkontrollierbarer Faktor der 
Abschmelzung die Erdwärme. Diese ist wohl nur geringen Schwan- 
kungen unterworfen, während alle anderen Agentien, die eine Ver- 
minderung der Gletschermasse bewirken, in erster Linie von den all- 
gemeinen klimatischen Verhältnissen, von der Witterung abhängen. 

Für Küstengletscher, welche ins Meer endigen, tritt zu den Mitteln, 
welche die Aufzehrung verursachen, als ein weiteres die Bildung von 
Eisbergen hinzu. 

Heß, Die Gletuher. 24 



210 



Achter Abaohnitt. 



Ablatioil» Der wichtigste, ausgiebigste Faktor der Ablation ist 
die Strahlung, welche dem Gletscher von der Sonne und der 
Wolken führenden Atmosphäre zugesandt wird. Dem entspricht die 
allgemeine Beobachtung, daß die Gletscherbäche bei gutem Wetter weit 
mehr Wasser führen als an niederschlagsreichen Tagen. 

Messungen der Strahlungsintensität in verschiedenen Höhen wurden 
zuerst von Saussure ausgeführt und ergaben eine starke Zunahme 
der Insolation in großen Höhen. Neuere Messungen stammen von 
Yiolle und Margottet, von Langley u. a. 

Am 16. und 17. August 1875 stellte Yiolle auf dem Montblanc- 
gipfel und bei den Grand -Mulets absolute Messungen der Sonnen- 
strahlung an, während zu gleichet Zeit am Bossongletscher mit 
einem gleichen Apparate Margottet korrespondierende Beobachtungen 
machte; diese Versuche lieferten folgende Ergebnisse: 




Luftdruck 



mm 



StrahluDga- 
intensität in 
oaL pro cm' 

und Hinute 



Montblancgipfel 
Grand-Hulets . 
Bossongletscher 



430 
5SS 
661 



2,39 
2,26 
2,02 



Die Luftschicht von 3600 m Dicke mit ihrem Gehalt an Wasser- 
dampf und Kohlensäure hatte also die Intensität der Strahlung um 
15,5 Proz. geschwächt. In Paris (60 m ü. M.) wurde die Strahlungs- 
intensität zu 1,76 cal. pro cm^ und Minute gemessen. 

Demnach könnte man für das Abschmelzgebiet der meisten Alpen- 
gletscher eine pro Minute zugeführte Wärmemenge von etwa 2,1 caL/cm^ 
annehmen, wenn die auffangende Fläche schwarz und senkrecht zur 
Bichtung der Wärmestrahlen wäre. Beides ist nicht der Fall; doch 
könnte in jedem Eiinzelfalle die Exposition gegen die Sonnenstrahlen 
ohne Schwierigkeit ermittelt werden. Schwerer ist es, den Umstand in 
die Rechnung einzuführen , daß die Oberfläche der Gletscher , da sie 
nicht schwarz ist, nur einen Bruchteil der zugeführten Strahlung ab- 
sorbiert, um so schwerer, als keine darauf bezüglichen Messungen vor- 
liegen. Wie bedeutend der Unterschied ist, der durch die Färbung 
der Gletscheroberfläche hervorgerufen wird, geht daraus hervor, daß 
dunkler Schutt, der auf dem Eise Hegt, in dasselbe rasch und tief 
einschmilzt; die reichliche Wärmeabsorption durch dunkles Gestein ist 
wohl auch ein Hauptgrund dafür, daß die Moränenrücken nicht noch 
bedeutend höher sind, als sie sich in Wirklichkeit gegen die schuttfreie 
Gletscheroberfläche erheben. 

Die Abnahme der Strahlungsintensität gegen unten erfolgt nach 
der obigen Tabelle etwa um V2 Pi'oz. pro 100 m im Gletschergebiet. 



Ablation. 211 

Die Torliegenden Beobachtungen über die Ablation lassen jedoch eine 
wesentliche Zunahme, im Mittel etwa 50 Proz. pro 100m, nach unten 
erkennen. Die Zunahme der Ablation gegen das Gletscherende erfolgt 
insbesondere auch an den Gletschern, die ihre am Ausgange ziemlich 
steile Zunge gegen Norden richten, sie also der Sonne gegenüber 
ungünstig exponieren. Daraus ergibt sich, daß neben der Sonnen- 
strahlung noch die anderen Abschmelzagentien eine wesentliche Rolle 
spielen. Hauptsächlich ist es die Lufttemperatur, die sich neben der 
diffusen Strahlung von besonderem Einflüsse zeigt. Die Temperatur 
nimmt im Sommer rasch talabwärts zu (bei etwa 140 m Niveaudifferenz 
ändert sie sich um 1^ C), und da auch beim schönsten Wetter ein 
leichter Luftstrom über den Gletscher gleitet, so wird dem Eise tags* 
über eine bedeutende Wärmemenge zugeführt, denn die Lufttemperatur 
ist meistens viel höher als die Schmelztemperatur des Eises; erst un- 
mittelbar über dem Eise zeigt die Luft einen niedrigen Wärmegrad, der 
bei gutem, ruhigem Wetter fast während des ganzen Tages unverändert 
bleibt. Yon den Brüdern Schlagintweit wurden an mehreren hellen 
Tagen im August folgende Mittelwerte der Luftwärme in verschiedenen 
Höhen über der Eisoberfläche beobachtet: 



Höhe über dem Eise 


Mittlere Tagestemperatur 


m 


•c 


0,16 


2,6 


0,97 


4.9 


1,95 


5.7 


8,40 


6,3 


88,00 


8,7 



Doch nicht nur wegen ihrer eigenen Temperatur wirkt die Luft 
verzehrend auf das Eis. Der Wasserdampf, den sie enthält, wird bei 
Annäherung an den Gletscher abgekühlt und, sobald der Taupunkt er- 
reicht ist, kondensiert, in Tau verwandelt, der nun die in ihm ent- 
haltene Wärmemenge an das Eis abgibt, einen Teil desselben schmilzt 
und dann mit demselben als Wasser von 0^ abfließt. Die Wärme- 
menge, welche bei der Bildung einer Quantität Tau abgegeben wird, 
ist hinreichend, um fast die siebenfache Eismasse zu schmelzen; denn 
sie setzt sich zusammen aus der Yerdampfungswärme und der durch 
die Temperaturemiedrigung abgegebenen Wärmemenge, und beträgt 
demnach, wenn etwa Wasserdampf von 5® bei 0^ verdichtet wird, 
5 . 0,4 -f- 536 cal. pro Gramm, also 537 g-cal., während zum Schmelzen 
des Eises rund 80 g-cal. erforderlich sind. 

Andererseits ist jedoch auch der umgekehrte Vorgang beobachtet, 
die Verdunstung des Eises bzw. die Aufnahme von Wasserdampf durch 
die Luft. Dieselbe tritt dann ein, wenn relativ trockene Luft über die 

14* 



212 Achter Abschnitt. 

Gletscheroberfläche Btrömt, selbst wenn auf dieser gar kein Schmelzr 
Wasser vorhanden ist. Welchen Betrag die Verdunstung in solchen 
Fällen erreichen kann, vermochte ich im Laufe des Februar 1902 zu 
beobachten, wo ein Eisstück von etwa 50 com, das zu Versuchszwecken 
dienen sollte, in stark bewegter kalter Luft während 26 Stunden 
20 Proz. seines Gewichtes durch Verdunstung verlor. 

Solche Verhältnisse bestehen für den Gletscher, wenn Föhn herrscht; 
wenn die Luft auf einer Seite des Gebirgskammes in die Höhe getrieben 
wurde, dabei ihren Gehalt an Wasserdampf in Gestalt von Nieder- 
schlägen verlor und nun als kalter trockener Strom auf der anderen 
Seite des Kammes herabfällt. Beim FaUen erwärmt sie sich allmählich 
und erhält die Fähigkeit, neuerdings Wasserdampf in sich aufzunehmen. 
Die stark austrocknende Wirkung solcher Winde ist bekannt; man 
weiß, daJß an einem einzigen Föhntage mehr Schnee schmelzen kann, 
als an mehreren ganz klaren Tagen mit starkem Sonnenschein. 

Also sowohl warme feuchte Luft, deren Taupunkt über 0"C liegt, 
als auch kalte trockene Luft tragen zur Verminderung der Gletscher» 
masse beL Wie oft das eine oder das andere eintritt, wird verschieden- 
artig beantwortet. Forel und Dufour haben aus Messungen, die 
sie im Jahre 1870 am Rhonegletscher anstellten, geschlossen, daß Kon- 
densation siebenmal häufiger vorkommt als Verdunstung. Blümcke 
und ich fanden 1895 durch Vergleichung zweier Psychrometer, von 
denen das eine ganz nahe an der Oberfläche des HintereLsferners , das 
andere 1,5 m über demselben angebracht war, daß die Luft über dem 
Gletscher tagsüber ebenso oft Wasserdampf aufnehmen, als solchen an 
den Gletscher abgeben kann. 

Wie groß aber der Anteil am Ablationsbetrage ist, der durch die 
eisschmelzende Wirkung der Luft anfällt, entzieht sich vorläufig der 
numerischen Beurteilung. 

Noch weniger kann angegeben werden, welche Eüsmenge durch 
Regen, der im Sommer auf dem Gletscher abläuft, geschmolzen wird» 
Ist auch in einzelnen Fällen bekannt, wie groß die Regenmenge ist, die 
im Gletschergebiet niedergeht, so fehlen doch die sicheren Bestim- 
mungen der Temperatur der herabfallenden Wassertropfen und damit 
ist ein sehr wichtiges Moment zur Berechnung der durch den Regen 
geschmolzenen Eismenge unserer Kenntnis entzogen. Ziemlich fest 
steht nur das Eine, daß ein Regenfall nur verhältnismäßig wenig Ab- 
trag am Gletscher hervorbringen kann, da die Gletscherbäche, trotzdem 
sich während der Regendauer ihr Einzugsgebiet bedeutend vergrößert, 
viel geringere Wassermengen . für diese Zeit führen, als bei klarem» 
Wetter, wenn die Strahlung und die Luftwärme ihre voUe Wirksam-« 
keit auf das Eis ausüben. 

Ist es auch bis heute noch nicht möglich anzugeben, in welchem 
Verhältnis die einzelnen Abtragsfaktoren an der gesamten Jahressumme 
beteiligt sind, so kennen wir doch wenigstens für einzelne Gletscher-^ 



Ablation. 



213 



gebiete den Gesamtbetrag der Ablation. Da die einzebien Summanden 
mit der Witterung wechseln, so ist zu erwarten, daß auch die Summe 
von Jahr zu Jahr verschieden ausfällt und daß Teile dieser Summe 
wie die Witterung von Stunde zu Stunde, sowie im Laufe aufeinander 
folgender Tage schwanken. — Durch lange Zeiträume fortgesetzte Be- 
obachtungen liegen nur vom Rhonegletscher vor; die Schwankungen, 
welche sie ftir die Jahresbeträge der Ablation ergeben, sind ziemlich 
bedeutende. Doch sind aus verschiedenen Jahrgängen vor allem durch 
Agassiz und die Brüder Schlagintweit um die Mitte des 19. Jahr- 
hunderts in einigen Gletschergebieten die Größen der Ablation bestimmt 
worden, welche mit neueren Messungen gut im Einklänge sind. Wir 
kennen also wenigstens angenähert den einen Hauptfaktor, welcher für 
die Ökonomie der (Alpen-) Gletscher maßgebend ist, und sind imstande, 
allgemeine Schlüsse qualitativer Art auf seine Abhängigkeit von den 
klimatischen Verhältnissen zu ziehen. 

Direkte Messungen der Ablation wurden zuerst bei der großen 
Unternehmung von Agassiz und Genossen am Unteraargletscher aus- 
geführt. Sie benutzten dazu die Holzstäbe^ welche als Marken für Ge- 
schwindigkeitsmessungen dienten und in Bohrlöcher eingetrieben waren. 
Für den Zeitraum eines Jahres ergab sich an mehreren Stellen des 
Strahleckzuflusses eine Abli^^ion von rund 3 m (1840 bis 1841). Die 
Messungen wurden 1842 und 1845 wieder aufgenommen, aber immer 
nur für kürzere Zeit, so daß der Gesamtbetrag für ein Jahr nicht genau 
anzugeben ist. Die Beobachtungen von 1845 lieferten folgendes Ergebnis: 

Abschmelzung: 





• Marke 


Zelt 


n 


I 


n 


m 


IV 


V 




m 


m . 


m 


m 


m 


m 


Station Bärenritz, Seehöhe etwa 2100 m, ganz schnttbedeckt : 




28. JuU bis 82. September (67 Tage) 


0,82 


1,07 


1,96 


2,00 


0,86 


0,67 


Station Brandlanun, Seehöhe 2340 m: 




26. Juli bis 13. September (49 Tage) 


1,78 


1,97 




sehnt 


tfrei! 





20 Punkte der Linie beim „H6tel des NeuchÄtelois** ergaben als 
Mittelwert für 63 Tage 1,94 m in einer Seehöhe von etwa 2480 m. 
Dabei ist zu beachten, daß hier der Gletscher nur in geringem Maße 
mit Schutt bedeckt ist. Die Ablation beim Bärenritz geht übrigens von 
Punkt II an, der in der Mitte liegt abnehmend gegen den Rand; in 
derselben Richtung nimmt auch die Schuttbedeckung des Gletschers zu. 

Für die verschiedenen Jahrgänge ergaben sich ungleiche Beträge 
der Ablation, was nicht anders zu erwarten ist, da die Witterungs- 
verhältnisse sehr wechselnde sind. Doli fuß stellte fest, wie an klaren 
Tagen die Größe der Ablation schwankt und fand am 21. August 1844 



214 



Achter Abschnitt. 



am UnteraargletBcher eine Zunahme Ton am Vormittag 9 Uhr bis 
14 mm pro Stande von 11^ 80 bis 12^30 und eine darauf folgende Ab- 
nahme bis zum Verschwinden gegen 5 Uhr abends. Der Gesamtabtrag 
dieses Tages war 46mm, an einer Stelle, welche zu anderen Zeiten 
über 60 mm durch Abschmelzung verlor. 

Messungen für kürzere Zeiträume und darauf gegründete 
Schätzungen der Ablationsbeträge pro Jahr stammen auch von Col- 
lomb, Schlagintweit und von de Seue, der an den Gletschern des 
Justedal die Jährliche Ablation zu 2,5 bis 3,5 m annimmt. 

Genauere Messungen, die sich auf längere Zeiträume ausdehnen, 
besitzen wir aus den Jahren 1874/99 vom Rhonegletscher. 

Hier beträgt die Ablation durchschnittlich: 



In Seehöhe 
m 



Meter pro Jahr 



I 



1800 
2400 
2500 



12 

4 
8 



Am Hintereisfemer fanden Blümcke und ich für den Zeitraum 
1894/95 aus im ganzen 12 Pegeln: 



In Seehöhe 


Ablation 


m 


m 


2825 


7,62 


2467 


5,65 


25^2 


8,87 


2689 


2,95 


2725 


2,88 



Dabei ist noch hervorzuheben, da]} die Ablationsbeträge für die 
Randgebiete größer ausfallen, als für den mittleren Teil der Gletscher- 
zunge; die auftretenden Unterschiede sind ziemlich beträchtlich, so daß 
in 2640 m Höhe der Gletscher am Rande fast doppelt so viel verlor, 
als in der Mitte. 

Wie die Beträge der Ablation in den einzelnen Jahrgängen 
schwanken, erhellt aus Beobachtungen, die am Hintereisfemer in 2500 m 
Höhe, bei einem 40m tiefen Bohrloch angestellt wurden und folgende 
Zahlen lieferten 

... 28. August 1895 bis 21. Juli 1896 
... 21. Juli 1896 bis 24. Juli 1897 
... 24. Juli 1897 bis 15. September 1898 
... 15. September 1898 bis 7. September 1899 
... 28. August 1895 bis 21. August 1902. 

Die Schwankung ist demnach ziemlich groß; die Zeitpunkte der £iu- 
messung differieren jedoch mehrmals um ungefähr einen Monat, während 



288 cm 
872 „ 
461 , 
876 „ 
2928 » 



Ablation. 215 

die ganze Ablationsdauer höchstens vier Monate ausmacht. Der Durch- 
schnitt für die vier Jahre 1895/99 ist fast 370 mm, für 1895 bis 1902 ist er 
418 mm. Unter Berücksichtigung der ungleichen Zeiträume zwischen den 
einzehien Messungen werden die Abweichungen vom Mittel viel geringer. 

Verbindet man die Punkte mit gleichen Ablationsbeträgen mitein- 
ander, so erhält man Linien gleichen Abtrages, welche für den Hinter- 
eisfemer, wie in Fig. 47 (a. f. S.) angegeben, verlaufen; sie decken sich 
nicht mit einer Isohypse, da ja am Rande stärkerer Abtrag als in der 
Mitte auftritt. Die Kurven sind in der Figur weiter geführt, als der 
Bereich der Beobachtungen geht; dabei ist einerseits die Symmetrie der 
Gletscherzunge in den oberen Regionen benutzt worden und außerdem 
wurde angenommen, daß an der FimHnie, also etwa bei 2850 m, die 
jährliche Ablation Om beträgt. 

Vom Vernagtferner haben wir keine direkten Messungen der 
Ablation. Aber die Vermessungen von 1888 und 1889 ergaben nach 
S. Finsterwalder 

unter 2550 m 15 m Einsenkung 

zwischen 2550 bis 2600 „ 6,6 „ . 

2600 . 2650 , 4.6 , 

2650 , 2700 „ 4.0 . 

2700 , 2750 „ 4,3 „ 

Diese Senkung der Gletscheroberfläche ist über 2550 m sicherlich 
kleiner als der Ablationsbetrag, da ja von oben her Eis nachgeschafH; 
wurde. Im Mittel betrug die Einsenkung zwischen 2500 und 2750 m 
4)8 m. Für den benachbarten Hintereisfemer war der entsprechende 
Betrag trotz des warmen Sommers von 1895 nur ca. 3 m. Der Unter- 
schied wird sofort verständlich, wenn man berücksichtigt, daß der 
Mittagssonnenstrahl im Sommer auf die Oberfläche 

des Vemagtfemers unter ca. 83^ 
„ Hintereisfemers „ »57* 
einfällt. 

Weitere Messungen der Ablation besitzen wir von einigen nor- 
dischen Gletschern und vom grönländischen Inlandeis. £. v. Drygalski 
fand für letzteres gelegentlich der Grönlandexpedition der Gesellschaft 
für Erdkunde in Berlin im Jahre 1893 am großen Karajakgletscher, 
etwa 70® 30^ n. Br. in 500 m Seehöhe, die jährliche Ablation zu 2 m und 
darüber. An einigen Küstengletschem in gleicher Breite, Ausläufern 
des Hochlandeises auf der Nugsuakhalbinsel wurde, ebenfalls von Dry- 
galski, ermittelt: 



Höhe 


Ablation 


m 


m 


100 


2.25 


570 


2.00 


500 


2,22 



Asakakgletscher 
Semiarsutgletscher 
Komegletscher . . 



XcihbeT AtMohnitt. 



Ablation. 217 

Axel Hamberg bestimmte die Größe des Abtrages an einigen 
Gletschern des Sarjek (670 2O'n.Br.) in Schweden und fand (1899/1900) 

am Mikagletscher: 

in Meereshöhe 970 1000 1100 1200 m 

die Ablation zu 3,3 2,4 0,9 0,04 m 

für 365 Tage, 

am Lnlleavaggegletscher: 

m Meereshöhe . • • « 1100 1120 1140 m 

eine Ablation von 0,50 0,44 0,62 m 

für 378 Tage. 

Der yoUständigkeit halber sei auch der Angaben über die Größe 
der Ablation am Mer de Glace Erwähnung getan, welche Yallot im 
lY. und Y. Bande der Annales des Obseryations du Mont Blanc gibt. 
lue Zahlen sind nicht durch direkte Messung der Ablation selbst ge- 
wonnen. Es wurde schätzungsweise der Betrag der jährlichen Ein- 
senkung aus der Gesamteinsenkung der Gletscheroberfläche seit dem 
letzten Maximalstand ermittelt und der vierte Teil dieses Betrages auf 
die Sommermonate verrechnet. Gemessen wurde die wirkliche Ein- 
aenkung in den einzebien Jahren von 1891 bis 1899 und von dem da- 
bei gefundenen Werte jenes Yiertel abgezogen. Der Rest wurde als 
Ablationsbetrag des betreffenden Jahres angesehen. Die auf diese 
Weise ermittelten Zahlen, welche nicht ganz einwandfrei sind, lassen 
sich nach Yallot s graphischen Darstellungen angeben wie folgt: 



Beehöhe 
m 



Abschmelzung im 
Sommer 



m 



Ligne des Echelets . . 
, du Montanvert 
„ , Mauvais Pas 
« „ Chapeau . . 



1895 


3,7 


1804 


3,8 


1690 


8,8 


1519 


5,6 



Für ein Längsprofil ergibt sich 



In Seehöhe 
m 



Die jährliche Abschmel- 
zung im Sommer 



m 



1704 
1663 
1584 
1468 
1318 



5.6 
7,0 
9,3 

7,1 

8,9 



218 Achter Abschnitt. 

Man bemerkt, daß die beiden Zahlengruppen recht verschieden 
aussagen und vor allem die Regelm&fiigkeit in der Zunahme des Ab- 
trages gegen das Gletscherende yermissen lassen, die anderwärts fest- 
gestellt wurde. 

An der Schneegrenze sind die mittleren Somimertemperaturen der 
Luft in den verschiedenen Beobachtungsgebieten nahezu dieselben. Mit 
Benutzung der Karte der JuUisothermen, welche J. Hann in Berghaus* 
phys. Atlas gibt, und der Annahme, daß im Alpengebiet die Temperatur 
pro 100 m Erhebung um 0,59<^4 in. Skandinayiea nach P. A. 0yen .um 
0,690, Qach A. Hamberg um. 0,76P C (Mittel 0,68^ C) abnimmt, 
findet man die Julitemperatuv an der Schneegrenze 

in Grönland (71« n. Br.) zu 3,8<^ G 

„ Skandinavien (67* , , ) „ 4,8« 

„ den Alpen (46« , , ) „ 5,2* C 

Länger fortgesetzte Beobachtungsreihen würden vielleicht eine 
noch größere Übereinstimmung liefern. 

Zur Beurteilung der Veränderung, welche die Grröße der Ablation 
mit der Änderung der geographischen Breite erfährt, stellen wir zu- 
nächst die Beträge zusammen, welche sich für Höhen ergeben, die um 
nahezu gleiche Beträge tiefer liegen, als die Schneegrenze der einzelnen 
Gebiete. Es ist der jährliche Abtrag etwa 400 m unter der Schnee- 
grenze 

in den Alpen nahezu 4,0 m 

, Skandinavien , 3,8 m 

„ Grönland h 2,0 m 

Beachtet man, daß die Ablation, insbesondere in den arktischen 
Gebieten, nur während der drei Sommermonate stattfinden kann und 
daß in dieser Zeit infolge des fast ununterbrochenen Tages die Sonnen- 
strahlung dort eine sehr große Mächtigkeit erreicht, daß außer- 
dem in Grönland den warmen trockenen Fallwinden, welche von dem 
Inlandeise heraus gegen die Küsten wehen und sich in den Fjorden 
am stärksten bemerkbar machen, wahrscheinlich ein beträchtlicher 
Anteil an der Abschmelzung der Gletscher zugeschrieben werden muß, 
so erscheint der jährliche Ablationsbetrag von 2m, wie ihn v. Dry- 
g a 1 8 k i fand, ziemlich niedrig. Während des Sommers ist die Luft der 
Polargegenden in geringer Höhe über dem Meere viel weniger für die 
Sonnenstrahlung durchlässig, als die über den Alpen und den skandi- 
navischen Bergen lagernde. Es ist eine Eigentümlichkeit des EÜLunas 
an der ganzen Westküste von Grönland, daß während des Sommers die 
meisten Niederschläge fallen, die meisten Nebel auftreten und die Sonne 
nur für wenige Stunden des Tages sichtbar ist. Dadurch reduziert 
sich die Zahl der „Wärmetage", die für diese Jahreszeit auf das Polar- 
gebiet treffen, derart, daß man (nach Angots Tabelle, die auch in 
Hanns Handbuch der Klimatologie, Bd. I, S. 126/7 abgedruckt ist) das 



Einfloß des Schuttes. 219 

Verhältnis der Intensität der Sonnenstrahlung in den Alpen zu der in 
Grönland etwa als 107:46,5 annehmen kann, wenn die Strahlungs- 
dnrchlässigkeit der Luft gleichzeitig im Verhältnis 0,75:0,6 sich ändert. 
Damit wäre dann allerdings fast der ganze Ablationsbetrag der Sonnen- 
strahlung allein zugeschrieben. Zieht man die Häufigkeit und ab- 
schmelzende Wirkung der Föhnwinde mit in Betracht, so müßte zur 
Erklärung der Ablationsänderung eine größere Verschiedenheit in der 
Transmissionsfähigkeit der Luft angenommen werden. Da aber bisher 
eine Trennung der Wirkung, welche die einzelnen abtragenden Faktoren 
hervorbringen, noch nicht durchführbar ist, so müssen wir vorläufig 
auf eine eingehendere Beurteilung dieser Verhältnisse verzichten. 

Es wurde bereits bei Mitteilung der Beobachtungsergebnisse von 
Agassiz und Genossen bemerkt, wie sehr die Ablation durch Schutt, 
der auf dem Gletscher liegt, beeinflußt wird. Weitere direkte Beob- 
achtungen dieser Art wurden von Blümcke und Finsterwal der am 
Hintereisfemer gemacht, deren Ergebnis lautet, daß die jährliche Ab- 
tragung an den schuttbedeckten Stellen ca. 15 Proz. weniger als die 
an der freien Eisoberfläche beträgt. Auch J. Vallot hat am Mer de 
Glace auf diese Unterschiede geachtet und aus seinen Spekulationen 
das Verhältnis 5,3 : 2,9 für die Abschmelzung der geschützten gegen die 
blanke Eisfläche ermittelt. 

Diese Zahlen sind, soweit ich es feststellen konnte, das gesamte 
Material, das wir bis heute zur numenschen Beurteilung des Einflusses 
haben, den Fremdkörper auf die Ablation der Gletscher ausüben. Die 
direkte Beobachtung lehrt uns auch ohne Messung dasselbe. Überall, 
wo größere Schuttmassen, ob sie nun aus groben Felstrümmern oder 
feinem Sande bestehen, das Eis bedecken, bildet sich um diese herum 
im Laufe des Sommers eine Vertiefung, die nach mehreren Jahren recht 
ansehnliche Ausdehnung gewinnen kann. Die Schuttdecke ruht auf 
einem ihren Dimensionen entsprechenden Eispfeiler, der vor der Ab- 
schmelzung bis zu einem gewissen Maße geschützt ist. An seinen 
Bändern, wo er dem Angriff der warmen Luft und der Sonnen- 
strahlung am stärksten ausgesetzt ist, wird er abschmelzen; einzelne 
Schuttteile rollen herab und weiter gegen die Mitte des Pfeilers 
liegende Eispartien folgen dem Schicksale der ersten; auf diese Weise 
verbreitert sich die Schuttdecke, indem sie gleichzeitig an Dicke ver- 
liert. Wird sie in den zentralen Teilen nicht ständig ergänzt, so muß 
das allmähliche Ausbreiten der größeren Trümmer dazu führen, daß 
diese nicht mehr zusammenhängend, sondern einzeln auf der Gletscher- 
oberfläche liegen und es wird von ihren Ausdehnungen abhängen, ob 
die Eisschicht, welche sie trägt, warm genug werden kann, um zu 
schmelzen. Weil nämhch die spezifische Wärme der Steine relativ groß 
ist, so müssen sie gegenüber dem Eise, da sie wegen ihrer dunkeln 
Färbung auch noch stark absorbieren, an der Oberfläche bedeutende 
Wärmemengen aufnehmen. Bei großer Dicke können sie wegen der 



220 Achter Abschnitt. 

geringen Leitungsfähigkeit diese aufgenommene Wärmemenge dem dar- 
unter liegenden Eise nicht zuführen. Unter jedem derartigen Schutt- 
stücke bleibt eine Eissäule erhalten, welche den Stein trägt, wie eine 
Tischplatte von ihrem Fu£e getragen wird; es bildet sich ein Grletsc her- 
tisch, der um so höher wird und deshalb um so abenteuerlicher aus- 
sieht, ]e flacher seine „Platte*^ lieg^. Mit der Zeit wird der Pfeiler 
aber an der der Sonne zugekehrten Seite eine größere Böschung er- 
halten und die Platte rutscht ab, ihren bisherigen Schützling der 
unbarmherzigen Yerzehrung durch die Strahlung preisgebend, wobei 
sie eine ihrem Arbeitsvorrat und den Reibungsverhältnissen der Eis- 
oberfläche entsprechende Wegstrecke zurücklegt An der neuen Ruhe- 
stelle wiederholt sich das alte Spiel und so kommt es, daß derlei große 
Steine nach längerer Zeit weitab liegen von dem Schutthaufen, zu dem 
sie ursprünglich gehört haben. 

Ist aber das Schuttstück dünn, dann kann die von ihm auf- 
genommene Wärmemenge durch Leitung auf das Eis übertragen werden ; 
dieses schmilzt, und der flache Scherben, auch wenn er sonst noch so 
groß wäre, sinkt in die Gletschermasse ein, indem er eine vertikale, 
seinem Querschnitt entsprechend geformte, mit Wasser ausgefüllte 
Höhle erzeugt. Ist er so tief gesunken, daß ihm die Sonne auf geradem 
Wege keine Wärme mehr zukommen lassen kann, so hört das Sinken 
auf; die Wände der ELshöhlung werden durch die Ablation niedriger 
und schon nach wenigen Tagen erscheint der Versunkene wieder an 
der Oberfläche des Gletschers, um aufs neue an deren Erniedrigung zu 
arbeiten. 

Felstrümmer, welche aus dem Innern der Eiemasse an die Ober- 
fläche gelangen, sind häufig derart mürbe, daß sie, nachdem einige Zeit 
lang abwechselnd Sonnenschein und Frost auf sie eingewirkt haben, 
in feinen Grus zerfallen. Dieser büdet eine zusammenhängende Decke 
über die Eispyramide, welche vorher den ganzen Stein trug, und schützt 
diese noch vor dem Abschmelzen. Allmählich aber werden diese „ Erd- 
hügel '', „ Termitenhaufen ^, niedriger, die Schmelzwasser verschwemmen 
den Grus und lagern ihn in kleinen Partien auf der Gletscheroberfläche 
ab. Diese ist daher nahe am Zungenende mit feinem Schlamm überdeckt, 
der als dunkler Körper die Wärme gierig aufsaugt und in einzelnen 
eng beieinander stehenden kleinen Löchern ins Eis sinkt — aber nur 
wenige Zentimeter, denn dann hat er seine Wärme abgegeben. Nun 
kommt die Reihe der Erniedrigung an die Lochwandungen usw. 
Diese Staub- und Grusmeugen bilden, da sie ziemlich die gleiche Be- 
schaffenheit haben, unter der Eisoberfläche eine derselben nahezu par- 
allele Schicht, die den Gletscherforschern vielfach auffiel und deren Vor- 
handensein durch die oben gegebene Erklärung schon von den Brüdern 
Schlagintweit verständlich gemacht wurde (Gletscherpilze). Dry- 
galskis Kryokonithorizont fällt in diese Erscheinungsgruppe. 

Ist der feine Schlamm in zusammenhängender kleiner Decke ab- 



Oberfläohenbäche. 221 

gelagert, so bildet sich an Stelle der vielen kleinen Schmelzlöcher ein 
größeres aus. Häufig besitzen solche Löcher halbkreisförmige GrestaH; 
der tiefer liegende Bogen liegt nach Norden, der Durchmesser von Westen 
nach Osten. Diese von F. Keller, einem Mitarbeiter von L. Agassiz 
zuerst beobachteten „Mittagslöcher" können unter Umständen zur 
Orientierung auf dem Gletscher dienen. Ihre Entstehung ist auf die 
im Laufe des Tages wechselnde Neigung der Sonnenstrahlen gegen die 
Eisoberfläche zurückzuführen. 

Eine nicht zu vernachlässigende Verminderung erfährt die Gletscher- 
masse durch die Schmelzwasser selbst, welche im spaltenlosen Gebiete 
über die Gletscheroberfläche herab laufen. Durch ihr Gefälle besitzen 
sie einen bedeutenden Arbeitsvorrat, der zum Teil zu eigener Erwär- 
mung (vielfach ist die Temperatur solcher Bächlein nahe oder auch 
über 1^ C) zu einem anderen Teil zur Erosion und Schmelzung des 
Eises verbraucht wird. Gegen das Ende des Gletschers haben die in 
vielen Serpentinen geschwungenen Betten solcher Wasserläufe schon 
bei kleineren Alpengletschem Tiefen von mehr als Im; Erniedrigungen 
der Gletscheroberfläche, welche während des Winters zum großen Teil 
wieder ausgeglichen und im folgenden Sommer neu gebildet werden. 
Gletscher, deren Abschmelzgebiet sehr ausgedehnt und wenig geneigt 
ist, erhalten durch die Ablationswasser eine eigenartige Modellierung 
der Oberfläche. Die Wasserläufe sind in häufig mehrere Meter tiefe 
und sehr breite Rmnen versenkt, welche die Begehung des Gletschers 
sehr erschweren. Dazu kommen an vielen flachen Stellen seeartige 
Ansammlungen der Schmelzwasser, deren tiefblaue Färbung der Land- 
schaft einen eigenen Reiz verleiht. Am Bande des grönländischen In- 
landeises, sowie auf der flachen Zunge des Malaspinagletschers am 
Mt. Elias in Alaska, werden derlei Erscheinungen vielfach beobachtet. 

An den Alpengletschern ist diese Seebildung weniger häufig, da 
ihre Zungen meist steil ablaufen. Doch ist vielfach beim Übergange 
ins Firngebiet, wo die großen Alpengletscher meist die geringste 
Neigung und teilweise fast horizontale Oberfläche haben, die An- 
sammlung größerer Wassermengen zu beobachten, welche nur langsam 
durch kleine Abläufe und in Spalten abwärts rinnen. 

Die Schmelzwasserbäche durchlaufen jedoch fast niemals ungestört 
die ganze Länge der Gletscherzunge. Meistens müssen sie schon nach 
kurzem Laufe an der Oberfläche in Spalten abstürzen und dann entweder 
durch Kanäle im Eise selbst oder auf dem Gletscherboden ihren Weg tal- 
auswärts nehmen. Sind die Spalten weit, so stürzt das Wasser hinab und 
kann schon durch seine lebendige Kraft an einer beständigen Vertiefung 
und Erweitemng der Spalte bei der Einsturzstelle arbeiten. Wird im 
Laufe der Bewegung des Eises die Spalte wieder geschlossen, so bleibt 
doch der Ablaufkanal des Wassers noch länger erhalten als ein verti- 
kaler, häufig mit schraubenförmig ausgehöhlten Seitenwänden steil ab- 
fallender Trichter, eine Gletschermühle, in welcher das abstürzende 



222 Achter Abschnitt. 

Wasser braust und brodelt, während die aufsteigende Luft beständig 
eine Erweiterung des Loches bewirkt 

Nur am Ende und am Rande der Gletscher erreichen diese Mühlen 
in einer nahezu vertikalen Richtung den Talboden. Die abstürzenden 
Wassermassen haben dann häufig eine derartige Gewalt der Bewegung, 
daß große Steine, die auf dem Grunde des Gletschers liegen, yon dem 
wirbelnden Tanze erfaßt werden und, wenn sie hart genug sind, in den 
anstehenden Fels kesselartige Vertiefungen einreiben. Je geringer die 
Geschwindigkeit des Eises an der Stelle einer solchen Mühle ist, um so 
längere Zeit wird die eigenartige Bearbeitung des festen Gesteines er- 
folgen, um so tiefer kann der Kessel ausgehöhlt werden. Wird dann 
im Laufe späterer Zeit beim Rückzüge des Eises das Felsgebiet frei- 
gelegt, so bildet dieser Kessel, in welchem die gerundeten Reibsteine 
noch vorgefunden werden, einen der vertrauenswürdigsten Zeugen für 
den früheren Zustand der Vereisung. 

Da die Entstehung der Gletschermühlen wesentlich davon abhängt, 
daß ein Oberflächenbach in seinem Laufe durch eine Spalte gestört wird, 
so ist leicht einzusehen, daß in den Teilen des Gletschers, wo Spalten 
frisch reißen, während oberhalb die Eisoberfläche ungestört zusamihen- 
hängt, sich von Zeit zu Zeit neue Gletscherschäohie^-bilden müssen, an 
denselben Stellen, an denen die früheren mit dem Eise talwärts ge- 
rückten entstanden sind. Diese werden dann auch die Bewegung der 
Gletschermasse mitmachen, erhalten sich längere Zeit, während die Spal- 
ten, die ihre Bildung veranlaßt haben, allmählich wieder zugequetscht 
werden. Da die zugehörigen Wasserläufe schon oberhalb in der 
neuen Spalte in die Tiefe stürzen, bestehen sie als leere vertikale 
Löcher fort, bis die nachdrängenden Eismassen den früheren Sub- 
stanzverlust ersetzen und langsam von unten nach oben den Schluß 
derselben herbeiführen. Natürlich trägt auch die Ablation dazu bei, 
daß die Tiefe dieser Löcher immer geringer wird, und schließlich zeugt 
nur eine in die übrige Eismasse eingesprengte blaue, fast zylindrische 
Eisform von der früheren Existenz eines Schachtes, aus dem das dumpfe 
Murmeln lebhaft bewegten Wassers an die Gletscheroberfläche drang. 

In den mittleren Teilen der Gletscher werden die Schächte der 
Gletschermühlen von den verschiedensten Tiefen angetroffen. Meistens 
messen sie zwischen 20 und 100m; in wenigen Fällen erreichen sie 
mehr, und nur einmal wird von einem solchen Mühlenschachte berichtet, 
daß er eine Tiefe von 250m erreicht hat (Agassiz). Vom Boden 
dieser Schächte, oder schon oberhalb, gehen dann seitliche Kanäle ab, 
durch welche das Wasser tieferen Regionen zugeführt wird, bis es nach 
langem Laufe im Eise den Talgrund erreicht. Besonders am Malaspina- 
gletscher finden sich nach dem Berichte J. C. Russells, des Erforschers 
der Mt. Elias - Region , viele derailige Tunnels im Eise, die gegen den 
Rand desselben an Durchmesser gewinnen und mehrfach ins Freie 
endigen, ohne den Talboden selbst erreicht zu haben. Vom Muir- 



Kanäle im Eis. 223 

gletscher berichtet H. F. R e i d , daß an der Steilwand, mit welcher der- 
selbe in die Glacierbay abbricht, 30 bis 50 m über Fluthöhe eine große 
vom Bache ausgehöhlte Öffnung sichtbar war, das Ende einer Röhre 
im Eise, durch die der Bach dem Meere zugeführt wurde. Die großen 
Dimensionen dieser Kanäle sind in der Hauptsache darauf zurückzu- 
führen, daß auf dem wenig geneigten Untergrund der reichlich mit 
Geschieben beladene Bach seine eigentliche Ausflußöffnung verstopft 
und sich dann einen weiter oben gelegenen Ausweg wählt. Zuweilen 
wird dann das Wasser wieder bis an die Oberfläche des Gletschers 
gedrängt. In anderen Gebieten sind nach den bisher vorliegenden 
Berichten die fast horizontalen Kanäle im Eise selten. Die von 
der Gletscheroberfläche und von den Gehängen der Talwandungen 
kommenden Wasser dringen durch die Spalten und am Rande des 
Gletschers unter die Eismasse ein. Sie büden ein zusammenhängendes 
Drainagesystem auf dem Felsboden, dessen einzelne nach oben und den 
Seiten vom Eise begrenzten Röhren in den meisten Fällen nur geringe 
Höhen erreichen und dem forschenden Menschen nur auf kurze Strecken 
den Zugang unter das Eis gestatten. Die Eismasse liegt fast unver- 
mittelt auf dem Felsen auf und läßt nur stellenweise geringen Zwischen- 
raum für die Gewässer. Das geht sehr deutlich aus Versuchen hervor, 
die Fofel am Rhonegletscher, Mme. Yallot am Mer de glace in der 
Weise anstellten, daß sie das Wasser oberflächlicher Gletscherbäche vor 
dem Eintritt in die Spalten und Gletschermühlen, das von seitlich zu- 
strömenden Gehängebächen vor dem Verschwinden unter dem Rande 
des Gletschers mit Fluorescein färbten und die Zeit maßen, nach welcher 
die Färbung am Ende des Gletschers wieder zutage kam. Es ergab 
sich in beiden Fällen, daß die Geschwindigkeit der Wasserläufe unter 
dem Eise etwa die Hälfte derjenigen in freier Luft bei gleicher Wasser- 
menge und gleichem GefäUe ausmacht. 

Erst gegen das Ende des Gletschers wird der Kanal, in welchem 
das Wasser gesammelt als Gletscherbach seine Heimat verläßt, weiter, 
weü die warme Außenluft langsam die Wände desselben verzehrt. 
Häufig gewahrt man große, eine Strecke weit unter dem Eise gangbare 
Höhlungen, aus denen in Jugendfrischem Übermut die Schmelzwasser 
hervorsprudeln. Diese Gletschertore bleiben manchmal an mächtigen 
Gletscherenden lange Zeit hindurch erhalten; zumeist aber ändern sie 
schon im Laufe eines Sommers ihr Aussehen und erscheinen gegen 
Ende der Abschmelzzeit unansehnlich und zerfallen, während sie beim 
Beginn desAusaperns durch die mannigfachen Bildungen der Eiszapfen 
ein imposantes, malerisches Bild boten. Die Luft bringt die Abschmelz- 
formen hervor, welche ihre Tätigkeit charakterisieren. Man beobachtet 
flache, hohle Schalen im Eise, die an ihren Vereinigungsstellen scharfe 
Kanten zeigen; das härtere blaue Eis leistet stärkeren Widerstand als 
das weiße und deshalb zeigen sich häufig lange, schmale Wände mit 
zackigen Formen, die von der Decke der Eishöhle drohend herabhängen 



224 Achter Abschnitt. 

und in tiefem Blau erglftnzen, so lauge sie noch fest mit der Haupt- 
masse yerbunden sind. Brechen sie herab, so verlieren sie mit ihrem 
inneren Zusammenhang auch ihre zauberhafte Färbung und erscheinen 
weiß. Das Gletschertor erweitert sich durch die schmelzende Wirkung 
der warmen Luft bestandig; das Eis, in welchem es entstand, büdet 
ein immer größeres Grewölbe, dessen Bogen flacher und flacher wird 
und das schließlich durch seine eigene Last zusammenbricht. Mächtige, 
viele Kubikmeter haltende Eistrümmer zwingen den Gletscherbach, 
seinen Lauf zu verlangsamen, oder auch, wenn die Stauung durch die 
sperrenden Hindernisse zu groß wird, an einer anderen Stelle des 
Gletscherrandes ins Freie zu treten. Solche Verlegungen seines „ Ur- 
sprunges ** hat wohl Jeder Gletscherbach von Zeit zu Zeit mitzumachen. 

Einzelne kleinere Gletscher besitzen kern eigentliches Gletsohertor ; 
die unter dem Elise dahin eüenden Wasserläufe verlassen an vielen 
Stellen den Rand des Gletschers und sammeln sich erst nach längerem 
Laufe in der Talsohle, wenn das Vorland des Gletschers flach ist 
Andere Eisströme dagegen, besonders die Riesen unter ihnen, haben 
mehrere Tore, durch deren jedes gewaltige Wassermengen dem Talie 
zufließen. Am Malaspina bemerkte Russell drei große Ströme, die 
durch riesige Tunnels aus dem Elise kamen und fast 1 km weit zwischen 
25 bis 30 m hohen Eis wänden dem Meere zueilten. Auf langem 
Laufe unter dem Eise hat sich ihr Wasser mit Schlamm und Sand 
gemengt, den nun die bis 15 und mehr Meter breiten Wasserläufe im 
Vorlande des Gletschers ablagern. In einem dieser Tunnels drang 
Russell einige Kilometer weit unter das Eis ein und vollführte dabei 
die längste derartige Wanderung, die bis jetzt bekannt wurde. Er fand 
ein ausgedehntes Netz von Wasserläufen, das sich am Grunde der 
großen Gletscherzunge zusammenzog. Doch ist auch diese subglaziale 
Fahrt, wie andere, welche Hugi, Chr. Bohren u. a. ausführten, nur 
auf das äußerste Randgebiet der Gletscherzunge ausgedehnt worden. 
In den zentralen Teüen liegt das Eis dem Untergrunde allenthalben 
so fest auf, daß es den Schmelz wassern vielfach den Weg verlegt, die 
Menschen aber erst recht am Weiterkommen hindert. 

Außer den bereits behandelten Faktoren, welche das allmähliche 
Vor seh winden des Gletschereises durch Schmelzung verursachen, müssen 
noch einige andere erwähnt werden^ deren Einfluß zwar gering ist, die 
aber doch entweder allenthalben, oder wenigstens stellenweise vor- 
handen sind. 

In erster Linie kommt hier die Abschmelzung durch die Erd- 
wärme in Betracht. Die mittlere Jahrestemperatur von 0^ kommt der 
Luft in den Alpen in einer Höhe von 1900 bis 2000m zu; die Iso- 
therme von 0^ für die Bodentemperatur dagegen verlauft in 2750 bis 
über 2900 m Höhe, wie durch Schlagintweits Beobachtungen 
ebenso wie durch neuere Messungen von Stapff u. a. bei den Tunnel- 
bauten im Hochgebirge festgestellt wurde. 



Schmelzen der Oletscher. 225 

Die Gletscherzungen liegen also während des ganzen Jahres in 
einem Bette, dessen Temperatur den Schmelzpunkt des Eises über- 
schreitet. Daher muß am Ghrunde der Gletscher beständig Eis ge- 
schmolzen und die dabei dem Boden entzogene Wärme durch Leitung 
im Gestein stets yon neuem zugeführt werden. Genaue Messungen 
über die Bodentemperaturen unter dem Gletscher fehlen bisher und 
deshalb sind wir gezwungen, auf dem Wege der Schätzung unter Zu- 
hilfenahme aller bekannten Messungen über die ablaufenden Wasser- 
mengen, den Betrag zu ermitteln, um den die Abschmelzung durch die 
Erdwärme die Dicke der Gletscher im Laufe der Zeit erniedrigt. B 1 um c k e 
und ich haben für den Hintereisferner eine Überschlagsrechnung durch- 
geführt, die hier kurz angeführt sei. 

Die beim Pegel in Yent für 1890/91 gemessene Wassermenge be- 
trägt 203 000000 m'. Das Einzugsgebiet des Pegels mißt 158,8 km>, 
die Fläche des Hintereisfemers (mit Moränengebiet) 14,8 km^, macht 
also rund 10 Proz. des ersteren aus und demnach müßten etwa 20,8 Mill. 
Kubikmeter Wasser, die aus dem Gebiete dieses Gletschers kommen, 
alljährlich den Pegel in Yent passieren. Nun beträgt die durch die 
Ablation gelieferte Wassermenge 9,1 Mill. Kubikmeter pro Jahr (1894/95) 
und wenn die für das Fimgebiet ermittelte Niederschlagshöhe von jähr- 
lich 1 m auch als für das 10,2 km^ große Gebiet der Gletscherzunge 
und der Moränen gültig angesehen wird, so müßte auch noch eine 
Wassermenge von 10,2 Mill. Kubikmeter pro Jahr der Yenter Ache 
zugeführt werden. Die aus diesen schmelzenden Niederschlägen und 
der Ablation auf der Gletscheroberfläche stammende Wassermenge würde 
also 19,3 MilL Kubikmeter ausmachen, so daß durch die Erdwärme 
jährlich 1 Mill. Kubikmeter zu liefern bliebe. Auf der 14,4 km^ messen- 
den Unterfläche des Hintereisfemers müßten also jährlich etwa 1,1 Mill. 
Kubikmeter Eis geschmolzen werden, d. h. die Erdwärme würde eine 
Erniedrigung der Gletschermasse von 0,08 m pro Jahr herbeiführen« 
Würde man annehmen, daß 1894/95, für welchen Zeitraum die Abla- 
tionsmessung gilt, die Wassermenge am Yenter Pegel um 20 Proz. 
größer war als 1890/91, so ergäbe sich ein Abtrag von 0,40 m jährlich 
durch die Erdwärme. Damit nun im Laufe eines Jahres 0,40 m Eis 
an der Unterfläche des Gletschers geschmolzen werden kann, müßte, 
die Wärmeleitungsfähigkeit des Gesteins zu 0,004 angenommen, in 
etwa 0,5 m unter dem Eise eine konstante Temperatur von + 1* C 
herrschen. 

Wie weit diese Temperaturbestimmung mit der Wirklichkeit über- 
einstimmt, läßt sich leider nicht sagen; ganz unwahrscheinlich ist das 
Resultat nicht, da es ja einen Mittelwert für den ganzen Gletscher- 
untergund vorstellt. 

Für den Hintereisfemer würde also der durch die Erdwärme in 
Wasser verwandelte Teil etwa ein Neuntel des durch die Ablation ge- 
schmolzenen Eises ausmachen. Wir werden später, bei näherer Be- 

H e ß , Die Oletaoher. ] 5 



226 Achter Abschnitt. 

trachtung der Schwaukimgen , welche die Gletscherbäche mit der 
Jahreszeit ausführen, Gelegenheit nehmen, auf dieses Verhältnis zu- 
rückzukommen. Hier sei nur bemerkt, daß die Gletscherbäche auch 
im Winter fließen und die Erklärung dieser Erscheinung, welche in den 
Alpen ebenso wie in Norwegen und in Grönland bis zu 78^ n. Br. be- 
obachtet ist, nur durch die Wirkung der Erdwärme und subglazialer 
Quellen gegeben werden kann. 

Die Abschmelzung durch Quellen, welche unter dem Eise aus 
dem Boden hervortreten, wird an manchen Gletschern ebenfalls an der 
Vergrößerung des Substanz Verlustes, den dieselben erleiden, mitwirken. 
Aber nur in seltenen Fällen ist das Vorhandensein solcher Quellen, 
deren Auftreten an sich nicht unwahrscheinlich ist, durch Beobachtungen 
nachgewiesen. Es ist dies auch nicht weiter erstaunlich, wenn man 
bedenkt, daß der Grund des Gletschers fast durchaus unzugänglich ist 
und Quellen von der nämlichen Temperatur , wie sie der ' Boden hat, 
eben nur die alleruntersten Lagen des Eisstromes anzugreifen vermögen. 
Nur heiße Quellen werden ihren Wirkungsbereich bis zu den oberen 
Schichten des Gletschers ausdehnen können und, indem sie anfänglich 
ein Gewölbe im Eise ausschmelzen , schließlich den Einsturz desselben 
bewirken, so daß von der Oberfläche aus eine kraterartige Vertiefung 
in die Eismasse hinab bis auf den Grund reicht, wie an einzelnen Glet- 
schern des Baltist an (Karakorum) beobachtet wurde; oder es werden 
wannenartige Gebilde auf der Oberfläche ausgebildet, die an Einsen- 
kungen erinnern, wie sie im Karst so vielfach auftreten. 

Formen der Gletsoheroberfläolie. 

Was zunächst die Gestalt der Oberfläche der Gletscherzunge im 
allgemeinen anlangt, so erweist sich dieselbe als die einer doppelt ge- 
krümmten Fläche, deren eine Hauptkrümmung in die Längsachse fällt, 
während die andere in der Breitenrichtung liegt. Der Breite nach ist 
die Gletscherzunge, soweit nicht ausnehmend starke Schuttbedeckung 
der Ränder auftritt, nach oben gewölbt; die Mitte liegt höher als die 
seitlichen Partien. Die Ursache für diese allgemeine Form ist eine 
doppelte. Einmal ist der langsam bewegte Rand längere Zeit dem Ein- 
flüsse der Abschmelzung unterworfen als die rasch fort geschobene Mitte; 
außerdem, und dies scheint mir das Wichtigere, kommt aber in Betracht, 
daß am Rande der Gletscher die Abschmelzung größer ist als in der 
Mitte, wie die Beobachtungen am Hintereisferner klar erweisen. Ohne 
diesen Umstand müßte die häufig sehr beträchtliche Einsenkung an 
den Rändern weit geringer sein. 

Die Krümmung der Gletscheroberfläche in der Längsrichtung der 
Zunge ist in der Regel ebenfalls eine nach oben konvexe ; nur an solchen 
Stellen, die den Übergang von steileren Partien zu flacheren ver- 
mitteln, kann eine nach oben konkave Form zustande kommen, da die 



Formen der Gletscheroberfläcbe. 227 

nach abwärts zunehmende Ablation stets die Wölbung nach oben er- 
zeugen muß. 

Die Fimoberfläche hat die Gestalt einer flachen Mulde, bei der die 
zentralen Teile wesentlich niedriger liegen, als die steilen Hänge ihrer 
Begrenzung. Doch kommen an den S^racs häufig auch andere Formen 
vor, die aber meist nur geringe Ausdehnung besitzen. 

Diese aUgemeinen Formen, welche die Gletscheroberfläche besitzt, 
werden stellenweise gestört durch Trichter, Wannen, Schlote, welche zu 
tieferen Lagen des Eises hinabführen. Wannenförmijjfe Einsenkungen, 
wie die vom Gomergletscher, wurden am Malaspina zu hunderten reihen- 
weise angeordnet gefunden; der Tasmangletscher auf Neuseeland, Glacier 
de Geant, Mer de Glace, Uateraargletscher und andere zeigen dieselben 
ebenfalls. 

Am Hintereisfemer treten sie in den oberen Teilen der Gletscher- 
zunge (bei 2800 m) auf und deuten hier darauf hin , daß sie ihre Ent- 
stehung dem Zusammenfließen zweier mit sehr ungleicher Geschwindig- 
keit bewegten Gletscherarme verdanken, ähnlich wie die im Firnfelde 
des Guslarferners an der Grenze zwischen großem und kleinem Guslar- 
femer vorhandenen Fimlöcher, in deren unterstem 1901 der mit Schutt 
bedeckte Boden in weitem Umkreise bloßgelegt war. 

Einer anderen Ursache verdanken die trichterförmigen Vertiefungen, 
welche auf der großen Mittelmoräne des Hintereisfemers vorkommen, 
ihr Dasein. Beim Zusammenflusse des eigentlichen Ilintereisgletschers 
mit dem Kessel wandfemer hat der linke Rand des ersteren eine sehr 
geringe Geschwindigkeit; durch die Vereinigung mit dem neuen Zu- 
flüsse werden die ursprünglichen Randpartien mehr der Mitte des resul- 
tierenden Eisstromes genähert und erhalten auf eine kurze Strecke eine 
bedeutende Beschleunigung, welche, da gleichzeitig eine starke Richtungs- 
änderung in der Bewegung des Hintereisgletschers auftritt, die Bildung 
großer Spalten, die am oberen Rande eine Weite von 10 bis 15 m be- 
sitzen, veranlaßt. Der in diese Klüfte von der Moräne aus herab- 
fallende Schutt verhindert das Schließen derselben; die durch den 
Moränenrücken gebildeten Wände schmelzen im Laufe der Fortbewegung 
der Eismasse immer mehr ab, während gleichzeitig die Schuttmassen 
und eingeschlossene Schmelzwasser an einer beständigen Vertiefung der an 
den Seiten der Moräne wieder geschlossenen Spalten arbeiten. Nahe am 
Gletscherrande hatte sich, auf diese Weise entstanden, im Jahre 1894 
ein bis auf den Grund reichender Trichter ausgebildet, in welchem sich 
eines Tages eine große Wasseransammlung zeigte, die wahrscheinlich 
von dem nahe vorbeifließeuden Gletscherbache herrührte, dessen ge- 
wöhnliches Tor am Gletscherende durch große Schuttmassen verstopft 
war. Mehrere Stunden lang floß eine riesige Wassermenge aus dem 
gefüllten Trichter in wildem Sturze über den untersten Teil der Glet- 
scherzunge hinab, auf ihrem Wege die Moränendecke abrasierend, so 
daß klares blaues Eis zu Tage trat. 1895 hatten wir wiederholt Ge- 

15* 



228 Achter Abschnitt. 

legenheit, das Schauspiel dieser Verlegung des Gletschertores an die 
Oberfläche des Femers zu yerfolgen. 

Solche Trichter, die als Reste von Spalten, bzw. als eine Erweite- 
rung derselben erscheinen, andere bis auf den Grund reichende Löcher, 
die ihr Yorhandensein hauptsächlich der Tätigkeit yon GletschermQhlen 
verdanken, werden von einer großen Zahl anderer Gletscher gemeldet. 
Nehmen wir dazu, daß in vielen Fällen Wasserläufe in geringer Tiefe 
unter der Oberfläche dahinbrausen , die durch die mitgerissene Luft 
ihren Kanal auch nach oben hin erweitem können, die vorher berührte 
Möglichkeit von Quellen unter dem Eise, so finden wir eine große Zahl 
von Ursachen, durch welche an karstähnliche Einsturzformen erinnernde 
Gebilde auf der Gletscheroberfläche entstehen können. Einwandfreie 
Erklärungen für das Auftreten derselben können meines Erachtens nur 
gegeben werden, wenn an Ort und Stelle die notwendigen Unter- 
suchungen gepflogen werden. Eine detaillierte Beschreibung der Einzel- 
fälle dürfte, da wohl nur ausnahmsweise eine einzige Ursache bei der- 
lei Modellierungen der Eisoberfläche wirksam ist, kaum eine übersicht- 
liche Klassifikation der Erscheinungen erlauben, welche wie R. Siegers 
eingehende DarsteUung beweist, für morphologische Vergleiche ein 
gewisses Interesse besitzt. 

Während des Winters wird alles, was die abschmelzenden Ein- 
flüsse des vorhergehenden Sommers an der Gletscheroberfläche aus- 
gestaltend hervorbrachten, durch eine gleichmäßige Schneedecke ver- 
hüllt. Schmilzt dieselbe im Frühjahr weg, so werden zunächst die 
Stellen der Eisoberfläche, welche über ihre Umgebung hervorragen, ab- 
schmelzen; die tiefer liegenden Partien, die Furchen, Wasserlöcher, 
Wannen usw., werden durch die Schneedecke längere Zeit geschützt 
und deshalb sieht die Gletscherfläche im Frühjahr viel voller und glatter 
aus als im Herbste, wenn die abtragenden Kräfte monatelang unbarm- 
herzig ihre nagende Tätigkeit ausüben konnten. 

In den Schneefeldern der Tropen werden besondere Abschmelz- 
formen beobachtet. Infolge der starken Insolation (dünne Luft, Nähe 
des Äquators, reiner Himmel im Hochsommer) werden parallele Furchen 
und aufgeworfene Kämme herausgearbeitet, welch letztere in bizarre 
Eisfiguren von mehreren Metern Höhe abgeteüt sind. In den chilenisch- 
argentinischen Anden heißen diese Figuren penitentes (Büßer). Der 
Büßerschnee ist aber nicht eine Eigentümlichkeit dieser Gebirgsgegenden; 
er wurde auch am Eolimandscharo und in anderen äquatorialen Hoch- 
regionen beobachtet. Wie es scheint, ist der dritte der oben an- 
geführten Faktoren, welche die Bestrahlung beeinflussen, der reine 
Sommerhimmel, in Chile häufiger als in den Hochregionen der heißen 
Zone; deshalb tritt dort die Erscheinung der nieve penitentes deut- 
licher auf. 



Der Gletflcherbacb. 



229 



Der Oletsolierbaoli. 

Alles Wasser, das Ablation, Schmelzung durch die Erdwärme, 
Quellen, Niederschläge in der Umrahmung der Gletscherzunge liefern, 
wird vereinigt den Gletscherbach bilden, der am Ende des Eisstromes 
zutage tritt. Da in den allermeisten Fällen während der Sommer- 
monate die Ablation den Hauptbetrag dieser Wassermenge stellt, so ist 
als nächste Folge zu erwarten, daß der Gletscherbach in seiner Wasser- 
führung Schwankungen zeigt, welche denen der Ablation parallel gehen. 
Diese wechselt mit der Tageszeit, der Witterung und der Jahreszeit, 
also müssen die abfließenden Wassermengen mit diesen Bestimmungs- 
elementen variieren. Von den an der Verminderung der Gletscher- 
masse tätigen Faktoren ist nur einer, die Erdwärme, nahezu konstant; 
ihrer Wirkung werden wir das Vorhandensein von Wasser in den 
Rinnsalen der Gletscherb&che zuschreiben müssen zu einer Zeit, wo die 
Ablation und die Niederschläge keine Flüssigkeit ins Tal senden. 

Die Temperatur der Gletscherbäche ist beim Gletschertor etwas 
über 0® C ; haben ja schon die an der Oberfläche abfließenden Schmelz- 
wasser häufig -|- 1^ Wärme; wenn also auch das unter dem Eise 
fließende Wasser, welches das Hauptkontingent des Baches liefert, genau 
0® hätte, so müßte doch dieser selbst bereits wärmer sein. Aber die 
Reibung, welche das Wasser auf dem Gletschergrunde erfährt, muß auch 
dazu beitragen, seine Temperatur zu erhöhen, so lange es noch unter 
dem Eise ist. Mit der Entfernung vom Gletschertor nimmt die Tem- 
peratur aus demselben Grunde zu. Dies wird durch Messungen be- 
stätigt, welche Agassiz sowohl am Triftbach als an der Aar vor- 
genommen hat. Er fand 



Triftbach 


Aar 


Entfernung vom 
Gletschertor 


Temperatur 


Entfernung vom 
Gletschertor 


Temperatur 


m 


•c 


km 


•c 











1,0 


200 


1,5 


4.0 


2,0 


500 


3,0 


9,5 


3,5 


1000 


5,0 


14,5 


5,0 


1500 


6,0 


18,0 


6,0 


2000 


6,5—7,0 


20,0 


7,0 






27,0 


9,0 



G. Greim bestimmte die Zunahme der Temperatur mit der Ent- 
fernung vom Ursprung des Jambaches (Silvettagruppe) und fand: 



230 Achter Abschnitt. 

Messong vom 14. Juli 1897. 

Entfernung vom Gletscherende . . 100 m 8,0 km 5,0 km 7,5 km 10,25 km 

Temperatur des Baches 0,5* 4,9" 5,3* 4,8® 5,3* 

Temperatur der Luft 9,9" 10,3* 11.9" 10,8« 8,7" 

Messung vom 3. August 1893. 

Entfernung vom Gletscherende . . 25 m 4,8 km 7,6 km 10,25 km 

Temperatur des Baches 0,5* 6.5" 7,4" 8,1" 

Temperatur der Luft 6,3" 13,1" — — 

Messung vom 19. August 1898. 

Entfernung Yom Gletscherende 150 m 7,5 km 10,25 km 

Temperatur des Baches 0,6" 7,3" 8,9" 

Temperatur der Luft 14,7" * 20,3" 16,8" 

Stärkste Erwärmung nahe am Gletscher. Größe der Erwärmung nimmt mit 

Entfernung vom Gletscher ab. 

Natürlich spielt bei diesen Temperaturerhöhungen auch der 
Umstand mit, daß die Bäche stets in tiefere Regionen mit größerer 
Bodenwärme gelangten. Messungen, die sich auf verschiedene Tages- 
und Jahreszeiten beziehen, haben wir nur von G. Greim. Er fand: 

Temperatur des Jambaches am Pegel in Galtür. 
(Mittel der täglichen Messungen von 1896 his 1900.) 



1, Winter Frühline Sommer Herhst 



"C "0 "C 








C 



Bach 



0,7 3,1 , 5,8 ! 4,0 



Luft I —3,6 2,1 11,5 4,5 



Die Entfernung des Pegels vom Gletscher beträgt allerdings über 
10 km, so daß der Einfluß der Lufttemperatur ziemlich groß wird. 

Die Schwankungen, welche sich im Stande des Gletscherbaches im 
Laufe eines Tages vollziehen, kann jeder leicht yerfolgen, der im Hoch- 
sommer in der Eisregion wandert. Morgens, bevor die Sonne ihre 
Tätigkeit entfaltet, ist der Bach klein, sein Wasser ist yerhältnismäßig 
klar und die Möglichkeit, ihn ohne Gefahr zu überspringen oder zu 
durchwaten, ist oft vorhanden. Mit steigender Sonne beginnt die Ab- 
schmelzuBg erst am Gletscherende, dann in den höheren Teilen der 
Zunge; zu tausenden rieseln die kleinen Schmelzbächlein über die 
Eisfläche hinab, anfangs unter der dünnen Eisdecke, die sich in der 
Nacht über ihrem Rinnsal gebildet hat; später, wenn die Schmel- 
zung mächtiger wird, werden die Wasserläufe mehr und mehr aus- 
gefüllt und in großen Mengen eilt allerorten das Wasser der Tiefe zu, 
meistens in Spalten oder durch Gletschermühlen seinen kurzen Lauf 
an der Oberfläche aufgebend. Dann wächst natürlich die Wassermenge 
im Bach und mit ihr nimmt die Trübung desselben zu, denn die wild 



Der Gletscherbacb. 231 

uuter dem Eise hervorbrausende Flut reißt Sand und feinen Schlamm, 
der auf dem Gletschergrunde sich bildet, mit sich. Dumpfe Töne, 
die zeitweise aus dem Bachbette an unser Ohr dringen, verkünden 
uns, daß die Macht des wilden Baches genügend angewachsen ist, 
um große Steinblöcke zu wälzen und mit Wucht gegen andere 
zu schleudern. Dies Kolken von oft kubikmetergroßen Blöcken läßt 
das Durchwaten des wütenden Wassers gefährlich erscheinen — 
von einem Überspringen ist jetzt keine Rede mehr. Im Spätnach- 
mittag erreicht der Gletscherbach bei klarem Wetter seinen höchsten 
Stand. Mit sinkender Sonne hört die Abschmelzung an der Eisober- 
iläche wieder auf, am ersten in den dem Firn benachbarten Gebieten. 
Die Oberflächenbäche werden kleiner und kleiner, aber da sie doch 
ziemlich lange Zeit brauchen, um durch die verschiedenartigen Ent- 
wässerungsröhren an das Gletscherende zu gelangen, so tritt bis zum 
Eintritt des Minimalstandes, den die Höhe des Gletscherbaches zeigt, 
eine ähnliche Verzögerung ein, wie sie bei der zeitlichen Verschiebung 
des Hochstandes gegenüber der stärksten Sonnenwirkung wahrgenommen 
wurde. Die Größe dieser Verzögerung wird natürlich in erster Linie 
von der Länge des Weges abhängen, den die Schmelzwasser bis zum 
Austritt aus dem Gletschertor zurückzulegen haben. Deshalb werden 
die Schwankungen im Wasserstande bei kurzen, kleinen Gletschern 
derart erfolgen, daß der Höchststand schon in den ersten Stunden des 
Nachmittags eintritt, während bei langen Gletscherzungen, wie der des 
Unteraargletschers, erst um Mittemacht das Maximum und morgens 
10 Uhr das Minimum der Wasserführung am Gletschertor festgestellt 
werden kann. Genaue Messungen über die Schwankungen, welche die 
Wassermenge des Abflusses eines einzelnen Gletschers im Laufe eines 
Tages erfährt, sind wegen der gewaltigen Störungen, die das Bachbett 
durch die darin bewegten Schuttmassen beständig verändern, nur mit 
besonderen Vorsichtsmaßregeln durchzuführen und meines Wissens nur 
in Gletsch an der Rhone gemacht worden. Auch an Orten, die zn den 
höchstgelegenen der Alpen zählen, sind neuerdings Pegelstationen er- 
richtet worden; deren Einzugsgebiet umfaßt aber außer einer Anzahl 
von Gletschern auch noch eisfreies Gelände. Eine solche Station be- 
stand für mehrere Jahre in Ranalt im Stubaitale (Tirol). Die Ent- 
wässerung der beiden Haupttäler von Stubai, des Mutterberger - und 
des Langentales , einer Gesamtfläche von 88 km^ , wovon 34 km^ ver- 
gletschert sind, findet durch den Ruetzbach statt, der kurz oberhalb 
des Pegels von Ran alt aus dem Langenbach und dem Mutterberger 
Bach gebildet wird. Die Ablesungen am Pegel wurden morgens 7 Uhr 
und abends 5 Uhr gemacht; die von mir verarbeiteten Beobachtungen, 
welche durch zwei Profilmessungen vom Juli 1891 und Januar 1892, 
sowie durch Geschwindigkeitsmessungen vom Juli 1891 und August 
1892 ergänzt wurden, ergaben das Resultat, welches in der folgenden 
Tabelle zusammengesetzt ist. 



282 






Achter Abschnitt. 








\ Wassermenge am Pegel in Banalt 
m" pro Sekunde 


• 

Niederschlag in 




Banalt 


Dresdner 
Uütte 


TVf n n a t 


Mittel für 1891 bis 1896 






Mittel 




1 
morgens 


abends Schwankung 


1892—1896 
mm 


1892—1397 
mm 


Januar .... 


1,76 


1,76 





48,2 


__ 


Februar . . 




1,46 


1,48 


0,02 


25,9 


— 


März .... 




2,20 


2,54 


0,34 


60,5 


— 


April .... 




; 3,65 


4,22 


0,57 


53,8 


— 


Mal .... 




1 6,07 


7,29 


1,22 


74,7 


— 


Juni .... 




9,13 


10,24 


1,09 


74,1 


88,6 


Juli ... 




11,60 


12,55 


0,95 


94,5 


176,3 


August . . 




9,48 


11,72 2,24 


67,5 


157,5 


September 




7,90 


9,52 1,62 


86,0 


118,7 


Oktober . . 




5,34 


5,67 1 0,33 


83,2 i - 


November . 




3,40 


3,45 


0,05 


42,3 1 - 


Dezember . 




2,75 


2,75 





47,1 1 — 

1 
i 


Jahr . . . 


■ • 


5,3 


6,1 


0,8 


757,8 


— 



Man bemerkt, daß in den Monaten März bis Oktober die Morgen- 
und Abendablesungen Yerschiedenbeiten aufweisen, derart, daß die 
Wassermenge, die am Abend das Pegelprofil passiert, im Jabresdurch- 
scbnitt um 15 Proz. größer ist, als die am Morgen gefundene. Die 
täglicbe Schwankung wächst vom Frühjahr gegen den Sommer bedeu- 
tend an; im August ist sie am größten und nimmt dann rasch ab; in 
den Monaten November bis Februar, in welchen die Wasserführung des 
Baches sehr klein ist, y erschwindet die tägliche Variation der Wasser- 
höhe. Fast genau mit der Veränderung, welche die tägliche Schwan- 
kung erfährt, geht die Schwankung der Wassermenge mit der Jahres- 
zeit. Das Mittel der fünfjährigen Beobachtungen gibt dieselbe für Juli 
und August zu etwa 11,5 m^/sec, dagegen für den Februar zu 1,5 m ^sec. 
Bedenkt man, daß in diesem Monat, der auch der niederschlagärmste 
ist , nur die Quellen und die Bäche der größeren Gletscher fließen , so 
ergibt sich, daß die winterliche Schmelzung an der Unterfiäche der Eis- 
ströme durchaus nicht zu vernachlässigen ist, und daß leicht ein Be- 
trag, wie der oben angeführte, durch sie geliefert werden kann. Eine 
genauere Bestimmung dieses letzteren Wertes kann zur Zeit leider 
nicht erfolgen, da die Wassermenge, welche die Quellen im Einzugs- 
gebiete des Pegels geben, nicht bekannt ist, ja sogar die Kenntnis dar- 
über fehlt, wie viele derselben im Winter versiegen. 

Beobachtungen, die im gleichen Sinne wie die Ranalter ausgeführt 



Per Gletscherbach. 



233 



und verarbeitet wurden, liegen für die Ostalpen noch vor für Sulden 
im Ortlergebiet, Vent im Ötztale und Galtür im Jamtale. 

In Galtür besteht seit 1893 eine Pegelstation mit taglich einmaliger 
Beobachtung. Die bisherigen Aufzeichnungen wurden von G. Greim 
sorgfältig verarbeitet und lieferten unter anderem folgendes Resultat 
(Mittelwerte 1894 bis 1900): 



Monat 



Monatliche 




Niederschlag 


Wassermenge 


Abflufihöhe 


in Galtür 


Mül. m' 


mm 


mm 


3,28 


62 


73 


2.95 


56 


69 


3,78 


72 


146 


3,94 


75 


70 


10,25 


194 


84 


20,21 


384 


116 


25,57 


485 


139 


22,03 


418 


1 132 


15,69 


; 297 


109 


8,33 


157 


62 

1 


5,52 


104 


26 


3,94 


75 


67 



Januar 
Februar . 
März . . 
April . . 
Mai . . . 
Juni . . . 
JuU . . . 
August 
September 
Oktober . 
November 
Dezember 



Die Gesamtabflußmenge aus dem 52,74 km^ großen Einzugsgebiet 
des Pegels, von welchem 15,84 km ^ vergletschert sind, beträgt durch- 
schnittlich 125,6 Mill. m^ pro Jahr. Man sieht aus der vorstehenden 
Tabelle, daß sich dieselbe über den Zeitraum des Jahres in ganz der- 
selben Weise verteilt, wie es beim Pegel in Ranalt gefunden wurde. 
Vom Beginn der Schneeschmelze an tritt eine sehr beträchtliche Zu- 
nahme in der Wasserführung des Jambaches auf, der während der 
Sommermonate hauptsächlich von den Schmelzwassem der Gletscher 
genährt wird. Die winterlichen Wassermengen sind ziemlich groß, noch 
größer wie beim Pegel in Ranalt, was zum Teil auf die Art ihrer Be- 
rechnung zurückzuführen ist. 

In der Schweiz werden, durch die schweizer Gletscherkommission 
veranlaßt, an der Rhone, kurz nach deren Ursprung aus dem Rhone- 
gletscher, seit 1893 dreimal täglich Pegelbeobachtungen angestellt, 
welche das eidgenössische hydrometrische Bureau leitet. Das vorhan- 
dene Beobachtungsmaterial für 1893/94 wurde von E. Brückner 
verarbeitet und ergab eine tägliche Schwankung des Wasserstandes, die 
selbst in den Wintermonaten nicht völlig verschwindet. Der höchste 
Wasserstand trat im Sommer gegen 5 Uhr nachmittags, im Winter gegen 
Mittag ein; daraus folgt zunächst, daß das Schmelzwasser im Winter 
nicht so weit herkommt als im Sommer, da keine Verspätung der 
Wasserführung am Pegel gegenüber dem Stande der Sonne zu be- 



234 



Achter Abschnitt. 



merken ist. £s muß zum Teil aus dem untersten, nahe am Gletscher- 
bach gelegenen Gebiete des Gletschervorlandes stammen; denn die 
Schmelzung unter dem Gletscher ist im Winter jedenfalls ohne Periode 
und die Oberflächenscfamelzung kann keinen großen Wasserbetrag liefern. 
Die inzwischen vom Vorstand des eidgenössischen hydrometrischen 
Bureau Herrn J. E p p e r vorgenommenen Messungen der W^assermenge 
in Gletsch geben die in folgender Tabelle zusammengestellten Zahlen, 
welche ich aus dem von genanntem Herrn in liebenswürdigster Weise 
zur Verfügung gestellten Beobachtungsmaterial entnehme. Die grund- 
legenden Geschwindigkeitsmessungen wurden 1897 am 14. Oktober mit 
Schwimmer bei ziemlich niedrigem, vom 16. bis 19. August 1902 bei 
mittlerem und hohem und am 29. Januar 1903 bei sehr niedrigem 
Wasserstand mit dem elektrischen Flügel sehr sorgfältig ausgefül^rt. 
Die resultierende Wassermengenkurve gibt den Zusammenhang z'wiBcbßn 
Pegelstand und sekundlicher Wassermenge; aus ihr konnten die in der 
Tabelle enthaltenen, den Pegelbeobachtungen von 1900 entsprechenden 
Wassermengen erhalten w^den. 



Monat 



Mittlere 

sekundliche 

Wassermenge 



m" 



Monat 



Mittlere 

sekundliche 

Wassermenge 



m*" 



Januar I 0,405 

Februar I 0,405 

März 0,405 

April 1,05 

Mai 2,55 

Juni 8,60 



JuU. . . 
August . 
September 
Oktober . 
November 
Dezember 



16,60 
11,70 
6,25 
2,10 
0,60 
0,90 



Man sieht, die Schwankung in der Wassermenge ist außerordent- 
lich groß. Im Winter floß nur der 40. Teil der Juliwassermenge 
unter der Brücke in Gletsch durch. Allerdings ist gerade 1900 ein 
ungewöhnlich hoher Wasserstand für den Juli gemessen worden. Im 
Mittel der nenn Jahre, während deren die Pegelbeobachtungen aus- 
geführt werden, ist die maximale sekundliche W^assermenge etwa 16,2, 
die sekundliche Juliwassermenge 13,7 m', während die mittlere W^asser- 
menge beim niedrigsten Pegelstand 0,15mV8ec beträgt. Die mittlere 
Winterwassermenge (Oktober — März) ist 0,45, die mittlere Sommer- 
wassermenge 4,25mYsec. Die Niederschlagsmenge, welche im Gebiete 
des Gletschers fällt, kann allerdings nicht genau angegeben werden. 
Wie S. 51 ausgeführt wurde, darf man für dieselbe mindestens 34 Proz. 
mehr annehmen, als die in Oberwald, der nächsten meteorologischen 
Station gemessene beträgt. Nehmen wir für 1900 und 1901 die auf 
dem Rhonegletscher gefallene Xiederschlagssumme 1,34 mal so groß als 



Der Gletscherbach. 



235 



die in den gleichen Jahren in Oherwald zu 1 143 bzw. 1442 mm bestimmte 
und verteilen wir dieselbe auf die einzelnen Monate im Verhältnis der 





— js-^- 

fl 




1 

_ + 


1 




1 


1 


( 


\5' 




«0 

o 
rL 












~ 4 


)> 




1 

1 




1 1 




♦ 


\ 










« ^ 




\ 








^ 
«^ 

_^^^ 


^^^^^ 






-.5— c ^ — 
S Ol« 






H 


^ 








S) 1 








i\ 

5 1 





^"^^^^^ 








M 

1 




1 

1 
1 
i . 














1 


r^ 


^ 






1 
1 

i 




I 

h-- -i 

1 


V-.1 




- -- 




! 

i 
1 

! 


H 


Ä 


• 

00 





■ - 


1 I 


1 


f} 








' 








u 


, 




1 


_ 




l\^- 














•- 














1 




o 




; 







1 _ 




S 






1 


/ 




is:Ca]l. 


I 
1 
1 


1 


\ 

\ 












1 
l 


— 


1 
1 




1 

> 

9 








1 
1 


r^ 


"""sN 


1 

f 

k i 











1 


1 


1 

J 




^ 




i 




1 




A 








1 








1 


L 






















V J 



> 

o 



i. 

(0 



9 »- 

"» o 



X 

a 
< 

I 

iL. 

e 
O 



S 



o 



(0 

9 
< 



^8 



X 

a 
< 

I 






I 



9 



9 



« 



jo^ouniiqnx uouotiiiif^ 



hier gemessenen monatlichen Niederschlagssummen ^ dann erhalten wir 
die in Fig. 48 dargestellte Linie der monatlichen Niederschlagsmengen 
in dem um die Firnflächen verminderten Einzugsgebiet des Pegels in 



236 Achter Abschnitt. 

Gletsch, welches 20 km^ beträgt. Die Figur enthält auch die Linie der 
monatlichen Wassermengen, die den Messungsquerschnitt passierten. 

Man sieht, daß die Schwankungen, welche die Wasserführung der 
Hhone in Gletsch zeigt, in den zwei Jahren 1900 und 1901 dem Sinne 
nach ganz gleichartig verlaufen, daß die winterHche Wassermenge sehr 
klein ist im Verhältnis zur sommerlichen. Die Kurve der Nieder- 
schlagsmengen, wie sie auf Grund der bisherigen Erfahrungen für das 
Rhonegletschergebiet gezeichnet werden kann, bleibt im ganzen recht 
wesentlich unter der Wassermengenkurve der Rhone; nur im Winter 
steigt sie über diese. 

Verweilen wir zunächst etwas bei der Beurteilung der Winter- 
wasser. Die Messung vom 29. Januar 1903 ergab beim Pegel in Gletsch 
eine Gesamtwassermenge von 0,161 mVsec. Die zwischen dem Gletscher- 
tor und dem Pegel einmündenden Bäche, deren Wassermenge mit Hilfe 
von Eichgefäßen und Überfällen bestimmt wurde, lieferten zusammeu 
0,077 mVsec, so daß die Wassermenge, die vom Gletscher kam, nur 
0,084 mVsec ausmacht. Von der ganzen Wassermenge am Pegel gab 
also der Abfluß des Gletschers nur 52,17 Proz. (gegen 82 bis 88 Proz. 
im Sommer). 

Diese Wassermenge kann nur von der Gletschersohle und dem 
Teile des nicht vergletscherten Pegeleinzugsgebietes, welcher unter den 
Gletscher entwässert, herrühren. Das letztere beträgt 2,6 km^ oder 
16,2 Proz. des Teiles vom Einzugsgebiet, aus welchem die übrigen 
0,077 mVsec stammen. Da hier im großen und ganzen die nämlichen 
Bedingungen für Wasserlieferung herrschen wie dort, so hätten wir den 
Betrag von 0,084 m^sec um 0,012 mVsec zu vermindern, um die 
Wassermenge zu erhalten, welche von der Gletsch er sohle stammt. 
Wenn wir diese 0,072 m^sec vollständig der Erd wärme zuschreiben 
und letztere während des ganzen Jahres konstant annehmen, so finden 
wir, daß die jährliche von der Erdwärme verursachte Abschmelzung 
an der Gletschersohle 2,27 Mill. m^ Wasser = 2,52 Mill. m» Eis 
oder 8,6 Proz. der jährlichen Abschmelzung an der Gletscher- 
oberfläche (29,2 Mill. m^ Eis) ausmacht. 

Damit ist die zuverlässigste Schätzung des Einflusses der Erd- 
wärme gewonnen, welche bisher gegeben werden kann. (Beim niedrig- 
sten Pegelstand fließen allerdings nur 0,134 m^/sec Wasser unter der 
Brücke in Gletsch; aber für diesen Fall sind die Wasserführungen der 
Seitenbäche nicht gemessen worden. Würde man, den obigen Angaben 
entsprechend, reduzieren dürfen, so erhielte man 7,5 Proz. der Ober- 
flächenabschmelzung für den Betrag der Schmelzung durch die Erd- 
wärme.) 

Für die übrigen Gletschergebiete, aus deren Bereich Pegelmessungen 
vorliegen, erhält man selbst dann noch wesentlich größere Beträge für 
die Abschmelzung auf der Gletschersohle, wenn man berücksichtigt, 
daß während des Winters so ziemlich das ganze Einzugsgebiet des 



Der GletBcherbach. 237 

Pegels wegen der Schneedecke gegenüber der Erdwärme in demselben 
Verhältnis steht, wie die Unterseite des Gletschers. Es kommen eben 
hier neben der Schmelzung durch die Erdwärme noch Quellen und die 
teilweise Schmelzung von Schnee an steilen, gegen die Sonne günstig 
exponierten Hängen als Wasserlieferanten in Betracht. 

Eine gleichfalls die winterliche Wasserführung berücksichtigende 
Messung wurde vom eidgenössischen hydrometrischen Bureau in Bitsch 
an der Massa, dem Abflüsse des großen Aletschgletschers , ausgeführt. 
Die Berechnung der Minimalwassermenge ergibt 0,280 m^/sec aus dem 
205,01km' großen Einzugsgebiet, das zu 71 Proz. vergletschert ist. 
Überträgt man die Erfahrungen vom Rhonegletscher auf den ähnlich 
exponierten Aletsch, so erhält man für die jährliche Oberflächenabschmel- 
zung 252,3 Mill. m^ Eis. Rechnet man 75 Proz. der Minimalwasser- 
menge, also 0,21 m^sec auf Abschmelzung an der Gletschersohle, so 
erhält man 6,5 Mill. m' Wasser oder 2,8 Proz. der Ablation von oben. 
Man müßte, um einen annähernd so großen Betrag für die Abschmel- 
zung auf der Gletschersohle wie am Rhonegletscher zu erhalten, die 
Ablation am Aletsch auf den dritten Teil der am Rhonegletscher im 
Mittel mit 5,45m beobachteten, also auf 1,8m, ansetzen, was in An- 
betracht des Umstandes, daß das Ende des Aletschgletschers bei 1 360 m 
liegt, doch viel zu niedrig erscheint. Jedenfalls zeigt diese Überschlags- 
rechnung, daß die aus den Messungen im Rhonegebiet gewonnene Zahl 
von 8,6 Proz. nur als obere Grenze für das Verhältnis zwischen Ab- 
schmelzung auf Unter- und Oberfläche des Gletschers gelten darf. 

Die Abschmelzung an der Sohle des Gletschers erstreckt sich 
wahrscheinlich weit in das Fimgebiet hinein und reicht wenigstens bei 
den großen Talgletschem bis zur Randkluft. Beim Rhonegletscher 
würde also die jährliche Eismenge von 2,52 Mill. m', welche auf der 
Unterfläche schmilzt, auf ein Gebiet von etwa 17km'' verteilt und 
brächte eine Senkung der Gletschermasse von durchschnittlich 0,15 m 
zustande; für den Aletsch würde sich nach obigen Annahmen die ent- 
sprechende Größe zu 0,05 m berechnen. 

Versuchen wir nun, ein Urteil über die ökonomischen Verhältnisse 
des Rhonegletschers zu gewinnen, so finden wir, daß im Jahre 1900 
die gesamte Abflußmenge der Rhone beim Pegel in Gletsch 138,02, im 
Jahre 1901 nur 105,9 Mill. m' Wasser betragen hat. 

Nach dem Mittel aus den Ablationsmessungen liefert die Abschmel- 
zung 26,3 Mill. m^, die Erdwärme nach obiger Schätzung 2,3 MiU. m^' 
pro Jahr. Die Niederschlagsmengen, aus den Beobachtungen in Ober- 
wald wie oben angegeben, umgerechnet, betrugen 1900 30,7 Mill. m^ 
1901 40,0 Mill. m^. Es beträgt demnach der Überschuß der beim 
Pegel gemessenen Wassermenge über die nach den bisherigen Erfah- 
rungen zu erwartende für das Jahr 1900 79,3, für 1901 37,3 Mill. m^. 
Das Jahr 1900 hatte geringe Niederschläge und außerordentlich große 
Sommerwassermengen; setzen wir für diesen Zeitraum die Ablation 



238 Achter Abschnitt. 

doppelt so groß wie im Mittel, dann reduziert sich der Wasserüber- 
schuJß auf 53,0 Mill. m». 

Rechnet man diese Überschüsse von 53,0 und 37,3 MilL m^ aus- 
schließlich auf Niederschläge, welche in dem nicht yerfirnten Teil des 
Pegeleinzugsgebietes (20,05 km^) fielen, so müßten diese 

für 1900 um 172 Proz., also auf 4167 mm/Jahr 
„ 1901 „ 93 , , , 3731 , , 

erhöht werden. Man hätte also für dies Pegelgebiet die 3,6- bzw. 
2,6 fache Niederschlagsmenge von der in Oberwald gemessenen anzu- 
nehmen. 

Im Firngebiet ist die Niederschlagsmenge jedenfalls kleiner als das 
Äquiyalent der durch Abschmelzung von oben und von unten yerflüssig- 
ten Eisbeträge von 31,7 Mill. m^ pro Jahr, denn die dort angefallenen 
Niederschläge reichten seit 30 Jahren nicht aus, um den Verlust an der 
Gletscherzunge zu ersetzen, und eine Erhöhung der Firnoberfläche ist, 
wie später gezeigt wird, auch nicht eingetreten. Die mittlere Nieder- 
schlagshöhe im Rhonefim würde demnach unter 1530 mm /Jahr bleiben 
müssen. 

So würden uns also die bisherigen Wasser* und Ablationsmessungen 
im Rhonegletschergebiet zu der Annahme zwingen, daß eine Zone 
maximalen Niederschlages unterhalb der Firngrenze und über 
1300m (Höhe von Oberwald) existiert Man sieht aber außerdem aus 
der vorstehenden Betrachtung, wie notwendig es ist, daß in der Höhen- 
lage um 2000m, besonders in den Gletschergebieten, genaue Nieder- 
schlagsmessungen ausgeführt werden; denn bis jetzt sind wir nicht in 
der Lage, den Haushalt eines so vorzüglich beobachteten Gletschers, 
wie es der Rhonegletscher ist, mit voller Sicherheit zu beurteilen. 

Diese Ergebnisse der Pegelbeobachtungen in den Alpen stimmen 
dem Wesen nach vollständig überein mit den von Axel H amber g 
gewonnenen, welche sich auf das Gebiet von Kvickjockfjällen in Schweden 
beziehen. Rapaötno, durch den das 650 km^ umfassende zum großen 
Teile vergletscherte Gebiet entwässert wird, hatte 

1. Mai bis 31. Oktober . . 961 Mill, m" 60,5 m» pro Sek. 93,0 Sek. -LiterAm* 

1. November bis 31. April 206 , „ 13,2 „ „ „ 20,3 „ 

Jahr 1167 „ , 37,0 „ , „ 56,9 „ „ . 

Auch in diesem Falle sind die winterlichen Wassermessungen nur 
ein bescheidener Bruchteil derer des Sommers. Hamberg gibt außer- 
dem eine sehr lehrreiche Tabelle, in welcher er die Wasserverhältnisse 
von Gletscherbächen denen anderer Flußläufe gegenüberstellt, die ihre 
Ernährung nicht von Gletschern erhalten und meist im südlichen 
Schweden fließen. 

Da anderwärts ähnliche Verhältnisse bestehen dürften, so gebe ich 
einen Teil der Tabelle hier wieder, aus dem ersichtlich ist, welche be- 
deutende Wassermengen die Abschmelzung aus den vergletscherten Ge- 
bieten talwärts befördert. 



Der Gletscherbach. 



239 




Wassermenge 
pro Jahr 

Hill, m* 



Sekonden- 
liter 

pro km* 



Motalaström bei Motala (1832—1897) . 
Hjälmaren bei Hyndevad (1879—1897) 
Rapaätno (1897—1899) 



1009 

827 

1169 



4,88 

6,24 

57,05 



Obwohl das Einzugsgebiet des Rapaötnopegels nur den zehnten 
Teil des Motalaflußgebietes, das den Wettersee einschließt, beträgt, hat 
Kapaötno nahe seinem Ursprünge schon eine größere Wasser menge 
als Motalaström. So sehr ändern die Gebirge die Verteilung der Nieder- 
schlagsmengen , die sich dort zu gewaltigen Eismassen verdichten und 
in dieser Gestalt aufgespeichert werden, um während der trockenen 
Sommermonate die Wassermengen für die Flußläufe des Flachlandes zu 
liefern, ohne welche diese den größten Teil der ihnen zugemuteten 
Kulturarbeit einstellen müßten. Kein Wunder, wenn ängstliche Ge- 
müter unter den Kanalbauinteressenten der Gebirgsvorländer mit einiger 
Besorgnis von dem allmählichen Schwinden der Gletscher hören. 

Die Geschwindigkeit, mit welcher das Wasser der Gletscherbach e 
abströmt, hängt einerseits vom Gefälle und außerdem von der Höhe 
des Wasserstandes ab; sie muß also wie dieser eine tägliche und auch 
eine jährliche Schwankung besitzen. Die Rhone hatte bei Gletsch 
am 29. Januar 1903 0,23m, am 18. August 1902., morgens 7 Uhr, 
1,2 m, am 18. August 1902, nachmittags 1 Uhr, 1,5 m mittlere 
(Juerschnittsgeschwindigkeit. Als Maximalgeschwindigkeit wurde am 
19. August 1902 2,95 m bestimmt. In der Regel wurden die Geschwin- 
digkeiten nur im Hochsommer gemessen und dabei sehr bedeutend, 
zwischen 4 und 6 m/sec , im Mittel zu 5 m/sec. gefunden. Für große 
Alpenflüsse, wie Rhone und Arve, beträgt die Geschwindigkeit im 
Stromstriche immer noch 3 m und mehr. Der Abfluß der Gletscher- 
schmelzwasser vollzieht sich also sehr rasch und steht in scharfem 
Gegensatz zu der geringen Bewegung, die die Eisteilchen in den Glet- 
schern erfahren. Man erhält recht deutlich vor Augen geführt, wie 
diese in noch erheblicherem Maße als Reservoire dienen, als die großen 
Seen der Voralpen, in welchen die Gletscherwasser bei langjährigem 
Aufenthalte eine ausgiebige Läuterung erfahren. 

Auch bei den grönländischen Gletschern hört nach übereinstimmen- 
den Zeugnissen der Grönlandforscher die Abschmelzung am Untergrunde 
im Winter nicht auf, trotzdem der nordische Winter kälter und von 
längerer Dauer ist als der in den Alpen. Steenstrup sah an den 
kleinen Gletschern der Nugsuakhalbinsel 600 m über dem Meere den 
ganzen Winter hindurch fast ganz klares Wasser abfließen. Im Sommer 
waren die Gletscherbäche stark schlammig. Die Abflüsse der großen 



240 Achter Abschnitt. 

ins Meer auslaufenden Gletscher münden anter dem Eise ins Meer; ihr 
trftbes, spezifisch leichteres Wasser quillt nahe dem Gletscherende in 
die Höhe und breitet sich, alles trübend, mehrere Kilometer weit auf 
der Meeresoberfläche aus. Bricht man im Winter das Fjordeis vor der 
Wand eines großen Gletschers auf, so bemerkt man die Strömung des 
Gletscherbach Wassers , das um diese Jahreszeit ebenso trübe ist als im 
Sommer. Demnach müßte ein sehr beträchtlicher Teil der Wasser- 
menge, welche vom Inlandeis ins Meer fließt, von der Schmelzung auf 
dem Talboden herrühren; bei der riesigen Ausdehnung der Eisdecke 
ist das auch zu yerstehen. 

E. V. Drygalski hat auch während des Winters die Bäche des 
Kome- und des Sarfarfikgletschers fließen sehen, von denen des Asakak 
und des Sermiarsut jedoch nichts wahrgenommen. Ein den Grönländern 
wohlbekannter Gletscherbach der Nugsuakhalbinsel liefert auch nach 
Drygalkis Bericht den ganzen Winter hindurch Wasser. 

Ob auch die Bäche der kleinen Alpengletscher im Winter fließen, 
läßt sich bisher nicht mit Sicherheit sagen. Heim berichtet Yom 
Hüfigletscher, daß derselbe, soweit er im Winter zugänglich ist, also 
in den Randpartien, an seiner Unterlage angefroren ist und der Bach 
ganz zu fließen aufhört. Das Gleiche kann auch an anderen Gletschern 
der Fall sein; doch macht es die Schnee- und Eisdecke, welche das 
Vorland derselben verbirgt, schwer, zu entscheiden, ob die Wasserläufe 
leer sind oder nicht. Übrigens könnte auch, wenn kein Gletscherbach 
im Winter fließt, doch noch Wasser an der Unterfläche der Eisströme 
frei werden, das, wie ebenfalls Heim hervorhebt, in das Gestein ver- 
sickert oder durch stauende Endmoränen am Abfluß gehindert wird. 



Eisberge. 

Gletscher, welche ins Meer endigen, wie zahlreiche Ausläufer des grön- 
ländischen Inlandeises und eine Reihe anderer Eisströme der Polargebiete, 
werden außer durch die Ablation, welche von der Firnlinie an bis zum 
Meeresniveau einwirkt, auch durch Abbruch ihrer vordersten, am wei- 
testen ins Wasser hinausgeschobenen Teile Substanzverlust erfahren. 
Je näher am Pole das Gebiet des Gletschers hegt, um so mehr tritt die 
aufzehrende Kraft der Abschmelzung zurück gegen diesen letzteren 
Faktor, der an der Regelung der Ökonomie der Gletscher beteiligt ist. 
Auf der weißen Insel des Archipels von Spitzbergen, auf einer Reihe 
von Inseln von Franz - Josef s - Land wurden Gletscher beobachtet, die 
eigentlich nur das Fimgebiet besitzen; bei ihnen liegt die Firnlinie 
entweder nur sehr wenig über dem Meeresniveau oder sie fällt gar mit 
diesem zusammen. Sie brechen, ohne zur Entwickelung einer Gletscher- 
zunge zu gelangen, mit steilen Endflächen ins Meer ab. Einen ähn- 
lichen embryonalen Gletscher von riesiger Ausdehnung stellt nach 



N"^ 



Eisberge. 241 

allen vorliegenden Berichten die gewaltige Eiskappe vor, welche den 
Südpol der Erde deckt. 

Die geschichtete Eismasse wird durch den stetigen Druck der 
höher gelegenen Partien ins Meer hinausgeschoben ; von einer gewissen 
Stelle an wird der Aaftrieb, den das salzfreie Gletschereis im Meer- 
wasser erfährt, so groß, daß die vordersten Teile vom festen Boden 
weggehoben werden. Ihr Gewicht und der Auftrieb wirken einander 
entgegen und bringen abwechselnd auf der Oberfläche und an der 
Unterseite der Eismasse Zerklüftungen zustande, welche im Verein mit 
den Spalten, die durch die Eisbewegung entstehen, schließlich zum Ab- 
brechen des Gletscherendes führen. Je länger das Bruchstück ist, um 
so leichter wird es, nachdem der Zusammenhang mit der übrigen Eis- 
masse verloren ging, in seiner ursprünglichen Lage schwimmen. Dann 
sind die Schichten, welche abwechselnd aus weißem, lufthaltigem und 
bläulichem, fast luftfreiem Eise gebildet sind, parallel zur Meeresober- 
fläche gelegen. Die obersten Schichten haben Entfernungen bis zu 
1,2m voneinander, die tiefer liegenden, bereits komprimierten, rücken 
einander immer näher und haben nahe dem Wasserspiegel nur mehr 
einige Dezimeter oder noch geringere Dicke. Die Entstehung der 
Schichten ist natürlich dieselbe, wie die der Fimschichten alpiner Glet- 
scher und dem Wechsel der Niederschlagszeiten in den Eisfeldern zu- 
zuschreiben. Da aber die Ablation in den höchsten Breiten minimal 
wird und auch die Schmelzung im Firn nur gering ist, so wird das Eis 
der obersten Lagen sehr porös bleiben müssen und begierig jede Spur 
von Schmelzwasser aufnehmen und tiefer sickern lassen. Daher fehlen 
Schmelz wasserbäche an der Oberfläche. Auch hier ist das blaue Eis 
das dichtere Material, das während der niederschlagsfreien Zeit durch 
das Eindringen der Schmelzwasser und dementsprechendes Austreiben 
der Luft entstanden ist. 

Über die Festigkeit dieser verschiedenfarbigen Eisarten hat ein 
vom „Challenger*' ausgeführtes originelles Experiment Aufschluß ge- 
geben. Ein Eisberg wurde mit dem Zwölfpfünder des Schiffes be- 
schossen, und zwar richtete man das GeschQtz zuerst nach dem blauen 
Eise nahe dem Meeresspiegel. Der Erfolg war, daß große Massen los- 
splitterten, in die See stürzten und damit anzeigten, daß das blaue Eis 
äußerst hart und spröde ist. Das nächste Geschoß drang in die breiten 
weißen Schichten nahe der oberen Endfläche ohne Jede sichtbare Wir- 
kung ein und bewies hierdurch, daß diese Lagen aus weichem, wenig 
widerstandsfähigem Material bestehen. 

Ist die Länge der Bruchstücke klein, so werden dieselben, wenn 
ihre Höhe die ganze Gletscherdicke oder wenigstens einen bedeutenden 
Bruchteil davon ausmacht, nach dem Losbrechen umkippen und sich 
derart wälzen, daß sie in stabiles Gleichgewicht geraten. Die Schichten 
haben nun verschiedenartige Lagen gegen den Wasserspiegel. Häufig 
drehen sich die Eisberge vollständig um, wenn ihre Unterseite kleiner 

Heß, Die Oletscher. } (j 



242 Achter Abschnitt. 

ist als die obere; dann kommen die Bodenschichten des Gletschers und 
mit ihnen die Grundmoräne über die Wasseroberfläche; es weisen wie 
im anderen Falle die blauen und weißen Bänder auf den Ursprung 
der Eismasse hin, welche sich Yon dem nichtgebänderten , schuttfreieu 
Treibeis, das im Meerwasser gebildet wurde, wohl unterscheidet. 

Zerklüftung, wie sie durch die Bewegung im Gletscher hervor- 
gebracht wurde, Abschmelzung in der Luft, die auch am allein trei- 
benden Eisberge wirkt, die Abbruchflächen, die Einwirkung des salzigen 
Meerwassers durch Brandung, Schmelzung und Lösung vereinigen sich, 
um den mit den Meeresströmungen in milderes Klima gewanderten 
Eiskolossen die verschiedenartigsten Gestalten zu geben. Erleiden sie 
größere Massenverluste, so werden sie veranlaßt, eine neue Gleich- 
gewichtslage anzunehmen; Teile, die längere Zeit unter Wasser waren, 
steigen über die Meeresfläche empor und zeigen die durch das warme 
Wasser der Oberfläche erzeugten horizontalen Hohlkehlen, welche häufig 
reihenweise übereinander angeordnet sind und durch ihren Abstand die 
Größe der Niveauänderungen und der Schwerpunktsverschiebungen er- 
kennen lassen, welche die Eisberge durch Abschmelzung unter Wasser 
und durch Abbruch erfahren haben. 

Nur ganz riesige Eisberge, deren Länge schon anfänglich die Dicke 
übertraf, kommen entweder noch völlig zusammenhängend oder im 
Laufe der Zeit in kleinere Stücke aufgeteilt in niedrige Breiten. Sie 
bilden ihrer Entstehung gemäß parallelepipedisch geformte kolossale 
Blöcke mit lotrechten Seitenwänden und fast ebener, wenig zerklüfteter 
Oberfläche. Die Trümmer der rasch bewegten, durch enge Fjorde 
hinausgequetschten Schreitgletscher dagegen sind verhältnismäßig klein, 
stark zerklüftet, unregelmäßig und phantastisch geformt und liegen 
häufig so, daß die Schichten nicht parallel, sondern fast senkrecht zur 
Wasserfläche verlaufen. Sie bieten der Abschmelzung im Vergleich zu 
ihrer Masse eine große Angriffsfläche dar und werden schon in höheren 
Breiten völlig aufgezehrt. 

Will man aus der über Wasser ragenden Höhe einen einwand- 
freien Schluß auf die Mächtigkeit der Gletscher ziehen, von denen die 
Eisberge abgestoßen wurden, so wird man nur die der ersten Gruppe 
in der Nähe ihres Ursprunges dazu benutzen dürfen. 

Nach eingehenden Untersuchungen, welche E. J. ¥. Steenstrup 
anstellte, verhält sich der über Wasser befindliche Teil eines Eisstückes 
zu dem ui^rgetauchten 

bei lufthaltigem Gletschereis (spez. Gewicht 0,882) wie 1 : 7,41 

„ luftfreiem Gletschereis (spez. Gewicht 0,893) „ 1 : 8,23 

y, Eis von Süß Wasserseeoberfläche (spez. Gewicht 0,893) .... „ 1 : 8,22 

j, Salzwassereis (spez. Gewicht 0,803) „ 1 : 4,29 

(Bezogen auf Meerwasser von 3,32 Proz. Salzgehalt und — 1,3® C.) 

Da die Höhe der Eisberge tin der Luft bis zu 70 m beträgt, so 
kann man demnach sagen, daß der unter Wasser befindliche Teil sieben- 



Eisberge. 243 

bis achtmal so mächtig ist und daß demnach die Dicke der Gletscher 
500 bis 600 m betragen kann. Wenn von so dicken Gletschern Eisberge 
abgelöst werden sollen, die in ihrer ursprünglichen Lage stabil schwimmen, 
so müssen dieselben langer als dick sein. Nehmen wir die tägliche 
Geschwindigkeit am Gletscherende zu 15 m an und setzen wir dieselbe 
als durch die ganze Dicke der Eismasse bestehend voraus, so folgt, daß 
höchstens in Zwischenräumen von 30 bis 40 Tagen solche Eisberge 
abgeschoben werden können, daß also große „Kalbungen ** verhältnis- 
mäßig selten erfolgen. Der Niederbruch kleinerer Eisstücke von der 
zerklüfteten Oberfläche her wird dagegen wesentlich häufiger auftreten 
und auch die Ablösung von Eisbergen von der Sohle des Gletscher- 
endes wird öfter eintreten als ein Bruch, der durch die Gletschermasse 
von oben bis unten reicht Dem entspricht auch, daß eigentliche große 
Kalbungen sehr selten zu beobachten sind. Amund Heiland und 
E. V. Drygalski beschreiben den Vorgang; letzterer in folgender an- 
schaulicher Weise: 

„ . . . Ich schaute auf den Steilrand des Eisstromes (des großen 
Karajakgletschers in Grönland), welcher unmittelbar vor meinem Stand- 
punkte lag und legte einem gerade beginnenden Grollen keine Wichtig- 
keit bei, weU das bei den dauernden Niederbrüchen dort sehr gewöhn- 
lich war, als mir plötzlich die vordere Ecke des schon vorher als 
aufgewippt bezeichneten, am meisten vortretenden westlichen Teiles 
des Steilrandes höher erschien, als ich sie noch soeben und kurz vorher 
bei den Messungen gesehen hatte. Und dies war der Fall. Während 
ich sie beobachtete, stieg sie höher und höher, beträchtlich über die 
Höhe des Steilrandes empor; es war mir klar, daß sie sich aus dem 
Zusammenhang desselben löste. Das Aufsteigen war das erste Stadium 
des Vorganges; denn ich habe den abbrechenden Teil aus seiner ge- 
wöhnlichen Lage sich erheben gesehen. Als er ganz hoch war, stürzte 
er rückwärts gegen den Rand und brach an demselben zusammen; ein 
wüstes Chaos von wälzenden und brechenden Eistrümmem und Bergen 
bot sich dar. Eine große Anzahl von Eisstücken ging aus der Zer- 
trümmerung hervor und immer neue tauchten auf, von denen man 
nicht wußte, von wo sie sich abgelöst hatten; dauernd stürzten auch 
Massen von dem stehengebliebenen Rande des Eisstromes hernieder in 
die Fluten, welche der wälzende Berg und die von ihm abgerissenen 
Trümmer erzeugt hatten. Es war ein Getöse, daß man glaubte, die 
Welt bricht zusammen. Der Haupteisberg war rückwärts der Länge 
nach übergestürzt und blieb in dieser Lage; doch die von ihm selber 
erzeugten Fluten trieben ihn vom Rande fort und rissen die umher- 
liegenden Trümmer mit, welche dabei dauernd unter furchtbarem Lärm 
zusammenstießen und krachten und beim Wälzen an den auftauchenden 
Flächen von einem Wasserschwall überschält wurden." 

Nach seinen Wahrnehmungen schließt sich E. v. Drygalski der 
von Rink, Hammer und Heiland aufgestellten Ansicht an, wonach 

16* 



244 Achter Abschnitt. 

die Ursache der großen Kalbungen in dem Auftrieb zu suchen ist, 
welchen das frei ins Meer ragende Gletscherende erfährt; sie erfolgen 
dort, wo das vorrückende Eis den Boden verliert und zu schwimmen 
beginnt. Drygalski folgert dies daraus, daß die von ihm beobach- 
tete große Ealbung mit einer Hebung der abgelösten Eismasse einsetzte. 

Dieser Ansiebt über den Verlauf des Kalbungsprozesses steht die 
etwas abweichende von E. J. V. Steenstrup gegenüber. Danach fehlt 
die Longitudinalpressung der Gletscherzunge, wie sie der Auftrieb er- 
zeugen müßte; die rascher bewegte Oberfläche muß überhängende 
Wände an der Abbruchsstelle erzeugen ; das Abbrechen von Eis am 
oberen Rande ist die primäre Erscheinung und führt zu einer Erleich- 
terung der Eismasse, die vom Wasser getragen wird. Wegen dieser 
Gewichtsabnahme wird die Wirkung des Auftriebes plötzlich stärker 
und jetzt erst tritt eine Hebung des abbrechenden Teiles ein. Man 
sieht, Steenstrup bringt das, was Drygalski Kalbungen dritter 
Größe nennt, das Niederbrechen kleinerer Eisberge von der oberen Seite 
des Gletschers, mit den Kalbungen erster Größe, die sich auf die ganze 
Dicke des Eisstromes erstrecken, in ursächlichen Zusammenhang. Es 
wird im allgemeinen nicht weit gefehlt sein, wenn man, wie es oben 
bereits geschehen ist, der Wechselwirkung zwischen Gewicht und Auf- 
trieb des vorgeschobenen schwimmenden Eisstückes die Zerklüftung 
der Masse zuschreibt, durch welche schließlich der Abbruch erzielt wird. 
Dieses freischwebende Stück des Gletscherendes erfährt an den Rand- 
gebieten wesentlich geringere Reibungen als das auf dem Boden auf- 
liegende Eis; es richtet sich mehr und mehr so, daß die Oberfläche 
horizontal wird und ist fast in seiner ganzen Masse gleichmäßig be- 
wegt, während die auf dem Fels aufliegenden Teile des Gletschers 
durch die Bodenreibung gebremst und zurückgehalten werden. Diesen 
Verhältnissen entspringen Spannungen, deren Resultat die Bildung von 
Spalten an der Grundfläche des auskragenden „ Eisbalkens ^ ist. Wo 
der Querschnitt, der von der Oberflächen- und dieser Sohlenzerklüftung 
nicht ergriffen wurde, zu klein ist, um die Differenz zwischen den 
biegenden Wirkungen von Gewicht und Auftrieb der vorgelagerten Eis- 
masse auszuhalten, erfolgt der Bruch, der beim Überwiegen der Eis- 
schwere mit einer Senkung, bei überwiegendem Auftrieb mit einer 
Hebung des Bruchstückes beginnt. Auch die Schwankung in der Höhe 
des Wasserspiegels, wie sie durch die Gezeiten hervorgerufen wird, 
muß bis zu einem gewissen Grade an der Ablösung der Eisberge be- 
teiligt sein und die Kalbungen beeinflussen. 

H. F. Reid beobachtete am Muirgletscher nur kleine Kalbungen, 
bei denen Eis von den der Wasseroberfläche benachbarten Gletscher- 
partien losbrach, senkrecht untertauchte und erst nach dem Wieder- 
auftauchen umkippte. Reid schließt aus diesem Vorgang, daß die 
tieferen Schichten des Gletschers, der bis an sein Ende bei einer Dicke 
von 220m auf dem Fjordboden auflag, nicht so weit vordringen als 



Eisberge. 245 

die oberflächlichen, so daß die vordere Grenzfläche des Gletschers unter 
dem Wasser immer mehr zurückweicht. Die Ursachen dieser Erschei- 
nung sieht Reid erstens in der Ahnahme der Geschwindigkeit des 
Eises nach unten, zweitens in der Aufzehrung des unteren Eises durch 
das wärmere und salzhaltige Meerwasser. Die Ahschmelzung unter 
Wasser ist heträchtlich größer als die in Luft, wie die beim Umkippen 
der Eisberge über dem Wasser sichtbaren Hohlkehlen beweisen. 

Im Winter, wenn der Fjord durch Packeis geschlossen ist, bildet 
dieses für den yorschreitenden Gletscher ein bedeutendes Hindernis. 
Es wird nicht nur dieses Eis aufgebrochen und in großen Wellen zügen 
gebogen, sondern auch die Gletscherzunge wird gestaut; die abgestoßenen 
Eisberge werden fest aneinander gepreßt und erst bei Eintritt milderer 
Witterung, wenn die Eisdecke in den Buchten und an den Küsten yer- 
sch windet, werden sie wieder getrennt und treiben, vom Föhn gejagt, 
einzeln ins freie Meer hinaus. Die dadurch entstehenden Längen- 
schwankungen zwischen Sommer- und Winterstand des Gletschers 
können 2 bis 3 km ausmachen. 

Die Eismengen, welche auf diese Weise als Eisberge zu allmäh- 
licher Schmelzung in Luft und Wasser kommen, sind sehr bedeutend. 
Man hat von mehreren Ausläufern des grönländischen Inlandeises die 
Geschwindigkeiten gemessen und aus der Höhe der Eisberge auf die 
Mächtigkeit der Eisströme geschlossen. So findet Heiland am 4,5 km 
breiten, 260 bis 300 m dicken kalbenden Ende des Jakobshavngletschers 
eine tägliche Geschwindigkeit von 15 bis 20 m. Nimmt man die mitt- 
lere Querschnittsgeschwindigkeit zu 12 m, so ergibt sich eine tägliche 
Eisbergproduktion von 15 Mill. m^ oder jährlich 5,4 km 3. Der große 
Kara Jakgletscher, dessen Ende 6,5 km breit, im Mittel etwa 400 m dick 
ist, liefert bei einer mittleren täglichen Geschwindigkeit von 12 m an 
der Oberfläche, also etwa 10m für den ganzen Querschnitt, jährlich 
9,4 km^ Diesen Zahlen haftet natürlich eine ziemliche Unsicherheit 
an ; sind doch die Querscbnittsgrößen nur annähernd bekannt und die 
Verteilung der Geschwindigkeiten ist auch nur an der Oberfläche 
ungefähr anzugeben. Nach Rinks Aufzählung gibt es 25 Fjorde 
erster Größe, in welchen die Produktion der Eisberge bedeutend ist. 
Nehmen wir an, jeder derselben liefere die für den Karajak berechnete 
Eismenge, so würde sich die gesamte jährliche Eisbergproduktion zu 
235 Mill. km' ergeben. Längs des 7000 km langen Eisrandes besteht 
eine Abschmelzzone, deren Breite auf etwa 10km im Mittel angesetzt 
werden darf; wenn als mittlerer Ablationsbetrag 1 m/Jahr angenommen 
wird, so würde der durch Ahschmelzung aufgezehrte Teil des Inlandeises 
jährlich 70 km' betragen. Der ganze jährliche Massenverlust würde sich 
also zu 305 Mill. km' berechnen. Dem steht die auf der 1,9 Mill. km^ 
messenden Eisoberfläche jährlich anfallende Niederschlagsmenge von 
0,23 m Eis (Nansen) mit 437 Mill. km' gegenüber. Bei unserer 
Rechnung ergibt sich also ein Saldo zu Gunsten der Ansammlung. 



246 Achter Abschnitt. 

Möglicherweise ist die Eisbergprodaktion riel bedeutender, als sie 
oben angegeben wurde, wenigstens kann man annebmen, daß in der 
Melyillebai und am Humboldtgletscher, wo der Eisrand auf mehrere 
100 km ins Meer taucht, mehr Eisberge entstehen als in den 
Fjorden; yielleicht ist auch der Betrag der Abschmelzung größer 
als er eben geschätzt wurde. Andererseits ist durchaus nicht sicher, 
daß die von Nansen als Jahres schiebt angenommene zwischen 
zwei Eiskrusten eingeschlossene Schneeschicht wirklich den gesamten 
jährlichen Niederschlag darstellt. Haben doch einzelne Proben für 
die tiefer liegenden Schichten größere Dicken ergeben. Dann ist 
auch höchst wahrscheinlich die Niederschlagsmenge in den höheren Ge- 
bieten größer als am Eisrande. Sind wir auch über die Höhe der Be- 
träge, mit welchen das Budget des fast stationären Inlandeises bilan- 
ziert, nicht genau unterrichtet, so zeigt uns doch die Torausgeheude 
Überschlagsrechnung, daß auch hier keine außerordentlichen Verhält- 
nisse vorliegen. Es kann im Laufe einer gewissen Zeit nicht mehr 
an Eisbergen und durch Schmelzung abgegeben werden, als in einer 
gleichlangen, vorausgegangenen Epoche auf der Oberfläche des In- 
landeises als Niederschlag angesammelt wurde. Kleine Schwankungen 
mit einem zeitweilig überwiegenden Massenverlust kommen sicher vor. 
Aber ein dauerndes Defizit müßte zu einem viel rascheren Zurück- 
weichen des Eisrandes führen, als er sich an einzelnen Stellen für längere 
Jahresreihen ergeben hat. Der Rand des Inlandeises ist ähnlichen 
Schwankungen unterworfen, wie das Ende eines Alpengletschers. Es 
besteht keine Veranlassung, das Inlandeis als einen Rest aus der Eis- 
zeit zu betrachten und eine einfache Rechnung belehrt uns, daß die 
Schneemengen, welche nahe an der von Nord nach Süd durch Grön- 
land ziehenden Eisscheide anfallen, höchstens 2000 bis 3000 Jahre 
brauchen, um als Bestandteile von Eisbergen in einem Fjord zu 
schwimmen. 



Neunter Abschnitt 



Gletscherschwanknngen. 

Jahreszeitliche Schwankungen. Langperiodische Veränderungen: Geschichte 
der Schwankungen der Alpengletscher. Zeitliche Übereinstimmung der 
Gletscherschwankungen mit Brückners Klimaschwankungen. Ergebnisse 
der Beobachtungen über die am Ende des 19. Jahrhunderts vorschreitenden 
Alpengletscher. Schwankungen der Gletscher in außeralpinen Gebieten. Zu- 
sammenfassung. Größe der Gletscherschwankungen. Verlauf einer Schwind- 
periode. Verlauf des Vorstoßes. Gletscherkatastrophen. 



Jahreszeitliolie Sdiwankungen in der Bewegung der 

Gletscher. 

Die ersten Messungen, aus denen sich ergab, daß die Bewegung 
eines und desselben Punktes der (lletschermasse im Laufe eines Jahres 
gewisse Schwankungen durchmacht, sind von Forbes 1842 bis 1843 
hauptsächlich deshalb angestellt worden, damit sichergestellt werde, 
ob der Gletscher während des Winters überhaupt in Bewegung ist. 
Aus den Verschiebungen zweier Blöcke auf dem Mer de glace in der 
Nähe des Montanvert wurde folgende Zusammenstellung gewonnen: 





Verschiebung 


Pro Tag 




Fuß 


m 


29. Juni his 28. September 1842 (91 Tage) . . 


132 


0,435 


80. Oktober bis 12. Dezember 1842 (53 Tage) . 


70 


0,400 


12. Dezember 1842 bis 17. Februar 1843 (67 Tage) 


76 


0,355 


17. Februar bis 4. Aprü 1843 (45 Tage) . . . 


66 


0,440 


4. April bis 8. Juni 1843 (65 Tage) 


90 


0,415 



Danach ist im Winter die (xeschwindigkeit etwa 80 Proz. von der 
mittleren Sommergeschwindigkeit. 

Eine weitere Messungsreihe von Forbes, die aus den Jahren 
1844 bis 1845 stammt und sich auf einen Punkt am (Uacier des Bois, 



248 



Neunter Abschnitt. 



dem Ende des Mer de glace, besdeht, liefert als mitÜere Geschwindig- 
keit für 

21. Dezember 1844 bis 15. Mai 1845 0,424 m pro Tag 

15. Mai 1845 bis 21. Dezember 1845 0,954 m , „ 

(Dem 15. Mai entspricht das Jahresmittel 0,744 m pro Tag.) 

In dem Zeitraum vom 14. Oktober 1844 bis 21. Dezember 1845 
wurde an 14 Terminen der Stand der Geschwindigkeitsmarke beob- 
achtet; der Verlauf der Kurve (Fig. 49), welche als Ordinaten die Ge- 
schwindigkeiten, als Abszissen die zugehörigen Zeiten besitzt, ist ziem- 
lich regelmäßig und gibt dem Sinne nach die Schwankung, welche die 

Fig. 49. 




Okt. Nov. Dei. Jan. Febr. Mira April Mal Juni JuH Aug. 8«pt. Okt. Nov. Ooz. 

Geschwindigkeit im Laufe des Beobachtungsjahres durchmachte, recht 
gut wieder. Wie weit die von Forbes angegebenen Zahlen mit der 
Wirklichkeit übereinstimmen, läßt sich allerdings schwer beurteilen, 
da eine Angabe über die Größe der Beobachtungsfehler nicht vor- 
handen ist. 

Die Extreme (Minimum zwischen 4. Dezember 1 844 und 7. Januar 
1845 zu 0,290m pro Tag, Maximum zwischen 4. und 18. Juli 1845 
zu 1,323 m pro Tag) sind ziemlich weit auseinander gelegen. Übrigens 
war der Gletscher 1845 im Wachsen; daher sind auch die Geschwindig- 
keiten im Oktober, November und Dezember 1845 größer (65 Proz.) 
als die der gleichen Monate von 1844. 

Aus der Zeit Juli 1845 bis Juli 1846 stammt eine mit 18 Ter- 
minbeobachtungen gewonnene Zahlenreihe von Agassiz und Genossen, 
welche die Schwankungen der Bewegung au einem 6800 m vom Ende 
des Unteraargletschers entfernten Punkte erläutert. Die mitt- 
leren Geschwindigkeiten für die einzelnen Termine sLud ziemlich unregel- 
mäßig und lassen den Einfluß der Beobachtungsfehler vermuten. Als 
Gesamtverschiebung für 362 Tage wurden 82,3 m, demnach als mitt- 
lere tägliche Geschwindigkeit 0,228 m beobachtet. Unter dem IVIittel 



Jahreszeitliche Bohwankimgen. 



249 



ist die Geschwindigkeit vom 16. August 1845 bis 15. Januar >1 846 und 
beträgt durchscbnittlicb 0,176m pro Tag; tür die übrigen 210 Tage 
wird die tägliche Geschwindigkeit durchschnittlich 0,265 m. Das 
Maximum wurde für die Zeit vom 17. April bis 30. Mai mit 0,374 m, 
das Minimum für 19. Dezember bis 11. Januar zu 0,133 m bestimmt. 

Im Jahre 1883 wurde während 14 Tagen des Augusts die Geschwin- 
digkeit am Rhonegletscher bestimmt und genau gleich der mittleren 
Geschwindigkeit des ganzen Jahres gefunden; hier ergab sich also kein 
Unterschied in der Bewegung während der verschiedenen Jahreszeiten. 

Am Mer de glace hat J. Yallot für die drei Sommermonate die 
GeschwiDdigkeit bei „les Echelets*' zu 105, bei „Montanvert^ zu 112 
und bei „Mauvais Pas** zu 115 Proz. der mittleren Jahresgeschwindig- 
keit gefunden. (1895 bis 1898.) 

Axel Bamberg ermittelte die tägliche Geschwindigkeit 

am Mikajökul za 0,183 m für 28. Juli bis 20. August 1897 

8. August 1895 bis 20. August 1897 



und j, 0,076 m , 



mit einem wahrscheinlichen Fehler der Punktbestimmung von etwa 0,5 m. 

J. West mann gibt als Verhältnis der mittleren Geschwindigkeit 
im Hochsommer zur mittleren Geschwindigkeit des ganzen Jahres den 
Wert 167: 100 für die Zunge des Tuolpa am Sulitelma, deren Be- 
wegung er vom 31. Juli 1897 bis 24. Juli 1898 und 15. August 1898 
messend verfolgte. 

Am Illicillewaetgletscher im Selkirkgebirge (Britisch-Golumbia) 
beobachteten G. und W. S. Vaux an acht Nummern steinen folgende 
Verschiebungen : 



Stein Nr. 


Verschiebung vom 
31. Juli 1899 bis 6. August 1900 


Verschiebung vom 31. Juli 
bis 5. September 1899 


total 


täglich 


täglich 




m ! cm 

1 


! cm 


1 


26,27 ! 7,1 


6.4 


2 


37,24 10,0 


9,7 


3 


; 36,60 


11,3 


13,8 


4 

1 


54,30 


14,8 


16,9 


5 


56,40 15,2 , 


15,1 


6 


59,10 


15,9 


16,9 


7 


47,55 12,8 


15,4 


8 


51,00 


13,7 


15,0 



Danach wäre die Sommergeschwindigkeit um etwa 8 Proz. größer 
als die mittlere Jahresgeschwindigkeit. 

K. J. V. Steenstrup hat für mehrere Gletscher des grönländischen 
Randgebietes in den Jahren 1879 bis 1880 die Abhängigkeit der Be- 
wegung von der Jahreszeit zu ermitteln versucht. Seine Beobachtungs- 
ergebnisse sind in folgender Tabelle zusammengestellt: 



2Ö0 



Neunter Abschnitt. 



Tägliche Bewegung 




Anfang April bis Ende August . . 
Ende August bis Ende September 
Ende September bis Ende Februar 
Eude Februar bis Anfang Mai . . 

Größe der Schwankung (Prozent) . 



Die Größe der Schwankung ist für die fünf Gletscher recht ver- 
schieden; auch der Sinn der Schwankung ist nicht immer der gleiche. 
Die Ursache der Verschiedenheit in letzterer Hinsicht dürfte in der 
Größe der Beobachtungsfehler zu suchen sein. 

Vom grönländischen Binneneise liegen nur E. v. Drygalskis 
untereinander vergleichbare Ergebnisse der Messungen am großen 
Karajak vor; danach ist für diesen Ausläufer des Inlandeises kein 
Unterschied in der Bewegung nach den verschiedenen Jahreszeiten vor- 
handen. 

Seit 1900 wird durch Blümcke und Finsterwalder alljährlich 
die Sommergeschwindigkeit des Hintereisf erners gemessen. Die Messungs- 
fehler werden dabei auf ein Minimum zu reduzieren gesucht und das 
Ergebnis, soweit es sich bisher übersehen läßt, ist, nach einer freund- 
lichen Mitteilung des Herrn Professor Finsterwalder, daß die Sommer- 
geschwindigkeit 1900 nur 15 Proz. größer ist als die mittlere Ge- 
schwindigkeit in den zwei Jahren 1899 bis 1901; dabei ist allerdin<^s 
zu beachten, daß die Geschwindigkeit 1900 bis 1901 um 28 Proz. 
kleiner ist als die von 1899 bis 1900. Der Gletscher ist gegenwärtig 
in starkem Schwinden. 

Einen ausgezeichneten Beitrag zum Studium der Schwankungen, 
denen der Gletscher im Wechsel der Jahreszeiten unterworfen ist, hat 
A. Baltzer in seinen „Studien am Untergrindelwaldgletscher" geliefert. 
Er ließ durch den Lehrer Stump in Grindelwald monatliche Messungen 
der Entfernung mehrerer Punkte des Gletscherendes von einer festen 
Marke ausführen. Die Mittelwerte der Entfernungen, welche an einem 
Tage bestimmt wurden, sind in Fig. 50 zu einer Kurve geordnet, welche 
sehr deutlich vor Augen führt, in welcher Weise das Gletscherende im 
Laufe der Zeit seine Lage veränderte. Die Zunge hatte jeweils in den 
Monaten Mai und Juni ihre größte Länge, während im September bzw. 
Oktober der Rückgang von einem neuen Vorstoß abgelöst wurde. Der 
niedrigste Stand wurde 1895, ein Jahr, das durch einen warmen Sommer 
und Herbst ausgezeichnet war, erst Mitte November, 1897 dagegen 



JahreBzeiUiche SchwankuDgen. 



2Ö1 



schon im Aagust erreicht. In diesem regenreichen Jahr begann aber 
der winterliche Vorstoß auch erst Mitte September. 
Während also der 



Gletscher im 
meinen im 



allge- 

Rück- 1894 Jan. 



Fig. 50. 



Febr. 
MArz 

April 

Mai 

Juni 

Juli 

Aug. 

Sepl 

Okt 

Nov. 



gang begriffen ist, 
wird dieser sklliähr- 
lich durch einen kur- 
zen Vorstoß unter- 
brochen. 

In ähnlicher Weise 
wurde der winter- 
liche Vorstoß beim _. 

Rhonegletscher fest- i896 Jan. 

Febr. 
MArz 
April 
Mai 
Juni 
Juli 
Aug. 
Sepl 
Okt 
Nov. 
Dez. 
1896 Jan. 
Febr. 
MArz 
April 
Mai 
Juni 
Juli 
Aug* 
Sept 
Okt. 
Nov. 



gestellt, dort ergab 
sich eine Anschwel- 
lung: 

1893-1894 V. Jan.-März 

1894-1895 , . 

Nov.-April 
Juni-Mai 
Dez.- April 
Nov.-Mai 
Dez.- April 



1895-1896 
1896-1897 
1897-1898 
1898-1899 
1899-1900 



Febr. 

MArz 

April 

Mai 

Juni 

Juli 

Aug. 

Sept 

Okt 

Nov. 

Dez. 







/ 












/ 












1 






-< — 


>AMl<*l«fll 






J 




"' Ve iva||uii|i 


vrtcnuj 


'•* 




•^4 
















7^^ 


"'*^*»^ 


















^'^^ 


















\^^ 
















^ 


s_ 
















\ 
















y^ 














> 


^ 














jT 














J 


f 














y 














^ 


y 














/ 
















C 
















■ -^^ 


•^^^^ 


^^ 
















^"■*** 


*i.**„^ 


















^ 
















\ 
















^^ 


1 












^ 


*^^ 














r 














y 


f 














/ 
















/ 














r 












1 


f 


^^^^^^^ 


















""V^ 


















X- 
















7 
















/ 
















y 














^^ 














y 
















/ 














^ 


r 














^^^ 














.< 


















^^"^ 


^^^^ 


















^••^^^ 


















^ 
















J 




^— 


-^Er 


itfcmur 


iff 






/ 






von der M( 


irke 






f 














1 





Das ist, soweit es 
mir bekannt wurde, 
aUes Material , das 
gegenwärtig zur Be- 
urteilung der Schwan- 
kungen vorliegt, wel- 
chen die Geschwin- 
digkeit der Gletscher y^^ j^ 
im Wechsel der Jah- 
reszeiten ausgesetzt 
ist.* Überblicken wir 
dassetbe, so kommen 
wir, auch unter Be- 
rücksichtigung des 
Umstandes, daß die 
Beobachtungsfehler 
bei Geschwindigkeits- 
messungen, die sich 
auf kurze Zeiträume erstrecken, stark ins Gewicht fallen, zu dem Er- 
gebnis: Die Bewegung des Gletschers ist im Laufe eines Jahres nicht 
ganz gleichförmig; es ist die Geschwindigkeit in den Monaten April 



10 



15 



20 25 30 35 



40 m 



252 Neunter Abschnitt. 

bis August in der Regel größer als in der übrigen Zeit des Jahres. 
Der Betrag der Schwankung ist von sehr verschiedener Größe er- 
mittelt worden und soweit es für einzelne Gletscher angebbar ist, 
gegen das Gletscherende zu größer, als in den höher gelegenen Teilen. 

Man hat von Anfang an die Messungen der Geschwindigkeit in 
den verschiedenen Jahreszeiten ausgefOhrt, um zu beweisen, daß die 
Bewegung auch im Winter stattfindet, um die Meinung zu widerlegen, 
der Gletscher sei in der kalten Jahreszeit an seinen Untergrund an- 
gefroren. Die späteren Messungen standen unter dem (Einflüsse der 
Ansicht, daß der Gletscher im Sommer, während die Schmelzwasser 
durch die Haarspalten in seine Masse eindringen, eine größere Beweg- 
lichkeit besitzen müsse als im Winter, wo dieses innere Schmiermittel 
fehlt, und man ging daher auch so weit, daß man die Schwankungen 
in der Bewegung der Gletscher mit denen des klimatischen Faktors, von 
welchem dieselbe abhängen sollte, also der Temperatur, in Parallele 
setzte. Forbes glaubte in der Tat, aus seinen Beobachtungen am 
Mer de glace diese Abhängigkeit erwiesen zu haben; doch stimmen die 
übrigen hier mitgeteilten Messungsergebnisse nicht damit überein. 

Aus den neueren Temperaturbestimmungen folgt, daß der Glet- 
scher während des Sommers in allen Punkten die den Druckverhält- 
nissen entsprechende Schmelztemperatur besitzt. Nur eine ganz dünne 
Kruste an der Oberfläche ist von den Schwankungen der Lufttemperatur 
beeinflußt, und da auch die Infiltration der Schmelzwasser nur bis zu 
etwa 3 m unter die Oberfläche hinabreicht , so kann die Veränderung, 
welche die Lufttemperatur im Laufe eines Jahres durchmacht, auf die 
innere Gletschermasse nicht direkt einwirken. ■ 

Der Wärmeverlust, den die Eismasse durch Ausstrahlung während 
der Sommernächte erfährt, ist jedenfalls ein geringer und kann nicht 
bis in die größere Tiefe hinab fühlbar werden. Im Winter kann wegen 
der die Ausstrahlung hindernden weißen Schneedecke, die mit ihrem 
Luftgehalt ein außerordentlich schlechter Wärmeleiter ist, eine Wärme- 
abgabe vom Gletscher nach außen nicht stattfinden. Vom Boden her 
erfährt derselbe aber auch im Winter Abschmelzung ; auch nach dieser 
Seite hin kann er also keinen Wärmeverlust erleiden und deshalb muß 
auch im Winter die Temperatur des Gletscherinnern die Schmelztempe- 
ratur sein. Nur in den dünnen Randgebieten wird die winterliche Ab- 
kühlung durch Leitung auf das Eis übertragen und dieses kann zeit- 
weise fest an den Boden angefroren sein. Die Hauptmasse wird dadurch 
in ihrer Bewegung nur unwesentlich gehindert. 

Demnach bleibt zur Erklärung der jahreszeitlichen Schwankung 
nur der Umstand übrig, daß während des Winters die Abschmelzung 
aufhört. Die gesamte Eismasse, welche durch die Druckwirkungen von 
oben herunter geschafft wird, dient zunächst dazu, den Massen Verlust, 
welchen die Zunge im vorausgegangenen Sommer erlitt, zu ersetzen, 
die reduzierten Querschnitte wieder zu vergrößern. Je größer aber 



Die laDgperiodiscben Yerändeniiigen der Gletscher. 253 

der Querschnitt ist, um so schneller muß er sich bewegen. Deshalb ist 
zu vermuten, daß in derselben Zeit, in welcher das Gletscherende den 
kleinen winterlichen Vorstoß ausführt, die Geschwindigkeit anwächst 
und zur Zeit der beginnenden Schneeschmelze ebenso wie die Länge 
der Gletscherzunge ihren relativ höchsten Wert erreicht, während zu 
der Zeit, in welcher die dauernde Schneebedeckung beginnt und die 
Abschmelzung aufhört, in den kleinen Querschnitten die Geschwindig- 
keit ihren relativ kleinsten Wert hat. 

Damit würde auch klargestellt, warum die Schwankungen in der 
Geschwindigkeit gegen das Ende der Gletscher zunehmen. Bier ist die 
Ablation wesentlich größer als weiter oben, die Veränderung der Quer- 
schnitte also am bedeutendsten und da diese selbst kleiner als die höher 
gelegenen sind, so ist der durch die relativ große Dickenänderung be- 
wirkte Zuwachs der Geschwindigkeit auch verhältnismäßig groß. Aus 
demselben Grunde müssen kleine, dünne Gletscherzungen größere jahres- 
zeitliche Schwankungen ausführen, als diejenigen, deren Querschnitte 
durch die Abschmelzung nur unwesentlich geändert werden und ebenso 
müssen die Schwankungen am Ende solcher Gletscher, die weit ins Tal 
herabreichen und deshalb im Sommer sehr große Ablationsverluste er- 
leiden , größer sein als diejenigen der Gletscher , welche in höher ge- 
legenen Gebieten endigen. 

Nicht zu allen Zeiten wird die winterliche Anschwellung eines 
Gletschers sicher zu beobachten sein; denn da die klimatischen Faktoren, 
von denen Größe und Bewegung der Eisströme abhängig sind, in 
großen Zeiträumen bedeutende Veränderungen erfahren, so wechselt 
mit diesen die Ausdehnung der Gletscher. Sobald dieselben in das 
Stadium des Wachstums eintreten, das erfahrungsgemäß im Winter 
fortdauert, wird die Keduktion der Gletscherzunge während des Sommers 
und die darauffolgende Vermehrung ihrer Masse weniger deutlich her- 
vortreten und nur durch sehr genaue und umfangreiche Messungen 
festgestellt werden können. Die kleinen Jahresschwankungen vollziehen 
sich innerhalb der periodisch wiederkehrenden großen Schwankungen, 
deren Studium uns im folgenden beschäftigen soll. 

Die langperiodisohen Verändertmgen der Gletscher. 

a) Alpengletscher. 

Einzelne Gletscher, die besonders nahe an menschliche Wohnstätten 
heranreichen, oder solche, welche wegen der Gestalt ihres Bettes oder 
besonderer Verhältnisse in ihrer nächsten Umgebung wiederholt eigen- 
artige Zerstörungen von Kulturland veranlaßten, haben frühzeitig die 
Aufmerksamkeit der Hochgebirgsbewohner auf sich gelenkt. Die 
ältesten Nachrichten, welche einen Schluß auf periodische Verände- 
rungen der Alpengletscher ziehen lassen, beziehen sich auch nur auf 
den Grindelwaldgletscher, dessen Ende nahe bei dem Dorfe Grindelwald 



254 Neunter Abschnitt. 

liegt, auf den Yernagtferuerf der zeitweise seine Elismassen weit hinaus 
ins Rofental schiebt und dort durch Absperrung der Rofener Ache die 
Bildung eines Stausees veranlaßt, dessen Ausbrüche große Überschwem- 
mungen im Ötztal zur Folge haben, auf den Ruitorgletscher, der in ähn- 
licher Weise die Ache des Oselettestales staut und zur Bildung des 
Ruitorsees führt, der mit starken Verheerungen im Thuilletal verbundene 
plötzliche Entleerungen erfährt. 

Erst seitdem die Naturforscher ihr Interesse der Alpenwelt ge- 
widmet haben, seitdem man die Gletscher eines eingehenden Studiums 
würdigt und aus dem vor allen Gletscherenden sich ausbreitenden 
schuttbedeckten Gelände geschlossen wurde, daß die Gletscher in früheren 
Jahren größere Ausdehnung besaßen, werden die Nachrichten über Ver- 
änderungen in der Länge der Eisströme häufiger. Aber noch bis in die 
jüngste Zeit herein sind es nur wenige derselben, über deren Schwan- 
kungen zuverlässige Angaben gemacht werden können. Erst vor einem 
Jahrzehnt gelang es den Bemühungen vonF. A. Forel und E. Richter, 
welche beide um die Erforschung und Erklärung der Gletscherschwan- 
kungen hervorragende Verdienste besitzen, sytsematische Beobachtungen 
in den Alpen, anderen europäischen und auch außereuropäischen Ge- 
birgen zu verwirklichen. Was seitdem durch die Tätigkeit einzelner 
Forscher und hauptsächlich mit den Unterstützungen touristischer Vereine 
an Material gesammelt wurde, ist ziemlich viel und zum Teil recht gut 
verarbeitet; aber es ist doch in allem eine noch recht lückenhafte Auf- 
stapelung von Einzelbeobachtungen, die in Verbindung mit den älteren 
Nachrichten wohl erlauben, neue Vei*mutungen aufzustellen oder ältere 
zu stützen — zu sicheren Schlüssen aber noch keineswegs berechtigen. 

Sehen wir uns die Summe von bekannten Tatsachen einmal an! 

In seiner „Geschichte der Schwankungen der Alpengletscher" teilt 
K Richter von den Grindel waldgletschem folgendes mit: 

Im Jahre 1600 sind beide Grindelwaldgletscher im Vorrücken, ein Be- 
wegungszustand, der wohl schon um 1595 begonnen hatte und vor 1620 
endigte; 1719 ersuchen die Einwohner von Grindelwald um die obrig- 
keitliche Erlaubnis, den ungewöhnlich angewachsenen Gletscher (durch 
Beschwörung?) zurücktreiben zu dürfen. Darauf ging das Eis zurück. 
1743 ist der Gletscher wieder angewachsen. 1768 beginnt ein neuer 
Vorstoß beider Gletscher, welche 1770 bis 1779 in ihrem Hochstande 
verharren. 1814 ist der obere Grindelwaldgletscher neuerdings im 
Wachsen und 1822 hat er seine Maximalausdehnung erreicht, während 
der untere Gletscher schon 1819 in diesem Stadium war. 1838 sind 
beide Gletscher wiederum im Vorschreiten, 1855 haben sie wieder 
ein Maximum und endlich 1890 bis 1898 war der obere Grindelwald- 
gletscher wieder im Zunehmen. 

Die drei Angaben aus dem 19. Jahrhundert lassen den Zeitraum 
des Anwachsens zu 8, 17, 8 Jahren erkennen. Setzen wir allgemein 
etwa 10 Jahre für die Zeit, welche vom Beginn des Anwachsens bis 



Die langperiodischen Veränderungen der Gletscher. 



255 



zur Erreichung des Hochstandes verstreicht, so erhalten wir für die 
Grindelwaldgletscher die Jahre: 

1595, 1709, 1735, 1768, 1814, 1838, 1890, 

in welchen sie zu wachsen beginnen, und die Jahre: 

1605, 1719, 1743, 1778, 1822, 1855, 1898, 

in denen sie den höchsten Stand erreichten. 

Die Berichte über die Schwankungen des Ver nagt femers knüpfen 
an die Bildung des Rofensees an, welcher 1599 bis 1601, 1678 bis 
1681, 1771 und 1848 angestaut wurde. In diesen Jahren hatte also 
der Gletscher Maximalstände. Der Beginn des Vorrückens läßt sich 
hier weniger sicher feststellen. Aus dem Jahre 1676 stammt allerdings 
eine Nachricht, derzufolge damals der Gletscher im Wachsen war; das- 
selbe hatte aber sicherlich schon früher begonnen. Der Vorstoß von 1840 
bis 1848 wurde durch Nikodem Klotz, den Besitzer des Rofenhofes, 
und durch Dr. M. Stotter näher beobachtet. Nach der Schilderung, 
welche der letztere in seiner Schrift: „Die Gletscher des Vernagttales 
in Tirol" gibt, bemerkte Klotz 1840, daß der Guslarferner an Höhe zu- 
nahm und der Hochvernagtferner in den „obersten Lagern^ an Mächtig- 
keit gewann. Die Zungenspitzen beider Gletscher teilten aber anfangs 
nicht im geringsten diese Veränderung und blieben unbeweglich an der 
Ecke von Hintergrasln. Demnach scheint damals der Zustand des Ver- 
nagtferners etwa so gewesen zu sein, wie er von Blümcke und mir 
für 1895 festgestellt wurde und es wäre für die Zeit, welche vom Be- 
ginn des Anwachsens bis zum Eintritt ins Rofental verstreicht, etwa 
acht Jahre anzunehmen. Unter dieser Voraussetzung würden sich als 
die Zeitpunkte, in denen das Vorrücken begann, die Jahre 1593, 1670, 
1763, 1814, 1840 und 1895 ergeben, denn auch 1822 war der Gletscher 
bis ins Rofental vorgeschoben, wenn er dasselbe auch nicht überbrückte 
und zur Bildung des Stausees Veranlassung gab. Um einen Vergleich 
zwischen den Vorrückungsterminen des Vemagt- und denen der Grindel- 
waldgletscher zu ermöglichen, ist noch notwendig, zu berücksichtigen, 
daß für letztere der Zeitpunkt des Vorrückens sich auf das Vorschreiten 
des Zungenendes bezieht; dies tritt später ein als das Anwachsen in den 
höher gelegenen Teilen der Gletscherzunge; die Verzögerung kann für den 
Vernagt auf drei Jahre angesetzt werden. Wir erhalten dann als Jahres- 
zahlen, denen gleiche Bewegungszustände beider Gletscher entsprechen 



Oberer 




Oberer 




Grindelwald- 


Vemagtgletscher 


Grindelwald- 


Vemagtgl etscher 


gletscher 




gletscher 




1595 


(1593) 1596 


1768 


(1763) 1766 




(1670) 1673 


1814 


(1814) 1817 


1709 


— 


1838 


j (1840) 1843 


1733 




1886 


(1895) 1898 



256 



Neunter Abschnitt. ^ 



und können daraus schließen, daß das Anwachsen des Yernagtgletschers 
in der Begel um einige Jahre später eintritt, als das des Grindelwald- 
gletschers. 

Für die ührigen Alpengletscher, von denen wir Nachrichten über 
Schwankungen besitzen, welche yor dem 19. Jahrhundert stattfanden, 
können wir nur die Daten der Hochstände in Vergleich bringen. Dies 
gibt nicht den sicheren Anhaltspunkt für weitere Schlüsse, wie die 
Gegenüberstellung der Zeiten , in welchen das Yorschreiten einsetzt ; 
denn die Zeit, welche bis zur Erreichung des Maximums yerstreicht, 
hängt von der Geschwindigkeit ab, mit welcher sich die Entleerung der 
Fimmulde vollzieht und von der Weglänge, welche die Eismassen zu- 
rückzulegen haben, um die Bildung von Stauseen zu verursachen, also 
von den orographischen Verhältnissen der einzelnen Gletscherbetten 
und deren Nachbarschaft. 

Immerhin wird die folgende Tabelle darüber Aufschluß geben, daß 
die einzelnen Gletscher ungefähr um dieselbe Zeit in ein neues Stadium 
ihrer Bewegung eingetreten sind. 





Ja 


hre des 


Hochstandes 




Grindelwald- 


Vemagt- 


Bies- 


AUalin- 


Buitor- 


Macugnaga- 


gletficher 


gletscher 


gletscher 


gletscher 


gletscher 


gletschei- 


1605 


1599 






1594 


— . 


— 




1636 


1633 


1631 


— 




1677 


— 


1680 


1679 


— 


1719 




— 






— 


1743 




1736 


1740 


1748 




1778 


1771 


1786 


1772 




1780 


1822 


1822 


1819 


1820 


— 


1820 . 


1855 


1848 


1848 


1848 


1850 


1860 


1898 


1902 




1894 


— 


1893 



Man sieht, die zeitliche Verschiebung im Eintritt des Maximums 
für diese fünf Gletscher ist im allgemeinen nicht groß, sie erfolgt aber 
nicht im gleichen Sinne; die Ausbrüche des Euitorsees z. B., die nur 
zuzeiten hohen Gletscherstandes eintreten können, beginnen 1594, 
also 11 Jahre bevor der Grindel waldgl et scher sein Maximum erreicht; 
1743 ist dieser wieder weit vorgeschritten, aber erst 1748, also 5 Jahre 
später, wird ein Ausbruch des Ruitorsees gemeldet. Ahnliche Schwan- 
kungen um einen mittleren Termin treten auch für die übrigen Glet- 
scher auf, für welche Nachrichten über die periodischen Änderungen, 
die sie im Laufe des letzten Jahrhunderts durchgemacht haben, vor- 
liegen. 

Aus der vorerwähnten Arbeit E. Richters und den Rapports von 
F. A. Forel können folgende Angaben mitgeteilt werden: 



Die langperiodiflchen Yer&ndeningeii der Gletscher. 257 

1812 begann der Bossonsgletscher zu wachsen. 
Schon vor 1814 war der obere Grindelwaldgletscher im Vor- 
schreiten. 

1814 Beginn des Vorrücken s beim Ourglergletscher, Lysgletscher. 

1815 Beginn des Yorrückens beim Suldenferner, Langiauferer- 
ferner, Langenfemer, Gietrozgletscher. 

1816 Beginn des Yorrückens beim Paluegletscher , Unteraar- 
gletscher, Hintereisfemer. 

1817 Beginn des Yorrückens beim Gl. du Tour, Yemagt- 
gletscher (s. o.). 

Den Maximalstand erreichten: 

1817 Gl. de Zigiorenove, Gl. de Ferp^cle, Gl. de Montmine. 

1818 Hintereisfemer, Gietrozgletscher, Gl. des Bossons, d'Argen- 
ti^re, Gl. des Bois, die Montblanc- und Walliser Gletscher 
im allgemeinen. 

1819 Suldenfemer, unterer Grindelwaldgletscher, Biesgletscher, 
Gl. de la Brenva. 

1820 Gl. de Miage, Gl. du Tour, AUalingletscher. 

1821 Gl. de Zesetta. 

1822 Oberer Grindelwaldgletscher, Y emagtgletscher , Breney- 
gletscher. 

1824 Rosenlauigletscher, Feegletscher, Hüfigletscher. 

1825 Gl. des Bois, Mandrongletscher, Alpeiner Ferner (Stubai). 
1828 ist der Aletschgletscher noch im Yorrücken. 

Der Beginn des Yorrückens ist, der Schwierigkeit der Beobachtung 
entsprechend, viel weniger häufig festgestellt worden als der Eintritt 
des Maximalstandes, auch die Angaben über diesen sind nicht unbe- 
dingt sicher, wie die Mitteilung der Jahre 1818 und 1825 als der- 
jenigen, in denen der Gl. des Bois seinen Hochstand erreichte, zeigt. Man 
darf wohl für das Alpengebiet das Jahr 1812 als den Zeitpunkt an- 
setzen, von welchem an Gletscher zu wachsen anfingen; 1815 ist die 
Mehrzahl derselben schon im Yorschreiten , an welchem bis 1817 wohl 
alle beteiligt sind. 

Die Wachstumsperiode von der Mitte des 19. Jahrhunderts be- 
ginnt 1835. Das Yorrücken tritt ein: 
vor 1835 bei der Pasterze (1826?), 

1835 beim Zigiorenovegletscher , den Saasergletschem (Allalin, 
Bies usw.), Hüfigletscher, Gomergletscher, Gl. des Bois, 

1838 bei den zwei Grindelwaldgletschern, Rosenlaui, 

1839 beim Unteraargletscher, 

vor 1840 bei allen Gletschern des Berner Oberlandes und des Wallis, 
beim Yemagtferner, Langtauf ererf er n er, 

1841 beim Fieschergletscher, Aletschgletscher, Oberaargletscher, 

1842 beim Gl. de Brenva, Feegletscher, 
1844 bei allen Bündener Gletschern, 

Heß, Die Gletscher. jy 



258 Neunter Absclmitt. 

1845 beim Suldenfemer, 

1846 beim HallsUdter Gletscher, 
1849 beim Findelengletscher, 
1852 beim Grietrozgletscher. 

Während im zweiten Jahrzehnt das Wachsen der Alpengletscher 
fast überall gleichzeitig eintrat (es ist wenigstens von keinem derselben 
bekannt, daß er nach 1817 zu wachsen anfing), erstreckt sich der Be- 
ginn der neuen Bewegungsphase um die Mitte des Jahrhunderts auf 
volle 17 Jahre. Innerhalb dieser Zeit erreichten viele Gletscher ihren 
höchsten Stand und 1852 soll nach 0. Heer für alle Gletscher der Ost- 
schweiz die Yorstoßperiode ihr Ende erreicht haben. 1853 gehen alle 
Montblancgletscher zurück; viele andere Gletscher verharren längere Zeit 
in ihrem Hochstande und erst 1870 scheinen Unteraar- und Macugnaga- 
gletscher als die letzten in das Rückzugsstadium eingetreten zu sein. 

Im letzten Viertel des 19. Jahrhunderts wurde eine neue Wachs- 
tumsperiode der Gletscher erwartet. Mit Rücksicht darauf ist das 
große Unternehmen der Rhonegletschervermessung 1874 begonnen 
worden. Schon 1876 konnte das Yorschreiten des Glacier des Bossons 
in der Montblancgruppe gemeldet werden. 1878 folgten la Brenva, 
Zigiorenove, 1879 le Trient und allmählich wurde die Zahl der Glet- 
scher größer, von denen der Eintritt in ein neues Bewegungsstadium 
angezeigt werden konnte. In den Schweizer Alpen wurde vor allem 
auf Betreiben des unermüdlichen Forschers F. A. Forel durch den 
Schweizer Alpenklub ein förmlicher Gletscherbeobachtungsdienst 
organisiert, dem auch schweizerische Behörden lebhaftes Interesse ent- 
gegenbrachten, indem sie ihn durch geeignete Weisungen an das Wald- 
aufseherpersonal unterstützten. Bis zum Ende des Jahrhunderts waren 
fast 100 Schweizer Gletscher einer ziemlich regelmäßigen, alljährlichen 
Untersuchung unterzogen worden, die darin bestand, daß man die Ent- 
fernung der Gletscherenden von festen Marken im Moränengebiet be- 
stimmte. In vielen Fällen wurden auch von markierten Punkten photo- 
graphische Aufnahmen der Gletscher in aufeinanderfolgenden Jahren 
gemacht, auf denen die Massen Verschiebungen, die dieselben erfuhren, 
recht gut sichtbar wurden. Bei etwa 60 von ihnen konnte ein mehr 
oder weniger bedeutendes und längere oder kürzere Zeit anhaltendes 
Wachsen festgestellt werden. 

In den Ostalpen begann F. Seeland seine durch lange Jahre 
fortgesetzte Beobachtung der Pasterze 1879, während E. Richter 
die Reihe der neueren Gletscheruntersuchungen durch seine 1883 und 
1884 erfolgten Yermessungen des Earlinger- und des Obersulzbach- 
gletschers in der Yenedigergruppe anfing. 1886 hat L. Pfaundler 
die Zunge des Alpeiner Ferners vermessen. Es folgten die durch die 
reichen Mittel des Deutschen und österreichischen Alpen Vereins ge- 
stützten Yermessungen von Finsterwalder, Schunck, Blümcke, 
Kerschen Steiner und dem Yerf asser, welche als nächsten Zweck 



Die laDgperiodiachen Verftnderusgen der Gletaoher. 



259 



hatten, den augenblicklichen Stand des Sulden-, Glieder-, Gepatsch-, 
Vemagt-, Hochjoch- und Hintereisfemers durch möglichst genaue karto- 
graphische Aufnahmen der Gletscherzungen und in einigen Fällen auch 
der Fimfelder festzulegen. £s wurden von Penck und Forst er die 
Gletscher des Sonnblickgebietes, von Fritzsch und Domsch die des 
Zemmgrundes und des Floitentales yermessen. Neben diesen gröjieren 
Arbeiten wurden, ebenfalls yom Alpenyerein subventioniert, photo- 
graphische Aufnahmen und Markierungen der Gletscherenden, sowie 
hftufige Nachmessungen in der Ortlergruppe, im Adamello-Presanella- 
gebiet, in den ötztaler und Stubaier Alpen und den Hohen Tauem 
Yorgenommen. Auch die auf italienischer Seite abfallenden Alpen- 
gletscher wurden mehrfach auf ihre Bewegungstendenz untersucht, so 
daß bis heute ein reiches Beobachtungsmaterial vorliegt, das uns er- 
laubt, die nun fast abgelaufene jüngste Yorrückungsperiode der Alpen- 
gletscher mit den früheren zu vergleichen. In der folgenden Zusammen- 
stellung sind nur diejenigen Gletscher aufgeführt, von denen Beginn 
und Ende des Vorstoßes genügend sicher bekannt wurden. 



Gletscher 



Des Vorstoßes 




Dauer 
Jahre 



Pelvouxgruppe: 

Qlacier blanc . . . . 

„ de la Meije . . 

„ du Oasset . . 

Montblancgruppe: 

Qlacier des Bossons . . 

y, de la Brenva . 

, le Trient . . . 

d'Orny . . . . 

n la Neuva . . . 
, d'Argentiöre 

, les Grands . . 

, de Tacconaz . 

„ de Tr^latete . 
, de Bionnassay 

„ de Baleina . . 

des Bois . . . 

, du Tour . . . 

Walliser Alpen: 

Glacier de Zigiorenove 

„ de Gi^troz . . 

Biesgletscher 

Findelengletscher . . . 



vor 



n 
n 
n 

* 



1886 
1884 
1890 

1875 
1878 
1879 
1881 
1883 
1881 
1884 
1889 
1889 
1889 
1889 
1889 
1881 

1879 
1880 
1883 
1893 



1899 
1892 
1891 

1892 
1888 
1895 
1891 
1892 
1893 
1895 
1892 
1893 
1893 
1893 
1894 
1892 

1896 
1891 
1887 
1895 



13 
8 
1 



17 

10 

16 

>10 

> 9 
12 
11 

> 3 

> 4 



> 
> 



4 

4 

5 

11 



17 
11 

> 4 

> 2 



17* 



260 



Neunter Abschnitt. 



Gletscher 



De« Wachsens 



Beginn 




Dauer 
Jahre 



Walliser Alpen: 

Allalingletscher 

Feegletscher 

Ferp^clegletscher 

Arollagletscher 

Boßbodengletscher 

Macug^a^agletscher 

Lysgletscher 

Berner Oberland: 

Bosenlauiglet scher 

Steinengletscher 

Oberer Grindelwaldgletscher . . . 
Berninagruppe: 

Boseggletscher 

Ortlergruppe: 

Bosimfemer 

Zufallfemer 

Fürkelefemer ' 

Angelusfemer i 

ßuldenfemer ' 

i' 

Vedretta la Mare . '! nach 

Adameliogruppe: '' 

Lobbiagletacher 

Handrongletscher 

Otztaler- und Stubaiergruppe: 

Femaufemer 

Feuersteinfemer 

Lang^aufererferner 

Weißaeefemer 

Grünaufemer 

Übeltalfemer 

Vernagtfemer 

Gaisbergferner 

Diemferner 

Zillertaler Alpen: 

Homkees 

Schlegeiskees 

Floitenkees 

Waxeggkees 

Gliederfemer 

Hohe Tauern: 

Eödnitzkees 

üntersulzbachkees 

Großelendkees 



I vor 



1880 
1879 
1893 
1893 
1891 
1891 
1884 

1880 
1888 
1881 

1896 

1885 
1887 
1887 
1893 
1884 
1888 

1887 
1891 

1892 
1892 
1893 
1894 
1892 
1900 
1898 
1895 
1901 

1894 
1896 
1896 
1896 
1892 

1896 
1897 
1901 



1894 


14 


1893 


1* 


1895 


3 


1894 


2 


1892 


1 


1893 


2 


1889 


5 


1889 


9 


1890 


2 


1898 


17 



1898 

1898 
1897 
1897 
1898 
nach 1903 
1897 

1895 
1895 

1895 
1895 
1895 
1899 
1897 
1901 
1902 
1898 
nach 1903 

1900 
1902 

1902 
1899 

1897 
1900 



13 

10 

10 

5 

> 19 

< 9 

8 

4 

3 
3 
2 
5 
5 
1 
4 
3 
> 3 

6 
6 

6 

7 

1 
3 



Die langperiodiflchen Yeränderungen der Gletscher. 



261 



Dieser Liste wären noch etwa 40 Gletscher hinzuzufügen, von 
denen bekannt ist, daß sie am Vorstoß beteiligt waren, für die aber 
entweder Beginn oder Ende desselben nicht angebbar sind. 

Von den etwa 250 beobachteten Alpengletschem haben wäh- 
rend der letzten 25 Jahre nur 90 eine Verlängerung ihrer Zunge er- 
fahren, während die übrigen, wie die meisten großen Talgletscher, au 
den Enden immer mehr abschmolzen und ihre Zunge yerkürzten. Es 
ist möglich, daß für eine Anzahl derselben sich Änderungen in der 
Dicke YoUzogen haben, welche eine Volumvergrößerung der Zungen 
bewirkten, die aber mangels genügender Messungen nicht festgestellt 
werden konnten. Für eine Anzahl der Gletscher aber, wie Hintereis-, 
Hochjoch-, Gepatsch- und Alpeinerferner, die Pasterze, sowie für den 
Rhonegletscher haben auch solche Messungen stattgefunden und auf 
Grund derselben konnte nur die ununterbrochene Volumabnahme der 
Zungen während der letzten 40 bis 4Ö Jahre erwiesen werden. 

Die Vorstoßperiode vom Ende des 19. Jahrhunderts erwies sich 
also nicht als eine allgemeine, alle Gletscher der Alpen beeinflussende; 
sie war eine partielle und trat in den meisten Fällen mit geringerer In- 
tensität auf, als ihre beiden Vorläuferinnen. 

Der Eintritt des Anwachsens einzelner Gletscher erfolgte: 



In den Jahren 



Durchschnitt- 
liche Dauer 
des Wachstums 

Jahre 



In der Montblancgmppe 
, den Walliser Alpen . 
, , Bemer „ 

, , Bernina , 
. Ortler 



M Otztaler 
, Zillertaler 



Tauem 



1876 


bis 


1889 


11 


1879 


n 


1893 


7 


1880 


1» 


1888 


10 


1896 




1 

1 


2 


1884 


n 


1893 


11 


1892 


r> 


1901 


3 


1892 


?» 


1896 


6 


1896 


n 


1901 


2 



Danach sind die Alpengletscher, von der Beminagruppe abge- 
sehen, um so später in das Stadium des Wachsens eingetreten, je weiter 
Östlich sie gelegen sind und im gleichen Sinne fand eine Abnahme der 
durchschnittlichen Dauer (und wohl auch der durchschnittlichen Inten- 
sität) des Wachstums statt. In keinem Gebiete traten alle Gletscher 
gleichzeitig in die neue Bewegungsphase und die Dauer der letzteren 
ist ganz verschieden für die einzelnen Eisströme. Das ist das nächste 
Ergebnis, welches das Beobachtungsmaterial liefert, das bis jetzt über 
den jüngsten Vorstoß der Alpengletscher vorliegt. Dazu kommt noch, 
daß für eine Anzahl der Gletscher, die im letzten Vierteljahrhundert 
einen Maximalstand erreicht hatten und wieder zu schwinden begannen, 
neuerdings ein Anwachsen eingetreten ist. 



262 Neunter Abschnitt. 

Da für eine große Zahl der Gletscher im weiten Gebiete der Alpen 
die Verlängerung der Zunge innerhalb zweier Jahrzehnte, bei früheren 
Vorstößen sogar innerhalb eines viel kürzeren Zeitraumes stattfand, 
müssen wir wohl daran denken, daß die Hauptursache der Gletscher- 
Yorstöße entweder yollständig oder doch nahezu gleichzeitig in den 
ganzen Alpen wirkt und weil wir die Existenz der Eisströme nur auf 
die klimatischen Verhältnisse der örtlichkeit zurückführen können, so 
bleibt als diese gemeinsame Ursache des Gletscherwachstams nur die 
Annahme einer Änderung der klimatischen Bedingungen, unter 
denen das Eis besteht. Sobald die Menge der Niederschläge im Sammel- 
gebiet größer wird, muß auch die Menge des in der Zunge abfließenden 
Eises wachsen; wenn die Abschmelzung an der Zunge geringer wird, 
während die Massenzufuhr von oben ungeändert bleibt, muß die Glet- 
scherzunge an Ausdehnung gewinnen. Wenn nun beide Umstände, die 
einer Vergrößerung der Zunge günstig sind, gleichzeitig eintreten, wie 
es in besonders feuchten und kühlen Jahrgängen der Fall ist, dann 
sind die Bedingungen für ein Vorschreiten der Gletscherenden gegeben. 
Es fragt sich also zunächst, ob solche feuchtkalte Jahrgänge mit einer 
gewissen Regelmäßigkeit und für größere Gebiete aUgemein auftreten. 
Die Frage kann nach dem, was im zweiten Abschnitt über Elimaschwan- 
kungen ausgeführt wurde, bejaht werden. Nach Ed. Brückners ein- 
gehenden Untersuchungen kommen nach einer längeren Beihe trocken- 
warmer Jahre eine Anzahl feuchtkalter. Die durchschnittliche Dauer der 
ganzen Periode beträgt 34,8 Jahre. Es ist also zunächst zu untersuchen, 
ob auch für die Gletscherschwankungen eine Periode von gleicher Dauer 
festgestellt werden kann und ob diese zeitlich mit jener zusammenfällt. 
In seiner „Geschichte der Schwankungen der Alpengletscher ^ kommt 
Ed. Richter zu dem Ergebnis, daß die neun Vorstoßperioden der 
Alpengletscher, über welche seit 1592 mehr oder minder zahlreiche 
Nachrichten vorliegen, eine Periodendauer von nahezu 35 Jahren 
liefern. Die Länge der Perioden schwankt dabei zwischen 20 und 
45 Jahren. Zeitlich treffen die Jahre, aus denen Gletscherhochstände 
gemeldet werden, annähernd mit Brückners feuchten und kalten Jahr- 
gängen zusammen. 

Es hat also den Anschein, als ob durch Richters Darlegungen 
die Frage nach der Ursache der Gletscherschwankungen ausreichend 
beantwortet wäre. Und doch liegt die Sache durchaus noch nicht 
so klar. 

Selbst wenn wir uns auf das Alpengebiet beschränken, treten uns 
recht auffällige Ungleichheiten entgegen, welche das Verhalten unmittel- 
bar benachbarter Gletscher sowohl als das einzelner Gruppen zeigt. 
Wir finden, daß nur ein Teil der Eisströme den jüngsten Vorstoß mit- 
machte und daß andere, darunter einige der bestbeobachteten, die Folgen 
der feuchtkalten Periode der achtziger Jahre bis jetzt nicht erkennen 
ließen. Es zeigt sich bei näherer Betrachtung, daß die Dauer einer 



Die langperiodischen Veränderungen der Gletscher. 263 

ganzen Schwankung für den einzelnen Gletscher schon recht verschieden 
wird und daß insbesondere die Gletscher, von welchen ältere, genügend 
genaue Nachrichten yorliegen, als Dauer der Periode, die einer und 
derselben Elimaschwankung entspräche, ganz verschiedenartige Zahlen- 
werte Hefern. Die Koinzidenz der Brücknerschen Elimaperiode mit 
der der Gleischerschwankungen ist deshalb noch nicht allgemein an- 
erkannt und noch in seinem jüngsten Berichte über die Schwankungen 
der Alpengletscher kommt F. A. Forel zu dem Schlüsse, daß er 
E, Kichters Folgerungen nicht beistimmen könne. 

Nach Foreis Zusammenstellungen kann man aus sicheren 
Nachrichten über die Dauer der Periode folgendes angeben: 

Es war 7 mal diese Dauer 20 bis 30 Jahre 



1 n 


» 


9 


SO „ 40 


6 n 


» 


n 


40 , 50 


5 . 


» 


9 


50 , 60 



Als arithmetisches Mittel ergibt sich allerdings 38 Jahre, eine 
Zahl, die mit der Dauer des Brücknerschen Zyklus fast überein- 
stimmt. Doch muß dabei berücksichtigt werden, daß hier nur die 
Periode für die beweglicheren Gletscher angegeben wurde; die letzte 
der trägeren ist noch nicht abgeschlossen; sie entfallen aus der 
statistischen Aufzählung, die hier zugrunde gelegt ist — sie bilden 
aber weitaus die Mehrzahl unter den Gletschern der Alpen. Nur etwa 
100 derselben sind Ende des 1 9. Jahrhunderts ins Vorrücken gekommen. 

So müßte man also versuchen, das Zusammenfallen der Gletscher- 
schwankungen mit anderen, als den Brücknerschen Klimaschwan- 
kungen zu erweisen? Auch dieser Versuch ist gemacht worden und 
gerade die erste zusammenfassende Arbeit, welche H. Fritz 1879 über 
die periodischen Längenänderungen der Gletscher veröffentlichte, gipfelt 
in der Behauptung, diese Periode stimme der Dauer nach überein mit 
der 11 jährigen Sonnenfleckenperiode. Diese und Brückners 3 5 jäh- 
rige sind aber bisher die einzigen längeren Perioden, welche das Klima 
oder wenigstens die das Klima in hohem Maße beeinflussende Sonnen - 
tätigkeit wirklich besitzt. Daß die Periode der Gletscherschwankungen 
länger als 11 Jahre währt, erhellt aus dem oben mitgeteilten Material 
auf den ersten Blick. Es könnte also höchstens eine noch länger als 
35 Jahre dauernde Klimaschwankung, eine 40- bis 50 jährige, zur Er- 
klärung der Gletschervorstöße gesucht werden. Eine solche ist aber 
bisher nicht gefunden worden. Und wenn es gelänge sie aufzufinden, 
so wäre die Zahl der Gletscher mit kürzerer Periode doch wieder so 
groß, daß kaum eine bessere Übereinstimmung als mit der Brückner- 
schen bestehen würde. Für jeden Fall sind die Verschiedenheiten in 
dem Verhalten der Gletscher derart große, daß wir gezwungen sind, 
gerade nach der Ursache dieser Verschiedenheiten zu suchen — 
die klimatische Periode dauere so lange oder so kurz, als es die zu- 
grunde gelegte Annahme verlangt. 



264 Neunter Abschnitt. 

Setzen wir also zunächst voraus , die Brückn ersehe 85 jährige 
Eümaschwankung sei die Ursache der periodischen Änderungen, denen 
Länge und Volumen der Gletscherzungen unterworfen istl Zur Er- 
klärung des verschiedenartigen Verhaltens benachbarter Gletscher kämen 
dann in Betracht: 1. Die Möglichkeit, daß sich die klimatischen Ver- 
hältnisse auch in eng benachbarten Tälern sehr unterschiedlich ge- 
stalten. 2. Der ganz verschiedene Bau der Becken, in welche die Eis- 
massen eingelagert sind. 

Über den ersten Punkt fehlt uns ein absolut sicheres Urteil so 
lange, als, wie bisher, nicht genaue Aufzeichnungen der meteorologischen 
Elemente für benachbarte Gletscherbecken in langen Jahresreihen und 
von vielen Stationen vorliegen. Nur ganz im allgemeinen können wir 
sagen, daß die Wahrscheinlichkeit, die Größe der klimatischen Unter- 
schiede erreiche schon bei aneinander angrenzenden Gletscherbecken 
Werte, aus denen das verschiedenartige Verhalten der Gletscher erklär- 
bar sei, keine sehr geringe ist. Das ist außer Zweifel, daß ein Glet- 
scher, dessen Fimbecken gegen die in einer Gebirgsgruppe vorherr- 
schende Windrichtung offen liegt, reichlicher ernährt wird als einer, 
dessen Firnfeld auf dem meistens die Leeseite bildenden Gebirgs- 
abhang gelegen ist, denn die aufsteigenden Luftströme kühlen sich ab; 
die in ihnen enthaltene Feuchtigkeit wird zumeist noch während des 
Aufsteigens kondensiert. Dagegen wird die über den Gebirgskamm 
kommende Luft auf der Leeseite zusammengepreßt und wärmer, so daß 
sie bald neue Feuchtigkeit aufzunehmen vermag und austrocknend 
wirkt. Der Unterschied in der Ernährung zweier benachbarter, auf 
verschiedenen Seiten eines Kammes liegender Gletscher wird um so 
bedeutender werden, wenn die Winde, welche am häufigsten wehen, 
auch gleichzeitig die feuchtere Luft führen. Welches aber sind in den 
alpinen Hochtälern die vorherrschenden Winde? Diese Frage ist wohl 
nur für ganz wenige Fälle zu beantworten, denn da die Alpen fast 
genau in der Richtung der regenbringenden West- und Nordwestwinde 
verlaufen, ist bei ihnen von einer ausgesprochenen Regenseite nicht 
zu reden. In den einzelnen Längs- und Quertälern aber erfahren die 
Luftströmungen Richtungsänderungen, die sich nicht allgemein voraus- 
bestimmen lassen. Nur die Montblanckette stellt sich quer in den Weg 
der westlichen Winde und man könnte deshalb erwarten, daß die Glet- 
scher des Nordwestabhanges dieser Gruppe wegen der reichlicheren Er- 
nährung früher auf klimatische Schwankungen reagieren als die der 
Südostseite; man könnte erwarten, daß die Gletscher der Montblanc- 
gruppe, der höchsten Maßerhebung der Alpen, den größten Teil der 
von Westen her zuströmenden Luftfeuchtigkeit abfangen, so daß die 
weiter östlich gelegenen Gletschergebiete von trockenerer Luft bestrichen 
werden und deshalb weniger Niederschläge ansammeln. In ähnlicher 
Weise müßten die Riesen des Berner Oberlandes für die östlich von 
ihnen liegenden Gruppen als Feuchtigkeitsschirme wirken usw. Es ist 



Einfluß der orographischen Verhältnisse. 265 

einleuchtend, daß man den Einfliiß dieser Yerhaltnisse auf die Emälirung 
der Firngebiete nicht ohne weiteres leugnen kann. Das langsame Yor- 
Bchreiten (verbunden mit Intensitätsabnahme) der jüngsten Wachstums- 
periode von West nach Ost entspricht anscheinend recht wohl diesen 
Verhältnissen. 

Für die Montblancgruppe scheint auch tatsächlich bei den letzten 
Vorstößen der Unterschied zwischen Luv- und Leeseite bestanden zu 
haben — jedoch nicht allgemein, denn Glacier de la Brenya und Glacier 
des Bois machen Ausnahmen ; ersterer rückte viel früher, letzterer wesent- 
lich später vor als die anderen auf der nämlichen Seite des Gebirgs- 
stockes gelegenen Gletscher. 

In den übrigen Gruppen der Alpen haben wir ähnliche Unter- 
schiede im Termin des Wachsens benachbarter Gletscher. Worauf sollen 
nun diese zurückgeführt werden, wenn klimatische Verschiedenheiten 
zur Erklärung nicht ausreichen? In welcher Weise macht sich der 
Bau der Gletscherbecken hier geltend? Welche der orographischen 
Daten eines solchen haben wir in erster Linie zu berücksichtigen? 

Einfluß der orographisclien VerMItnisse. 

Die Beantwortung dieser Fragen hängt wesentlich davon ab, welche 
Vorstellung wir uns über den Abfluß der Eismassen aus dem Firngebiet 
machen. Dürfen wir denselben als einen kontinuierlichen betrachten, 
bei welchem jede Vergrößerung der treibenden Masse des Firns, also 
jede Zunahme der Niederschlagsmenge auch sofort eine Verlängerung und 
raschere Bewegung der Gletscherzunge zur Folge hat, so ist es selbst- 
verständlich, daß eine allgemeine klimatische Schwankung auch Ver- 
änderungen der Gletscher zur Folge hat, welche bei allen Gletschern 
eines Gebietes gleichzeitig in demselben Sinne einsetzen. Haben wir aber 
den Abfluß als einen stoßweisen anzusehen, so daß immer erst dann, 
wenn im Firnfeld hinreichend große Massen aufgespeichert sind, der 
Druck derselben genügt, um die vorgelagerte, langsam bewegte Zunge in 
eine beschleunigte Bewegung zu versetzen, so ist klar, daß der Zeitpunkt 
des Vorschreitens für die einzelnen Gletscher verschieden sein muß, 
selbst wenn die eigentliche Ursache des Anwachsens, eine Reihe kühler, 
niederschlagsreicher Jahre, für alle Gletscher eines Gebietes dieselbe ist. 
Je besser die Aufspeicherung der Niederschläge stattfinden kann, um 
so länger wird es dauern, bis der Vorstoß der Gletscherzunge erfolgt. 
Je ungehinderter der Abfluß aus der Sammelmulde sich vollziehen kann, 
um so mehr wird der Zeitpunkt des Vorschreitens mit dem Beginn der 
reichlicheren Niederschläge zusammenfallen, um so kontinuierlicher ist 
die Strömung des Eises. Gletscher solcher Art werden für die ganze 
Dauer der feuchtkalten Periode große Ausdehnung besitzen und mit 
Beginn trocken - warmer Zeitläufe auch zu schwinden anfangen. Glet- 
scher, welche aufspeichern können,, werden während der ersten Jahre 



266 Neunter Abschnitt. 

des feuchtkalten Wetters an ihrem Ende noch starken Bückgang auf- 
weisen; sobald die Bedingungen für den Vorstoß erfüllt sind, wird in 
kurzJer Zeit mit enormer Geschwindigkeit die angesammelte Eismasse 
in das Tal hinausgedrückt. Beide Arten des Verhaltens kommen vor 
und sind durch den Glacier des Bossons einerseits and den Vernagt- 
ferner andererseits repräsentiert. Ein Vergleich der äußeren Formen 
dieser Gletscher zeigt recht deutliche Unterschiede, welche auch die 
Fig. 51 und 55, 56 erkennen lassen. Steil und mit geringer Deformation 
gehen die Eismassen des Bossonsgletschers vom Montblanc bis ins 
Chamonixtal herab; mit wesentlich schwächerem Gefälle strömt das 
Eis des Vemagtferners aus einer weiten Sammelmulde durch einen yer- 
hältnismäßig engen Querschnitt in das Zungengebiet. 

Der Einfluß der orographischen Verhältnisse macht sich sowohl 
bezüglich der horizontalen als in bezug auf die vertikale Gliederung 
des Gletschers geltend. Die großen Talgletscher, deren Zungen weit 
herabreichen und deshalb für die Beobachtungen am bequemsten sind, 
haben meistens afs Sammelgebiete große Mulden, aus denen das Eis 
in ein mehr oder minder enges Tal abfließt. Je weiter die Mulde im 
Verhältnis zur Talbreite ist, um so stärker ist die Einschnürung, welche 
der Eisstrom erfährt, um so ungünstiger gestalten sieh die Abfluß- 
bedingungen für denselben. Um in dieser Hinsicht einen Vergleich 
für einzelne Gletscher zu ermöglichen, zerlegte ich jeden derselben in 
einen schiebenden, oberhalb der Einscbnürungsstelle gelegenen und 
einen unterhalb derselben liegenden, geschobenen Teil. Da über die 
Tiefen der Gletscher so gut wie nichts bekannt ist, konnten natürlich 
nur die in den Karten angegebenen Oberflächendimensionen benutzt 
werden. Wo die Einschnürung nicht scharf definiert ist, wurde die 
Breite des Gletschers an der Firnlinie als die Breite des Einströmungs- 
querschnittes der Gletscherzunge angesetzt. Mit dem Planimeter wurden 
auf den Karten (in 1 : 50000) die Flächen der Horizontalprojektionen 
der schiebenden Teile bestimmt; die Division derselben durch die Länge 
der auf dem Einströmungsquersohnitt senkrechten Hauptbewegungslinie 
ergab die mittlere Breite des schiebenden Teiles. Denkt man sich die 
Fläche des letzteren in ein gleich großes Trapez verwandelt, dessen 
kleine Parallelseite die Breite des Einströmungsquerschnittes e, dessen 
Mittellinie die gefundene „mittlere Breite '^ h und dessen Höhe die 
Länge 7 der Hauptbewegungslinie ist, so bilden die nichtparallelen Seiten 
mit der Gletscherachse Winkel, deren trigonometrische Tangente durch 
den Bruch (b — e)/2l gegeben ist. Je größer diese Winkel sind, um 
so ungünstiger gestaltet sich der Abfluß der Eismengen, um so mehr 
muß der Gletscher im Gebiet des schiebenden Teiles anstauen. Für 
96 Alpengletscher wurden diese „Stauwinkel" bestimmt; ihre Werte 
sind in den folgenden Tabellen enthalten. 

Um den Einfluß der vertikalen Gliederung beurteilen zu können, 
habe ich die mittlere Neigung von Firn und Abschmelzgebiet bestimmt. 



11 

i 1 

9 '. 



■S S 
1 I 






Einfluß der orographischen Verhältnisse. 



267 



soweit in den mir verfügbaren Karten die Höhenlinien eingezeichnet 
sind. Nachdem das Material gesammelt war, habe ich versucht, einen 
Empfindlichkeitskoeffizienten für die einzelnen Gletscher aufzustellen. 
Ich war mir wohl bewußt, daß ein solcher bei der Un Vollkommenheit 
unserer Kenntnisse über den Mechanismus der Gletscherschwankungen 
nur in roher Annäherung Geltung beanspruchen kann und daß die 
Mangelhaftigkeit einzelner der benutzten Karten und die daraus fol- 
gende Ungenauigkeit der ermittelten orographischen Werte eine ge- 
nauere Prüfung dieses Koeffizienten an Hand der gleichfalls mangel- 
haften Erfahrungen über Beginn und Größe der Gletschervorstöße sich 
schwierig gestaltet. 

Die Ableitung des Koeffizienten 



j^i =^ K * 



stn a 
l . cos ß 



= k , 10* , E, 



in welchem Ausdrucke K eine Konstante, cc den mittleren Neigungs- 
wiiikel des Fimfeldes, l ,cosß die mittlere Länge der Horizontalprojek- 
tion des Abschmelzgebietes bezeichnet, ist in dem Abschnitt: Anwen- 
dungen der Strömungstheorie angegeben. 

Je größer JB7, um so rascher reagiert das Zungenende auf Schwan- 
kungen des Auftrages im Firn. Die Werte von E für die untersuchten 
Alpengletscher enthalten die folgenden Tabellen ebenfalls. 

Montblancgruppe. 





1 


Stau- 
winkel 

Grad 


Neigung 

des 

Firns 

Grad 


Länge 

der 
Zunge 

m 


1 
E.IO* 


Beginn 

des 

Vorstoßes 


Glacier des Bossons . . 


1 

3 


■""' 


2 900 




1875 


» 


des Bois . . 






35 


— 


10 000 




1889 


n 


d'Argenti^re 






10 


— 


8 000 


— 


1881 


s 


du Tour . . 






6 




2 800 


— 


1881 


» 


des Grands . 






22 


34 


1250 


4,1 


1884 


n 


du Trient . 




18 


20 


2 750 


1,3 


1879 


n 


de Saleina . 






14 


83 


4 000 


1,3 


vor 1889Y 


n 


de la Neuva 






22 


36 


1250 


4,7 


„ 1883Y 


n 


de la Brenva 






; 8 


43 


1800 


3,8 


1878 


w 


Pre de Bar . . 




6 


35 


2 250 


2.6 


— 


B 


de Triolet . 






19 


24 


2 500 


1,6 





Der Gletscher du Trient, welcher mit ziemlich kleinem Wert von 
E doch schon sehr bald vorzurücken begann , hat ein sehr schmales 
Zungenende, das außerdem noch ziemlich steil abfällt. (Leider fehlen 
auf den Karten des französischen Teiles der Montblancgruppe Höhen- 



270 



Neunter Abschnitt. 



Ortler- und Adamellogebiet. 



Gletscher 



Stau- 
winkel 

Grad 



Neigung 

des 

Firns 

Grad 



Länge 

der 
Zunge 



m 



E. 10* 



Beginn 

des 

Yorstoües 



Unterer Ortler 

Sulden . . . . 

Angelus . . . 

Färkele . . . 

Langen . . . 

Zufall . . . . 

la Mare . . . 

del Fomo . . 

Mandron . . 

Lobbia . . . 



12 
38 
13 

4 
16 

6 

14 
38 
12 
14 



29 
29 
21 
26 
21 
26 
29 
25 
16 
20 



1800 
1500 
1450 
1000 
2200 
1300 
2000 
3400 
3500 
1500 



2,7 
3.2 
2,5 
4,3 

1,6 
3,4 

2,4 
1,3 
0,8 
2,3 



vor 1890 
1894 
1893 
1887 

1887 
1890 
1897 
1891 
1887 



Der Empfindlichkeitskoeffizient ist für alle Gletscher der Ortler- 
gruppe ziemlich groß; die größten Werte desselben treffen wiederum 
auf die raschesten Individuen. Den Einfluß des Stauwinkels läßt der 
Vergleich zwischen Zufall- und Suldenferner deutlich erkennen, von 
denen der erstere sieben Jahre vor dem anderen zu wachsen beginnt. 
Für die Mehrzahl der hier angeführten Gletscher ist die Neigung der 
Zunge größer als die des Firnes. Beim Mandron gletscher, der bei 
ziemlich ungünstigen Abflußbedingungen schon 1891 zu wachsen be- 
gann, ist jedenfalls zu beachten, daß sein Zungenende ein ganz schmaler, 
steil zwischen engen Felsen abfallender Eislappen ist. 

Ötztaler- und Stubaier Alpen. 



Gletscher 



Stau- 
winkel 

Grad 



Neigung 

des 

Firns 

Grad 



Länge 

der 
Zunge 

m 



E.IO* 



Beginn 

des 

Vorstoßes 



Langtauferer 

Weißsee . . 

Gepatsch . . 

Hintereis . . 

Kesselwand . 

Guslar . . . 

Vemagt . . 
Mittelberg 

Taschach . . 

Hochjoch . . 

Marzell . . . 

Schalf . . . 



13 
]5 
11 

8. 

5 
15 
24 
30 
45 
13 

5 
27 



29 
24 
14 
18 
15 
19 
18 
16 
26 
19 
27 
18 



2600 
1000 
4500 
5600 
1250 
1300 
1800 
3000 
2000 
2600 
3400 
3600 



2,3 

4,1 

0,5 
0,6 

1,7 
2,5 

1.7 
0,9 
2,2 
1.2 
1,3 
0,9 



1893 
1894 



1895? 
1898 

1897 



Einfluß der orographischen YerhäitniBse. 



271 



Gletscher 




Beginn 

des 

Vorstoßes 



Diem . . . 
Gurgler . . 
Langthaler 
Bothmoofl . 
Gaisberg . 
Feuerstein 
Übeltal . . 
Preiger . . 
Sulzenau . 
Alpeiner 
Sulztaler 
Femau . . 



vor 1901 1893? 



1895 
1892 
1901 
1892 
1896 



1892 



Von den Otztaler und Stubaier Gletschern sind bisher nur die- 
jenigen mit den größten Werten von ij?. 10* vorgerückt. Als die näch- 
sten, von denen noch ein Yorschreiten zu erwarten wäre, müssen 
Alpeiner-, Rothmoos-, Eesselwand- und Marzellferner angesehen werden. 
Der Alpeiner Femer hat kein Wachsen, wohl aber von 1901 bis 1903 
einen fast stationären Stand gezeigt. Auffällig ist, daß der mit ver- 
hältnismäßig günstigen Abflußbedingungen ausgestattete Diemferner 
erst um 1901, der stark gestaute, mäßig geneigte Yernagt dagegen 
schon 1898 eine Verlängerung seiner Zunge erfuhr. 

Zillertaler Gruppe. 



Gletscher 



Btau- 
winkel 

Grad 



Neigung Länge 
des der 



Firns 
Grad 



Zunge 
m 



E, 10* 



Beginn 

des 

Yorstoßes 



Glieder . . . 
Schlegels . . 
Waxegg . . . 
Hom .... 
Bchwarzenstein 
Floiten . . . 



10 
24 
18 
26 
20 
11 



26 
31 
26 
28 
27 
29 



1550 
1600 
1700 
2200 
2200 
2300 



2,8 

3,2 

2.5 

2,1 

1,9 
2,1 



1892 
]896 
1896 
1894 

1896 



Die Gletscher der Zillertaler Gruppe haben verhältnismäßig große 
Neigungswinkel; auch E erreicht einen ziemlich großen Wert. Sie 
sind fast alle, wenn auch mit 20 Jahren Verspätung gegenüber den 
Montblancgletschern, zum Wachsen gekommen. 



272 



Neunter Abschnitt. 



Venediger- und Glocknergruppe. 



Gletscher 



Stau- 
winkel 

Grad 



Neigung 

des 

Firns 

Grad 



Lunge 

der 
ZuDge 

m 



E.\0* 



Beginn 

des 

Vorstoßes 



ümbal . . . . 
Dorf er . . . . 
Mullwitz . . . 
Obersalzbach . 
üntersalzbach 
Pasterzen . . 



17 


23 


23 


17 


12 


19 


47 


16 


10 


22 


16 


22 



3000 
2600 
3100 
3000 
3400 
5400 



1.8 

1,7 
1,0 
0,9 
1,2 
0.7 



1897 



Überblicken wir das gesamte hier gegebene Material, so zeigt sich: 
In jeder Gruppe der Alpen treffen auf die yorgeschrittenen Glet- 
scher größere Werte von E als auf die, welche nicht gewachsen sind. 
In jeder Gruppe ändert sich der Wert yon E fast genau in derselben 
Weise, wie die Zeit, zu welcher das Vorschreiten des Gletschers begann, 
näher an den Beginn der Vorstoßperiode zu liegen kommt. Innerhalb 
jeder Gruppe des Gebirges reagieren die Gletscher um so schneller auf 
zunehmenden Niederschlag im Firn, je größer die Neigung des Firns, 
je kürzer und steiler die Zunge, je geringer die Stauung ist, die die 
Eismasse auf ihrem Wege aus dem Sammelbecken ins Abflußtal erfährt. 



Gruppe 



Stau- 
winkel 

Grad 



Neigung 


Länge 


des 


der 


Firns 


Zunge 


Gi-ad 


m 


32 


1 
1 

2300 



E.io* 



Mont Blanc 



Gombin 



WaUis 



Finsteraarhom 



Bemina 



Ortler- Adamello 
Ötztal-Stubai . 
Zillertal . . . 
Tauera ... 



15 
7 



12 



9 



18 



17 



23 



16 



15 



17 



16 



17 



14 



17 



20 



10 



23 



Mittel 



14 



18 



30 


2500 1 


21 


3200 


1 32 


2500 


1 25 


4500 


27 


2800 


22 


7300 


29 


3250 


25 


4200 


23 


1900 


21 


2200 


23 


1600 


19 


3300 


28 


1900 


25 


2200 


22 


3400 


21 


3400 


28 


2200 


22 


4400 



2.9 

2.7 



1,1 



3,2 

: 

1,8 

1,5 

] 

2,5 



1,2 



0.7 
1,0 



1,6 



2.9 



2,5 



1.3 
1.0 



1.1 



1,0 



2,7 



1,1 



Einfluß der orographiaclien Verhältnisse. 273 

Stellen wir die Mittelwerte für die einzelnen Gruppen zusammen, 
so erhalten wir vorstehende Übersicht. 

Dabei gelten in jeder Gruppe die oberen, nach links verschobenen 
Zahlen für die vorgeschrittenen, die unteren für die noch nicht ge* 
wachsenen Gletscher. Die Zahlen selbst sind einfache arithmetische Mittel. 

Betrachten wir zunächst das „Gesamtmittel'', so ergibt sich, daß 
die Abflußbedingungen der vorgeschrittenen Gletscher in allen Einzel- 
heiten wesentlich günstiger sind als die der nicht gewachsenen. Für 
die verschiedenen Gruppen ergibt sich, mit Ausnahme der Stauwinkel 
für Bernina-, Ortler- und Ötztaler Alpen, das gleiche Resultat. In der 
ganzen Beihe der Gletscher, welche bis jetzt die letzte Wachstums- 
periode mitgemacht haben, finden sich nur wenige, deren Abßuß- 
bedingungen ungünstiger ermittelt wurden, als das Mittel für die nicht 
vorgerückten der untersuchten Talgletscher. Diese Ausnahmen be- 
treffen hauptsächlich die Walliser Alpen; AroUa-, Ferpecle-, Findelen- 
gleischer und der Glacier de Corbassiere in Entremont haben sehr ge- 
ringe Empfindlichkeit, sie sind allerdings auch unter den letzten, die 
in diesen Gebirgsgegenden zum Wachsen kamen. 

Am empfindlichsten erscheinen die Gletscher der Montblancgruppe, 
die der Ortler- und Zillertaleralpen und die mit kurzen Zungen in den 
Walliser und ötztaler Bergen. Am trägsten sind die im allgemeinen 
sehr großen Gletscher des Finsteraarhom- und Berninagebietes. 

Berücksichtigt man, daß die Änderung der Geschwindigkeit eines 
Gletschers sowohl von der Änderung der Niederschlagsmenge im Firn, 
als von einer solchen der Ablationsverhältnisse abhängt und daß 
diese Änderungen kaum für das ganze Alpengebiet in gleicher Weise 
erfolgten, so ist einleuchtend, daß auch die gefundenen Werte von 
E für die einzelnen Gebirgsgruppen verschieden ausfallen. Eine 
genauere Kenntnis der klimatischen Faktoren, welche auf das Leben 
des Gletschers von Einfluß sind, sowie deren Änderungen, würde auch 
den Faktor K im Ausdruck für E noch zu berücksichtigen erlauben. 

Es erscheint mir, unter Beachtung der Verschiedenheiten, welche 
die klimatischen Änderungen in den einzelnen Alpengruppen haben 
können, gerechtfertigt, wenn aus dem vorliegenden Material über die 
Abflnßbedingungen der Alpengletscher folgende Schlüsse gezogen werden : 

1. Die im Firngebiet anfallenden Niederschläge werden von den 
Gletschern, je nach ihren Neigungs- und Stauverhältnissen , auf gespei- 

■ ■ 

chert und führen erst mit entsprechender Verzögerung zu Änderungen 
in der Lage der Gletscherenden. 

2. Die Intensität der Klimaschwankung war nicht in aUen Alpen- 
teilen gleich groß; sie war in den Westalpen bedeutender als in den 
Ostalpen, denn die durchschnittliche Dauer des Wachsens ist bei den 
Ostalpengletschern geringer als bei denen der westlichen Gruppen. 

Nach diesen Darlegungen dürfen wir für das ganze Alpengebiet 
als Ursache des jüngsten Gletscher Vorstoßes die in der Zeit von 1875 

Haß, Die Gletsoher. 2g 



274 



Neunter Abflohnitt. 



bis 1892, während welcher der Glacier des Bossons hohen Stand be- 
hielt, eingetretene Periode reicheren Niederschlages und geringer Ab- 
schmelzung ansehen. Für die feuchtkalien Zeiträume, während deren 
ein Wachsen der Gletscher verursacht wurde, erhalten wir also im 
19. Jahrhundert die Daten 1812 bis 1818, 1835 bis 1853, 1875 bis 
1892. Die entsprechenden feuchten Jahrgänge von E. Brückners 
Klimaperioden sind: 

1806 bis 1825, 1841 bis 1865, 1871 bis 1885, 
die kalten: 

1806 bis 1820, 1836 bis 1855, 1876 bis 1890. 

Demnach findet eine recht gute Übereinstimmung zwischen den 
Perioden der Elimaschwankungen und der Gletscherschwankungen 
statt. Aber nicht nur für das 19. Jahrhundert, sondern auch für die 
früheren Zeiten findet sich, wie E. Kichter gezeigt hat, die Koinzi- 
denz der beiden Perioden bestätigt. Es läßt sich zwar für die Vor- 
Stoßperioden des 17. und 1 8. Jahrhunderts, wie früher schon angegeben 
wurde, nicht immer der Beginn des Vorstoßes mit Sicherheit bestimmen; 
auch sind es nicht immer die nämlichen Gletscher, auf welche sich die 
überlieferten Nachrichten beziehen. Aber das von Herrn Professor 
Richter kritisch gesichtete Urkundenmaterial, aus welchem die Daten 
oben mitgeteilt wurden, erlaubt uns doch, eine tabellarische Übersicht 
zu geben, aus welcher mit hinreichender Deutlichkeit das Zusammen- 
fallen der Brückner sehen Klimaperioden mit denen der Gletscher- 
schwankungen hervorgeht. Ziehen wir noch in Betracht, daß die 
Empfindlichkeit der Gletscher, von deren Vorstößen unsere Vorfahren 
berichten , recht verschieden ist und daß auch damals in den einzelnen 
Gruppen der Alpen die Änderungen der klimatischen Elemente nicht 
den nämlichen Betrag ausmachten, so kann uns die zeitliche Überein- 
stimmung beider Perioden genügend sichergestellt erscheinen. 



Jahre des 

Gletscher- 

hochstandes 



£. Brückners 



feuchte 



kalte 



Jahrgänge 



Charakter der Vorstoßperiode 
(nach E. Richter) 



1594- 
1631- 
1677- 

1716- 

1736- 

1771- 

\S1%' 

1885 

1875- 



•1605 
■16.H6 
-1681 



•1724 I 

•1748 ; 

■1786 

'1818 

1853 

■1892 



1691- 

1736 

1771- 

1806- 

1841- 

1871 



■1715 
•1755 
•1780 
•1825 
-1855 
•1885 



1591- 

1611 

1646- 

1691- 

1736 

1766- 

1806- 

1836- 

1876 



-1600 

1635 

-1665 

-1705 
1759 
-1785 
-1820 
-1855 1 
1890 ' 



Intensiv und rasch. 
Bück gang und neuer Vorstoß gering. 
Intensiv; in den ganzen Alpen gleich- 
zeitig. 
Nicht charakterisiert. 
Schwach, aber lang andauernd. 
Intensiv. 

Sehr intensiv und kurz. 
Laug dauernd; nur teilweise stark. 
Schwach und nicht allgemein. 



Einfluß der orographischen Yerhältnisse. 27 Ö 

Das ist das Ergebnis, zu welchem die Untersuchung der Nach- 
richten über das Verhalten der Alpengletscher führt. Der ParalleUsmus 
zwischen Gletsohersch wankungen und etwa 35 jährigen Elimaschwan- 
kungen, der sich herausstellt, führt zu der Frage, ob denn auch aus 
anderen Gletschergebieten Schwankungen zu derselben Zeit beobachtet 
wurden; denn die Br ückner sehen Elimaschwankungen sind, wie früher 
schon hervorgehoben wurde , auf kosmische Ursachen zurückzuführen 
und deshalb wohl auf der ganzen Erde gleichzeitig oder doch fast 
gleichzeitig wirksam. 

b) Andere Gletschergebiete. 

Eingehendere Untersuchungen, in denen das gesamte Material 
älterer Aufzeichnungen gesichtet und kritisch verwertet wurde, besitzen 
Yfir über die Gletscherschwankungen außeralpiner Gebiete nur eine: 
die umfangreiche Arbeit von Charles Rabot, der in „Les variations 
de longueur des glaciers dans les regions archiques et boreales" ein 
Werk lieferte, in welchem die Geschichte der Gletscherbeobachtungen 
in nordischen Gebirgen in ähnlicher Weise eingehend geschrieben ist, 
wie E. Richters „Gletscher der Ostalpen*' sie für einen Teil der 
Alpengletscher bietet. Das Ergebnis, zu welchem Rabot gelangt, ist 
folgendes : 

Das grönländische Inlandeis war am Beginn des 19. Jahr- 
hunderts im Wachsen ; die Gletscher des Sermilikfiords, der Fredenkshaab- 
gletsoher, der zentrale Gletscher von Kangerdluarsuk sind vorgeschritten. 
In den Jahren 1850 bis 1890 ist für eine größere Anzahl der Ausläufer 
der großen Eisdecke eine Zunahme festgestellt worden. Der Rand des 
Jakobshavnglet Sehers liegt nach den Beobachtungen von Ph;Engell 
gegenwärtig an 4 km weiter zurück, als im Jahre 1883. Die Beob- 
achtungen sind zu vereinzelt, der Mangel an zusammenhängenden 
Nachrichten über ein und denselben Gletscher so hervortretend, daß 
die Feststellung bestimmter Zeiten des Wachsens und des Schwindens 
der Eis ströme nur hypothetischen Charakter haben kann. 

Über die Lokalgletscher, die selbständigen kleinen Eisströme, 
welche im Gebiete der Westküste Grönlands auf der Insel Disko und 
der Halbinsel Nugsuak ohne Zusammenhang mit dem Inlandeis bestehen, 
liegen nur aus dem 19. Jahrhundert Berichte vor. Aus denselben er- 
gibt sich für den Godhavn- und Sorkakgletscher ein Wachsen zwischen 
1849 und 1871. Sarfarfik und Sermiarsut waren von 1811 bis 1850 
im Rückgang und befanden sich 1879 im Yors^chreiten. Tuopagenit 
war ebenfalls 1879 ausgedehnter als 1850. Hingegen ist .der Asakak 
von 1850 bis 1879 zurückgegangen und von 1879 bis 1892 gewachsen, 
während der kleine Umiatorfikgletscher, der ebenfalls 1850 im Schwinden 
war, nur von 1875 bis 1879 wuchs;; die Gletscher des Iluafjord und 
des südlichen Sermilikfjord sind 1881 im Wachsen gewesen; am west- 
lichen Gletscher des nördlichen Sermüikfjords wurde 1894 von Jessen 

18* 



276 Neunter AJbschnittV 

und T. Moltke schwacher Rückgang festgestellt. Auch die Lokal- 
gletscher des Jakohshaynfjordes sind seit 1883 im Rückgang. 

Für die Mehrzahl dieser Gletscher ist also die im letzten Viertel 
des 19. Jahrhunderts in den Alpen beobachtete Yorstoßperiode auch 
eingetreten und hat schon Imde der siebziger Jahre begonnen. Über 
einen Vorstoß zwischen 1836 und 1853 ist von den grönländischen 
Lokalgletschern nichts bekannt. 

Die Nachrichten über Schwankungen der isländischen Glet- 
scher reichen bis 1734 zurück; Th. Vidalin hat allerdings, wie 
Th. Thoroddsen berichtete, schon von 1695 an dem Gletscherphänomen 
besondere Aufmerksamkeit gewidmet, über die yon ihm beobachteten 
Veränderungen der Eisbewegung hat er jedoch keine S^eitangaben hinter- 
lassen. 1734 wurde der Bruarjökull, ein Gletscher von 400 bis 5 00 km ^ 
Fläche, im Wachsen befunden. 1794 wurde starkes Schwinden kon- 
statiert, während 1889 bis 1890 eine schwache Zunahme eingetreten zu 
sein scheint. Beobachtungen aus den Zwischenzeiten fehlen. Ein anderer 
Ausläufer der großen isländischen Eiskalotte, welche der größte euro- 
päische Gletscher, der VetnajÖkull (8500 km^; Seehöhe des Plateaus 
1400 bis 1900m) darstellt, der Breidamerkurjokull, welcher einen 
20 bis 24 km breiten und an seinem Ende noch 100 bis 150 m mäch- 
tigen Eisstrom bildet, ist 1751 gewachsen; 1793 und 1794 war er noch 
(oder wieder?) im Wachsen und der Abstand seines Endes vom Meer, 
der ehedem drei Meilen betrug, war nur mehr eine viertel Meile. 1815 
wurde ebenfalls ein Vorschreiten des Gletschers festgestellt; 1852 war 
er noch im Wachsen und 1874 oder 1875 kam er bis auf eine ganz 
geringe Entfernung an das Meer. Von 1880 bis 1894 Rückgang; 
dann wieder Anzeichen von Wachstum. Im Gegensatz zum Verhalten 
dieses Gletschers steht das des Skeidararjökull, eines südlichen Ab- 
flusses des VetnajÖkull, der eine Länge von 20 km, eine Breite von 10 
bis 20 km und an seinem 61m über dem Meere gelegenen Ende eine 
Mächtigkeit von 314 m besitzt. Bis zum Jahre 1784 war derselbe im 
Wachsen; von da an wurde bei Besuchen in den Jahren 1794, 1857 
und 1880 eine beständige Abnahme wahrgenommen; seit 1887 sind 
Anzeichen eines schwachen Anwachsens vorhanden. HolarjökuU, Stigar- 
jökuU, EriarjökuU sind von 1783 bis 1894 im Wachsen, SvinafellsjökuU 
von 1783 bis 1870. Im Jahre 1893 wurde bei Katlajökull, 1894 bei 
Hrutarjökull durch Th. Thorroddsen Anwachsen beobachtet. Von 
1846 bis 1855 waren drei Gletscher im nördlichen Teil von Island im 
Stadium des Vorschreitens. Besondere Beweglichkeit besitzt der Flia- 
jökull, der zwischen 1882 und 1894 drei durch kurze Schwindperioden 
getrennte Vorstöße durchmachte. 

Auf der im nördlichen Eismeer gelegenen Insel Jan Mayen waren 
zwischen 1861 und 1877 der Weyprecht-, Kjerulf- und der Svend 
Foyngletscher im Wachsen, welche von dem 2545 m hohen, jetzt ruhen- 
den Vulkane Beerenberg nach Norden herabfallen und in das Eis- 



Andere Gletschergebiete« 277 

me^r endigen. Gegen Ende des 17. Jahrhunderts scheinen alle neun 
Gletscher der Insel, ebenso wie die auf Island, im Vorschreiten gewesen 
zu 8«in. 

Auf den sechs Inseln, aus welchen Spitzbergen besteht, fließen 
mehrere Hundert Gletscher, die allerdings zum größten Teil zum Typus 
der unentwickelten Eisströme zu zählen sind. Nur über wenige der- 
selben liegen Beobachtungen vor, welche zur Beurteilung der Schwan- 
kungen geeignet sind, die sich in dem Bestände der Eisbedeckung der 
Inselgruppe Yollzogen haben. Ja, bis zum Jahre 1896 waren nach der 
Richtung, die hier unser Interesse beansprucht, nur sechs Gletscher 
genauerer» Untersuchung in yerschiedenen Zeiten unterzogen worden. 
Aus diesem spärlichen Beobachtungsmaterial scheint sich zu ergeben, 
daß auch hier während des 18. Jahrhunderts ein ziemlich allgemeines 
Anwachsen der Gletscher eintrat. Der Gletscher im Hintergrunde der 
Magdalenenbai hat von 1818 bis 1839, der Fritjof gletscher von 1860 
bis 1861 einen Vorstoß gemacht. 1839 waren mehrere Gletscher an 
der Magdalenenbai im Hochstande. Bis gegen 1860 zeigt sich allge- 
meines Schwinden, während zwischen 1870 und 1896 für zehn Gletscher 
mehr oder minder sichere Zeichen des Yorschreitens angegeben werden. 

Das Ergebnis seiner Untersuchungen über die Gletscher des nörd- 
liehen Norwegens faßt Ch. Rabot folgendermaßen zusammen: 

„Während des 1 8. Jahrhunderts äußerte sich für mehrere Gletscher 
Norwegens eine außerordentliche, die Grenzen gewöhnlicher Schwan- 
kungen weit überschreitende Zunahme. Für den Engabrae allein 
ist das Stattfinden dieser Erscheinung gewiß und durch ein amtliches 
Dokument bestätigt. (Ein von Herrn M. Rekstad im Archiv von 
Kristiania aufgefundenes Schriftstück, das die Streichung zweier Gehöfte 
(gaard) aus der Steuermatrikel damit begründet, daß dieselben ganz 
Yom Eise weggerissen, verwüstet und unbewohnbar, bzw. durch den 
Eisstrom und den Gletscherbach heute völlig verwüstet seien.) 

Für den Strupenbrae kann man der Überlieferung, durch welche 
die Erinnerung an das Ereignis aufbewahrt wird, Glauben schenken. 
In allen Tälern Norwegens, in denen während des 18. Jahrhunderts 
die Gletscher gewachsen sind, wurden die auf jene Katastrophen be- 
züglichen Angaben der Einwohner durch geschichtliche Urkunden, die 
neuerdings aufgefunden wurden, bestätigt. Bevor Herr Rekstad die 
auf das Anwachsen des Engabrae bezügliche Niederschrift fand, wurde 
mir dieser Gletschersturz von den Bewohnern der Ufer des Holands- 
fjord geschildert. 

Zur nämlichen Zeit scheinen auch die Gletscher von Bjeldaadal 
(Svartis) und Romsdal (Jökulfjeld) gewachsen zu sein. Hat nun dieses 
Phänomen für die Mehrzahl der nordnorwegischen Gletscher statt- 
gehabt? Das anscheinend und fast gleichzeitig in Island, Spitzbergen 
und Norwegen eingetretene Wachstum macht dies wahrscheinlich. 

Der Maximalstand dauerte bis in die ersten Jahre des 19. Jahr- 



278 ' Neunter Absohnitt. 

hunderts. Von da bis 1870 findet sich keine auf Gletdcherschwan- 
küngen in diesem Gebiete bezügliche Nachricht. Während der letzten 
30 Jahre zeigte sich allgemeine Abnahme der Gletscher. Aber wann 
begann diese Schwindperiode? Am Beginn des Jahrhunderts, wie die 
Anwohner des Engabrae sagen, oder war sie unterbrochen durch 
sekundäre Zunahmen, wie sie im südlichen Norwegen vorkamen? 

Die Anzeichen für sekundäre Maxima, welche ich finden konnte, 
geben keine genügende Sicherheit, um über den Gegenstand zu ein<em 
bestimmten Schlüsse zu kommen. Nur drei Mitteilungen (eines Führers, 
H.) beziehen sich auf ein Wachsen der Gletscher in dieser Periode. 
Von 1876 bis 1882 haben zwei Gletscher des Oxlinder zugenommen; 
gegen 1880 verlängerte sich der Fonddalsbrae um 25 Klafter und von 
1879 bis 1882 ist ein Abfluß des Frostis vorgeschritten. Seitdem 
gehen diese Gletscher wieder zurück. Von 1883 bis 1891 endlich 
blieben der Grotaadalbrae und der nördliche Gletscher von Blakadal 
stationär. (Die nun folgenden Angaben über den Beginn des Kück- 
zuges für 17 Gletscher verzeichnen die Jahre 1855 bis 1885.) 

Der-Kückzug war sehr langsam und durch stationäre Zustände, 
während deren sich (Rückzugs-) Moränen absetzten, unterbrochen. So 
ist der Hängegletscher des Bergefjord in fünf bis sechs Jahren nur 
25 m, also 4 bis 5 m jährlich zurückgegangen, in neun Jahren hat nach 
den Angaben Seiner Majestät des deutschen Kcdsers der Engabrae nur 
60 bis 80 m abgenommen. Der Gletscher, dem der Beirenelf entspringt, 
hat in mindestens zehn Jahren 90 m eingebüßt, der Kückgang des 
Skavigtinder beträgt 400 m. 

Die größte Amplitude zeigt die Schwankung bei den Gletschern 
zweiter Ordnung: Bjaldaadalbrae (2 km), Lairaabrae (1 km), ein Gletscher 
am oberen Glomvandmassiv (4 km) , während im Verlaufe von fast 
100 Jahren der Engabrae nur eine Verkürzung um 1 km erfuhr, wenn 
man annimmt, daß er 1807 noch bis ans Meer reichte. Im allgemeinen 
scheinen die Talgletscher durch die Rückzugsperiode weniger in Mit- 
leidenschaft gezogen zu sein. 

Man kann also über das Verhalten der Gletscher im nördlichen 
Norwegen folgendes feststellen: 

1. Im Laufe des 18. Jahrhunderts, zwischen 1720 und 1724, 
wachsen die Gletscher des Svartis, 1760 bis 1780 die des Langenfprd 
beträchtlich und der Maximalstand bleibt bis Anfang des 19. Jahr- 
hunderts stationär. 

2. Vom Beginn des Jahrhunderts bis 1860 ist das Verhalten nicht 
bekannt. 

3. Von 1860 bis 1870 und 1898 herrscht allgemeines Schwinden; 
dasselbe hat aber, mindestens für die Talgletscher, nicht die Größe er- 
reicht, wie sie in den Alpen aufgetreten ist." 

Die Gletscher von Schwedisch- Lappland wurden zu Beginn 
der achtziger Jahre zum ersten Male genauer untersucht. Nur vom 



Andere Gletsohergebiete. 279 

Sulitelma wußte man bis dahin, daß er Gletscher trägt; er war 1807 
von Wahlenberg besucht und beschrieben worden. Die schwedischen 
Topographen brachten erst 1879 Kunde von den bis zu 2000 m Höhe 
erreichenden Erhebungen, welche reichlich vergletschert sind. Seitdem 
wurde die Gegend von F. Svenonius, Ch. Kabot, A. Bamberg, 
J. Westmann besucht und eine Beihe von Untersuchungen, die 
speziell der Gletscherkunde gewidmet sind, wurden in derselben durch- 
geführt. Die Gletscher dieses Gebietes sind seit 1877 im Kückgang; 
doch scheint gegenwärtig ein schwaches Yorschreiten , wenigstens ver- 
einzelt, aufzutreten. Von 1895 bis 1896 ist der Soltajökel gewachsen. 

Ganz ähnlich wie die Gletscher des Svartis scheinen sich die des 
südlichen Norwegen, die Ausläufer des Justedalsfjeld und die 
von Jotunheim verhalten zu haben. Um die Mitte des 18. Jahr- 
hunderts gewinnen diese Gletscher Gelände, das bis dahin stets eisfrei 
gewesen ist Der Beginn dieser Eisüberflutung scheint auf 1730 (Kron- 
dalsbrae) anzusetzen zu sein, während 1748 der .Maximalstand erreicht 
war, der dann bis 1812 anhielt. Im Laufe des 19. Jahrhunderts wurden 
dann noch zwei Vorstöße beobachtet, denen Rückzugsstadien voraus- 
gingen; gegen den großen Yorstoß des 18. Jahrhunderts sind dieselben 
allerdings untergeordneter Natur und sie waren wohl auch nicht so 
allgemein wie jener. 

Gegen 1812 begann der allgemeine Bückzug, der bis etwa 1868 
andauerte. Einzelne Gletscher des Justedal zeigten 1868 ein schwaches 
Anwachsen; zur gleichen Zeit war in Jotunheim nach den Beobach- 
tungen von P. A. 0yen leichtes Vorrücken eingetreten, das beim 
Buarbrae bis 1890, beim Bondhusbrae bis 1880 dauerte; im Jahre 1850 
waren beide Gletscher im Rückgange. Der Buarbrae in Folgefond hat 
sogar eine bedeutende, lange Zeit anhaltende Verlängerung erfahren. Die 
darauffolgende Rückzugsperiode der Justedalsbraer währte bis gegen 
1890, wo eine derart schwache Vorschreitbewegung einsetzte, daß die- 
selbe vielerorts übersehen wurde. Seitdem sind die Gletscher des süd- 
lichen Norwegen in ausgesprochenem Bückgang. 

Das charakteristischste Moment in dem Verhalten der norwegi- 
schen Gletscher ist sicherlich, daß sie von Mitte des 18. Jahrhunderts 
an, wo sie zu wachsen anfingen, lange Zeit im Hochstande verharrten 
und daß sie im Laufe des 19. Jahrhunderts gegenüber den Alpen- 
gletschern einmal wesentlich verspätet, 1868 bis 1873 statt 1835 bis 
1853, das andere Mal fast gleichzeitig, 1890 bis 1895, auf die klima- 
tischen Schwankungen reagierten, tjbrigens mehren sich die Zeichen 
dafür, daß auch der Hochstand von Mitte des 18. bis zum zweiten 
Jahrzehnt des 19. Jahrhunderts nicht ohne Unterbrechung währte. So 
konnte J. Rekstad im Moränengebiet des Buar- und des Nigardbrae 
je sieben, vor dem Aabrekkebrae und dem Faabergbrae \e fünf, vor 
dem Tuusbergdalsbrae drei Endmoränenwälle finden. Kann auch nicht 
jeder derselben einem Vorstoß zugeschrieben werden, so zeigt ihr Vr)r- 



280 Neunter Abschnitt. 

handenseiu doch, daß während des Rückzuges vom äußersten Wall 
Unterbrechungen des Schwindens stattfanden. Höchst wahrscheinlich 
vollzog sich auch der große Yorstoß von 1740 nicht ohne Unter- 
brechungen bis 1812. Zieht man in Betracht, daß die Sammlung yon 
Nachrichten über die Schwankungen der Gletscher auch in Norwegen 
noch ziemlich jungen Datums ist, so erscheint es möglich, d^ß auch 
noch Spuren von Gletschervorstößen um 1780 gefunden werden. 

Versucht man auch für die nordischen Gletscher den Empfind- 
lichkeitskoeffizienten E aufzustellen, den wir für die Alpengletscher 
bestimmten, so kann man nur für eine ganz geringe Zahl derselben 
ein Kesultat gewinnen. Das aber kann von vornherein gesagt werden: 
wenn dem E überhaupt eine kritische Bedeutung beizulegen ist, so 
läßt sich mit Hilfe dieses Wertes wohl verstehen, warum die nordi- 
schen Gletscher gegenüber den Elimaschwankungen von 35 jähriger 
Periode starke Abweichungen zeigen. Wir haben es fast durchweg 
mit Eisströmen zu tun, deren Firnfelder schwach geneigt sind (6 bis 10®) 
und deren Zungen in einzelnen Fällen recht bedeutende Längsentwicke- 
lung besitzen. E wird für alle diese Gletscher klein. Auf den fast 
horizontalen Hochflächen muß sich viele Jahre lang der Niederschlag 
anhäufen, bevor der für einen reichlicheren Abfluß in die Fjorde nötige 
Druck vorhanden ist. Aber auch wenn die Zuverlässigkeit des Kri- 
teriums „E^ angenommen wird, haben wir für weitere Schlußfolge- 
rungen zu berücksichtigen, daß das Beobachtungsmaterial für die nor- 
dischen Gletschergebiete noch ärmlicher und lückenhafter ist als das 
für die Alpen. 

Die Gletscher der Pyrenäen sind (nach Heim) in der Periode 
von 1850 bis 1882 allgemein zurückgegangen. Der Maladettagletscher 
ist von 1809 bis 1876 um 264m in der Höhe zurückgewichen, also 
bedeutend verkürzt. Neuere Beobachtungen, welche zur Beurteilung 
der Gletscherschwankungen in diesem Hochgebirge dienen können, 
stammen von M. Michelier (1885), J. Vallot(1887) und F. Schrader 
(1894). 

Über die beiden ersten Arbeiten berichtet F. A. Forel. Die 
Gletscher des Mont Perdu, des Vignemale und des Pic de Campbieil 
sind danach alle in weiterem Rückgange begriffen. Der größte Glet- 
scher, der 3 bis 4 km lange Glacier de Montferrat im Massiv des Vigne- 
male, war 1790 bis 1798 viel größer als heute; er ging dann bis Mitte 
des 19. Jahrhunderts stark zurück, wuchs dann langsam und beständig 
und ist seit 1860 in starkem Schwinden. G^gen Ende des 19. Jahr- 
hundei-ts zeigte er eine Anschwellung, aber keine Verlängerung der 
Zunge. 

Bis zum Jahre 1849 sind die Gletscher des Kaukasus seit ziem- 
lich langer Zeit vorher im Wachsen gewesen. Seitdem ist, wie aus 
den Berichten von Dechy, Bossikow und Dinnik hervorgeht, allge- 
meines Schwinden beobachtet worden. Der Beginn der Rückzugs- 



Andere Oletschergebiete. 281 

periode wird in das Jahr 1860 verlegt. Nach den Berichten, welche 
Busch und Tschinkine, sowie Poggenpohl über die Gletscher 
des Elbrusstockes geben, herrschte dort allgemeiner Rückzug noch in 
den Jahren 1896 und 1897. Nur der Adylgletscher, der auf dem 
Nordabhange des Hauptkammes liegt, macht eine Ausnahme; seine Eis- 
massen haben in den letzten Jahren Weideplatze überflutet. G. Merz- 
bacher, der uns über die Hochregionen des Kaukasus ein in vieler 
Hinsicht neue Aufschlüsse bietendes Prachtwerk schenkte und außer 
dem Elbrusgebiete auch die Gruppen des Kasbek, des Adai Ghoch und 
andere besuchte, weiß über neuere Vorstöße der Gletscher nichts zu 
melden, und auch die russischen Forscher Weber und Morkowitsch, 
welche den Zentralkaukasus zum Zwecke des Gletscherstudiums be- 
reisten, berichten 1899, daß alle von ihnen besuchten Gletscher im 
Rückgange sind. Der Devdorakgletscher , einer der bestbeobachteten 
Eisströme des Kaukasus, der bei seinen Vorstößen die große trans- 
kaukasische Militärstraße gefährdet, hat seit 1867 keine Eismassen zu 
Tale getrieben, während von 1776 bis 1867 nicht weniger als achtmal 
Abbruche erfolgten; nach Poggenpohl war der Gletscher 1901 bis 
1902 stationär und scheint seine Bewegungstendenz zu ändern. Die 
im Juli 1902 eingetretene Katastrophe am Genaldongletscher ist wohl 
kaum auf klimatische Ursachen zurückzuführen und steht deshalb nicht 
mit den durch periodische Schwankungen hervorgerufenen Gletscher- 
ausbrüchen in Zusammenhang. 

Wenn man aus den Verheerungen, welche die Ejsmassen des Dev- 
dorakgletschers hervorriefen, einen Schluß auf Hochstände der Glet- 
scher des Kaukasus im allgemeinen ziehen wollte, so hätte man, da 
1776 und 1786 solche Vorstöße stattfanden, etwa um 1776 einen 
Maximalstand zu verzeichnen. Da erst 1808, also 23 Jahre nach dem 
vorhergehenden, ein neuer Ausbruch stattfand, könnte für diese Zeit 
ein neues Maximum angesetzt werden, dem dann etwa um 1832 bis 
1867 ein weiterer Hochstand folgte, da innerhalb dieser Zeit vier Vor- 
stoße stattfanden, von denen die drei letzten allerdings nicht bis zur 
Heerstraße reichten. Man käme also fast zu denselben Zeiten für die 
Vorstöße der Kaukasusgletscher, wie sie für einen Teil der Alpen- 
gletscher anzusetzen sind. Doch ist das vorliegende Beobachtungs- 
material auch hier viel zu lückenhaft, um dieser Zeitbestimmung mehr 
als den Charakter einer gewissen Wahrscheinlichkeit zu verleihen. 
Poggenpohl, der die Gletscher des Ararat untersuchte, meldet auch 
für diese Rückgang. 

In Zentralasien wurden insbesondere durch russische Natur- 
forscher die Hochgebirge von Turkestan erschlossen und bestän- 
dig werden dort noch neue Gletscher entdeckt. Über die Schwan- 
kungen, welche dieselben ausführten, läßt sich dementsprechend nichts 
sagen und nur ihre gegenwärtige Bewegungstendenz kann nach dem 
Aussehen, das sie ziemlich allgemein bieten, angegeben werden. 



282 Neunter Abftclinitt. 

M. Fedtfichenko, der die Gleisclier des Talaßky - Alatan 1897 be- 
suchte, berichtet über 26 derselben: Berücksichtigt man die geringe 
Ausdehnung der Gletscher, den Charakter der Endmoränen, innerhalb 
deren dieselben abschmelzen, die bis in bedeutende Höhen über die 
gegenwärtige Eisoberfläche reichenden SchlifEe, so gelangt man zu dem 
Schlüsse , daß sich diese Gletscher nicht nur in einem sehr starken 
Rückgange befinden, sondern gänzlich verschwinden. Doch zeigte einer 
derselben von 1897 bis 1902 eine schwache Zunahme. Auch die Glet- 
scher der erst neuerdings untersuchten „Kette Peter des Großen^ sind 
nach Lippky in starkem Schwinden und zeigen die Tendenz, sich von 
ihren Zuflüssen zu trennen und unabhängige Eisströme zu bilden. Von 
fünf Gletscher gruppen , welche Sapojnikow im Altai entdeckte, sind 
natürlich auch keine älteren Nachrichten vorhanden; der gegenwärtige 
Befund läßt auf starken Bückgang schließen. Dasselbe berichtet 
Dmitrieff über mehr als 20 Gletscher, welche er in den Ketten des 
Boro-Khoro und Djungarsky- Alatan entdeckte. Auch etwa ÖO Gletscher, 
welche Sapojnikow im Quellgebiete des Katunflusses im Altai auffand, 
befinden sich in ausgesprochenem Kückgange. 

Von den Gletschern des Himalaya liegen außer älteren Nach- 
richten, welche allgemeinen Rückgang verzeichnen, der nach Schlag- 
int weit vor 1856 begann, spärliche Notizen über Änderungen vor. 
1869 soll ein Gletscher des Karakorum einen Reisepfad überschritten 
und sich an der entgegengesetzten Talseite gestaut haben, also im Yor- 
schreiten gewesen sein (Heim). Neuere Angaben über Veränderung 
der Gletscher im höchsten Gebirge der Erde macht W. D. Freshf ield. 
Danach haben die Gletscher um den Kinchinjinga seit Jahrhunderten 
ihre gegenwärtigen Grenzen niemals viel überschritten. Sie scheinen 
sich alle in sehr langsamem Zurückgehen zu befinden, eine Bewegungs- 
tendenz, die während der ganzen historischen Zeit anhielt. Nach 
seinem Berichte su schließen, hat Freshfield nur die langen, sehr 
unempfindlichen Himalayagletscher besucht. Die kleineren, selbstän- 
digen Eisströme, die, wie es scheint, bisher seitens der europäischen 
Reisenden nicht besucht wurden, müßten wohl auch in diesem Gebiete 
die den klimatischen Änderungen entsprechenden Schwankungen er- 
kennen lassen. Dafür spricht besonders die Mitteilung, welche 
Ch. Rabot im achten Rapport der internationalen Gletscherkommission 
macht; danach sind einige Gletscher am Nanga Parbat 1875 im 
Schwinden, 1884 bis 1886 im Wachsen gewesen; auch für mehi'ere 
Gletscher des Karakorum wurde Wachsen für 1895 bis 1896 ge- 
funden. 

Die Gletscher auf Neu- Seeland werden seit Mitte der neunziger 
Jahre auch eingehender beobachtet. Zur Zeit der Ausgabe des letzten 
Berichtes (1894) konnte jedoch über W^achsen oder Rückgang des Tas- 
man- und des Müllergletschers (die einzigen damals markierten) nichts 
entscheidendes mitgeteilt werden. 



Andere GleUchergebiete. 283 

' Nach y. Haast ist der Tasmangletscher in der Zeit von 1862 bis 
1869 um etwa 700 m talwärts yorgerückt. 

Über die Gletscher Nordamerikas und deren Schwankungen seit 
ihrer Entdeckung berichtet Israel C. Russell in seinem bedeutsamen 
Werke: Glaciers of North America, das 1897 erschien. Weitere An- 
gaben über Vor- oder Zurückgehen der Gletscherenden finden sich in 
den Berichten, welche H. F. Reid als Mitglied der internationalen 
Gletscherkommission seit 1896 unter dem Titel: „The yariations of 
Glaciers" im ,, Journal of geology" yeröff entlicht. 

Im Kaskadengebirge waren alle auf der Ostseite gelegenen, yon 
Russell 1897 besuchten Gletscher im Rückgange, der dem Anscheine 
nach seit längerer Zeit andauert. 

Auch die 40 bis 50 km östlich yon dem Hauptkamme des Kas- 
kadengebirges gelegenen kleinen Gletscher an den Granitfelsen der 
Wenatchee Mountains sind im Rückgange. Die Gletscher der Uigh 
Sierra in Kalifornien und die des Mt. Shasta sind im Rückgange; 
die Größe desselben konnte allerdings nicht angegeben werden. 

Im Felsengebirge yon Kanada sind die meisten Gletscher im 
Abnehmen. Freshfield-, Stutfield- und Upper Bowgletscher machten 
Ausnahmen und waren 1897 bzw. 1898 im Wachsen. 

Der lUicillewaetgletscher im Selkirkgebirge war yor 1887 im 
Vorschreiten; yon 1897 bis 1899 nahm er ab. Seit 1888 ist er um 
100 bis 150 m zurückgegangen. 

Die Gletscher der Lituyabai in Alaska, 58^ nördl. Br., sind 
1786 yon La Perouse besucht und kartographiert worden. Die yon 
der Kanadischen Grenzkommission im Jahre 1894 hergestellte Auf- 
nahme zeigt, daß zwar einer der Gletscher zurückging, die beiden 
anderen aber um nahe 3 km gewachsen sind (ygl. Fig. 52, a. f. S.). Im 
Jahre 1874 wurden die Gletscher yon W. H. Dali besucht und um fast 
2 km kürzej befunden, als die kanadische Karte sie darstellt. Das Yor- 
schreiten scheint demnach noch anzuhalten. Der Mt. Crillongletscher 
wächst gegen einen Wald, dessen Bäume er zerbrach. 

Der Kolumbiagletscher, welcher in den Prince William Sund aus- 
läuft, ist, wie seine Nachbarn, der Haryard- und der Yalegletscher, jetzt 
im Rückgang. Um 1891 bis 1892 scheint er aber einen Vorstoß aus- 
geführt zu haben, wie aus dem aufgewühlten Vorlande geschlossen 
wird. 

Die Gletscher am Lynn Ganal reichen fast bis auf das Meeres- 
niyeau herab, erreichen aber den Meeresspiegel nicht. Vor dem erst 
yor kurzer Zeit eisfrei gewordenen Moränengebiet dehnen sich Fichten- 
wälder aus, die seit mindestens 1 50 Jahren bestehen. Messungen über 
die Größe des Rückganges liegen nicht yor. Auch die Gletscher der 
Takubucht weisen keine Zeichen eines jüngst erfolgten Vorstoßes auf. 
Dagegen zeigt sich schwaches Anwachsen in den Jahren 1890 bis 1892 
am Muirgletscher in der Glacierbay. Dieser Eisstrom gehört zu den 



284 



Neunter Abflohnitt. 



am genanesten beobachteten der amerikanischen Gletscher. Seine Aus- 
dehnung wurde 1880 ann&hemd durch John Muir angegeben. Photo- 
graphische Aufnahmen von 1886 und eine Karte, welche H. F. Reid 
1890 aufnahm, zeigen, daß der Gletscher wie seit 1794, als er von 



"^^NordwMtL Ol. 



Fig. 52. 



MItM-Ql 



iidi Nordöatl.-QI. 



WmU OL 



mm^^^t^%K^^» 



Aufnahme von La F^rouse 
und Vancouver 1786. 




eV 



Aufnahme der KanadiBchen 
Grenzkommission 1894. 



Zunehmende Yergletscherung der Lituyabai in Alaska. 



Vancouver besucht und näher beschrieben wurde, auch von 1880 bis 
1890 zurückging. Der Rückgang in dieseu etwa 100 Jahren beträgt 
nahezu 22 km. (Nach Russells Meinung kann derselbe aber auch 
wesentlich geringer sein, da aus Yancouvers Darstellung nicht genau 



Andere Gletschergebiete. 285 

erkenntlich ist, ob er das Gletscherende oder die vor demselben trei- 
benden Eisberge seinen Angaben zugrunde legte.) Im Jahre 1899 war 
der Gletscher wieder im Abnehmen. Zwischen 1892 und 1894 hatte 
sich einer seiner Zuflüsse, der Morsegletscher, vom Hauptstrom ge* 
trennt und ist seitdem als selbständiger Gletscher zurückgegangen; 
auch der Diatyglacier scheint nun (1902) sich abgetrennt zu haben. 

In der Region des Mt. Elias sind, mit einer einzigen Ausnahme, 
alle Gletscher im Schwinden. Nur von dem auf der Nordseite der 
großen Berggruppe, die von den stolzen Riesen des Mt. Elias, Mt. Logan, 
Mt. Mc. Einley, Mt. WrangeU gebildet wird, abfließenden Frederika- 
gletscher berichtet Dawson, daß er vor der etwa 2 km in das Nizzenah- 
tal hineinreichenden schuttfreien Zunge am Fuße eines Steilabbruches 
von etwa 80 m Höhe Anhäufungen von Schutt und Eistrümmem beob- 
achtet habe, was er als Zeichen des Vorschreitens deutet. 

Die Gletscher Nordamerikas befinden sich also, so weit man bis- 
her Kenntnis davon hat, in der Mehrzahl seit ziemlich langer Zeit im 
Rückgang und zwar handelt es sich bei den großen Individuen um Be- 
träge von mehreren Kilometern. Je mehr aber in den letzten Jahren 
das Interesse für diese Eisströme und ihre Schwankungen gesteigert 
wurde, um so größer ist auch die Zahl der Fälle geworden, in denen 
ein mehr oder minder deutliches Yorschreiten gemeldet wird. Auch 
in diesen Gletschergebieten zeigen benachbarte Gletscher 
ganz verschiedenes Verhalten. 

Nur in einigen Fällen, wo es sich um Gletscher handelt, die ent- 
weder in die Buchten des Stillen Ozeans endigen oder doch nahe an 
das Meer heranreichen, konnte das Maß des Rückganges seit längerer 
Zeit augegeben werden. Ob aber zwischen Yancouvers Besuch am 
Ende des 18. Jahrhunderts und der Zeit der neuerlichen Forschungen 
in Alaska nicht kleinere Vorstöße stattfanden, das läßt sich nicht sicher- 
stellen, weil alles hierauf bezügliche Beobachtungsmaterial fehlt. 

Über die Änderung, welche die Yergletscherung der südamerika- 
nischen Gebirgsketten durchmachte, fehlen sogar Nachrichten aus der 
jüngsten Zeit. Das Gleiche gilt über die mehr oder minder großen 
Gletschergebiete, welche einzelne der im Ozean liegenden Inseln der 
südlichen Halbkugel tragen. Nur vom Rossgletscher auf Südgeorgien 
weiß man, daß er 1901 den Stand von 1882 wieder erreicht hatte, daß 
er also in der Zwischenzeit um mindestens 800 m (Rückgang von 1882 
bis 1883) vorgeschritten ist. 

Aus den vorliegenden Nachrichten über die Schwankungen, welche 
die Gletscher der verschiedensten Gebiete der Erde in den letzten Jahr- 
hunderten, bzw. um das Ende des 19. Jahrhunderts ausgeführt haben, 
gewinnen wir keine weitere Stütze für die Behauptung, welche auf 
Grund der Beobachtungen über die Alpengletscher aufgestellt wurde: 
es fallen die Perioden der Gletschervorstöße ziemlich genau mit den 
feuchtkalten Jahrgängen der Brückner sehen 35 jährigen Klima- 



286 Neunter Abschnitt. 

Schwankung zusammen. Ja, auf den ersten Blick scheint das Ergebnis 
des allgemeinen Überblickes, den wir zu gewinnen suchten, dieser Be- 
hauptung entgegen zu stehen. Der Gegensatz ist aber doch nur -ein 
scheinbarer; denn einerseits ist das Beobachtungsmaterial aus den 
außeralpinen Gletschergebieten noch viel zu lückenhaft, zum Teil recht 
dürftig, andererseits sind die Gletscher des europäischen Nordens wegen 
ihrer flachen Fimfelder, die des Himalaya wegen ihrer sehr langen 
Zungen sehr unempfindlich, so daß Schwankungen geringerer Intensität 
sich nicht durch bedeutende, auch bei flüchtigem Besuche auffallende 
Änderungen in der Länge der Zunge ausdrücken. Es kommt hinzu, 
daß in den Gebieten, für welche regelmäßige Beobachtungen der Glet- 
scher organisiert werden konnten, gegen Ende des 19. Jahrhunderts 
auch eine Anzahl yorschreitender Gletscher verzeichnet wurden und 
daß bereits für mehrere Fälle Unterbrechungen der langen Hochstand- 
bzw. Rückzugsperioden festgestellt werden konnten. 

So groß nun aber auch die Wahrscheinlichkeit ist, daß die wäh- 
rend der feuchtkalten Jahre der 35 jährigen Klimaschwankung erzeugten 
Niederschlagsüberschüsse die Ursache der Gletscherrorstöße in den 
Alpen sind, so kann doch in bezug auf den gleichen Zusammenhang für 
außeralpine Gebiete bisher kein sicherer Schluß gezogen werden, da 
sich die Beobachtungen weder über eine genügend große Zahl von 
Gletschern noch über eine hinreichende Anzahl von Schwankungen eines 
jeden derselben erstrecken. Wir müssen uns gedulden und können 
mit F. A. Forel nur auffordern, Beobachtungsmaterial anzusammeln, 
das unsere Nachfolger rerwerten können. 

Über die Frage, ob wir gegenwärtig in einer Periode ständiger 
Abnahme der Gletscher leben, ob diese trotz zeitweiliger Vorstöße doch 
im Laufe mehrerer Jahrhunderte immer kleiner werden, oder ob die 
Vorstöße immer größer werden und die Vergletscherung zunimmt, sollen 
hier nur wenige Bemerkungen Platz finden. Es mag sein, daß den ver- 
schiedenen mehr oder minder poetischen Sagen von der übergossenen 
Alm, BlümUsalp usw., da sie alle den gemeinsamen Grundzug einer zu- 
nehmenden Vergletscherung tragen, wirklich eine reelle Basis eigen ist. 
Waren doch auch in den Tauem während des Mittelalters eine Anzahl 
von Goldzechen in Betrieb, in denen die Erzgewinnung eingestellt 
werden mußte, da sie inzwischen von bis zu 100 m dicken Gletschern 
bedeckt wurden. 

Allein die weiteren Nachrichten und Überlieferungen aus früherer 
Zeit, welche im gleichen Sinne zu deuten waren, daß nämlich eine An- 
zahl von Alpenpässen, die ehemals dem Verkehr von einem ins andere 
Tal dienten, inzwischen wegen der Vergletscherung ungangbar wurden, 
haben sich als unzuverlässig und zum Teil falsch herausgestellt. Es 
ist sicher bekannt, daß eine Anzahl von Gletschern erst gelegentlich 
der letzten Vorstöße ihre Maximalstände in historischer Zeit erreicht 
haben, so daß auch hieraus auf zunehmende Vergletscherung geschlossen 



Größe der OletscherschwankungeD. 287 

werden könnte ; jedoch haben wir bei anderen Eisströmen alte Moränen, 
die seit langer Zeit nicht mehr yom Eise erreicht wurden und von 
außeralpinen Gletschergebieten wird vielfach ein dauernder Rückgang 
der Gletscher in der geologischen Gegenwart gemeldet. Nehmen wir 
dazu, daß unsere Kenntnis über klimatische Schwankungen von sehr 
langer Periode, in welcher die 35 jährige aufgehen würde, bisher keines- 
wegs zuverlässig ist, so kommen wir zu dem Ergebnisse, daß wir über 
Zu- oder Abnahme der Yergletscherung im Laufe der letzten Jahr- 
hunderte auf Grund historischer Nachrichten nichts Bestimmtes aus- 
sagen können. Charles Rabot hat gerade in jüngster Zeit versucht, 
mit Hilfe neuen historischen Materiales zur Lösung dieser Fragen zu 
gelangen und behauptet die Existenz einer mehrhundertjährigen Klima- 
schwankung, auf welche aus vereinzelten Nachrichten über die ver- 
schieden große Intensität der Gletschervorstöße geschlossen wird. Er 
unterscheidet primäre (mehrhundertjährige) Perioden und sekundäre, 
denen die kleineren Gletscherschwankungen zuzuschreiben sind. Aber 
das vorhandene Material ist viel zu dürftig, um daraus nur einigermaßen 
sicher Dauer und Extreme der mehrhundertjährigen Klimaperioden be- 
stimmen zu können. 

Dagegen veranlassen die Ergebnisse der Profilauslotungen am 
Hintereisferner zu der Annahme einer zunehmenden Yergletscherung; 
darauf komme ich im Anschluß an die Besprechung der Wirkungen der 
diluvialen Gletscher zurück. 

Oröfie der Oletsoliersoliwankungen. 

Es ist im vorausgehenden Kapitel schon mehrfach darauf hin- 
gewiesen worden, daß die Vorstöße, welche die Gletscher zeitweise aus- 
führen, nicht in allen Perioden gleich intensiv sind. Das eisfreie 
Gelände, das während einer Rückzugsperiode sich vor dem Gletscher aus- 
dehnt, läßt aber genau erkennen, wie weit beim stärksten Vorstoß, den 
er ausführte, das Eis an Gebiet gewonnen hat. Wir sind also, wenn 
genügend genaue Karten vorliegen, imstande, den Unterschied der Aus- 
dehnungen beim Maximalstand und zur Zeit der Aufnahme der Karte zu 
bestimmen. So erhalten wir zwar nicht ein genaues Maß für die Größe 
der Maximalschwankung selbst, da der zugehörige Minimalstand unbe- 
kannt ist; aber wenn die Kartenaufnahme zu einer Zeit stattfand, die 
dem Eintritt eines neuen Vorstoßes kurz vorhergeht, so können wir 
doch annähernd die Größe der Maximalschwankung in Länge, Fläche 
und Volumen des Eisstromes bestimmen. 

Zur Bestimmung des Länge Drückganges und des Flächen Verlustes 
reichen in vielen Fällen die im Maßstab 1:25 000 oder 1:50000 vor- 
handenen Karten der Hochgebirge aus, wenn es sich nur um Näherungs- 
werte handelt. E. Richter hat für 40 Talgletscher der Ostalpen eine 
diesbezügliche Untersuchung durchgeführt, deren Ergebnis er in die 



288 Neunter Abscbnitt. 

Worte zusammenfaßt: „Die Verschiedenheiten im Maß des Rückganges, 
wenn man die gesamten Talgletscher unserer Ostalpen betrachtet, sind 
nicht so zahlreich und bedeutend, als man nach einigen auffallenden 
Beispielen annehmen könnte. Die Mehrzahl der Gletscher hat einen 
beiläufig gleich starken Rückgang erfahren, der im Verhältnis zur 
Größe steht und den man als bedeutend bezeichnen muß. Dies gilt 
für 33 der untersuchten Gletscher (wobei Vemagt- und Suldenferner 
mit ihren auffallenden Längenänderungen nicht mitgerechnet sind). Sie 
haben sich alle um mehrere hundert Meter verkürzt und sind ent- 
sprechend eingesunken." Für die sieben übrigen Gletscher, welche im 
Verhältnis zu ihrer Größe schwache Rückgänge zeigen, werden die 
Gründe des abweichenden Verhaltens in dem Bau ihrer Betten gesucht 
und hauptsächlich in der geringen Neigung von Firn oder Zunge oder 
beiden gefunden. * 

Mehrere der Alpengletscher wurden in den zwei letzten Jahr- 
zehnten genauer vermessen, so daß Karten ihrer Zungen und des 
Moränengebietes in größerem Maßstabe (1:5000 bis 1:15000) ge- 
zeichnet werden konnten und da für die meisten derselben der letzte 
Maximalstand durch die Lage der damaligen Endmoränen mit genügen- 
der Sicherheit angegeben werden konnte, so lassen sich die Areal- und 
Volum Verluste ziemlich genau bestimmen. Für die Ermittelung des 
Volum Verlustes ist dabei eine Voraussetzung gemacht, die wohl im 
großen und ganzen zutrifft, aber doch für jeden Einzelfall erst sicher- 
gestellt werden muß — wenn dies möglich ist. Es müßte nämlich das 
ganze eisfrei gewordene Gebiet einmal ganz mit Eis angefüllt gewesen 
sein. Während die vorgeschobene Eismasse am untersten Ende des 
Gletschers sich anhäufte, müßte von hier noch ein Nachschub statt- 
gefunden haben, der zur vollständigen Ausfüllung des oberen Zungen- 
beckens bis an die Grenze, welche durch die Moränen bezeichnet ist, 
hinreichte. Für einzelne Fälle, wie den Vemagtgletscher, ist diese Vor- 
aussetzung durch Beobachtungen während des Hochstandes bestätigt. 
Für andere kann sie, wie beim Hintereis- und beim Alpeinerfemer, in- 
direkt bestätigt werden durch die bekannte Einsenkung, welche die 
Gletscheroberfläohe erfuhr und die fast durchaus den Ablationsbeträgen 
proportional ist. Außerdem ist noch vorausgesetzt, daß man die Form 
der Eisoberfläche des Maximalstandes nahezu kennt, oder daß kleine 
Änderungen, welche im Verlauf der angenommenen Höhenlinien, die 
diese Form bestimmen, eintreten, ohne bedeutenden Einfluß auf die 
Größe der zu ermittelnden Ejsmenge sind. Die Volumbestimmung selbst 
wird dann in der Weise ausgeführt, daß man die Höhenlinien benutzt, 
und den Raum, der vom Eise ausgefüllt war, in eine Anzahl gleich 
dicker, horizontaler Scheiben zerlegt. Der Inhalt derselben wird durch 
Bestimmung der Grund- und Deckfläche mittels des Planimeters und 
Multiplikation des Mittelwertes mit dem Abstand der Höhenlinien 
(Dicke der Scheiben) gefunden. Besser erreicht man die Bestimmung 



Größe der GletBohersoliwaiikangen. 289 

Auf graphischem Wege, indem man die Flächen der Horizontalschnitte 
als Ordinaten einer Kurve einträgt, deren Abszissen die Abstände dieser 
Schnitte sind. Die yon der gefundenen Euire und der Abszissenachse 
eingeschlossene Fläche gibt das gesuchte Volumen. Die Ergebnisse 
der Yolumbestimmungen für die genauer yermessenen Gletscher sind 
in folgender Tabelle enthalten. Man bemerkt, daß die Substanzverluste 
der großen Gletscher bedeutender sind, als die der kleinen; aber eine 
einfache Beziehung zur Größe des Sammelbeckens läßt sich nicht auf- 
stellen. Dies zeigt sehr deutlich die letzte Zahlenreihe dör Tabelle, in 
welcher der Yolumverlust pro Quadratmeter Fimfläche angegeben ist. 
Danach wäre die Abnahme der Zungen beim Öepatsah- und beim 
Alpeinerferner relativ klein , während sie für daB Eatlseisf eld den 
Höchstwert erreicht. Es stellen sich auch in dieser Hinsicht Eigen- 
tümlichkeiten der einzelnen Gletscher heraus, deren Erklärung bis 
heute kaum in einwandfreier Weise gegeben werden kann. Die 
Schwierigkeit der Klarstellung erhellt am besten, wenn man die rela- 
tiven Verluste der Gletscher untereinander vergleicht, welche seit Mitte 
des 19. Jahrhunderts einen neuen Vorstoß durchgemacht haben. Wäh- 
rend Sulden- und Gliederfemer nahezu gleiche Beträge aufweisen, resul- 
tiert für den Vemagt ein mehr als andertiialbmal so großer Verlust, 
wie für die beiden anderen. Der Vernagt hat aber, ebenso wie der 
Suldenfetner, 1818 einen Hochstand gehabt, der z#ar dem bedeutenden 
Vorstoß von 1856 gegenüber kleiner, in Wirklichkeit aber doch groß 
war und zur Ausdehnung des Gletschers bis ans Rofental führte. Man 
wird deshalb kaum die Meinung aufrecht erhalten können, daß dieser 
Gletscher die Eigentümlichkeit besitze, eine Klimaschwankung nur teil- 
weise mitzumachen und Material für größere Ausbrüche aufzuspeichern. 
Überdies sind auch die relativen Verluste der beiden Nachbarn dieses 
Eissti^omes, des Hintereis- und des Hochjochf emen, ziemlich groß. Der 
ebenfalls benachbarte Gepatschfemer aber hat kaum halb so große Ab- 
nahme in der gleichen Zeit erfahren. Dabei haben der Vemagtfemer 
und seine Komponente, der Guslarferner, noch die günstigeren Abfluß- 
bedingungen. Mir scheint gerade daraus hervorzugehen, daß die Nieder- 
schlagsmengen, die zu gleichen Zeiten auf benachbarte Fimflächen 
fallen, außerordentlich verschieden sind und daß es eine der nächsten 
Aufgaben der Gletscherforschung ist, über die Niederschläge im Fim- 
gebiet ausgedehnte und zuverlässige Messungen anzustellen. 

Der relative Massenverlust ist für die kleinen Gletscher der 
Sonnblickgruppe und das nördlich vorgeschobene Karlseisfeld am Dach- 
stein am größten. 

Auch in bezug auf den Flächen Verlust nehmen diese Gletscher 
zusammen mit Vemagt- und Gliederferner Ausnahmestellungen ein. 
Im Mittel beträgt derselbe für die in der Tabelle angeführten Gletscher 
8,4 Proz. Dieser Mittelwert wird von genannten Gletschern zum Teil 
recht bedeutend überschritten. Der .Flächenverlust des Karlseisfeldes 

Heß, Die Gletocher. ig 



290 



Neunter Absclmitt. 



8 §■ 2 »■ 



O 

<D 



SS 
8 S 



B 

s 



g & g- s- ^ • *< 



00 OD OD OD 00 

O« Ol o« tn O« 

o» o o o o» 



00 



OOOOOOOOOOODOOOD 
OttO»^OiOiO)OD 



CD 00 00 00 00 
O «O CD <D «e 
O Oi O^ Oi ^ 



o 



OOOOOOCOCDOOOOOO 
«D«DCDOOCD«D«0 

io(oa»fe0(oc;«o»to 



M 



feO feO l-' lO 00 
O» tO >-» 00 to 

o o cn o o 



CO OfeO*4CDCi»tOO»Oi 

O OOOOOOOOOO 



vv V 

CO -4 00 t^ o» 

o o« o cn o 
o o o o o 



00 -4 1^ «4 00 CA 00 

»0 1^ o o o o« o 
o o o o o o o 



V vv 



O l^> •-» CA feO 
O O CO O« -4 



ci«i|kcoo»ooil^a»o< 

00«JOtOO»OOOH- 



I-» OD »-• O» 



»9 l|h> o« »^ CO <l <l 



RS 

B 

p» 

& 

p 

►1 

p 
p 



p« 



V 



00 -4 00 -4 c;« 
O 1^ Co 00 o 



< 

8» 

CO 
feO 

o 



CD 



V I 



ocoa^OftOi^ooc;« 

OC^OOOttC^O 



V 



O» CO to CO 1-^ 

CO feO 00 CO CO 

^ ^ «• «* «• 

CO CO «4 CO «4 



o» 

CO 



l-i 1^ 1^ i»t (O H^ 

O J!© J» j^ ^ ^O ♦» J» 

© "o« 'oo "io "o o» o "oo 



CO CO CO CO CD 
O O O O O 
fcO kO to to to 



ej- tf 



«o 
o 



§• 



p 


p 


o 




o 


© p- 


p* 


-CO 8 


3 


5 


? 


?g 


er 


(C CTQ 


p 

<0 


g P 
Ä ® 

^ 2*. 


p 


Si 



•— • 


to 


e*- 




El 


p 


• 


o 


Crf. 


o 


»: 


p* 


P* 




• 


r 


w 


00 


B' 


g- 


g 


s. 


pr 


p 




p 

• 



00(9 <OCOCD(D A CO 
CO 51* © © © Jf ST O 
K>*^bÖtOtO'^"^l<0 



o 

p 

so: 



00 
CO 
IC 



5 » 

S 



E 00 00 ^ 


t3Ü 


S ^ «c s 

ö ü. *. g. 


o 


5 


J-. M« 


tt 


r B B B 




^Is ? 


P 

p 


2" 3 H 5" 


OQ 


< CS CS ^ 


CD 


P 


Pd (0 <p Pd 




S P P <s 




p p 





et- 

OD 

o 

CD 
►1 



O 
P 



OD 



I 

SB 

& 



99 



? 



P* P 
CD • 



5 p 

9) 
O 



P* 



o 

N 



s 

& 

o 



P o 
' B 

(D 

P 



B 




(D 



§ 



Verlauf der Schvindperiode. 



291 



ist mehr als doppelt so groß Sicherlich kommt für die Beurteil ung 
der außerordentlich großen Flächen- und Massenschwankung dieses 
Gletschers seine Lage am Alpenrand wesentlich in Betracht. 

Ähnliches, oder auch nur annähernd gleichwertiges Zahlenmaterial, 
wie das ohen üher die Größe der Schwankungen einiger Alpengletscher 
mitgeteilte, liegt meines Wissens von außeralpinen Gebieten bisher 
nicht vor. 

Verlauf der Sohwlndperlode. 

a) Rhonegletseher. 

Die sorgfältigen Messungen, welche unter der Leitung des Herrn 
Ingenieur Held seit langen Jahren am Khonegletscher ausgeftübrt 
werden, nach demselben Plane, den J. Gösset der 1874 begonneneii 
Beobachtungsreihe zu Grunde legte, erlauben uns einen tiefen Einblick 
in die Änderungen zu tun, welche während einer Rückzugsperiode in 
der Masse und der Bewegung eines Gletschers auftreten. Zwar liegt 
das reiche Beobachtungsmaterial noch nicht zu allgemeiner Benutzung 
vor; aber was in den Berichten der schweizerischen Gletscher- 
kommission bisher yeröfEentlicht wurde, ist doch hinreichend, um eine 
„Generalübersicht*' über den Ablauf einer Schwindperiode zu geben. 
Yor allem sind es zwei Zahlengruppen, die in hohem Maße belehrend 
wirken: 1. die Angaben über den jährlichen Arealverlust und 2. die 
Beträge, um welche sich im Mittel die einzelnen Profilhöhen gegenüber 
den Lagen yon 1874 geändert haben. 

Soweit es sich aus der, in Heims Gletscherkunde abgedruckten 
Kartenskizze des Bhonegletschers (1 : 20 000) ermitteln läßt, betrug das 
seit 1856, dem Jahre des letzten Maximalstandes, bis zum Jahre 1882 
eisfrei gewordene Gebiet etwa 1,14 km^. 

Seit 1880 ist der jährliche Arealverlust : 



Jahr 


m* 


Jabr 


m« 


1880—1881 


23 150 


1890—1891 


8 100 


1881—1882 


24 500 


1891—1892 


520 


1882—1888 


11400 


1892—1893 


8 050 


1888—1884 1 


18 850 


1898—1894 


14 800 


1884—1885 • 

1 


5 675 


1894—1895 


8 230 


1885—1886 


6 300 


1895—1896 


4 900 


1886—1887 


7 125 


1896—1897 


3 480 


1887—1888 


6 950 


1897—1898 


2 280 


1888—1889 


6 800 


1898—1899 


2 220 


1889—1890 


4110 







Die Fläche, welche seit 1882 bloßgelegt wurde, beträgt also 
109 790 oder rund llOOOOm^; der Gesamtverlust seit 1856 ist 

19* 



292 Kennter Abschnitt. 

1 250 000 m^ W&hrend in den letzten 17 Jahren die durehschnittiiohe 
Flächenabnahme 6460m' pro Jahr ausmachte, war die entsprechende 
Zahl für den Zeitraum 1856 bis 1882 43 800 m* pro Jahr. Die bloß- 
gelegte Fläche war also ziemlich korz nach dem Yorstoß sicherlich 
schon sehr bedeutend, trotzdem die Dicke der vorgeschobenen Eis- 
masse ziemlich betr&chtlich war. Es muß daher entweder die aus dem 
Fimgebiet aUj&hrlich abfließende Eismenge nach dem Yorstoß stark 
reduziert, wahrscheinlich nur ein kleiner Bruchteil derjenigen gewesen 
sein, welche bei dem gegenwärtigen Stande des Gletschers alljährlich das 
Sammelbecken verläßt; oder die trookenwarmen Jahre, welche zwischen 
1856 und 1875 lagen, lieferten etwa die sechsfache Wärmemenge als 
die, welche während der feuchtkalten Periode 1875 bis 1892 zur 
weiteren Reduktion der Gletscherzunge verbraucht wurde. Ea ist dabei 
allerdings zu berücksichtigen, daß von 1856 bis 1882 das Gletscherende 
um etwa 60 m höher gelegt und damit die Abschmelzung auf der 
untersten Gletscherfläche reduziert wurde. Trotzdem ist es nicht wahr- 
scheinlich, daß die Beträge der Ablation in einem derart hohen Maße 
wechseln, wie es bei unverändertem Nachschub der FaU sein müßte, 
wenn die gewaltigen Unterschiede im Betrag der bloßgelegten Fläche 
durch die Schwankungen der Ablation allein zustande kommen sollten. 

Es wird wohl nicht weit vom wirklichen Verlauf der Dinge ver- 
schieden sein, wenn man sich über den Beginn der Rüokzugsperiode 
beim Khonegletscher folgende Vorstellung macht: 

Mit großer Geschwindigkeit wurde eine Eismasse aus dem Fim- 
gebiete ins Zungengebiet befördert, bis 1856 der Maximalstand des 
Gletschers erreicht war. Die Masse, welche im Fimfeld zurückblieb, 
war verhältnismäßig klein und ihr Druck war nicht hinreichend, um 
mehr als ein Siebentel der Eismenge zu befördern, welche während 
eines Jahres auf der Zunge abschmolz. In der folgenden Reihe trocken- 
warmer Jahre wurde zudem die Abschmelzung gesteigert, während die 
im Firn anfallenden Niederschläge, deren Menge klein war, nur wenig 
zu einer Vermehrung des Abflußdruckes beitragen konnten. Die Zunge 
wurde deshalb infolge der Abschmelzung stark reduziert. Das Fim- 
feld füllte sich allmählich wieder höher an; doch war seit 1874 nie eine 
so bedeutende Ansammlung im Firn eingetreten, daß ein Elistransport 
stattgefunden hätte, welcher den ständigen Rückgang des Gletscher- 
endes hätte unterbrechen können. Nur mit verminderter Abschmelzung 
reagierte der Gletscher um 1892 auf die letzte Klimaschwankung. 

Von den Profilen, welche 1874 in den Ereis der Beobachtungen 
gezogen wurden, fiel 1884 das unterste, 1887 das nächste aus, weil 
das Eis sich weiter zurückgezogen hatte; der Gletscher war bis über 
dieselben hinauf weggeschmolzen. Es worden zwar später auch noch 
unterhalb des Eisbruches neue Profilmessungen alljährlich ausgeführt, 
doch sind die über dieselben vorliegenden Zahlenreihen unvollständig 
und verhältnismäßig kurz. Ich beschränke mich daher auf die An- 



Verlauf d^ Schwindperiode. 



293 



fühnmg d^r Beobachtungsergehnisse, welche die SohwankungeB in ^en 
Höhen, der Zungen- und Fimprofile oberhalb des Eisbruches darstellen. 
Sie sind in Fig. 53 wiedergegeben. 

Die Schwankungen, welche die Gletscheroberfläche während der 
25 jährigen Beobachtungsdauer in den oberhalb des Eisbruches gelegenen 





187B 








80 








Fig. 

80 


63 


1. 


00 








05 


% 






leoo 




J 


















































* 




/ 


V 




















































Gelbes 


/. 


\ 






»^ 


L. 












_ipoAhali«ionl 


18} 


4 


2± 


}Sl 


31. 














Profil 




1 






1 


\ 






1 










' 


k. 




/ 


V 






























1 


> 






/ 




V 


J 




/ 


\ 


/ 


P 


\ 
















• 




















^ 


f 




\ 


/ 




f 








> 


























































\ 






























L 


























r-^ 


V 
















Rotes 


^ 




b — 




g 


\. 






4 


<> 


L— 


J 


caf 


IDfi 


ISJ 


VL 


mff ^ 


|5^ 


ii 


Sn 














Profil 






V 


' 




1 






J 


\ — 


^ 


> 


r 
















^" 


"V 


y 


■^ 


6/ 


m 










\ 


/ 






'S 


^ 


f 




■^ 


r 


\ 


L/ 


V 


J 




V 






















W 


























r 


\ 


/ 




> 


V, 








' 
















































\ 


























































\ 








j 


























A 


V 




















\ 


V., 




j 


A 


\S 


rm 




Unteres 


















1 


N 


L« 


1 


ifif 


!l>ä 


19 ' 


on 


18] 


±- 


271 


iOI 


N 


^ 


c 










Thäliprofil 


















fr- 




N 


7 


C 








> 


V 


































* 












\ 


/ 


N. 


y^ 


r- 


^ 


V 
























































\ 




































y 


V 




















S 








A 


3.J 


-in. 




Unterer . 


















/ 


N 


L^ 


F 


•rol 


M 


2ä: 


2a 


1£ 


4 


28 


30 


tN 


»^ 


/ 






OroQfIrn 












• 






t 




^ 


y 


\ 








4 


„^ 






















• 
















' 








N 


/ 


\ 


^ 


/ 




s 


^ 










1.« 


1 m 












































N 


V 




j 




f 
















































> 


*^ 


/ 










Oberer 


















... i 


Li 


Pr< 


»ftit 


6h< 


jf« 


1 11 


(7.1 




J 


^,2 


»»<; 


• m 














Oroßflm 


















/ 


N 


V 


A 


^H 








/ 


N 






> 


^ 




























( 




N 


f 


\ 




^ 


^ 










S 


/ 






O.J 


I m 






























\ 


/ 


A 












































i 


L 






1 


/ 




























Oberes 








. 










/ 


\ 






..± 


rofl 


Ihö 


!SJ 


sa. 


!S2 


'4 " 


30 


52. 


n 












Th&liprofll 


"H 


» 




~^ 










/ 


> 


V 


/ 


\ 










^ 










































\ 


/ 


\ 




y 


^ 






\ 












































\ 


y 






• 




> 


^ 


k. 


^ 


^ 




'■2, 


m 
















• 












• 


\ 


/ 














\ 


/ 
















• 






1 










T 





























Proflisohwankungen am ^onegletsclier. 



Profilen ausführte, kommen in den SchauHnien recht deutlich zum Aus- 
druck. Es ist höchst auffällig, daß die Hebungen und Senkungen im 
oberen Znngengebiet und in den unteren Fimpartien ganz gleichzeitig 
erfolgen. Dies spricht für eine sehr rasche Ausbreitung der Druck- 
änderungen, welche die wechselnden Niederschlagsverhältnisse bedingen. 



294 Neonter Abschnitt. 

diupch die ganze Eismasse. Die Oberflächenschwankungen in den höch- 
sten Teilen des Firnes, im eigentlichen Nährgebiet, sind zwar nicht 
mehr TöUig, aber doch annähernd gleichsinnig mit denen in den ab- 
wärts gelegenen Profilen. 

Außerdem zeigen die Linien, daß die Bewegung des Eises Yom 
Firn zum Gletscherende eine stoßweise ist Das wird insbesondere 
bestätigt durch die Änderungen der Greschwindigkeit, welche denen der 
ProfQoberfläche fast genau parallel gehen. Jedem höheren Eisstande 
entspricht eine größere Geschwindigkeit. Nach Hagenbach-Bischoffs 
Mitteilungen entspricht einer Profilhebung um 1 m ein durchschnitt- 
licher Zuwachs der Geschwindigkeit um 2 m. 

b) Andere Gletscher. 

Von keinem andern Gletscher ist eine so genaue Kenntnis seiner 
Gepflogenheiten vorhanden, wie yom Rhonegletscher. In einigen Fällen 
hat man aber doch langjährige Beobachtungsreihen, welche geeignet 
sind, die aus den Ergebnissen der Rhonegletscherrermehrung gezogenen 
Schlüsse zu stützen. Seelands 20 jährige Beobachtungen an der 
Pasterze haben die Feststellung der von Jahr zu Jahr erfolgten 
Niveauänderung an mehreren Punkten der Gletscherzunge zum Gegen- 
stand und lieferten das Material, um annähernd die mittlere jährliche 
Einsenkung der Eiitfoberfläche zu bestimmen. Die Schwankungen der 
Oberfläche an einer Marke bei der Freiwand, nahe am linken Gletscher- 
rande und nur wenig vom Ende der Zunge entfernt, zeigen auch, daß 
bei diesem Eisstrome der Abfluß des Eises nicht gleichmäßig, sondern 
ruckweise, aber mit weit größerer Periode als beim Rfaonegletscher er- 
folgt. Seeland bestimmte auch näherungsweise den Massenverlust der 
Gletscherzunge von 1856 bis 1882 zu 218 Mill. m^; bis 1902 ergab 
sich ungefähr 320 Mill. m'. Sind die Zahlen mit der Wirklichkeit 
hinreichend im Einklang, so würde für die ersten 26 Jahre die Rück- 
zugsperiode ein jährlicher Massenverlust von 8,4 MilL m^, für die letzten 
20 ein solcher von 5,1 MilL m^ folgen. Der Unterschied wäre also in 
gleichem Sinne, wenn auch weniger ausgeprägt, vorhanden, als beim 
Rhonegletscher. 

Am Gepatschferner betrug der Massenverlust von 1856 bis 1887 
129 MilL m', also durchschnittlich 6,1 m> pro Jahr; in den neun Jahren, 
die bis zur letzten Nachmessung verliefen, ergab sich ein jährlicher 
Verlust von wenig mehr als 2 Mill. m^ Wir haben dieselbe Er- 
scheinung, wie beim Rhone- und beim Pasterzengletscher. 

Der Alpeinerferner verlor von 1848 bis 1866 jährlich 
1,65 Mill. m3; von 1886 bis 1892 aber nur 0,58 Mill. m«. Der jähr- 
liche Substanz Verlust des Hochj och femers war im Durchschnitt von 
1847 bis 1890 2,62 Mill. m', von 1890 bis 1893 aber nur etwa 
0,9 MilL m». 



Verlauf der Scbwindperiode. 



295 



Fig. 54. 

1894 9S 96 97 98 99 



n, 



m« 



1V9 



8 



Der Yernagtferner verlor von 1856 bis 1889 durchsclinittlioli 
7,24 MilL m} JAhrlich; dagegen war von 1889 bis 1893 der ganze Ver- 
last 5,3 MOL obm, der Zuwachs 2,27 MilL m^ Der Gletsober war 1893 
in seinen oberen Partien bereits angeschwollen. Aber selbst wenn 
man den Zuwachs noch durch einen 
gleich großen Verlust ersetzt, so daß 
der ganze Verlust von 1889 bis 1893 
zu 7,5 MilL m', also sicher zu groß an- 
genommen wurde, ergäbe sich ein jähr- 
licher Massenverlust von 1,9 Mill. m'. 

Am Hintereisferner wurde 
aus den von 1894 bis 1901 fort- 
gesetzten Gresohwindigkeitsmessungen, 
bei denen anch für eine große Zahl 
von Punkten der Gletscherzunge die 
Höhenänderungen festgestellt wurden, 
eine durchschnittliche Einsenkung der 
Eisoberfläche von 0,4 m pro Jahr er- 
mittelt. Nimmt man dieselbe Zahl für 
den Kedselwandfemer und die Zungen- 
oberfläche von 1894, so ergibt sich 
damit ein jährlicher Substanzverlust 
Ton 1,8 Mill. m^ gegen eine jährliche 
Abnahme von 4,4 MilL m' während 
der Zeit von 1856 bis 1894. 

So finden wir also für alle Glet- 
scher, an denen wiederholt eingehende 
Beobachtungen stattfanden, welche eine 
Volumbestimmung der abgeschmolzenen 
Masse für verschiedene Zeiträume er- 
lauben, im wesentlichen dasselbe, wie 
beim Rhonegletscher: Die Substanz- 
verluste sind kurz nach dem 
Eintritt des Maximums sehr be- 
deutend und nehmen gegen das 
Ende der Rückzugsperiode immer 
mehr ab. 

Die G^schwindigkeitsmessungen 
am Hintereisferner werden seit 1894 
in größerem Umfange fast alljährlich 

wiederholt. Spweit das Beobachtungsmaterial bisher veröSentlicht ist 
(bis 1899), erlaubt es einen Einblick in die Änderungen, welche die 
Bewegung der Eismasse in den fünf Jahren erfahren hat. Die Ge- 
schwindigkeiten ändern sich auf allen acht Steinlinien und auch beim 
untersten Fimdreikante alle im gleichen Sinn (vgl. Fig. 54). Die 



VIc 



vn 



11 



vniu 













> 


/ 








\ 




> 


/ 






26 m 






V 


y 










V 
















) 








^ 




35 m 






^ 


y 












V 


^ 




/ 








X 






/ 


r 




30 m 




V 


^ 




/ 








\ 














1, 




j^ 


/ 




40 m 






\ 


Ä 


y 










t 


\i 


/ 












\ 


V 










45 m 




-) 












\ 


\ 






/ 










\. 




/ 


/ 




7Ö m 




\ 




A 


r 






\ 


/ 


r 












V 








60 m 




v 


1 










\ 


1 




^ 








1 


\ ^ 






60 m 






V 


r 










\ 






/ 








\ 






/ 


^ 


1 








y 




f/ 


^ 










V 


n 
















/ 








40 m 








/ 












j 


■ 














1 











^ 



GeschwindigkeitsänderuDgen 
am Hintereisfemer. 



396 Neunter AbBehniU.- 

durohschxuttliclieii Änderungen für die stärkstbewegten Steine der 

einzelnen Linien betragen, wenn man die mit der Abwärtabewegnng 

bei stationärer Oberfläche verbundene Geschwindigkeitsänderung von 

etwa 1 Proz. in Anrechnung bringt: 

von 1894/95 bis 1895/96 — 12 Proz. 

, 1895/96 „ 1896/97 + 9 , 

„ 1896/97 „ 1897/98 -f 9 , 

, 1897/98 , 1898/99 -j- « i> 

Die späteren Messungen haben wieder eine allgemeine Abnahme 
der Geschwindigkeiten ergeben. Man hat es also wohl auch hier mehr 
mit einem ruckweisen, als mit einem kontinuierlichen Abfließen des 
Eises zu tun. Die Ergebnisse der sehr sorgfältigen Messungen, welche 
die Herren Finsterwalder und Blümcke seit 1900 fortsetzen, 
werden hierüber wohl genaue Auskunft geben. Da die ursprünglichen 
Profile, in denen die Steinlinien gelegt waren, keiner eigenen Nach- 
messung unterzogen wurden, so läßt sich in diesem Falle nicht auf 
Grund der Beobachtungen sagen, ob auch einer vergrößerten Ge- 
schwindigkeit in jedem Falle eine Zunahme in der Dicke der Eismasse 
entspricht. 

Bemerkenswert ist jedenfalls, daß auch bei diesem Gletscher die 
kleinen Oszillationen der Geschwindigkeit über ein großes Gebiet gleich- 
zeitig ausgedehnt sind. 

Verlauf des Vorstoßes. 

Die klassischen Yermessungsarbeiten, welche Forbes und Tyndall 
am Mer de Glace ausgeführt haben, fielen zwar in eine Periode des 
Hoohstandes dieses Gletschers, die Beobachtungen erlauben aber doch 
kein sicheres Urteil über die Vorgänge, welche sich während eines Vor» 
Stoßes in der Gletschermasse abspielen und vor allem ist der Übergang 
aus dem Bewegungszustand während des Rückzugsstadiums in den des 
Yorschreitenden Eises nicht zu verfolgen. Die von S. Finsterwalder 
am Yemagtfemer inaugurierten Messungen waren besonders in dieser 
Hinsicht sehr glücklich angelegt und führten zu einem Ergebnis, das 
wenigstens für einen Einzelfall ein Bild gibt von den außerordentlichen 
Veränderungen, welche sich während des Gletscheryoratoßes in der Eis- 
masse vollziehen. 

Im Jahre 1889, als die erste Aufnahme des Firn- und Zungen- 
gebietes von Vernagt- und Guslarfemer erfolgte, waren beide Gletscher 
noch vereinigt und durch einen ziemlichen hohen, vom Schutt der großen 
Mittelmoräne gegen das Abschmelzen geschützten Eiswall waren ihre 
Enden untereinander verbunden. Während der folgenden Jahre trat 
besonders am Vemagt eine starke Beduktion des Zungenendes ein und 
1895 waren beide Gletscher vollständig voneinander isoliert und der 
Eisrücken zwischen ihnen lag als totes Eis unter seiner Schuttdecke. 
Aber schon war in dem oberen Gebiete der Vemagtfemerzunge eine 



VerUuf de» TontoOei. 



Der Vemagtfenier 1887. 



Der Vem&gtferner IBVSu 



298 



Keunter Ab«chnitt. 



Kg. 57. 



Ansohwellung eingetreten, die allerdings nur durch die Messungen er- 
kennbar und durchaus noch nicht augenfällig war. 1897 war das 
Ende des Gletschers am weitesten zurückgegangen, aber die Anschwellung 
war schon ohne Messung deutlich zu erkennen und ganz nahe dem 
Gletscherende zeigte sich eine Aufwölbung der Eisoberfl&che, aus der 
mit Sicherheit auf ein baldiges Vorschieben des Gletschers geschlossen 
werden konnte (vgL Fig. 56, a. v.S.). Dasselbe trat auch ein und 1898 

war das Gletscherende um eine 
Strecke von etwa 200 m vor- 
geschoben, während gleich- 
zeitig an allen Stellen die Dicke 
der Zunge stark gewachsen 
war. Eine über 60 m dicke 
Eismasse lagerte da, wo noch 
zwei Jahre yorher eisfreies 
Gelände war und wurde mit 
mächtigem Drucke und be- 
deutender Geschwindigkeit 
weiter talab geschoben. Die 
Zerklüftung des Eises war 
großartig und wurde in den 
folgenden Jahren immer 
stärker. Der Gletscherrand 
hatte eine fast sägenartige Be- 
grenzung und fiel überall sehr 
steil ab. Quer- und Längs- 
spalten Yon mehr als 100 m 
Länge und stellenweise 20 m 
Breite durchsetzten die ganze 
Eismasse und machten deren 
Begehung sehr schwierig 
(Fig. 56, a. V. S.). 

Im Jahre 1900 hatte 
anscheinend die Geschwindig- 
keit und die Zerklüftung ihren 
Höhepunkt erreicht. Bequeme 
Übergänge führten 1901 über 
die welligen Formen, die die 
Abschmelzung aus den mit fast vertikalen Seitenwänden abstürzenden 
Lamellen der obersten Eisschichte modelliert hatte, welche zuvor durch 
die Zerklüftung gebildet worden waren. 1902 hat, wie es scheint, die 
ein Jahr vorher noch ziemlich energische Bewegung der Eismasse ihr 
Ende erreicht, denn das Gletscherende ist im letzten Jahre kaum einige 
Meter vorgerückt und <lie Geschwindigkeitsmessungen zeigen einen 
]ähen Abbruch in dem Vorschieben der Eismasse an. 



«00 



80 



eo 



40 



20 



200 



80 



60 



40 



20 



100 



80 



80 



40 



20 






93 



06 



97 



99 1901 



1889 91 

Geschwindigkeitsänderung am 
Vemagtfemer. 



VerUuf dei Voratofiei. 299 

Neben der pltotognumnetrUchen Aufnahme des Zungengebietes 
und doi unteren Firnes, die mehrmalB erfolgte, bestanden die Arbeiten, 
welobe bei den Naehmeaaungen am Veniagt 
vorgenommen wnrdes, haaptaftchlioh in 
der £Snmessiing der Lage, velohe die 
einzelnen Nnmmemateine einer in etwft 
2800 m Itber den Olettoher gebenden Stein- 
reibe einnahmen, sowie in Neulegnng von 
Steinlinien im Profil der ersten. Dadurch 
war die Mfigliohkeit gegeben, von zwei zu 
zwei Jahren und sp&ter l&farliob die Ge- 
schwindigkeit desE^B in einem und dem- 

aelben Qneraohnitt und die sugehörigen ü 

OberfiftchenBndenmgen kennen zu lernen g 

und gerade der Verlauf, welchen die Kurve ä 

der Oeschtrindigkeiten gibt, ist in hohem J 

Uaße lehrreich in hezug auf die Art, wie ^ 

sich der Mass antra naport gelegentlich eines a 

QletaohervorstoQes vollzieht (vgL Fig. 57). " 

Von 1669 bis 1891 war die maximale 6e- .1 

schwindigkeit, die einem Punkte der 61et- . g 

scheraohse zukam, 17 m pro Jahr; in den >» ^ 

folgenden Jahren nahm sie anf&ngliob ^ S 

langsam, später immer eohneUer zu, bis sie p 

1S99 mit 260m pro Jahr ihren Höchstwert -g 

erreichte. Bis 1900 erfolgte eine Abnahme |§ 

auf 206m. Von 1900 bia 1901 betrug die " 

Verschiebung 220 m, so dail es schien, ala ^ 

ob ein neuer Schub nachkommen wfirde; u 

1902 aber fand sich die Geschwindigkeit Z 

auf 74m reduziert, 1903 betrug sie nur -o 

60 m. Noch rapider als das Anwachsen ='° 

trat also vom gröQten Wert an die Ab- 
nahme der Geschwindigkeit ein. Der 
Maximalstand des Gletschers eelbst war 
erst 1902 eüreiebt, also drei Jahre, nach- 
dem die Geschwindigkeit im Steinlinien- 
profil ihren HAcbstwert hatte. Von 1698 
an, dem Zeitpunkt, an welchem die Bitesten 
^teinlinien ziembch weit von ihrer Ur- 

sprungstage entfernt waren, konnten I s 1 I 

die Geschwindigkeitsschwankungen aber 

einem grollen Teile der Gleteoherzunge verfolgt werden. Auch hierbei 
zeigte sich, doB diese Änderungen auf der ganzen Eisoberfl&che 
gleichzeitig im nämlichen Sinne erfolgten, Es hatte aleo wahr- 



300 K«iinter Aljechnitt. 

scheinlich aach das unterste Ende des Gletschers 1899 seine größte 
Creschwindigkeit. 

Die Art und Weise, wie die Anschwellung, welche sich 1895 bereits 
350 m unterhalb des Steinlinienprofiles bemerkbar machte, gegen das 
Gletscherende vorrückte, illustriert die Fig. 58 (a. v. S.)i welche nach einer 
Zeichnung von Herrn Prof. Finsterwalder die Längsprofile der Glet- 
schermitte in den aufeinanderfolgenden Stadien darstellt, 1898 hatte die 
Anschwellung das Ende des Gletschers erreicht, das damals um 1070 m 
unterhalb des Steinlinienprofils lag; sie war also mit einer durchschnitt- 
lichen jährlichen Geschwindigkeit von 240 m pro Jahr abwärts gewandert, 
während die maximale Eisgeschwindigkeit im Profil erst 177 m betrug. 
Die Eismassen am Gletscherende wurden demnach infolge des ge- 
steigerten Druckes aufgestaut und schneller bewegt, lange bevor die 
aus der Sammelmulde ausfließenden großen Eismengen in die Nähe des 
Gletscherendes kamen. Die Schwellung schreitet also rascher 
vor, als der aus dem Firnfeld kommende Massenzuwachs. 

Was nun besonders auffallend war, das ist der Umstand, daß die 
Höhe der Gletscheroberfläche im Profil der Steinreihen sich nur um 
wenig mehr als durchschnittlich 10 m geändert hat. Diö stärkste Auf- 
treibung erfolgte bis 1897; dann begann die gewaltige Steigerung der 
Geschwindigkeit von 177 auf 280 m, welcher eine Senkung der Ober- 
fläche bis zur Profilhöhe von 1893 folgte, die im Jahre 1899 fast wieder 
erreicht war; von 1899 bis 1900 reduzierte sich die Geschwindigkeit 
auf 208 m und bis 1901 stieg sie wieder auf 220 m, während gleich- 
zeitig die Höhe der Oberfläche im Meßprofil wieder gesteigert wurde 
und den Betrag von 1897 teilweise übertraf. Rechnet man recht günstig, 
indem man den Querschnitt des Gletschers zur Zeit seines 1893 er 
Minimalstandes im Profil der Steinlinien klein annimmt, so macht die 
Vergrößerung, welche derselbe bis 1897 erfuhr, iingefähr 20 Proz. 
und die von 1893 bis 1900 erfolgte höchstens 25 Proz. aus. 
Und dieser geringen Zunahme entspricht eine Geschwindigkeitsver- 
größerung auf das 16- bis 17 fache! Man ist zunächst versucht, die 
Bewegung des Eises während dieses Vorstoßes mehr als eine gleitende, 
denn als fließende zu betrachten, um diese abnormen Bewegungsunter- 
schiede zu begreifen. Allein sowohl die Abnahme der Geschwindigkeit 
gegen das Gletscherende, als die gegen die Bänder belehrt sofort, daß 
die fließende Bewegung noch deutlicher zum Ausdruck kommt, als bei 
dem ruhig strömenden, stark reduzierten Gletscher von früher. 

So entspricht der Achsengeschwindigkeit von 220 m von 1900 bis 
1901 eine Geschwindigkeit von 45 m in der Nähe des Bandes und die 
Gestalt, welche die im Laufe eines Jahres durchgebogene Steinlinie zeigt, 
gleicht vbUkommen der Linie, welche man erhält, wenn man mit ent- 
sprechender Vergrößerung die Geschwindigkeiten von 1889 bis 1891 
bei unveränderter Entfernung der Nummemsteine aufträgt. Die Ver- 
zögerung der Bewegung gegen den Band ist im Verhältnis allerdings 



Verlauf des Vorstoßes. 301 

etwas kleiner, als sie beim langsam bewegten Gletscher war. Damals 
war das Verhältnis von Rand- zu Mittelgeschwindigkeit 2 : 17, während 
des Vorstoßes war es etwa 1 : 6. 

Die enormen Greschwindigkeiten, mit welchen sich das Eis des Ver- 
nagtf emers bei diesen Vorstößen Terschiebt , ' sind auch schon durch 
einige Messungen festgestellt worden, welche der damalige Besitzer der 
Rosenhöfe, Nikodemns Elots, Tön ].842 bis 1845 anstellte, um das 
gefahrdrohende Anwachsen der vereinigten Gletscher des Vemagttales 
Terfolgen zu können. Er beobachtete allerdings nur das Vorrücken des 
Gletscherendes, das yon 1842 an in den engen Vemagtgraben hinein- 
gepreßt wurde und fand: 

1844 vom 2. bis 9. April eine Verschiebung von 8,8 m tägl. 0,5 m 
^ erste Hälfte des Juni „ „ .0,6 
„ vom 18. Juni bis 21. Aug. „ „ 60 m n 0,9 

, 21. Aug. „ 18. Okt. , * 65 » , 1,2 

. , 18. Okt. „ 3. Jan. « . 157 , « 2,1 

1845 , 3. Jan. „ 19. Hai „ , 450 . . 3,3 . 
, , 19. Hai „ 1. Juni „ ,150 „ „ 12,5 „ 

Es zeigen also auch diese Aufeeichnungen, daß die Geschwindigkeit 
im Vorrücken des Gletschers anfangs klein ist, später aber immer größer 
wird, um schließlich zu ganz außerordentlichen Beträgen anzuwachsen. 
TÄeht man in Betracht, daß zur Zeit des Bewegungslnaximums während 
des jüngsten, unbedeutenden Vorstoßes schon 80 cm tägliche Geschwindig- 
keit in dem breiten Steinlinienprofile des V^magtgletschers herrecfate 
und daß die vereinigten Eismassen des Vemagt- und Guslarferners im 
Vemagtgraben eine bedeutende Querschnittsyermindelrung erfahren, so 
begreift man, daß während der großen Vorstöße das Eis mit einer 
Schnelligkeit dem Rofentale zueilt, welche sonst nur von Aueläufem des 
grönländischen Inlandeises bekannt ist. 

Ein ähnliches Anwachsen der Geschwindigkeit, wenn auch nicht 
bis zu so großen Beträgen, wie am Vernagtferner, wurde bei dem letzten, 
nach 1892 begonnenen Vorstoße des Gliederferners beobachtet. Die 
Steinlinie, welche von den Brüdern Gg. und S. Finsterwalderim Jahre 
1885 gelegt wurde, ergab bis 1887 für die am schnellsten bewegten 
Steine eine jährliche Verschiebung von 14 m. In der Zeit von 1887 
bis 1892 betrug sie 22 m; von 1892 bis 1897 40 m, von 1897 bis 1898 
36 m. Diese Geschwindigkeit scheint das Eis auch für die folgenden 
Jahre beibehalten zu haben. Die Schnelligkeit ist also annähernd ver- 
yierfacht worden, hat sich aber für weit längere Zeit auf dem Höchst- 
betrage gehalten, als es beim Vemagt der Fall war. Auch hier hat sich 
übrigens gezeigt, daß die Schwellung viel schneller yorrückte, als das Eüs 
selbst, denn 1887 bis 1892 waren die Geschwindigkeitsmarken um 110 m 
Torgerückt, während die Schwellung 220 bis SlOm weit geeilt war; bis 
1895 betrug der Weg der Marken 350 m, jener der Schwellung 550 m. 
Das Vorrücken des Endes betrug 1892 bis 1897 17m, 1897 bis 1899 18m. 



302 Neunter Abschnitt. 



Oletsoherkatastrophen. 

In unmittelbarem Zusammenhange mit den Vorstößen, welche die 
Gletscher zu gewissen Zeiten ausführen, stehen an einzelnen Orten der 
Hochgebirge Ereignisse, die durch außerordentliche Verwüstung von 
Kulturland, und andere bedeutende Schäden, die sie yerursachten, die 
Bewohner der Hochtäler in Aufregung versetzten, so daß die Erinnerung 
an sie in der mündlichen und schriftlichen Überlieferung wach gehalten 
wurde. Es sind die Abstürze großer Eismassen, die sogenannten 
Gletscherlawinen, die in einzelnen Tälern großes Unheil anrichteten, 
andererseits die Ausbrüche von Stauseen, die sich hinter yielen 
Gletscherzungen bilden, von denen hier die Rede sein soll. Wie 
oben schon hervorgehoben wurde, haben wir gerade derlei Ereignissen 
die älteste Kunde über zeitweise größere Ausdehnung der Gletscher zu 
verdanken. 

Gletscherlawinen. Sind auch die Ursachen für die Bildung der 
Gletscherlawinen nicht immer die nämlichen und die Erscheinungen, 
welche beim Absturz großer Eismassen eintreten, je nach der Örtlichkeit 
verschieden, so bleibt doch deren Grundzug überall der gleiche und 
es genügt, um ein Bild desselben zu geben, eine dieser Katastrophen 
etwas ausführlicher zu beschreiben. Ich wähle dazu den Eisrutsch 
vom Altelsgletscher, welcher am 11. September 1895 stattfand 
und unter anderen von L. du Pasquier im Jahrbuch des Schweizer 
Alpenklubs eingehend besprochen wurde. Bei dem Abbruch und dem 
Absturz der Eismassen aus einer Höhe von 2670 bis herab zu etwa 
1900 m kamen sechs Menschen und 160 Stück Vieh um; 10 ha Wald- 
fläohe wurden gänzlich verwüstet und eine Alpe von mehr als 100 ha 
unter einer 3 bis 4 m dicken Eis- und Schuttdecke begraben. 

Die etwa 1 50 bis 200 m breite, etwa 800 m lange Zunge des Alteis- 
gletschers, deren Ende bei 2670 m lag, riß in der Höhe von 3100m 
an einer im Halbkreis von etwa 550 m Durchmesser gebogenen Fläche 
von dem übrigen Gletscher ab. Die Eismasse, welche auf ziemlich 
gleichmäßig, unter etwa 30^ geneigten Kalkfelsen lag, setzte sich an- 
fänglich langsam in gleitende, nach einigen Sekunden in beschleunigte 
Bewegung und es genügte die Zeit von wenig mehr als einer Minute 
zur Durchmessung der etwa 3 km langen Sturzbahn. Das abgetrennte 
Gletscherstück brach während des Sturzes in sich zusammen, ward zu 
einem Haufwerk von Eisblöcken und kam als ein Gewirr von Trümmern 
in rasender Eile über die steilen Felsplatten stromartig herabgesaust. 
Über 4 Mill. m^ wurden auf 120 ha der Spitalmatte abgelagert; 275 ha 
betrug die Fläche des Streuungsbereiches, innerhalb dessen mehrere m*"^ 
haltende Eistrümmer in weiten Bogen herumgeschleudert und am 
gegenüberliegenden Berghang hoch oben abgesetzt wurden. Die Ab- 



Gletsoherkatastrophen. 303 

lagerung, in welcher Steine und andere Fremdkörper spärlich vorkamen, 
erinnerte die Mitglieder der Untersuchungskommission an den Eisstoß 
eines Flusses. Den letzten Teil ihres Weges hatte die Lawine in freier 
Luft zurückgelegt und die dahei zusammengepreßte, von dem Eise her<- 
getriebene Last war es, welche die Bäume nahe dem Boden abbrach 
und in Beihen umlegte. 1782 war schon eine ähnliche Katastrophe 
eingetreten. Wie kam der Bruch, oder vielmehr das Lolireißen dieser 
ganzen Gletschermasse zu Stande? A. Heim und F. A. Forel glauben 
die Ursache in der durch drei Wochen abnorm hohen Lufttemperatur, 
einer dadurch bewirkten Erhöhung der Bodentemperatur und einer 
Höherlegung der 0- Isotherme zu sehen. Der kleine Hängegletscher 
wurde bis zu größerer Höhe, als sonst, vom Fels, an den er festgefroren 
war, losgetrennt und der Bruchquerschnitt war deshalb zu schwach, um 
dem Zuge der steil herabhängenden Masse zu widerstehen. 

L. du Pasquier fand durch Vergleich von Photographien, daß 
der Gletscher von 1881 bis 1887 und 1893 ständig gewachsen war; 
dies hatte eine Vergrößerung des Gewichtes der untersten Zungenpartie 
zur Folge, welche durch entsprechende Ernährung von oben nicht aus- 
geglichen wurde; der Bruchquerschnitt konnte daher dem mächtigeren 
Zuge keinen genügenden Widerstand leisten. Diese letztere Erklärung 
scheint mir den Vorzug vor der anderen zu verdienen. 

Ein Gegenstück zu den Verheerungen, wie sie durch die Gletscher- 
lawine des Alteis hervorgerufen wurden, bilden die wiederholten Zer- 
störungen, von denen das Dorf Ran da im Tale von Zermatt heimgesucht 
wurde. Der Biesgletscher, welcher von dem vom Weißhom (4512 m) 
südwärts ziehenden Kamme gegen Osten herabfließt, kommt aus ziemlich 
steiler Fimmulde; seine zerrissene Zunge geht über zwei Gefällbrüche 
mit einem mittleren Neigungswinkel von 42^ zu Tale. Ein dritter, sehr 
starker G^fällbruch wird bei Gletscherhochstand vom Ebe in der Weise 
passiert, daß fortwährend einzelne Stücke losbrechen und unter der 
Wand sich sammeln. Ist die von oben nachgeschobene Menge sehr be- 
deutend, so finden die Eistrümmer nicht mehr genügenden Platz unter 
der Wand; sie stürzen dann über die noch mehrfach abgestufte Berg- 
flanke auf den Boden des Tales. Gegenüber auf dem Schwemmkegel 
des Bandaer Baches liegt Banda, das bei starken Eisstürzen unter dem 
die Lawine begleitenden Luftstoße zu leiden hat. Da die Visp hin- 
reichende Wassermengen führt und der Talboden weit und flach ist, so 
konnten bisher immer die unten angekommenen Eismassen fortge- 
schwemmt werden, ohne daß sie das Wasser des Baches besonders auf- 
gestaut hätten. 

Ein weiteres Beispiel solcher Gletscherlawinen ist der 1901 erfolgte 
Absturz eiaer großen Eis- und Felsmasse vom Fletschhorn über den 
Roßbodengletscher. Über 2 Mill. m' kamen aus einer relativen Höhe von 
2300 m herab und bedrohten das Dorf Splügen mit großer Gefahr; 
durch Wälder aufgehalten, blieben sie oberhalb des Dorfes liegen. 



804 Ifeonter Abtohnitt. 

Im Tal de Bagnes, wo der Gi^irozgletscher mit steilem Ende ab- 
bricht, ist die Situation etwas anders. Wenn der Gletscher w&ohst, 
schiebt er bedeutende Msmengen über steile Wände hinunter in das 
enge, schluchtartige Tal der Dranse. Dort bildet das Eüs einen regene- 
rierten Gletscher, welcher das Tal absperrt und einen See anstaut. 
1818 hatte sich ein solcher von sehr bedeutenden Dimensionen hinter 
dem Eisdamme gebildet, der, um- das Tal vor einer verheerenden 
Überschwemmung su schützen, unter Leitung des Ingenieurs Venetz 
mit Hilfe eines Stollens durchbohrt werden sollte. Der AbflulS durch 
den Stollen vollzog sich anfänglich in der vorausgesetzten Weise. Nach 
drei Tagen aber brach der Eisdamm infolge des bedeutenden Wasser- 
druckes; binnen einer halben Stunde waren 60 MilL m' Wasser mit 
rasender Geschwindigkeit ins Tal hinausgeschossen, in welchem das 
entfesselte Element alle Dammerde und Ackerkrume fortschwemmte, 
mehr als 600 H&user vernichtete und einen Schaden von mehr als eine 
Millionen Franken verursachte. Noch mehrere Jahre wiederholten sich 
diese Seedurchbrüche. 1822 unternahm es Venetz nochmals, den Eis- 
damm zu zerstören und die Seeentleerung unschädlich zu machen. Er 
leitete die am Berge Alia herunterrieselnden und am Felsen etwas er- 
wärmten Wasserläufe mit hölzernen Rinnen auf den Gletscher, wo sie 
tiefe Kanäle einschmolzen, durch welche 800 bis 1000 m* große Eisstücke 
abgelöst wurden. Bei ihrem Falle zerbrachen sie in Backen, welche 
von dem aus dem See überlaufenden Wasser der Dranse fortgeschwemmt 
werden konnten. Diese Arbeit wurde bis 1824 fortgesetzt und der 
ganze Eiskegel auf diese Weise zerstört. Zur Verhütung ähnlicher Eiv- 
ansammlungen baute Venetz Schwellen, welche bei der Sturzstelle des 
Gi6trozgletschers quer durch die Talsohle der Dranse gingen und eine 
Verbreiterung der Wasseroberfläche bewirkten, welche so groQ wird, 
daß sie von dem herabfallenden Eis nicht mehr frei überwölbt werden 
kann« Das Eis ist mit dem Wasser ständig in Berührung und sobald 
die Eismassen soweit vorgeschoben werden, daß sie auf 2 bis 3 m über 
dem Wasser, das sie unterwühlt hat, frei schweben, brechen sie ab und 
werden vom Wasser fortgeführt. 

Seit 1826 hat sich diese Einrichtung vollkommen bewährt. 

Stauseen. Wir haben es in dem Falle mit einer Gletscherlawine 
zu tun, welche eine Seeanstauung im Gefolge hat. In den meisten 
Fällen bilden sich aber die Stauseen auf andere Weise. Ein typisches 
Beispiel dafür ist der zeitweise bestehende Hof euer See, der sich zu 
Zeiten hohen Standes des Vemagtferners bildet, wenn dessen Eismasse 
ins Rofental hinausgeschoben wird und den Schmelzwassern des Hoch- 
joch- und Hintereisfemers den Abfluß wehrt. Seit 1600 sind nicht 
weniger als acht Ausbrüche dieses Stausees erfolgt, welche zum Teil 
sehr bedeutende Schädigungen des ötztales veranlaßten. 

Ähnliche improvisierte Seen bilden sich, wenn der vorrückende 
Zufallfemer im Martelltale den Abfluß des Langenfemers anstaut und 



OletBoherkatastropheu. 305 

auch die Ausbrüche dieser angehäuften Wassermengen haben im Tale 
arge Verheerungen erzeugt. Seit 1891 hat man das durch zwei vorher- 
gehende Ausbrüche verwüstete Tal durch eine „Klause^, eine Talsperre, 
gegen weiteres derartiges Unglück geschützt Im Ridnauntal (Stubai), 
wo der Übeltalfemer den Senneregertenbach zeitweise anstaut, hat man 
schon seit langen Jahrzehnten eine solche Talsperre am Aglsboden 
angelegt. 

Etwas anderer Art ist der Stausee, der sich beim Hochstande des 
Allalingletschers im Saasertal bildet. Der vorschreitende Gletscher 
selbst verhindert den Mattmarksee am regelmäßigen Abfluß; dieser 
wächst bedeutend an, und beim Durchbruch des Eisdammes erfolgen 
große Überschwemmungen im Saaser- und auch noch im Rhonetal. 

Der Buitorsee im Yal des Oselettes, der Langtaler Eissee im Gurgler 
Tal sind weitere Beispiele von Stauseen, welche zeitweise Grefahren für 
ihre Abflußgebiete bringen und deren Existenz in erster Linie auf Hoch- 
stände von Gletschern zurückzuführen ist. 

Es kommen jedoch auch Stauseebildungen bei gleichbleibendem 
oder gar bei schwindendem Gletscher vor. Zwischen Otemma- und 
Grete-s^che- Gletscher im Bagnetal z. B. bildete sich 1894 ein See da- 
durch, daß der normale, unter dem Otemmagletscher durchziehende 
Abfluß des Crlte-s^che-Gletschers durch irgend eine Ursache gehemmt 
wurde. Am 28. Juni 1894 und am 18. Juni 1895 erfolgten Ausbrüche 
des Sees, von denen der erstere stark verheerend wirkte. 1898 wieder- 
holte sich das Ereignis des Seeausbruches; die Flutwelle, welche in 
der Dranse und der Bhone bis zu deren Mündung in den Genfer See 
verfolgt werden konnte, war bedeutend großer als die von 1894. 

Der schönste der alpinen Gletscherstauseen, der Märjelensee am 
großen Aletschgletscher, wird ziemlich häufig durch Verstopfung des 
normalen Abflusses vergrößert. Nach einiger Zeit genügt dann der 
Druck des Wassers, um das Hindernis zu beseitigen und einer großen 
Wassermenge rasch freien Durchgang unter dem Gletscher zu ver- 
sohaSen. In seinem höchsten (bekannten) Stande hatte der See eine Ober- 
fläche von 0,445 km^ und einen Inhalt von 10,4 Mill. m^. Bei niederem 
Stande (1878) wurden 0,11km* und 180000 m' gemessen. Gewöhn- 
lich findet ein allmähliches Abfließen des Sees an seiner Westseite durch 
den Aletschgletscher nach der Massa hin statt. Wenn jedoch dieser 
Abfluß gehemmt war und infolgedessen der Seespiegel bis zur Höhe 
der bei der Märjelenalp gelegenen Einsattelung stieg, lief der See öst- 
lich ins Fiescher Tal über. Von Zeit zu Zeit pflegte sich das angefüllte 
Seebecken fast plötzlich ganz oder teilweise zu entleeren, wobei sich das 
Wasser durch und unter dem Aletschgletscher gewaltsam Bahn brach 
und das Bhonegelände unterhalb der Massamündung überflutete. Es 
war stets zu befürchten, daß einmal ein Seeausbrucfa zeitlich mit hohem 
Rhonestand zusammenfallen könnte, was dann die Bfaonekorrektion in 
unabsehbarer Weise geschädigt hätte. Um diese Gefahr abzuwenden, 

Heß, Die Oletsoher. 20 



306 Neunter Abschnitt. 

ist an der Ostseite des Sees unter der Märjelenalp ein Stollen ein- 
getrieben worden, durch welchen der See einen kontinuierlichen Abfluß 
erhält, sobald sein Spiegel die Höhe des Stollens erreicht hat. Am 9. Juli 
1892 fand eine plötzliche Entleerung des Sees statt, wobei die in der 
Ehone entstandene Hochflut in Sitten vom Limnographen aufgezeichnet 
wurde. Um 1 h p. m. hatte die Rhone ihren normalen Stand mit 5,22 m; 
um 1 h a. m. am 10. Juli erreichte sie das Maximum mit 6,60 m und 
bis 1 h p. m. desselben Tages sank sie auf 5,30 m zurück. 

Eine besondere Stellung unter den Gletscherkatastrophen nimmt 
die von St. Gervais (12. Juli 1892) ein. Sie wurde, wie nach dem 
gemeinsamen Berichte von J. Yallot, A. Delebecque und L. Duparc 
als sicher angenommen werden kann, durch den plötzlichen Durchbruch 
von etwa 100000 m^ Wasser veranlaßt, welche in zwei miteinander 
kommunizierenden Höhlungen am Ende des TSte rousse-Gletschers an- 
gesammelt waren. Aus einer Höhe von etwa 3100m sttLrzte die 
Wassermenge, Eis und Geröll mit sich reißend, in das Tal des Bionnassay- 
gletschers, floß zwischen diesem und der Talwandung durch und ver- 
größerte sich dabei durch Aufnahme von Schmutz, Schutt und Blöcken 
auf eine Gesamtmasse von etwa 800 000 m^ welche, in dem engen Tal 
von Bionnassay angekommen, das Dörfchen Bionnay, die Bäder von 
St. Gervais zerstörte und eine große Zahl Menschen vernichtete. Die 
Höhlungen am Tete rousse- Gletscher sind nach Yallot und Delebecque 
durch Grundspalten entstanden, die sich im Eise des kleinen Gletschers 
da bildeten, wo dasselbe über eine kleine Schwelle im Gestein bewegt 
wird. Das Schmelzwasser des Gletschers fand an dieser Schwelle ein 
Abflußhindernis, und deshalb wurden die Grundspalten mehr und mehr 
erweitert, bis die eine intraglaziale Höhle gebildet war, die mit der 
zweiten, bis an die Gletscheroberfläche reichenden und dadurch mit der 
Luft in Verbindung stand. 

Die nach dieser Erklärung anzunehmende Fortführung von Grund- 
spalten bis zur Gletscheroberfläche halte ich für wenig wahrscheinlich. 
Die bildlichen Darstellungen, welche dem Berichte der drei Gletscher- 
forscher beigegeben sind, lassen die Annahme zu, daß die zwei Höhlungen 
durch das von der Gletscheroberfläche, nicht vom Gletschergrund 
kommende Schmelzwasser gebildet wurden. Es erinnert besonders der 
Längsschnitt durch den Gletscher an eine Gletschermühle, deren Ein- 
strömungsöSnung durch die Abschmelzung stark erweitert wurde. Sobald 
der Abfluß unter dem Eise durch irgend eine Ursache gehemmt war, 
konnten die bei der großen Höhenlage des Gletschers spärlichen Schmelz- 
wasser in der Höhlung angesammelt werden, bis ihr Druck genügte, um 
die durch die Abschmelzung stark reduzierte Eiswand zu durchbrechen. 

Die Verheerungen, welche der Devdorakgletscher im Kaukasus 
zeitweise hervorruft, sind auf Gletscherlawinen zurückzuführen, welche 
Stauungen des Terek verursachen; diese Katastrophen sind also denen 
des Gi^trozgletschers im Bagnetal vergleichbar. 



Gletscherkatastrophen. 307 

Völlig andere Ursachen als die bisher angeführten haben das ge- 
waltige Unglück herbeigeführt, durch welches im Juli 1902 die Bäder 
von Eermadon an den heißen Quellen im Genaldontal des Kaukasus 
zerstört wurden und Hunderte yon Heilung Suchenden ums Leben kamen* 
Kach N. Y. Poggenpohl, der die Gegend zum Zwecke von Gletscher^ 
Untersuchungen bereiste, kamen am 16. und 19. Juli zwei Gletscher- 
lawinen aus den Fimfeldem auf der Nordseite des Grimarai-Choch, 
welche auf ihrem Wege Ton 1 km Länge bis zum Ende des Genaldon- 
gletschers alles zerstörten. Da die Neigung des Berghanges und die 
Ausfüllung des Firnfeldes zur Erklärung der Bildung dieser Lawinen 
nicht ausreichen, nimmt Poggenpohl als Ursache ein Erdbeben an, 
das den Abbruch der Schnee- und Eismassen yeranlaßte. 

Es ist außer Zweifel, daß auch in anderen Gletschergebieten ähn- 
liche Ereignisse auftreten; doch erfreuen sich diese Regionen nicht der 
zahlreichen Bevölkerung und intensiven Kultivierung wie die unterhalb 
der Alpengletscher gelegenen Landstriche. Daher haben wir auch ge- 
ringe Kunde über Erscheinungen, wie Ausbrüche von Stauseen usw., die 
dort vorkoinmen. 



20* 



Zehnter Abschnitt 

Theorie der Grletseherbewegung. 

Entwickeltmg der Ansichten über das Wesen der Gletscher. Dilatations-« 
theorien; Ansichten von Scheuchzer, Oharpentier, Hügi, ForeL Theo- 
rien, welche die Schwerkraft als treibendes Agens voraussetzen: Ansichten 
von Altmann, Grüner, Bordier, Besson, Bendu; Forbes* Theorie. 
Begelationstheorie : J. Thomson, Tyndall, Helmholtz. Präzisierung der 
Begriffe Zähigkeit und Plastizität. Wachstum des Gletscherkoms nach 
Hagenbach - Bischoff u. Emden. Die Plastizität ist eine molekulare 
Eigenschaft. Drygalskis u. Crammers Ansichten. Wasser im Haar- 
Bpaltennetz. Zusammenfassung. Mathematische Theorie: Versuche von Odin 
u. de Marchl; Finsterwalders ßtrömungstheorle. Anwendungen der- 
selben: Jahreszeitliche Schwankungen; langsam abschmelzender Gletscher; 
vorschreitender Gletscher; Empfindlichkeit der Gletscher gegen Klima- 
änderungen. Allgemeine Theorie der Gletscherschwankungen. Finster- 
walders mathematische Darstellung der Forel-Bichter sehen Theorie. 



Ansammlung des festen atmosphärischen Niederschlages in dem 
Fimgebiete, allmähliche Umwandlung des leichten lufthaltigen Schnees 
in dichtes, klares Eis, langsame Abwärtsbewegung desselben in die 
Region wärmerer Luft, in welcher die auf der Schmelztemperatur 
befindliche Eismasse in den flüssigen Zustand übergeführt wird, das 
ist der Vorgang, der sich in den Gletschern abspielt. Rätselhaft 
erscheint uns an demselben die Bewegung des scheinbar starren Eises, 
von dem jedes kleine Bruchstück spröde und hart ist, wie jedes Stück 
Seeeis, das während des Winters im Flachlande entstand. Wie sollen 
wir uns die Bewegung dieses starren Körpers denken, mit welchen be- 
kannteren Vorgängen sie vergleichen, auf welche Ursachen sie zurück- 
führen? Die Beantwortung dieser Fragen hat seit dem Beginn der 
Gletscherforschung das Interesse und den Scharfsinn der hervorragend- 
sten Physiker in Anspruch genommen; je nach dem Stande der Wissen- 
schaft fiel sie verschieden aus. Je geringer die Kenntnis der physika- 
lischen Eigenschaften des Eises im allgemeinen und des Verhaltens der 
Gletscher im besonderen war, um so einfacher waren die Hilfsmittel 
die zu den Erklärungsversuchen herangezogen wurden, um so freier 
war aber auch die Bahn für Spekulationen aller Art. In buntem 
Wechsel sehen wir Theorien auftauchen, die andere verdrängen und bald 



Theorie der Gletsoberbewegung. 309 

selbst dem gleichen Schicksale verfallen. Bald wird die Schwerkraft und 
ein durch sie herbeigeführtes Herabgleiten des Eises auf der geneigten 
Unterlage als ausreichend zur Erklärung befunden, dann spielt wieder 
die Schwere eine ganz nebensächliche Rolle, während die Ausdehnung, 
welche das in die großen Spalten, sowie in die Haarspalten ein- 
gedrungene Schmelzwasser beim Oefrieren erfährt, als eigentliche Ur- 
sache des allmählichen Abwärtsschiebens der Gletschermasse angesehen 
wird. Später, als die Yerzögenmg, die das Eis am Rande erfährt, 
durch genauere Greschwindigkeitsmessungen festgestellt war, als sich die 
Ähnlichkeit der Gletsoherbewegung mit der des fließenden Wassers 
aufdrängte, verglich man dieselbe mit der Bewegrung zähflüssiger, dick- 
flüssiger oder schlammartiger Massen, die sich über schiefe Flächen 
abwärts wälzen. Man schrieb dem Eise Plastizität zu, vermöge 
deren es durch Druck all die Gestaltsänderungen durchmachen kann, 
welche wir an großen Gletschern verfolgen können, und da genauere 
Kenntnis über das Verhalten des Eises gegenüber drückenden und 
ziehenden Kräften fehlte, so begann zunächst der Streit über die Ursache 
der Plastizität, die die einen in einem Weich werden des Eises mit An- 
näherung an den Schmelzpunkt suchten, die anderen in innerer Ver- 
flüssigung, welche entweder auf größere Massen oder nur auf einzelne 
Stellen in der Berührungsfläche der Gletscherkömer sich erstreckt. 

Betrachten wir zunächst kurz die Jetzt allgemein verlassenen 
„Dilatationstheorien'', um die wesentlichsten Gründe kennen zu lernen, 
welche gegen dieselben sprechen. 

Scheuchzers Ansicht über die Ursache der Gletscherbewegung 
ist folgende: 

Es muß das vom Rücken der vereisten Berge und Felsen ab- 
fließende Wasser, wenn es in den Sprüngen und Lücken des Eises sich 
sammelt und darin gefriert, weil es in diesem Zustande einen größeren 
Raum einnimmt, nach allen Seiten drängen und denjenigen Gletscher- 
teil, der nach der freien Luft und nach abschüssigen Wänden blickt, 
vorwärts stoßen und mit dem Eise zugleich Sand, Steine und selbst 
größere Blöcke. 

J. de Charpentier (1841) schreibt: Wenn das vom Gletscher 
aufgesogene und von den Sprüngen und Haarspalten durch sein ganzes 
Inneres verbreitete Wasser gefriert, so vermehrt es sein Volumen und 
teilt der ganzen Masse eine Art von Expansion mit. Diese Dilatation 
muß vorzüglich nach der Richtung des geringsten Widerstandes sich 
äußern, also im Sinne des Gefälles und der Dicke des Gletschers. — 
Da das Gefrieren des absorbierten Wassers im Sommer fast jede Nacht 
sich wiederholt und in dieser Jahreszeit kein Rückzug, keine Eontrak- 
tion durch die Kälte entstehen kann, so wäre die Wirkung der auf- 
einander folgenden und so oft wiederkehrenden Expansionen unbegrenzt, 
würden ihr nicht Sonne und Luftwärme durch Schmelzen des Eises an 
der Oberfläche eine Grenze bieten. 



310 Zehnter Abschnitt. 

Hngi, der Entdecker des Gletscherkoms, meint: 
^Die Beweg^ung nnd alle wesentlichen äußeren Erscheinungen sind 
bedingt durch die Entwiokelung der einzelnen Körner in der Gesamt- 
masse, welche von den Fimkuppen an bis zum Ausgange langer 
Gletscher sich von der Linsen- bis oft fast zur Eigröße entvrickeln.*' 

Gegen diese Theorien wurden von Merian (1842) unter anderen 
folgende Gegengründe angeführt: 

1. Nimmt man den ganzen Gletscher als von Wasser durchtränkt 
an, so würde beim Gefrieren dieses Einschlusses die Yolumenyermehrung 
nur Vs ^^ ^U ^®B YolumensTder ausfrierenden Haarspalten betragen; 
die neuen, durch die Ausdehnung entstehenden Haarspalten könnten 
also auch nur V9 ^^^ Volumens der früheren haben, und es müßte nach 
einigen Wiederholungen des Vorganges jede weitere Veränderung un- 
merkbar klein sein, es müßte der Gletscher zu einer völlig kompakten 
Masse werden, wenn nicht fremde Ursachen zur Bildung neuer Haar- 
spalten herangezogen werden können. 

2. Von der Fimlinie an müßte die Bewegung talwärts immer 
größer werden und an dem Gletscherende ein Maximum erreichen, da 
die einzelnen Dilatationen und ihre Folgen in dieser Kichtung sich sum- 
mieren. Die Beobachtung zeigt aber, daß die Geschwindigkeit des 
Eises gegen das Gletscherende hin abnimmt. 

Scheuchzers Ansicht ist nicht haltbar, denn das Wasser, das in 
den Spalten nicht abfließen kann, bleibt in denselben lange Zeit flüssig ; 
nur an der Oberfläche bildet sich in klaren, kalten Nächten eine £Iis- 
decke; außerdem erfolgt das Schließen der Spalten während der Be- 
wegung durch Annäherung der Spalten wände. 

Neben diesen Schwierigkeiten für die Dilatationstheorien, denen 
ich auch die Komwachstumstheorie zurechne, kommen aber noch die 
folgenden in Betracht. 

Es müßte, wenn das Infiltrationswasser gefriert, gleichgültig, ob es 
nach Hagi der atmosphärischen Feuchtigkeit oder nach E. de Beau- 
mont u. a. dem Schmelzwasser der obersten Schichten des Gletschers 
entstammt, eine wesentliche Volumenyergrößerung des Gletschers ein- 
treten, welche in anbetracht der Bewegungshindemisse auf dem Boden 
zu einer mindestens im Frühjahr sehr beträchtlichen Auftreibung der 
Oberfläche führen würde. 

Und dann — wie soll das eingedrungene Wasser zum Gefrieren 
kommen? Der Gletscher stellt, wie es durch die neueren Messungen 
erwiesen ist, eine auf der Schmelztemperatur befindliche Eismasse dar. 
Es fehlt der Anlaß, eindringendes Wasser in den festen Zustand über- 
zuführen, auch wenn dieses die Temperatur des umgebenden Eises an- 
genommen hat. 

VoUständig wurde diesen Theorien von F. A. Forel der Boden 
entzogen, als er 1884 durch sorgfältige InfiltrationsTersuche die Be» 
hauptung der Brüder Schlagintweit bestätigte, daß nur die Haar» 



Theorie der Gletscherbewegnng. 311 

spalten der obersten Gletscherschicht, bis zu 2 bis 3 m unter der Ober- 
fläche, für Infiltrationen wegbar sind. 

Sehen wir Ton verschiedenen anderen, zum Teil recht abent^ner- 
liehen Erklärungsversuchen ab, so bleiben nur mehr diejenigen Theo- 
rien, welche allein die Schwerkraft als treibendes Agens voraussetsen. 

Eine der ältesten derselben ist die von Altmann (1751) und Ton 
Grüner (1760) vertretene Anschauung, nach der der Gletscher als 
Gtmzes talabwärts gleitet. Danach wären Verschiebungen innerhalb 
der Eismasse nicht vorhanden, und höchstens dann wäre diese Meinung 
vom Standpunkte ihrer Urheber aus, denen die Verzögerung an der 
Talwandung unbekannt war, zu verstehen, wenn sie nur auf die aus 
der Fimmulde herauskommende Gletscherzunge allein bezogen werden 
soll. Es ist wenigstens nicht einzusehen, wie die häufig recht be- 
deutenden Querschnittsänderungen, die beim Übergange aus dem 
Sammelgebiete in die Abschmelzregion stattfinden, von einer in sich 
starren Masse bewältigt werden sollten. Saussure teilt im wesent- 
lichen die Ansicht von Altmann und Grüner; er schreibt der Schwer- 
kraft die Bewegung zu, welche in einem „langsamen beständigen 
Gleiten besteht, welches die Eismassen in die niederen Gegenden herab- 
führt und in Tälern bestehend erhält, wo große Bäume und selbst 
reiche Ernten gedeihen können". Er stützte sich dabei wahrscheinlich 
auf die Beobachtung der geschrammten und geschliffenen Felsen« die 
er in .der Nähe der grollen Gletscher fand. Daß er ein Gleiten des 
Gletschers als Ganzes annahm, das keine besonderen Formveränderungen 
erleidet, ist nicht wahrscheinlich und geht übrigens auch daraus her- 
vor, daß Charpentier, Agassiz und Forbes in ihren Kritiken der 
Saussureschen Ansicht diese Formänderungen gar nicht erwähnen und 
nur hervorheben, es müßte beim reinen Gleiten die Bewegung eine 
immer schnellere werden, allermindestens ruckweise eintreten ; es könnten 
nur ziemlich beträchtliche Neigungen von mindestens 8^ das Herab- 
gleiten herbeiführen, während noch bei 3® und selbst viel geringerem 
Gefälle die Bewegrung der Gletscher gemessen wurde; es zeigt sich 
außerdem, daß kleine Gletscher selbst bei 30 und 40^ Neigung noch am 
Boden fest haften und an der Oberfläche sehr langsame Bewegungen 
ausführen. 

Zwar hat Hopkins bei experimentellen Bestimmungen der Rei- 
bung zwischen Eis und Gestein feststellen können, daß eine Bewegung 
des Eises noch bei ganz minimalen Neigungen (40 Minuten) eintritt 
und stetig verläuft; allein es zeigt sich, wie wir später sehen werden, daß 
das Gleiten, das durch die Bearbeitung des Gesteins als erwiesen 
gelten kann, doch nur eine Folge des Fließens ist, als welches wir 
heute die Bewegung des Gletschers betrachen. 

Von Schweizer Naturforschem, die über Gletscher berichten, ist 
A. G. Bordier der erste, welcher die Bewegung der Gletscher mit der 
von zähen Substanzen vergleicht (1773). Er betrachtet den Gletscher 



312 Zehnter Abschnitt. 

wie eine Anhäufung geronnener Masse oder wie erweichtes, hiegsames 
und his zu einem gewissen Grade formbares Wachs. 

Besson sagt in seinem 1780 erschienenen ^^Discours sur l'histoire 
naturelle de la Suisse" : „Sie fließen wie Ströme oder wie Lava, um sich 
in die Täler zu ergießen, wo sie häufig weit unter die Region herab- 
steigen, in welcher der Schnee nicht mehr schmilzt und wo alle Vegeta- 
tion aufhört, um kultiviertes Land zu bedecken. Diese Eisströme 
gehorchen genau den Gesetzen der Flüssigkeiten." 

Beide, Bordier und Besson, sind in der Auffassung, welche sie 
über die Bewegung der Gletscher äußern, Vorläufer von Ren du, der 
60 Jahre später als Besson, nachdem er längere Zeit zwischen den ver- 
schiedenen Dilatationstheorien schwankte, den Gedanken, das Gletscher- 
eis bewege sich wie eine Flüssigkeit, mit ähnlicher Bestimmtheit zum 
Ausdruck brachte wie Besson. Aber während seine Vorläufer nicht 
weiter auseinandersetzten, welche besonderen Beobachtungen sie zu 
ihrer Ansicht geführt haben, stützt er sich auf die Mitteilungen, die 
ihm seine Führer über die geringere Geschwindigkeit, die der Gletscher- 
rand gegenüber der Mitte besitzt, gemacht haben. Er führt diese 
Tatsache auf die Reibung zurück, welche das Eis an der Talwandung 
erfährt. Fast gleichzeitig, zum Teil sogar etwas früher, wurde die 
gleiche Auffassung wieder aufgenommen von Arnold Guyot und 
J. Trümpier. Durch genaue Messungen stellte zuerst Louis Agassiz 
und nach ihm J. D. Forbes fest, daß die Gletschermitte rascher fließt 
als die Randpartien. 

Auf Grund seiner eingehenden, durch mehrere Monate hindurch 
fortgesetzten Beobachtungen am Mer de glace kommt Forbes zu 
einer Theorie der Gletscherbewegung, die er in den Satz zusammenfaßt: 

Ein Gletscher ist eine unvollkommene Flüssigkeit oder ein zäh- 
flüssiger Körper, der auf Abhängen von einer gewissen Neigung ver- 
möge des gegenseitigen Druckes seiner Teile hinabgedrängt wird. 

Er sucht nun zunächst klar zu machen, daß die Behauptung, der 
Gletscher sei eine halbfltüssige Masse, nicht ungereimt ist, und weist 
darauf hin, wie feste Körper unter sehr großen Drucken nachgeben; 
er erläutert, daß eine Eissäule von einigen hundert Meter Höhe ihren 
eigenen Fuß halbflüssig machen muß, und hebt weiter hervor, welch 
bedeutender Unterschied zwischen der Geschwindigkeit des bewegten 
Gletschereises und der bei gleicher Neigung und gleicher Masse 
millionenmal größeren Geschwindigkeit fließenden Wassers ist. Von 
den Sätzen über die Bewegung von Flüssigkeiten in Kanälen führt er 
folgende an: 

Darin stimmen alle überein, daß eine Flüssigkeit, wie z.B. Wasser, 
schwer and nicht sehr zähe, sich auf einer geneigten Fläche oder in 
einem Kanal mit einer Schnelligkeit bewegt, die mit der Neigung 
wechselt und sich also von einem Punkte des Kanaldurchschnittes zum 
nächsten ändert. Der Teil des Stromes, der sich am raschesten bewegt, 



Theorie der Gletsoherbewegxmg. 313 

ist die Oberfläche und der mittlere Teil der Masse. Die Geschwindig- 
keit Termindert sich an der Oberfl&che gegen die Seiten hin nnd von 
der Oberfl&che gegen den Boden. 

Die Ursache dieser Yermindening schreibt man der Reibung zu, 
welche die unmittelbar mit Seiten und Boden des Bettes in Berührung 
kommenden Teile zurückhftlt, und dann der Adhäsion dieser Teilchen 
an ihren Nachbarn, d. h. der Zähigkeit, welche dieses Zurückhalten 
durch gewisse unbekannte Abstufungen der unteren Flüssigkeitsmasse 
mitteilt. 

Es ergibt sich also: 

I. Die Mitte und die Oberfläche des Stromes bewegen sich schneller 
als die Seiten und der Boden, hauptsächlich wenn die gegenseitige 
Beibung der flüssigen Teile geringer ist als die an den Seiten des 
Kanals. Ist dies nicht der Fall, ist die Reibung der Masse gegen die 
stützende Umrahmung geringer als die Reibung, die zwischen den 
einzelnen Teilchen besteht, so wird die Masse in ihrem Bette gleiten 
und als fester Körper sich bewegen. Findet eine gewisse Beweglich- 
keit zwischen den einzelnen Teilchen statt, so wird die Masse, während 
sie über ihr Bett dahingleitet, zu gleicher Zeit die relative Lage ihrer 
Teilchen ändern — sie wird sich teils als fester Körper, teils als 
Flüssigkeit bewegen. Wir können sie eine halbfeste oder halbflüssige 
Masse nennen. 

IL Daraus geht heryor, da£, Je gröQer die Zähigkeit der Flüssig- 
keit ist, um so geringer die Verzögerung der Seiten und des Bodens 
gegen die Mitte hin, und die aUgemeine Schnelligkeit des Stromes wird 
mehr durch die Grenze der Beweglichkeit der Teile geregelt. 

in. In jedem FaUe findet die größte Verschiedenheit der Geschwin- 
digkeiten in der Nähe der Seiten und des Bodens eines solchen Stromes 
statt, während die höheren Teile sowie die Mitte sich ziemlich gleich- 
förmig miteinander fortbewegen. 

IV. Die Differenz der Geschwindigkeiten an der Oberfläche und 
am Boden hängt von der wirklichen Geschwindigkeit des Stromes ab 
und nimmt mit derselben zu. Das Verhältnis scheint der Quadrat- 
wurzel aus der Geschwindigkeit proportional und von der Tiefe unab- 
hängig zu sein. 

V. Die Geschwindigkeit des strömenden Wassers wächst mit dem 
Gefälle. Ist das Bett sehr geneigt, so fließt der Strom reißend; gelangt 
derselbe hingegen in eine Bucht, so wird das Wasser gestaut und das 
Gefälle vermindert. 

VI. Verursacht irgend ein Umstand eine Änderung der Zähigkeit 
oder Konsistenz, so werden sich alle Phänomene im Verhältnis ändern. 
So ist warmes Wasser weniger zähe als kaltes, und aus einem Gefäß 
mit enger Öffnung fließt es um so leichter, je wärmer es ist. 

Das sind die Sätze, in denen Forbes seine Gletschertheorie formu- 
liert; sie sind in direktem Anschluß an die von Dubuat für das 



314 Zehnter Absolmitt. 

strömende Wasser angegebenen Sätze aufgestellt, aber Forbes nimmt 
Jeden einzelnen als ganz analog für den Gletscher gültig an; wenn er 
auch die Greschwindigkeitsabnahme gegen den Boden hin nicht experi- 
mentell zu bestimmen vermochte, so besteht für ihn an deren Ejdfltenz 
doch kein Zweifel. Im wesentlichen können die hier mitgeteilten, aof 
die Verhältnisse des Gletschers übertragenen Sätze auch heute noch 
aufrecht erhalten werden. Ja es hat allen Anschein, als ob wir auch 
den Satz VI recht wohl benutzen dürfen, um so außerordentliche 
Schwankungen in der Geschwindigkeit der Eisströme zu erklären, wie 
sie gelegentlich des YemagtfemerYorstoßes beobachtet wurden. Die 
Plastizität, die Zähigkeit, ist dem Elise seit Forbes nicht mehr ernstlich 
abgesprochen worden; aber für lange Jahre war die Weiterbildung der 
Gletschertheorie darauf beschränkt, zu erklären, auf welche Weise das 
Fis diese Eigenschaft erlangt, vermöge deren es all die verschieden- 
artigen Deformationen durchzumachen vermag, denen es bei der Be- 
wegung im Gletscherbett unterworfen wird. 

Tyndalls schöne Versuche, durch die er uns lehrt, unter ge- 
eigneten Drucken dem Eise beliebige Formen zu erteilen, üelmholts* 
Fortsetzung dieser Experimente, J. Thomsons Erklärung der Bewegung 
durch teilweise Verflüssigung und Regelation, Maxwells schärfere Be- 
stimmung des Begriffes Plastizität, das sind die nächsten Fortschritte, 
welche zu einer Weiterbildung der Gletschertheorie gemacht wurden. 
Es sind immer noch die qualitativen Grundlagen, um die es sich han- 
delt, und bei den Erörterungen derselben schwankt die Größe des 
Massenelementes in dem Haufwerk von Eistrümmem, das der Gletscher 
darstellt, zwischen der der gewaltigen Blöcke, die durch die Zerklüftung 
in den Eisbrüchen entstehen, und der von Gletscherkömem. 

In dem Zusätze zu einem Vortrage, den Helmholtz 1865 über 
„Eis und Gletscher*' hielt, sagt er, nachdem er die Anwendbarkeit von 
James Thomsons Erklärung der Gletscherbewegung bezweifelt hat: 
,,Daß dagegen, namentlich in kömigem Eise, die Bildung von Sprüngen 
und Verschiebung der Grenzflächen der Sprünge gegeneinander eine 
Formänderung möglich macht, zeigen die oben beschriebenen Versuche 
über Pressung, und daß im Gletschereise in solcher Weise Form- 
änderungen vor sich gehen, ergibt sich deutlich aus der gebänderten 
Struktur, aus der Art der körnigen Aggregation, die beim Abschmelzen 
zutage kommt, der Art, wie die Schichten ihre Lage bei der Bewegung 
verändern usw. Ich zweifle deshalb nicht, daß Tyndall den wesent- 
lichen und hauptsächlichen Grund der Bewegung der Gletscher be- 
zeichnet hat, indem er sie auf die Bildung von Sprüngen und Regela- 
tion zurückführte.^ Die Sprünge, von denen hier die Rede ist, sind 
nicht etwa die großen Spalten, sondern kleine innere Zerreißungen. 
Diese Erklärung der Gletscherbewegung setzte also eine sehr geringe 
Nachgiebigkeit des Eises gegen die bei der Bewegung auftretenden 
Spannungen voraus und es schien, als ob die Theorie der „Viscosität*', 



Theorie der Gletscherbewegung. 315 

welche Forbes aufstellte, durch sie überwunden sei. Späterhin wurde 
die von Tyndall begründete Ansicht dahin präzisiert, daß die Grenz« 
flächen der Grletscherkömer die Zerreißflächen darstellen und daß die 
Bewegung des Gletschers nur deshalb möglich sei, weil er aus kleinen 
Individuen bestehe, die leicht gegenseitig verschiebbar sind. 

Man betrachtete sozusagen das Gletscherkom als das „Molekül" 
des Gletschers. Aber der Umstand, daß diese „Moleküle" ganz be- 
deutend an Größe wachsen, während sie vom obersten Firngebiete bis 
zum Ende des Eisstromes verschoben werden, wies darauf hin, daß 
neben dem Yorübergleiten eines Kornes an seinen Nachbarn sich noch 
andere Prozesse in der Gletschermasse abspielen. 

Wie sollte bei den Zerreißungen mit nachfolgender Regelation das 
Gletscherkom sich vergrößern können, wenn nicht gleichzeitig Dre- 
hungen der kleinen Fragmente, die beim Reißen eines Eomes sich 
bilden, in der Art stattfinden, daß ihre Kristallachsen vollständig parallel 
zu denen des wachsenden Eomes gerichtet wurden? Wenn solche 
Drehungen vorkommen, so muß das Eombruchstück in eine leicht ver- 
schiebbare Masse eingebettet sein. Da als solche nur Wasser in Frage 
kommen kann, so stellte man sich zeitweise den Gletscher vor wie 
einen mit Wasser vollgesogenen Schwamm, und da über die Temperatur 
im Innern der Eismasse nur geringe bzw. gar keine sicheren Eennt- 
nisse vorhanden waren, so mußten Temperaturen bis weit unter 0^ und 
bedeutende Druckschwankungen herangezogen werden, um begreiflich 
erscheinen zu lassen, daß das durch die Haarspalten eindringende 
Schmelzwasser allmählich gefriert, und die bei diesem Festwerden frei 
werdende Schmelzwärme sollte zur Herstellung des Wärmegleich- 
gewichtes dienen. Die längst verlassene Dilatationstheorie feierte als 
Eornwachstumstheorie ihre Auferstehung, mußte aber auch das neue, 
abgeklärte Dasein bald beschließen, nachdem ihr Wiedererwecker Forel 
selbst sie zu den endgültig Toten befördern half. 

K Hagenbach-Bischoff vertrat 1883 als Erster die Ansicht, 
das Gletscherkorn wachse auf Kosten seiner Nachbarn infolge lang- 
samer Umlagerung der Moleküle, die an der Eorngrenzfläche liegen. 
1889 führte er dieser Anschauung weitere Stütze zu und schloß, daß 
die Zeit allein genüge, um in Eiskristallen, die in gegenseitiger Be- 
rührung stehen, allmähliche Umlagerungen zu veranlassen, welche die 
2iahl der Individuen verringern, dafür aber das Yolnmen der bleiben- 
den Kristalle vergrößern. R. Emdens Untersaehungen über das 
Gletscherkom bestätigen dies und liefern gleichzeitig den Beweis dafür, 
daß der Druck den Umlagerungsprozeß und damit das Wachsen des 
Gletscherkornes begünstigt, wie auch Hagenbach schon anführt. 

War auf diese Weise auch das Eorn Wachstum erklärt, so waren 
doch die Schwierigkeiten, die dem Verstehen der „Plastizität*^ noch 
anhafteten, nicht beseitigt, wenn auch durch die technischen Errungen- 
schaften in der Bearbeitung der festesten Körper, der Metalle, gezeigt 



816 Zehnter Abschnitt. 

wurde, daß dieselben aach bei niedriger Temperatur unter der Wirkung 
hoher Drucke sich balbflUssig, plastisch, verhalten und damit eine weit- 
gehende Analogie zu dem Verhalten des Eises unter Druck gegeben 
war. Die Versuche, deren Ergebnisse Mo. Connel und A. Eidd im 
Jahre 1888 mitteilten, und noch deutlicher diejenigen, über welche 
Mc. Connel 1891 berichtete, zeigten nun, daß auch der einzelne ELs- 
kristall plastisch ist und unter der Einwirkung deformierender S[rftfte 
bleibende GestaltsTeränderung erfährt Diese Erkenntnis brachte eine 
wesentliche Umgestaltung der Anschauungen über die Plastizit&t des 
Gletschereises, und Emden gab der neuen Ansicht klaren Ausdruck in 
dem Satze: 

„Da also schon ein einheitlicher Eliskrntall sich plastisch yerhält, 
auf Zug aber spröde, so können wir mit Bestimmtheit behaupten, daß 
ein Gletscher, der nur aus einem einzigen Kristall mit der 
Temperatur seines Schmelzpunktes bestände, sich ebenso bewegen 
würde wie der körnige Gletscher.'' 

„Damit ist allerdings noch nicht gesagt ''f so fährt Emden fort, 
„daß, wenn wir, um die Gletscherbewegung ohne gegenseitige Korn- 
Verschiebungen erklären zu können, diese letzteren nicht dennoch statt- 
finden und zur Bewegung beitragen. Die Anhänger dieser Ansicht 
stützen ihre Meinung hauptsächlich darauf, daß ein Block klaren Gletscher- 
eises, unter die Presse gebracht, seine Kornstruktur zeigt, indem die 
Haarspalten zum Vorschein kommen. Aber dieser Versuch beweist für 
die Frage, um die es sich hier handelt, gar nichts. Denn unter diesem 
Verhältnisse zeigt der Eisblock seine Kornstruktur nicht infolge des 
auferlegten Druckes, sondern infolge der Druckänderung. Im 
Gletscher befindet sich das Eis oft unter weit höheren Drucken, aber 
nirgends zeigt es seine Struktur, außer wo Wärme auf dasselbe ein- 
wirkt. Bewegt sich der Gletscher, so kommt das Eis allerdings an 
Orte anderen Druckes. Aber der Druck im Gletscher wechselt stetig, 
und die Bewegung geschieht so langsam, daß die Druckänderungen so 
äußerst langsam stattfinden, daß schon infolge der Plastizität der 
Körner das Eis sich dem neuen Zustande anpassen wird, bevor solche 
Spaunungsverhältnisse im Eise eintreten, welche die Haarspalten zum 
Vorschein bringen." 

Die numerische Bestimmung des Koeffizienten der inneren Eeibung 
hat für Kömereis nahezu die gleichen Werte geliefert wie für einheit- 
liche Kristalle. Daraus ist wohl der Schluß berechtigt, daß die Grenz- 
flächen der Kömer bei ganz langsamen Deformationen keine Gleit- 
flächen sind. Auch Hagenbach bemerkt: „Die ganz unregelmäßigen, 
ineinander verwachsenen Gestalten der Gletscherkörner lassen die An- 
nahme einer Verschiebung an den Korngrenzen nicht wohl zu." 

Die nächste Frage ist nun die nach dem Ursprünge der Kom- 
plastizität. Ist dieselbe die Folge von inneren Verflüssigungen, die wir 
nicht kontrollieren können, oder besteht sie darin, daß die deformieren- 



Theorie der Gletsoherbewegang. 317 

den Kräfte die festen Eismoleküle aus dem einen in einen anderen 
Zusammenhang bringen. Ich möchte mich für die letztere Eventualität 
entscheiden; denn der Koeffizient der inneren Reibung ist nur wenig 
verschieden, ob die Temperatur des deformierten Eisstückes die dem 
Drucke entsprechende Schmelztemperatur oder eine niedrigere ist. Bei 
den Experimenten Mc. Gonnels sowohl, als bei meinen eigenen Versuchen 
gleicher Art, war die Temperatur in vielen Fällen weit unter dem 
Schmelzpunkte ; die angewandten Druckkräfte konnten in keinem Falle 
zur Erreichung der Schmelztemperatur führen, und doch traten Form- 
änderungen von gleichen Beträgen ein, wie sie nahe dem Schmelz- 
punkte gemessen wurden. Wollte man also an ^innerer Verflüssigung*' 
festhalten, so müßte eine fast „punktförmige" Berührung der einzelnen 
Eristallelemente angenommen werden; nur dann könnten an den 
kleinen, vereinzelten Berührungsstellen die Schmelzdrucke erreicht 
werden, und je tiefer die Temperatur liegt, um so weniger Berührungs- 
punkte mtLßten vorhanden sein. Da ich dies für völlig ausgeschlossen 
und gegen alle Erfahrung verstoßend halte, so bleibt nach meiner 
Ansicht nur die Annahme, daß die Plastizität der Eiskristalle eine 
„trockene" ist. 

Vergleichen wir mit dem Eise die Metalle, die kalt oder doch bei 
Temperaturen, die weit unter dem Schmelzpunkte liegen, plastische 
Umformungen erfahren, wie Blei, Zinn, Eisen usw., so werden wir für 
diese Körper kaum annehmen, daß Zug- oder Druckkräfte, denen sie 
ihre neue Gestalt verdanken, an einzelnen Stellen im Innern der Masse 
Schmelztemperatur erzeugen. Allerdings zeigen die metallographischen 
Untersuchungen, daß in den Metallen sehr häufig die Kristallkömer 
Formänderungen erfahren, welche denen des ganzen Stückes ähnlich 
sind, und daß mikroskopische Zerreißungen der Masse eintreten; aber 
gerade der Umstand, daß auch hier die Kristalle selbst plastisch sind, 
weist, wie beim Eise, die endgültige Lösung der Frage nach dem Ur- 
sprünge der Plastizität in das Gebiet der Molekularphysik. Erst 
wenn wir über die Wirkung der Molekularkräfte in festen Körpern weit 
bestimmtere Aufschlüsse haben als bisher, wird auch das Wesen der 
Plastizität klargelegrt sein. Vielleicht führt gerade ein eingehendes 
Studium der Erscheinungen am Eise auf den rechten Weg. 

Die Erklärung, welche wir hier von der Plastizität des Eises 
gaben, bedarf nicht des Hilfsmittels der Begelation in dem weitgehenden 
Maße wie die Thomson-Tynd all sehe Theorie dieser Erscheinung, 
welche seit den 60 er Jahren des verflossenen Jahrhunderts fast allein 
herrschte. Die Eigenschaft der Begelation wird deswegen dem Glet- 
schereise doch nicht abgesprochen. Wo es sich um den Schluß der 
großen Spalten, um die Bildung regenerierter Gletscher, um den Zu- 
sammenfluß zweier Gletscher handelt, da wird die Begelation sicher 
zur Erklärung des festen Zusammenhanges, der zwischen den vorher 
getrennten Eisstücken besteht, herangezogen werden müssen. 



318 Zehnter Abschnitt. 

Die Begelationstiieorie ist Jedoch noch keineswegs aufgegeben 
und fand neuerdings in £. ▼. Drygalski einen eifrigen Verteidiger. 
Er erklärt die Gresamtheit der Bewegrungserscheinungen, wie er sie 
an den grönländischen Gletschern und am Inlandeise beobachtete, 
durch „partielle innere Verflüssigungen und WiederTerfestigungen*^. 
Er nimmt an, daß beständig eine gewisse Wassermenge im Eise Ter- 
teilt ist, die einerseits die mechanischen Verschiebungen der Eisteile 
aus einer Stelle hohen Druckes in eine andere geringeren Druckes 
erleichtert, anderseits das Fortschreiten eines Zustandes erlaubt, 
indem entlastetes YTasser an der Stelle geringeren Druckes gefriert, 
dabei Wärme abgibt, die nun wieder Eis dort schmelzt, wo der Druck 
abermals geringer ist usf. Je größer der Druck ist, unter dem eine 
Elispartie steht, um so mehr Wasser muß durch innere Verflüssig^ung 
entstanden sein, um so größer muß die Beweglichkeit des Eises sein. 
Demgemäß schreibt t. Drygalski den unteren Schichten des Glet- 
schers die größte gegenseitige Verschiebung an. Die Oberflächen- 
geschwindigkeit an einem Gletscher Yon 100 m Dicke ist nicht 100 mal 
so groß als die Verschiebung zwischen den Grenzflächen der unter- 
sten. Im dicken Schicht, sondern kleiner, weil wegen des geringeren 
Druckes die Verschiebung von Schicht zu Schicht mit Annäherung an 
die Oberfläche abnimmt. Würde man eine yertikale Säule der Eis- 
masse in ihrer Deformation während einer gewissen Zeit yerfolgen 
können, so würde diese am Ende derselben nicht eine schräge, aber 
geradlinige Form besitzen, wie es der Fall sein müßte, wenn die 
Verschiebungsgeschwindigkeit von Schicht zu Schicht die gleiche wäre, 
sondern sie würde eine im Sinne der Bewegungsrichtung ausgebauchte 
Form annehmen. 

Auf Grund der Ausführungen y. Drygalskis gelangt man also zu 
demselben Ergebnis, wie man es unter Berücksichtigung der Reibung, 
welche die Gletschermasse an der Wandung ihres Bettes erfährt, eben- 
falls erhält. Da y. Drygalski diese Bodenreibung außer acht läßt, 
so benutzt er die angeführte Darlegung, die er stellenweise in einer 
Form yorträgt, als wollte er deutlich machen, daß sich das Eis am 
Grunde tatsächlich rascher bewegt als an der Oberfläche und eine Zu- 
nahme der wirklichen Geschwindigkeit mit der Tiefe behaupten. Es 
scheint mir aber, daß er diese Ansicht in Wirklichkeit nicht heryor- 
rufen wollte, da er ausdrücklich die Oberflächengeschwindigkeit als 
Summe der einzelnen DifEerentialyerschiebungen der Schichten oder 
wenigstens eines Teiles dieser Verschiebungen bezeichnet 

Ähnlich, wie y. Drygalski, denkt sich Hans Grammer den Zu- 
stand des Gletschers. Er schreibt den Staublagen, die sich im Firn 
absetzen und zur Erkennung der Schichtung wesentlich beitragen, den 
Charakter durchlaufender Fugen zwischen den Kristallen benachbarter 
Schneeschichten zu. Diese Fugen sollen bei der Umwandlung des 
Schnees in Eis das Wachstum der Kristalle einer Schicht hinüber in 



Theorie der Glet8cherbeweg;tiDg. 319 

die benachbarte yerbindem, soUen die gegenseitige Verzahnung der 
Kristalle sich berührender Fimeissehichten hintanhalten, Ursachen der 
Erhaltung der Schichtflächen sein. W&hrend im „ gesunden '^ Gletscher- 
eise, dessen Temperatur unter 0^ liegt, die Eomstruktur nicht wahr- 
nehmbar ist, der Bruch unabhängig von Eomgrenzen und Schichtung 
yerläuft und muschelig ist, schmilzt das Eis an der Oberfläche, sobald 
seine Temperatur der Schmelzpunkt ist; der Schmelzprozeß folgt den 
Eorngrenzen ins Innere bis zu einer gewissen Tiefe, unterhalb deren 
dem freien Auge die Korngrenzen noch unsichtbar bleiben. Der Bruch, 
der durch einen mälSigen Schlag herbeigeführt wird, ist nicht mehr 
muschelig wie früher, sondern die Bruchfläche folgt jetzt wenigstens 
stellenweise den Komgrenzen und besonders den Schichtflächen. Bei 
der Schmelztemperatur ist demnach der innere Zusammenhang körnigen 
Eises nach den Komgrenzen und insbesondere nach den Schichtflächen 
gelockert. Da im Gletscher an allen Stellen Schmelztemperatur herrscht, 
so ist diese Lockerung des Gefüges überall Torhanden, und wegen des 
Druckes der fiberlagernden Eismassen nimmt sie mit der Tiefe zu. Die 
Masse erlangt dadurch Bewegungsfähigkeit, und die Bewegung findet 
in der Weise statt, daß Verschiebungen nach den Flächen schwächerer 
Kohäsion vor sich gehen, und zwar in ganz bevorzugter Weise nach 
den Schichtflächen, längs deren die größte Lockerung statthat und 
welche als durchlaufende Flächen der einmal begonnenen Verschiebung 
kein Hindernis in den Weg stellen. 

Diese Deduktion Grammers ist in einem Punkte unhaltbar. Es 
ist der Zusammenhang der Eismasse längs der Schichtflächen nicht 
geringer als in der übrigen Masse, wie aus der Bestimmung des Koeffi- 
zienten der inneren Reibung für geschichtetes Eis hervorgeht. Wenn 
auch an einzelnen Stellen im Gletscher sich Verschiebungsflächen aus- 
bilden, längs deren am Gletscherende in den Quermoränen Schutt aus- 
quillt, so ist die Erscheinung derselben doch nicht sehr häufig, und sie 
fallen auch sehr selten mit den Grenzflächen der Bänder zusammen. 
Es fehlt der zwingende Grund, die Schichtflächen als solche aufzufassen, 
an welchen eine sprungweise Änderung der Geschwindigkeit eintritt, 
die wohl stattfinden müßte, wenn wirklich längs dieser Flächen die 
Kohäsion der Gletschermasse geringer wäre, als im Innern der ein- 
zelnen Schichten. 

Bezüglich der Lockerung des Eisgefüges nach den Komgrenzen 
verhält sich meines Erachtens die Sache folgendermaßen. Daß im Glet- 
scher an allen Stellen Schmelztemperatur herrscht, ist eine Wirkung des 
Druckes. Die Temperaturmessungen haben ergeben, daß das Thermo- 
meter um so mehr unter dem normalen Schmelzpunkt zeigt, ]e tiefer 
es in die füsmasse hinabgelassen wird. Die gefundenen Temperaturen 
entsprechen fast genau denen, welche der Vertikaldruck des über- 
lastenden Eises erzeugt; ja, da die gemesseneu Temperaturen alle etwas 
tiefer liegen als die theoretisch ermittelten, so ist zu vermuten, daß 



m 


Tiefe 


11>2 n 


, 0,025 


22,4 „ 


, 0,060 


112 „ 


» 0,25 


224 , 


n 0,50 


448 , 


, 1,00 



320 Zehnter Abschnitt. 

nicht nur der Yeitikaldruck , sondern auch ein Teil des Bewegnngs- 
dmckes zur Schmelzpunkterniedrigung des Eises beiträgt Diese betr&gt 
pro Atmosphäre Druck 0,0074^ C; ihr entspricht pro dm^ Eis eine 
frei werdende Wärmemenge Ton 2,17 g-cal., welche hinreicht» am 0|025 g 
Eis in Wasser zu yerwandeln. (Soll ein dm' Eis bei unveränderter 
Grundfläche durch Druck Terflüssigt werden, so ist die aufzuwendende 
Arbeit 0,09 (p^ — Pi) dm -kg. Soll die DruckdüEerenz 1 Atm. 
= 103,3 kg/ dm^ betragen, so ist diese Arbeit 0,009 . 103,3 mkg 
^^ 2,17g-caL) Die pro dm' Gletschermasse vorhandene Wassermenge 
würde also, wenn der Tertikaldruck allein in Rechnung gezogen wird, 
betragen 

in m Tiefe g bei der Temperator 0* 

„ „ „ -0.0074* 

» . n —0,0148« 

, , „ -0,074« 

» . n —0,148« 

» . » -0,296« 

Diese Wassermengen wären mit einer Eismenge, deren Volumen 
sie im festen Zustand auf 1 dm^ ergänzt , bei den entsprechenden 
Schmelztemperaturen im Wärmegleichgewicht. Verminderung der Tem- 
peratur bei gleichbleibendem Druck oder Nachlassen des Druckes bei 
unveränderter Temperatur würde teilweises oder gänzliches Festwerden 
des Wassers bedingen; Drucksteigerung ohne gleichzeitige Temperatur- 
emiedriguDg oder Temperaturerhöhung ohne gleichzeitige Druck- 
minderung würden die Bildung weiterer Schmelzwassermengen ver* 
Ursachen. Dies gilt natürlich nur unter der Voraussetzung, daß äußere 
Temperaturschwankungen auf den Zustand der Gletschermasse ohne 
Einwirkung sind (vgl. S. 154). 

Setzen wir das Volumen eines Gletscherkomes == 27 cm^ und 
seine Gestalt würfelförmig voraus, so wären in einem Eiswürfel von 
30 cm Seite, der also aus 1000 solchen Körnern besteht, die Grenz- 
flächen derselben insgesamt 33 dm'. Auf diese Flächen würde sich die 
Wassermenge von 27 . 0,025 = 0,675 g verteilen. Die Wasserschicht, 
welche zweiEömer trennt, die unter dem Eisdrucke von lAtm. stehen, 
würde also 0,002 mm, und in 224 m Tiefe, bei 20 Atm. Druck, 
0,04 mm dick sein. (Nimmt man die Größe der Gletscherkömer kleiner 
an, so wird man natürlich eine größere Gesamtoberfläohe , also eine 
geringere Dicke der Wasserschicht erhalten.) Nähmen wir an irgend 
einer Stelle ein Stück Eis aus der Gletschermasse heraus, so würde 
dasselbe unter einen geringeren Druck kommen ; die in ihm vorhandene 
Wassermenge würde sofort fest werden, und erst nachdem das Eisstück 
einige Zeit einer über dem Schmelzpunkte liegenden Lufttemperatur 
ausgesetzt würde, könnten in der von Gramm er geschilderten Weise 
die Grenzflächen der Körner sichtbar werden, weil das von außen her 
entstehende, längs dieser Flächen in das Eisstück wandernde Schmelz- 



Theorie der Gletscherbewegung. 321 

wasser einen anderen Breehnngsezponenten besitzt als das um- 
gebende Eis. 

Baß man sieb die darcb den Druck entstebende Scbmelzwasser- 
menge ganz auf die Grrenzfläcben der Gletscberkörner yerteilt denken 
darf, ist dadurcb begründet, daJß an diesen wegen der wecbselnden 
Ricbtung der Kristallacbsen der scbwäcbste molekulare Zusammenbang 
der nicbt gedrückten Eismasse bestebt. 

Die Gletscberkömer erscbeinen somit im Innern des Gletscbers in 
Wasser eingebettet, und es ist denkbar, daß dieses als Scbmiermittel 
wirkt, die gegenseitige Yerscbiebung der Kömer und damit dieBewegungs- 
fäbigkeit der Eismasse begünstigt. Solange die Druckverteilung un- 
verändert bleibt, wird auch das Volumen verbältnis des festen und des 
flussigen Bestandteiles dieses Gemiscbes das gleiche sein. Druck- 
änderungen, wie sie bei der gegenseitigen Verschiebung der Körner 
auftreten müssen, bedingen auch eine Verminderung bzw. Vermehrung 
der Wassermenge zu Gunsten oder auf Kosten des Eises. 

Größere Wasseransammlungen, die mit dem Außenraum nicht 
kommunizieren, können im Innern der Eismasse nicht vorhanden sein. 
Nur bei einer Temperatur, dem Tripelpunkt des W^assers, können Eis, 
Wasser und Wasserdampf im thermischen Gleichgewichte sein. Diese 
Temperatur (-|- 0,0076® C) existiert aber nirgends innerhalb der 
Gletscbermasse. Es müßte also das eingeschlossene Wasser den Hohl- 
raum im Eis — Wasserstube — vollständig ausfüllen; dann ist kaum 
erklärlich, wie es in die Eismasse kommen soll; oder es müßte über 
dem Wasser auch Luft in der Höhle sein — dann muß das Wasser all- 
mählich gefrieren und die Luft wird etwas zusammengedrückt, wenn 
sie nicht entweichen kann. 

Fraglich ist, ob die in dem feinen Haarspalten netze verteilte 
Wassermenge der Adhäsion entsprechend ruhig bleibt, oder ob eine 
beständige langsame Strömung derselben unter dem Einflüsse der 
Schwere stattfindet. Ist die Schwerkraft stärker als die Adhäsion, so 
wird eine solche Strömung eintreten; das Schmelzwasser gelangt dann 
allmählich in tiefere Schichten, kommt dabei auch auf tiefere Tem- 
peratur und muß zum Teil gefrieren; was an der unteren Grenzfläche 
des Gletscbers austreten kann, wird, weil es unter geringeren Druck 
bei einer Temperatur unter 0® kommt, auch fest werden, nachdem es 
bis zu einer geringen Tiefe in das Gestein des Gletscherbettes ein- 
gedrungen ist. Gegen das wirkliche Auftreten einer solchen Strömung 
spricht jedoch der Umstand, daß auch in den tiefen Bohrlöchern, welche 
Blümcke und ich am Hinteretsferner herstellten, selbst während der 
Tage, in welchen äußerer Verhältnisse wegen die Bohrarbeit ruhen 
mußte, der Spiegel des Spülwassers in ganz gleicher Höhe blieb, trotz- 
dem die Wasserzufuhr von oben aufhörte. Auch in den Fällen, in 
welchen zu unserem Leidwesen Spalten angebohrt wurden, blieb der 
Wasserspiegel, trotz Aufhören des Zuflusses von oben, tagelang in der 

Heß, Die Gletscher. 21 



322 Zehnter Abschnitt. 

gleichen Höhe. In der größten Yon ans erreichten Tiefe von 153ni 
hat das Wasser einen Überdruck Ton etwa 1,4 kg/cm^; da das Bohr- 
loch von unten her nicht gefüllt wurde, so muß zur Einleitung einer 
Strömung des Wassers im Haarspaltennetze mindestens ein Druck von 
dieser Größe erforderlich sein. Welche Kräfte denselben heryor- 
zubringen yermöchten, ist nicht einzusehen. Ich glaube daher, daß eine 
allmähliche Abführung der durch die Druckwirkung im Eise ent- 
stehenden Schmelze durch das Haarspaltennetz nicht stattfindet und 
halte deshalb auch einen Substanzverlust des Gletschers durch „innere 
Schmelzung** für unmöglich. 

Wenn durch besondere Vorgänge der Druck in der Gletschermasse, 
oder doch in einem großen Teil derselben, etwa der Zunge, gesteigert 
wird, 80 muß die im Haarspaltennetz vorhandene W^assermeuge ver- 
mehrt werden. Es kann dann die Beweglichkeit der einzelnen Köm er 
gegen einander vergrößert, die innere Reibung der Glet scher masse also 
verkleinert werden. Die Geschwindigkeit des bewegten Eises wächst 
deshalb nicht proportional dem Drucke, sondern rascher als dieser. Das 
zeigen sowohl die Versuche über die Ausflußgeschwindigkeit des Eises 
aus Röhren als auch die beim Vorstoße des Yemagtfemers beobachteten 
außerordentlich großen Geschwindigkeitszunahmen. 

Die gleiche Erscheinung wäre übrigens zu erwarten, wenn das 
Haarspaltennetz im Innern des Gletschers ganz geschlossen, also wasser- 
frei wäre ; denn die Yerscfaiebbarkeit der Eismoleküle im einzelnen Kri- 
stall wächst ebenfalls mit dem Druck, wenn dieser hinreichend groß ist. 
Vgl. S. 17. 

Stetigkeit der Bewegung. Soweit ich das bisherige Beob- 
achtungsmaterial kenne, ist nirgends eine sprungweise Änderung der 
Geschwindigkeit des Eises von einem Punkte zu einem benachbarten 
wahrgenommen worden. In räumlicher Hinsicht kann also die Be- 
wegung des Gletschers als eine stetige bezeichnet werden, besonders 
wenn die Resultate derselben, die sich für einen längeren Zeitraum 
ergeben, der Beurteilung zugrunde gelegt werden. Wenn aber Beob- 
achtungen in kurzen Intervallen mit hinreichender Genauigkeit aus- 
geführt werden, so ist es möglich, daß die Geschwindigkeit eines und 
desselben Punktes der Gletscher Oberfläche bald größer, bald kleiner als 
der Mittelwert für die ganze Messungsdauer gefunden wird. Die Neu- 
bildung bzw. die Schließung von Spalten müssen notwendig Entfernung 
ursprünglich benachbarter Punkte der Eismasse bzw. Annäherung ur- 
sprünglich getrennter Punkte derselben verursachen ; deshalb kann eine 
in einem Spaltensystem liegende Bewegungsmarke ganz unregelmäßige 
Verschiebungen erfahren. Aber bei mehreren solcher Marken brauchen 
die Unregelmäßigkeiten zur selben Zeit durchaus nicht im nämlichen 
Sinne aufzutreten. Es erscheint also möglich, daß in kleineren Zeit- 
räumen an einer Stelle des Gletschers die Geschwindigkeit abnimmt 
und gleichzeitig an einer anderen wächst, so daß die Bewegung an der 



Mathematische Theorie der Gletscherbewegung. 323 

Oberfläche den Eindruck hervorruft, als ob das Eis mit unregelmäßigen 
Rucken vorwärts treibt. Da auch an der Sohle des Gletschers Spalten 
vorkommen, so können diese Unstetigkeiten vielleicht viel tiefer in die 
Eismasse eingreifen, als die Oberflächenspalten reichen. In längeren 
Zeiträumen, etwa einem Jahr, gleichen sich jedoch die Unregelmäßig- 
keiten, wenn solche überhaupt in gi'ößerem Maße vorkommen, wieder 
aus, wie aus den Messungen an den Steinreihen verschiedener Glet- 
scher genügend sicher bekannt ist. 

Fassen wir die Tatsachen, deren wir zur Erklärung der Gletscher- 
bewegung bedürfen, zusammen, so gewinnen wir folgende Sätse: 

I. Ein Gletscher ist eine aus festen atmosphärischen Nieder- 
schlägen entstehende, auf geneigtem Boden wie eine sehr zähe Flüssig- 
keit abwärts strömende Eismasse, deren Bewegung durch den gegen- 
seitigen Druck ihrer Teile unterhalten, durch die Reibungswiderstände 
in ihrem Bette gehemmt und durch die Gesetze der inneren Reibung 
geregelt wird, und welche im Laufe ihrer Bewegung entweder durch 
Schmelzung oder durch Abbruch beständigen Substanzverlust erfährt. 

IL Die Umfangsgeschwindigkeit des strömenden Eises ist von 
Null verschieden; sie ändert sich von Querschnitt zu Querschnitt, ist 
also nicht einem reinen Gleiten auf der Unterlage zuzuschreiben. 

in. Die Plastizität, welche das Eis zum Fließen befähigt, ist eine 
auf der Wirkung der Molekularkräfte beruhende Eigenschaft, und 
obwohl durch beide Umstände begünstigt, weder durch die Komstruktur, 
noch durch die Temperaturverhältnisse des Gletschers bedingt. 

Matliematisolie Theorie der Gletsoherbewegung. 

Soweit wäre die physikalische Theorie der Gletscher in qualita- 
tiver Hinsicht nach dem heutigen Stande unseres Wissens geklärt. Um 
dieselbe quantitativ auszugestalten und so zu formen, daß eine Reihe 
von Tatsachen von einheitlichem Gesichtspunkte aus betrachtet und auf 
Grund einzelner durch Messung bestimmter Größen auf rechnerischem 
Wege verfolgt werden können, ist außer der Kenntnis der in Maß und 
Zahl angebbaren Eigenschaften des Eises auch noch nötig, daß man 
den Zusammenhang ermittelt, welcher für derartige, in geometrisch 
undefinierbar greformten Kanälen bewegten Massen zwischen den be- 
wegenden Kräften und ihren Äußerungen besteht. Ein sehr interessanter 
Versuch, die allgemeinen Bewegungsgleichungen auf den Fall eines auf 
schiefer Unterlage mit äußerer und innerer Reibung herabgleitenden 
Eisstückes anzuwenden, rührt von A. A. Odin her. Damit überhaupt 
in die mathematische Behandlung der Gleichungen eingetreten werden 
konnte, mußten eine Reihe von vereinfachenden Annahmen gemacht 
werden, welche für die Gesamterscheinung der Gletscberbewegung nicht 
zulässig sind. Deshalb ist auch Odins Ergebnis, so elegant die 

21* 



324 Zehnter Abschnitt 

recbDeriscfae Durchführung der Aufgabe auch gelang, nicht derart, daß 
es dem Bedürfnisse einigermaßen gerecht wird. 

Ein weiterer Versuch, eine mathematische Behandlung des Glet- 
scherproblems durchzuführen, wurde von L. de Marchi (1897) unter- 
nommen. Er benutzt, wie Odin, die von Stokes aufgestellten Be- 
wegungsgleichungen für z&he Flüssigkeiten, betrachtet eine im Innern 
der Eismasse, wo keine Ablation stattfindet, durch parallele, recht- 
eckige Wände begrenzte Partie des Stromes, setzt die Neigung sehr 
gering voraus, macht sonst eine Reihe Ton vereinfach enden,' mit 
der Wirklichkeit nicht Töllig Übereinstimmenden Annahmen und 
kommt zu dem Ergebnis, daß der Ton Me. Connel und Eidd er- 
mittelte Wert des Koeffizienten der inneren Reibung mit dem über- 
einstimmt, was man für den gleichen Koeffizienten erhält, wenn man 
die Ergebnisse der Geschwindigkeitsmessungen für yerschiedene Glet- 
scher in die aufgestellten Gleichungen einsetzt. Als ein weiteres Re- 
sultat Terzeichnet deMarchi die ,,mechani8che Möglichkeit", daß sehr 
bedeutende Kräfte am Grunde des Gletschers auftreten können, denen 
die erodierende Tätigkeit des Eisstromes zugeschrieben werden kann. 
Beide „Ergebnisse" der Theorie liefern nichts neues und erklären 
nichts, was nicht auch ohne die mathematische Behandlung einzusehen 
wäre ; die mathematische Rechtfertigung der Erosionsfähigkeit ist aller- 
dings als ein Fortschritt zu betrachten. 

Aber auch abgesehen davon, daß wir nicht auf neue Tatsachen 
hingewiesen werden oder für bekannte Erscheinungen eine klare, bün- 
dige Zusammenfassung erhalten, ist es nur ein sehr beschränkter Teil 
des ganzen Komplexes tou Einzelheiten, die die Gletscherbewegung 
bietet, der hier im Gewände mathematischer Formeln fixiert erscheint 
Selbst wenn uns die ökonomischen Bedingungen, unter denen ein Glet- 
scher besteht, und die Gesetze über die Verteilung der Kräfte inner- 
halb desselben noch weit genauer bekannt sind als heute, werden die 
gewaltigen Hilfsmittel, über welche die theoretische Mechanik verfügt, 
nicht ausreichen, um auf der Grundlage der Stokes sehen Differential- 
gleichungen eine Theorie aufzubauen, welche uns bis zu den alltäg- 
lichen Tatsachen der Gletscherbewegung führt. Wenn auch im Eise 
die Bewegungsverhältnisse einfachere sind als im Wasser, weil Wirbel- 
bewegungen keine weiteren Komplikationen bringen, so begegnet doch 
die rein mathematische analytische Behandlung der Gleichungen zu 
bedeutenden Hindernissen. 

Die Schwierigkeiten, welche die Anwendung der Prinzipien der 
rationellen Mechanik auf die Gletscherbewegung findet, un^ing 
S. Finsterwalder, indem er die Gesetze der stationären Strömung, 
wie sie vielfach in der Physik benutzt werden, auf die Verhältnisse des 
strömenden Eises übertrug und damit auf geometrischer Grundlage 
eine Theorie der Gletscherbewegung schuf, welche den Gletscher als 
Ganzes umfaßt und von besonderen Voraussetzungen über die physika- 



Mathematische Theorie der Gletscherbeweg^ung. 325 

lischen Eigensohaften des Eises frei ist. Finsterwalders Theorie 
hat nahen diesen Vorzügen den, daß sie uns verschiedene Tatsachen 
der Gietscherhewegung völlig einwandsfrei erklärt, welche his dahin 
schwer verständlich erschienen. So giht sie nehen einem klaren Bilde 
der Eisbewegung genügenden Aufschluß, warum dieselbe gegen das 
Gletscherende abnimmt und bringt in die Lehre von der Bildung der 
Moränen neues Licht, das eine wesentliche Vertiefung im Verständnis 
dieses Gegenstandes ermöglicht. 

Diese Theorie ist die mathematisch folgerichtige Durchführung 
der Gedanken, welche Agassiz in einigen Skizzen, die Querschnitte 
zusammengesetzter Gletscher darstellen (vgL Fig. 43, S. 197), zum 
Ausdruck bringt; ihre Grundlagen wurden in ähnlicher Weise, wie von 
Finsterwalder, fast gleichzeitig von H. F. Reid in dessen Arbeit 
„Mechanics of glaciers*' gegeben; sie ist inzwischen allerseits anerkannt 
worden und da sie für lange Zeit die Basis bilden wird, auf welcher 
das Gebäude glazialer Forschungsergebnisse immer stolzer sich ent- 
wickelt, so soll sie hier, in engem Anschluß an ihres Urhebers Dar- 
stellung, auseinandergesetzt werden. 

Der stationäre Gletscher« Denken wir uns strömende Masse 
in einem Gefäße mit festen Wänden; ist an jeder Stelle im Innern der 
Masse und an der Wand die Geschwindigkeit unabhängig von der 
Zeit, also stets dieselbe, so nenuen wir die Bewegung eine stationäre 
Strömung. Ist in räumlich benachbarten Punkten auch die Geschwin- 
digkeit nach Größe und Richtung benachbart, ändert sie sich also nicht 
sprunghaft, sondern allmählich von Punkt zu Punkt, so nennen wir die 
Strömung stetig. Eine solche stetige, stationäre Strömung soll die 
Grundlage für die folgenden Betrachtungen bilden, für welche wir noch 
voraussetzen, daß Massenteilchen, welche einmal benachbart sind, im 
Verlaufe der Bewegung auch stets nebeneinander, und daß Teilchen, 
die einmal der Wand benachbart sind, dieser auch stets benachbart 

bleiben. Die Bahn, welche ein Teil- _. 

Fi«'. 59. 
chen während der Bewegung be- 
schreibt, heißt eine Stromlinie. 
Nachbarteilchen beschreiben also 
benachbarte Stromlinien. Form und 
Lage der einzelnen Stromlinien sind 
von der Zeit nicht abhängig. Eine 

Stromlinie kann von der Wand nicht ins Innere treten und umgekehrt. 
In einer von lauter Stromlinien gebildeten Röhre muß 
durch jeden Querschnitt in der nämlichen Zeit dieselbe 
Menge Materie befördert werden. 

In Fig. 59 stelle ahc einen durch eine ideale Fläche und die 
Röhrenwandung abgegrenzten Teil einer solchen stetig strömenden 
Masse vor. Solange auf der einen Seite ah Materie gleichmäßig zu- 
geführt wird, kann dieselbe Menge auf der anderen Seite bc austreten 




326 Zehnter Abschnitt. 

und die Bewegung in dem ganzen abgegprenzten Teile unverändert 
bleiben. An den Stellen ab treten die Stromlinien in das Innere des 
betrachteten Raumes ein, an den anderen Stellen })c yerlassen sie den- 
selben. Eine Kurve, längs welcher die Stromlinien die Trennnngs- 
flache ahc berühren, scheidet das Gebiet der eintretenden Stromlinien 
von dem der austretenden. 

Als ein derartig abgegrenzter Teil stationär und stetig bewegter 
Masse soll nun der Gletscher schematisiert werden. Die Rolle der 
Wand spielt der Grund des Grletschers; die Trennungsfläcbe ist die 
Oberfläche des Gletschers, in welche als Schnee die Materie im Firn- 
gebiete eintritt, aus welcher in Form von Wasser im Abschmelz- 
gebiete die Materie austritt; die Grenze beider Gebiete ist die Firn- 
linie. Die in Wirklichkeit vorhandene Schwankung der Materialzufuhr 
im Firngebiete und der Abschmelzung auf der Gletscherzunge ist 
dabei als nicht bestehend angenommen; Zufuhr und Abfuhr sind als 
gleichförmig über das Jahr verteilt gedacht. Eine Vernichtung oder 
Neubildung der bewegten Eismasse am Grunde oder im Innern des 
Gletschers ist ausgeschlossen; demnach ist die Abschmelzung durch 
die Erdwärme vernachlässigt. Da die Dichte des Eises schon in ge- 
ringer Tiefe unter der Firnoberfläche nur wenig verschieden ist von 
der am Gletscherende, so kann die Strömung des Eises als die einer 
nicht zusammendrückbaren Masse angesehen werden und da wegen der 
großen inneren Reibung Wirbelbewegungen, wie sie im strömenden 
Wasser auftreten, in der Eisströmung als ausgeschlossen gelten können, 
so ist die Annahme einer stetigen Verteilung der Geschwindigkeit in 
hohem Maße zutreffend. 

Mit diesen Annahmen ist bereits eine eindeutige, von der Zeit un- 
abhängige Beziehung zwischen den Punkten der Firnfläche eines Glet- 
schers und denen seines Abschmelzgebietes festgelegt. Jedem Punkt 
des Firnfeldes, auf den ein bestimmtes Teilchen Schnee fällt, entspricht 
ein bestimmter Punkt des Schmelzgebietes, wo jenes zu Wasser wird 
und beide Punkte sind durch eine im Innern des Gletschers verlaufende 
Stromlinie verbunden. Die eindeutige Abbildung des Firnfelde» 
auf das Abschmelzgebiet wird durch die Stromlinien vermittelt. Die 
Umrandung des Firnfeldes bildet sich dabei auf die Umrandung der 
Gletscherzunge ab, da ja die Stromlinien eines Randpunktes immer auf 
dem Grunde laufen und daher auch am Rande wieder austreten müssen. 
An allen Teilen des Zungenrandes, nicht nur an der Glet- 
scherstirn, treten Stromlinien aus, ebenso wie an allen Punkten 
der Firnumrandung Stromlinien eintreten. Die Firnlinie wird in sich 
selbst abgebildet. In Fig. 60 sind entsprechende Randpunkte des 
Firnfeldes und des Abschmelzgebietes mit gleichlautenden großen und 
kleinen Buchstaben bezeichnet. 

Ebenso wie man das Firnfeld auf die Zunge durch Stromlinien ab- 
bildet, kann man auch irgend einen Querschnitt des Gletschers — sei 



Matbemalisclie Theorie der Oletschefbewegniig. 



327 



ea auf eiueu abwärts gelegenen Teil dea Abachmelzgebietea , aei es auf 
einen aufwärta gelegeneu Teil dea Fimgebietea — abbilden. Der Grund 
dea Qneracbnittes entspricht dann immer Randpunkten der abgebildeten 
Firn- oder Abschmelzfläcbe. 

Um die Abbildung übersichtlicher zu geatalten, kann man die 
aufeinander bezogenen Flächen mit Netzen so überdecken , daS die 
Maachen sich entsprechen. Wir pj~, gg 

gehen dabei am besten von der 
AbschmelzHäche aus. Legen wir 
an der Firolinie einen Stein auf 
die (iletsoheroberflSche, eo wird 
derselbe nach abwfirta wandern; 
den Ton ihm beschriebenen Weg I 
».ni..D wir ein. B.w.gongs- 
linie. Sie ist mit keiner Strom- 
linie identisch, denn eine solche 
kunn nicht in ihrer ganzen Aus- 
dehnung auf der OberEäche lie- 
gen. tieometrisch können wir die 
Bewegungslinie nur definieren, 
wenn wir eine Annahme darüber 
machen , wie sich der Stein auf 
einer abschmelzenden , aber ru- 
henden Etsmasse verkklten würde. 

(iesetzt den Fall, derselbe würde dabei einfach senkrecht nach abwärts 
geben, dann wäre eine Bewegnngslini 
endlich Ideine Schritte zu definieren 
(Fig. 61): Von einem Punkte 1' 
der Abschmelzungsfläche gehen wir 
in Richtung der dort austretenden 
Stromlinie um ein kleines Stück 
weiter bis P"; dort fällen wir ein Lot 
auf die GletscheroberSäche , dessen 
Fußpunkt Pi dann der zu P be- 
nachbarte Punkt auf der Bewegungs- 
linia ist, Ton dem ans wir in ähn- 
licher Weise zu weiteren Punkten 
7'j, 2i einer aolchen Linie über- 
gehen. Projizieren wir die Be- 
wegungsliuie mit allen in ihr ausmündenden Stromlinien auf eini' 
horizontale Ebene, so müssen die Risse aller Stromlinien den Ri0 der 
Itewegungelioie berühren. 

LfingS' und <{uertoiluDg des Gletschers. Von allen Punkten 
der Firnlinie ans können wir una die Bewegungslinien gezogen 
denken. Sie zerlegen das Abschmelzgebiet in beliebig viele liiings- 



. folgender Weise durch d 
Fig. 61. 




328 Zehnter Abschnitt. 

streifen. Wir wollen die Zerlegung so Yomehmen, daß auf jedem 
Längsstreifen in gleicher Zeit dieselbe Eismenge schmilzt. Ziehen 
wir in den Punkten der diese Streifen begrenzenden Bewegungslinien 
die Stromlinien und verlängern wir sie rückwärts bis zum Schnitt mit 
der Firnoberfläche, so wird die Einteilung des Abschmelzgebietes auf das 
Firnfeld übertragen und der ganze Gletscher wird durch Flächen, die 
durch eine Bewegungslinie und ihr Bild hindurchgehen und von Strom- 
linien gebildet werden, so in Teilgletscher zerlegt, daß keinerlei Masse 
aus einem Teile in den NachbarteiL gelangt. Bei dieser Einteilung muß 
daher auch das Fimgebiet in Streifen zerlegt werden, auf welche gleich- 
viel Schnee fällt. Mit dieser Längsteilung des Gletschers kann man 
noch in folgender Weise eine Querteilung verbinden. Das Abschmelz- 
gebiet eines Längsstreifens teilen wir von der Firnlinie ausgehend so 
in Bezirke, daß in jedem gleichviel zur Abschmelzung kommt. In dem 
Maße, wie nach unten die Ablation zunimmt, werden diese Bezirke 
immer kleiner. Verbinden wir in den aufeinanderfolgenden Längs- 
streifen die gleichen Teilpunkte, so erhalten wir die gesuchte Quer- 
teilung, welche sich durch die Stromlinien wieder auf das Firnfeld 
übertragen läßt (Fig. 60). 

Kontinuitfitsgleichung auf der Gletscheroberfläche« Betrachten 
wir jetzt zwei entsprechende, beliebig kleine Netzmaschen des Firnfeldes 
und des Abschmelzgebietes. 

Die Fläche der ersteren sei dF^ die der letzteren df. Die Akku- 
mulation pro Zeiteinheit auf ersterer betrage — senkrecht zur Gletscher- 
fläche gemessen — Äj die ebenso gemessene Ablation auf letzterer a. 
In der Masche des Firnfeldes mögen die Stromlinien unter dem Win- 
kel mit der Geschwindigkeit V gegen die Gletscheroberfläche ein- 
fallen, in der entsprechenden Masche des Abschmelzgebietes dagegen 
unter dem Winkel (p mit der Geschwindigkeit v austreten. Dann 
besteht die Beziehung: 

dF.Ä = dF. V.sinO = df,a = df,v,shxq>. 

Jede der Seiten dieser Gleichung stellt nämlich die durch eine der 
Maschen bewegte Masse pro Zeiteinheit dar: die erste als Auftrag in 
Form von Schnee, die zweite als die Menge, welche die Bewegung ins 
Innere des Gletschers befördert, die dritte als Abtrag im Schmelz- 
gebiet, die vierte als Menge, welche die Bewegung aus dem Innern des 
(iletschers herausfördert. Man kann die Beziehung in nachstehende, 
einfachere zerlegen: 

A. et 

A:a = dfidF: sin = — ; sm g? = — • 

V V 

Man kann daraus allgemein schließen: Wo die Geschwindigkeit 
abnimmt und die Ablation wächst, muß beim stationären Gletscher 
auch die Büschun<;r wachsen; überschreitet die Ablation (oder Akku- 



•V» •!• • • * 



Mathematische Theorie der Gletscherbewegung. 



329 



mulation) den Betrag der Geschwindigkeit, so kann die Gletscherober- 
fläche nicht mehr stationär sein. 

Diese allgemeine Schloßfolgerung Finsterwalders findet ihre 
Bestätigung in der bekannten Erscheinung der steilen Böschung, welche 
die Gletscher an ihrem Ende, wo die Geschwindigkeit mehr und mehr 
abnimmt, während die Abschmelzung immer größere Beträge erreicht, 
besitzen. Sie zeigt sich auch bestätigt- durch die Abnahme der Ab- 
lation Yom Rande gegen die Achse des Gletschers; da die Rand- 
geschwindigkeit kleiner als die Mittelgeschwindigkeit ist, so maß am 
Rande eine stärkere Wölbung auftreten. Eine direkte Bestimmung des 
Winkels, unter welchem die Stromlinien gegen die Gletscher Oberfläche 
austreten, erlauben die Ablationsmessungen vom Hintereisfemer. 

Man ersieht aus der folgenden Zusammenstellung, wie der Winkel 
zwischen den Strömungslinien und der Gletscher Oberfläche immer kleiner 
wird, je weiter vom Ende und je weiter vom Rande das Bohrloch 
entfernt liegt. Nahe am Gletscherende steigen die Stromlinien sogar 
aufwärts, während sie in den höher gelegenen Teilen der Gletscherzunge 
abwärts gerichtet sind. 



Lage des 


Bohrloches 

1 
i 


:0 

Ol 
CO 

m 


g Ablation 
^ vertikal 


Ablation 
2 senkrechter 
Oberfläche 


JA M 

1 ! 
m 


sin (p 
a 

V 


Winkel zwi- 
schen Oberfläche 
und Stromlinie 


c 

PQ 


Am Gletscherende 


• • • 


2325 


762 


720 


7,5 


0,960 


73<*50' 


19®0' 


Profil I . 


■ ■{'■ 


Rand i 


< 2466 


641 


635 


22,8 


0,279 


16« 10' 


8*10' 


Mitte i 


2467 


490 


485 


27,5 


0,177 


10^10' 


7'' 20' 






r. 


Band 


2575 


400 


393 


35,8 


0,110 


6® 20' 


9^40' 


Profil III . 


. ' 




Mitte! 


2589 


373 


370 


37,2 


0,099 


5° 40' 


6® 20' 






, 


2583 


392 


388 


39,8 


0,0975 


5^35' 


6« 40' 






r. 


Rand 


1 2631 


406 


400 


41,6 


0,096 


5® 30' 


10® 0' 


Profil V . 


■ • 




Mittel ' 


, 2647 


208 


207 


46,5 


0,045 


2® 35' 


5^0' 








1 


2639 


270 


269 


46,7 


0,058 


3® 20' 


6*10' 




r. 

• • 


Band 


2716 


306 


303 


39,3 


0,077 


4"25' 


7*' 40' 


Profil VIII 


Mitte { 


2732 


195 


195 


49,6 


0,039 


2° 15' 


4*^20' 




2726 


222 


221 


48,3 


0,046 


2*40' 


4*'50' 


Kesselwand- 


( 


Mitte 


2503 


592 


540 


36,6 


0,144 


8*20' 


24° 0' 


femer 




1. 


Rand 

1 

1 


2505 


' 520 

1 


475 

1 


27,6 

1 


0,172 


9*'55' 


24<'0' 



Sehr deutlich kommt die Veränderung des Winkels zwischen 
Stromlinien und Gletscheroberfläche in einer Tabelle zum Ausdruck, 
welche H. F. Reid als das Ergebnis seiner diesbezüglichen Unter- 
suchungen am Fornogletscher (Schweiz), die in den Sommern 1896 



330 



Zehnter Abschnitt. 



und 1897 yorgenommen wurden, mitteilt. Die Zahlen der Tabelle sind 
Mittelwerte für ganze Reihen von Ablationsregeln , welche je in einem 



Fig. 62. 




Schneegrenze 



Profile des Gletschers angeordnet waren, 
profile zeigt Fig. 62. 



Die Anordnung der Meß- 



Lage der Linie 



Horizontale 

Ver- 
schiebung 
pro Jahr 



Ver- 
schiebung 
normal zur 
Oberfläche 



m 



m 



Winkel 

zwischen 

Stromlinie 

und 
Oberfläche 



Normal zur 
Oberfläche 
gemessener 
Betrag der 
Akkumula- 
tion (-[-) und 
Ablation ( — ) 

m 



Fimfeld .... 
Fimfeld .... 
Nahe der Firnlinie 
GletscherzuDge 



Gletscherende 



27 

28 

30,6 

32 

83,4 

22,9 

10,7 



-1,9 

— 1,5 

0,0 

+ 1.2 
+ 2,3 
+ 3,0 

+ 2,5 



+ 
+ 
+ 



4*30' 
3H5' 
0*0' 

2" 

4« 
7° 30' 



+ 13" 30' 



+ 3,6 
+ 3,0 

+ 1,2 

— 0,1 

— M 
-4,1 

-5,5 



Bewegung des Eises in der Gletscherzunge. Den Begriff 
des „stationären Gletschers'' kann man noch weiter schematisieren, als 
es bereits dargelegt wurde, ohne seine Anwendungsfähigkeit wesent- 
lich einzuschränken. Die Dicke ist bei den größeren Gletschern, 
namentlich im Firnfelde, sehr klein gegenüber der Länge und Breite. 
Selten beträgt sie ein Zehntel des letzteren. Dies führt zu der An» 
nähme: daß die Stromlinien von Teilchen, die in einem Momente senk- 
recht untereinander liegen, in ihrer ganzen Ausdehnung senkrecht unter- 
einander bleiben, also auf Yertikalzylindem liegen und sich zusammen 
mit den zugehörigen Bewegungslinien durch eine und dieselbe Kurve 
in einer Horizontalprojektion darstellen lassen. Die Übersichtlichkeit 
des Bildes gewinnt dadurch wesentlich. 



Mathematische Theorie der Oletgcherbeweguug. 331 

Nehmen wir nun noch einige Hypothesen hinzu, so sind wir in 
der Lage, auf Grund der Betrachtungen über den stationären Zustand 
eine sehr ins Einzebie gehende Beschreibung der Gletscherzunge zu 
gewinnen. Es sei vorausgesetzt, daJß die Zunge eine starke Längs- 
entwickelung zeige, Breite und Dicke im Verhältnis zur Länge klein 
seien, daß die Längsachse nur schwach gekrümmt sei und keine un- 
Yermittelten Gefälls- und Querschnittsänderungen besitze. Dann sind 
die Stromlinien unter sich, zur Gletscherachse, zum Grunde und zur 
Oberfläche annähernd parallel (die Randgebiete ausgenommen). Diesem 
Umstände tragen wir dadurch Eechnung, daß wir die kleinen Nei- 
gungswinkel, welche die Stromlinien mit den benachbarten Stellen der 
Gletscherachse einschließen, mit ihren Sinus und Tangenten vertauschen 
und deren Kosinus gleich Eins setzen. Unter dieser Annahme können 
wir von ebenen, zur Gletscherachse senkrechten Querschnitten 
sprechen. Ist die Neigung des Gletschers gering, so lassen sich die 
Querschnitte vertikal nehmen, was der Einfachheit halber im folgenden 
vorausgesetzt sei. 

Die aufeinander folgenden Querschnitte sind Punkt für Punkt 
durch die Stromlinien aufeinander abgebildet. Es sei nun dFi ein 
kleines Stück des ersten Querschnittes mit der Geschwindigkeit Vi, 
dF2 das bei der Abbildung entsprechende Stück des zweiten Quer- 
schnittes mit der Geschwindigkeit V2' Bei stationärer Strömung ist 
dann notwendig dFi.Vi = dF^'V^, Die beiden Seiten der Gleichung 
stellen nämlich unter den früher gemachten Voraussetzungen die durch 
die Querschnitte in der Zeiteinheit gehenden Eismengen dar. Die Glei- 
chung läßt sich auch so schreiben: dFi : dF^ = v^ : Vi und ist die 
Kontinuitätsbedingung für das Innere des Gletschers. 

Da bei unserer Abbildung den mittleren Teilen des einen Quer- 
schnittes auch mittlere Teile des anderen, Randteilen des einen auch 
Randteile des anderen entsprechen, da nach der Erfahrung und nach 
allgemein mechanischen Lehrsätzen die Geschwindigkeiten in jedem 
Querschnitte so verteilt sind, daß sie von der Mitte und dem oberen 
Rande gegen die Seiten und den Grund hin abnehmen, so müssen auch 
stark bewegten Teilen des einen Querschnittes stark bewegte des an- 
deren, und solchen mit geringen Geschwindigkeiten im einen auch Teile 
mit kleinen Geschwindigkeiten im anderen Querschnitte zugeordnet 
sein. Dies rechtfertigt bis zu einem gewissen Grade die Annahme, daß 
das Verhältnis v^ : v^ nur innerhalb geringer Grenzen variiert; wir 
setzen es als konstant und gleich dem Verhältnis V^ : Vi der mitt- 
leren Geschwindigkeiten für beide Querschnitte voraus. Das ist die 
Bedingung der Äquivalenz der Abbildung der Querschnitte in- 
einander, welche übrigens auch für die Abbildung der Oberfläche des 
Firnfeldes auf die Oberfläche des Abschmelzgebietes annähernd gilt, 
denn dort entsprechen unter sich gleich großen Flächen des einen Gebietes 
auch unter sich gleich große Flächen des anderen, weil den stark er- 



332 Zehnter Abschnitt. 

nährten, hoch gelegenen und randlichen Teilen des Firnfeldes anch 
stark abschmelzende, tief gelegene und randliche Teile der Gletscher- 
zunge zugeordnet sind, während den wenig ernährten Partien nahe an 
der Firnlinie auch wenig abschmelzende unterhalb derselben gegen- 
überstehen. 

Durch die Bedingung der äquivalenten Abbildung wird das System 
der Stromlinien ganz unabhängig von der Verteilung der Geschwindig- 
keiten in einem Querschnitte ; doch ist damit die Abbildung selbst noch 
nicht bestimmt. £s ist notwendig, daß man zwei einander zugeordnete 
Linienscharen kennt. Diese ergeben sich aus der früheren Festsetzung, 
daß die Stromlinien senkrecht untereinander befindlicher Teilchen auf 
einem Yertikalzy linder liegen; dann gehen vertikale Linien des einen 
Querschnittes bei der Abbildung in vertikale Linien des anderen über. 
Für einen nicht abschmelzenden Gletscher wird bei dieser Annahme die 
Form der Stromlinien nicht nur unabhängig von der Verteilung der 
Geschwindigkeit im Querschnitte, sondern sie bestimmt sich ausschließ- 
lich durch die Gestalt des Bettes. Ist die Geschwindigkeitsverteilung in 
einem Querschnitte bekannt, so ist sie nach den getroffenen Annahmen 
in aUen übrigen durch die Querschnittsform bedingt. Wenn wir die 
Querschnitte als Rechtecke mit vertikalen Wänden voraussetzen und 
von der Ablation absehen, so erscheint die Bewegung, welche die Eis- 
masse erfährt, als homogene Deformation, d. h. eine Art Auswalzung 
bzw. Zusammenpressung in vertikaler und horizontaler Richtung, deren 
Wirkung sich über die Dicke und Breite des Querschnittes gleichmäßig 
verteilt. Bei unregelmäßig gestalteten Querschnitten hat man sich 
beide Querschnitte in gleich viele, unter sich gleich große vertikale 
Streifen zerlegt zu denken. Dann findet die Auswalzung der den einen 
Streifen passierenden Eismasse in die Form des anderen entsprechenden 
Streifens im zweiten Querschnitte statt. 

Einfluß der Abschmelzung auf die Bewegung. Es ist ein 

wesentlicher Vorzug der Finsterwalderschen Theorie, daß sie erlaubt, 
den Einfluß der Ablation bei einer bewegten Eismasse zu berücksichtigen. 
Bewegung und Abschmelzung zusammen bedingen ja erst die Form der 
Gletscherzunge und es wäre zwecklos, eins von beiden Momenten ohne 
Rücksicht auf das andere näher zu untersuchen. 

Kennt man bei zwei benachbarten Querschnitten die Verteilung 
der Geschwindigkeit an der Oberfläche, dann ist auch die Zeit bekannt, 
welche eine Eispartie braucht, um den Weg zum unterhalb liegenden 
Querschnitte zurückzulegen. Diese Zeit ist für die Gletschermitte 
kleiner als für den Rand. Man kann nun, falls mau die Beträge der 
Ablation pro Zeiteinheit kennt, die Eisdicken berechnen, die an den 
verschiedenen Stellen des oberen Randes vom ersten Querschnitte ver- 
loren gehen, bis das Eis den unteren Querschnitt erreicht. Diese Eis- 
dicken zieht man vom oberen Rande des ersten Profils ab, der Rest 



Mathematische Theorie der Gletscberbewegung. 333 

geht in den zweiten Querschnitt über, genau wie bei einem nicht 
abschmelzenden Gletscher. Die äquivalente Abbildung gibt die Ge- 
schwindigkeitsverteilung im zweiten Querschnitte. Die Linien gleicher 
Geschwindigkeit des ersten Querschnittes gehen in die Linien gleicher 
Geschwindigkeit des zweiten über, die Geschwindigkeiten selbst ver- 
ändern sich umgekehrt, wie die abgebildeten Querschnitte. 

Auf solche Weise ist man imstande, nach Zerlegung des Gletschers 
durch eine größere Zahl von Querschnitten schrittweise die Bewegung 
von einem Querschnitte zum anderen zu verfolgen. Man braucht dazu 
außer den Ablationszahlen vor allem die Form der Querschnitte, deren 
Ausmessung an bestehenden Gletschern große Schwierigkeiten im Wege 
stehen, femer die Geschwindigkeitsverteilung in einem Querschnitte, 
die der direkten Ermittelung noch weniger zugänglich ist als die 
Profilform. Aber an Stelle der Verteilung der Geschwindigkeit in einem 
Querschnitte kann ebensogut die an der Oberfläche treten, denn diese 
ist, wenn auch kein senkrechter, so doch auch ein die Stromlinien 
durchsetzender Querschnitt, und solange die Ablation nicht sehr geringe 
Beträge ausmacht, ist der Schluß von der Oberflächengeschwindigkeit 
auf die Innengeschwindigkeit des Gletschers ziemlich sicher zu ziehen. 
Zum Übergange von einem Querschnitt in den anderen ist die Kennt- 
nis der Oberflächengeschwindigkeit notwendig, damit der Ablations- 
verlust berechnet werden kann; kennt man diesen, so lassen sich die 
durch die Ablation verminderten Querschnitte finden und nach unten 
in die benachbarten unverminderten abbilden. Diese aufeinander fol- 
genden Abbildungen ergeben das System der Stromlinien und dieses 
bezieht die Oberfläche der Gletscherzunge auf den obersten Querschnitt, 
in welchem es die Verteilung der Geschwindigkeiten bestimmt. 

Der Zusammenhang zwischen Bewegungs- und Stromlinien, die 
beim Übergange von einem zum folgenden Querschnitte durch Ablation 
verloren gehenden Eismengen und die Tiefe des Gletschers in den ver- 
schiedenen Querschnitten können aus Fig. 63 (a. f. S.) ersehen werden. 
Dieselbe ist eine axonometrische Darstellung desjenigen Teiles der Hinter- 
eisfemerzunge , für welchen aus den Ablations- und Geschwindigkeits- 
messungen von Blümcke und mir die Querschnitte unter Anwendung 
der Finsterwalderschen Theorie rekonstruiert wurden. Die Quer- 
schnittsebenen, sowie die zu den Beweguugslinien der Oberfläche 
gehörigen Vertikalzylinder sind in der Figur als undurchsichtig an- 
genommen, und in jedem dieser Zylinder sind, soweit er von anderen 
nicht verdeckt ist, die Stromlinien eingezeichnet, welche in den einzelnen 
Querschnitten an die Oberfläche treten. Die weiß gelassenen Teüe der 
Zylinderflächen entsprechen den Eisdicken, die während der Bewegung 
von einem bis zum nächsten Querschnitte abschmelzen. 

Die Figur ist aus zwei anderen entstanden, von denen die eine 
unmittelbar der Beobachtung entspricht und die Horizontalprojektionen 
der Bewegnngslinien enthält; sie wurde auch zur Konstruktion der 



Zehnter Abschnitt. 



Mathematische Theorie der Gletscherbewegung. 335 

Fig. 20 benutzt. Das zweite Bild, das zur Herstellung der Fig. 63 
Verwendung fand, stellt die Querschnitfsformen in den Profilen der 
acht Steinlinien dar. Die letzteren wurden zunächst unter der An- 
nahme bestimmt, daß die Geschwindigkeit, die an einer Stelle der 
Gletscheroberfläche gemessen wurde, auch für alle senkrecht darunter 
liegenden Eisteile gelte und daß der Gletscher stationär sei. Später 
wurde die Einsenkung der Oberfläche berücksichtigt und mit Benutzung 
des für die Bohrlöcher von 67 und 85 m Tiefe ermittelten Wertes 5 : 3 
für das Verhältnis der Oberflächengeschwindigkeit zur mittleren Quer- 
schnittsgeschwindigkeit in jedem der durch die Bewegungslinien ab- 
gegrenzten Teilgletscher, konnten dann die „wahrscheinlichen*^ Formen 
der einzelnen Querschnitte bestimmt werden. (Diese wurden bei Kon- 
struktion der Fig. 63 verwendet.) Dabei ergab sich eine weitere 
Schwierigkeit beim Übergange vom Rande in das unterste Feld eines 
Teilgletschers. Wenn nämlich die Bedingung der Äquivalenz allein 
eingehalten wurde, so fanden sich häufig in den oberen Querschnitten 
für tiefer liegende Eispartien größere Geschwindigkeiten als für höher 
liegende. Deshalb wurden besonders in den Band gebieten Korrektureu 
derart angebracht, daß allenthalben die Geschwindigkeit von der Ober- 
fläche gegen den Grund zu kleiner wurde, wie es bei der Finster- 
walde r sehen Konstruktion aus der bekannten Geschwindigkeitsverteilung 
an der Oberfläche und den bekannten Querschnitten der Fall ist. 

Bewegung im Innern des Firns« Kennt man den Verlauf 
der Bewegungslinien im Firn und die Größe des Firnzuwachses an 
den einzelnen Stellen des Nährgebietes, so kann die Beschreibung der 
Eisbewegung in diesem Teile des Gletschers mit ebenso weitgehender 
Detaillierung, wie für die Gletscherzunge, durchgeführt werden. Vor- 
läufig fehlen die notwendigen Daten heute noch ebenso, wie 1897, als 
Finster walder mit seiner Theorie an die Öffentlichkeit trat; die Aus- 
sicht, daß in einigen Jahren wenigstens für den Hintereisfemer die 
notwendigen Messungen im Firnfelde hinreichend weit ausgedehnt und 
lange genug fortgesetzt werden, ist allerdings vorhanden. 

Die Veränderung, welche die Schichtflächen im Laufe der 
Zeit durch die Bewegung erfahren, untersucht Fiusterwalder 
weiter, indem er dieselben Stetigkeitsschlüsse, wie für die Gletscher- 
zunge, hierauf anwendet. Er sagt: 

Denken wir auf unseren stationären Gletscher am Schlüsse eines 
jeden Jahres eine gefärbte Schicht aufgetragen, so wird dieselbe infolge 
der fortschreitenden Akkumulation und Bewegung ins Innere des Glet- 
schers wandern. Der Platz, den sie am Schlüsse eines späteren Jahres 
dort einnimmt, wird im Jahre darauf von der nachfolgenden Schicht 
okkupiert und so ist das ganze Innere des Gletschers mit gefärbten 
Flächen in regelmäßigen Abständen erfüllt, die durch die Bewegung 
der Reihe nach ineinander übergehen. So entsteht die Schichtung des 
stationären Gletschers. Wir isolieren aus dem Gletscher einen beliebig 



33ti Zehnter Abeehnitt 

achmaleii Teilgletscher, der seitlich von ^vei vertikalen zflindriecheii 
Flächen begrenzt sein möge. Seine Horizontalprojektion sei AB 
(Fig. 64). Die Breiten und Dicken dieaes Teilgletschera seien bekannt; 
ebenso der Betrag der Akkumulation oder AbUition an den verschie- 
denen Stollen. Nehmen wir dann noch die Bedingung hinzu, daß die 
{Querschnitte bei der Bewegung äquivalent ineinander ahgebildet werden, 
so ist die Strömung in diesem Teilgletacher vollständig bestimmt. Der 
Fall liegt ganz ähnlich, wie Früher bei der Gletscherzunge; die Quer- 




schnitte sind hier nur Rechteoke und die äquivalenten Abbildungen 
derselben ineinander sind affin. Die Annahme der Äquivalenz der Ab- 
bildung hat hier die Bedeutung, daß das Gesetz der Geschwindigkeits- 
abnahme nach der Tiefe in allen Querschnitten analog ist. X^ne solche 
Bewegung ist in Fig. 64 im Aufriß dargestellt. Die strichjmnktierte 
T.inie gibt den Auftrag bzw. die Abschmelzung in fünf Jahren an, die 
ausgezogenen Linien zeigen die Schichtung von fünf zu fünf Jahren; 
die punktierten Linien sind die Stromlinien. 

Verfolgen wir die gegenseitige Lage beider Linien Systeme. Die 
Stromlinien fallen gegen die Oberflächen schiebt unter bestimmten 



Mathematisclie Theorie der Gletscherbewegung. 337 

Winkeln ein, die nach oben zu wegen der stärkeren Akkumulation 
und der geringeren Bewegung immer gröJßer werden. Diese Winkel 
erhalten sich, wenn auch nicht der GröJße, so doch dem Sinne nach wäh- 
rend der Wanderung der Oberflächenschicht durch den Gletscher. Ein 
solcher Winkel ist also auch beim Austritt der Schicht an der Ab- 
schmelzungsfläche vorhanden, und er ist grÖJßer für die tieferen, weiter 
unten austretenden Schichten Nun treten aber die Stromlinien selbst 
unter bestimmten Winkeln (p aus der Abschmelzungsfläche heraus, die 
wiederum für die unteren Teile gröJßer sind als für die oberen. Diese 
Winkel (p addieren sich zu den aus der Deformation der Winkel <P 
entstandenen und unter Winkeln, die gleich der Summe beider sind, 
schneiden die Schichtflächen die Abschmelzungsfläche. Damit erklärt 
sich zur Genüge die oft beobachtete Tatsache des Aufrichtens der 
Schichtflächen gegen das Gletscher ende zu. Berücksichtigt man nicht 
nur die Geschwindigkeitsverminderung vom Firn gegen das Ende zu, 
sondern auch jene von der Mitte gegen den Rand zu, so erklärt sich 
auch die Form der „Ogiven'' an den verschiedenen Stellen der Gletscher- 
zunge. 

Finsterwalder zeigt damit durch rein geometrische Betrach- 
tungen, wie die Fimschichten allmählich in löffelartige Lagen der 
Gletscherzunge übergehen müssen und hat dadurch einen Erfolg seiner 
Theorie, welcher nicht nur durch die S. 170u.f. erwähnten Experimente, 
sondern durch eine Reihe direkter Beobachtungen an den Gletschern 
gesichert ist. Ein weiteres Ergebnis der Theorie ist die vollständig 
befriedigende Aufklärung, welche sie über die bis dahin recht unsicher 
beantwortete Frage nach dem Grunde der Geschwindigkeitsabnahme 
gegen das Gletscherende gibt. „Es genügt vollständig, die oberfläch- 
liche Ablation und die dadurch erzeugte Verminderung der strömenden 
Eismassen in Betracht zu ziehen, um bei den auftretenden Gletscher- 
formen die Erscheinung vorauszusehen.^ Würde die Geschwindigkeit 
eines Gletschers gegen das Ende zu wachsen, so müßte dieses einen 
gegen die Gletscherachse konvex gekrümmten Rand haben und eine 
Pfeilspitzen ähnliche Form annehmen. 

Auch das Stranden der Bewegungslinien ist auf dieser theo- 
retischen Grundlage leicht vorauszusagen. Da die Geschwindigkeit des 
Eises am Rande geringer ist als in der Mitte, so müssen die langsamer 
bewegten Eismassen bei Zurücklegung desselben Weges, wie die nahe 
der Achse befindlichen, mehr abschmelzen und der zur Erhaltung der 
Form des stationären Gletschers notwendige Ersatz kann nur durch 
eine Querströmung von der Mitte aus beschafft werden. 

Über die Strömungstheorie, wie sie hier auseinandergesetzt wurde, 
ist im allgemeinen noch folgendes zu bemerken. Ihre grundlegenden 
Voraussetzungen sind die Stetigkeit der Bewegung und deren Ersatz 
durch eine stationäre. Aus ihr und aus der Auffassung der Moränen 
als Erzeugnisse von Stetigkeitsunterbrechungen folgt die ganze Moränen- 

Hefi, Die Gletscher. 22 



338 Zehnter Abschnitt. 

theorie, sowie das Ein- und Austauchen der Stromlinien. Die Winkel- 
beziehung des Ein- und Austauchens ergibt sich erst aus der Annahme 
der Unzusammendrückbarkeit ; ebenso die Veränderung der Schicht- 
flachen. Sekundärer Natur sind die Annahmen der äquivalenten Ab- 
bildung der Oberflächen und Querschnitte und von der Deckung der 
Projektionen der Strom- und Bewegungslinien. 

Anwenduiigen der Strömungstheorie. 

Das mechanische Bild der stationären Strömung, wie es Finster- 
wald er in die Theorie der Gletscherbewegung einführte, leistet viel 
mehr, als die theoretischen Versuche, die früher erwähnt wurden, an 
Aufklärung verschafl^ten. Wir können den Vorgang der Eisbewegung 
bis ins kleinste verfolgen , wir können jede beliebige Form des Geländes 
für die Betrachtungen zugrunde legen und haben nicht notwendig, von 
den bekannten physikalischen E^enschaften nur eine oder die andere 
hervorzuheben und die übrigen zu vernachlässigen; wir brauchen, um 
die theoretischen Erörterungen pflegen zu können, keine einzige An- 
nahme zu machen, welche mit den Verhältnissen, unter denen das Eis 
in der Natur sich bewegt, im Widerspruch wäre. Dazu kommt, daß 
eine ganze Anzahl der Größen, die sonst nur durch schwierige Inte- 
grationen für geometrisch wohl definierte Querschnittsformen usw. be- 
stimmt werden können, für ganz beliebige, wenn nur bekannte Ge- 
stalten im Gelände auf graphischem Wege mit weitgehender Genauigkeit 
anzugeben sind. Das gewährleistet eine vielseitige und bequeme Ver- 
wendbarkeit der Theorie und es bleibt nur noch die Frage zu erledigen, 
ob dieselbe auch auf gewöhnliche wirkliche Gletscher, die von dem 
idealen stationären Gletscher in mancher Hinsicht abweichen, an- 
wendbar ist. 

Solange ein Gletscher annähernd stationär ist, also seine 
Abschmelz- und Emährungsbediuguugen nur kleinen Schwankungen 
unt-erworfen sind, werden die bewegenden Kräfte auch nur geringe 
Änderungen erfahren, und wenn vorausgesetzt wird, daß die Strom- 
linien bei der geänderten Bewegung dieselben bleiben, daß also auch 
die Bewegungslinien und damit die Unterteilung des Gletschers in der 
Hauptsache die gleiche bleibt, so kann ohne besondere Schwierigkeit 
die ganze Folge von Stetigkeitsbetrachtungen übertragen werden 
auf den Fall eines Gletschers, der bei konstantem Auftrag mit zu- 
nehmender Ablation oder bei abnehmenden Niederschlagsmengen mit 
gleichbleibender Abschmelzung oder auch bei geringer Zunahme des 
Auftrages und wenig veränderter Ablation seine Bewegung ausführt. 
Für langsam abschmelzende Gletscher ist die Annahme der Permanenz 
der Stromlinien jedenfalls in hohem Maße gerechtfertigt; das zeigen 
die Ablagerungen von Innen- und Mittelmoränen am Vemagtfemer, 
deren Horizontalprojektion sich fast genau mit der der ehemaligen 



Anwendungen der Strömungstheorie. 339 

Sohattwälle auf dem Eise deckt. Bei Gletschern, welche sich im Rück- 
zugsstadium befinden, senkt sich also die Oberfläche wegen der den 
Nachschub übersteigenden Abschmelzung; die Stromlinien treten schon 
näher an der Wurzel der Gletscherzunge an die Oberfläche und die 
Höhe der Ufermoränen ist an den einzelnen Stellen proportional zu den 
durchschnittlichen Ablationsbeträgen. 

Langsam abschmelzender Gletscher. Nach den vorstehen- 
den Ausführungen ist die Anwendung des Strömungsbildes , wie es 
Finsterwal der für den stationären Gletscher entworfen hat, auf einen 
in langsamem Rückgang befindlichen Eisstrom wie der Hintereisfemer 
zulässig, insbesondere, wenn für die einzelnen Querschnitte die Differenz 
zwischen Nachschub und Abschmelzung, die Einsenkung der Oberfläche 
berücksichtigt wird. Die für den Hintereisfemer mit Verwertung all 
dieser aus Beobachtungen bekannten Größen ausgeführten Profil- 
konstruktionen haben, wie bereits bemerkt wurde, mit der Voraus- 
setzung durchgeführt werden können, daß die Geschwindigkeit sich 
von der Oberfläche gegen die Gletschersohle nicht ändert. Ejrst auf 
Grund der Bohrungsergebnisse konnte dann das Verhältnis zwischen 
Oberflächen- und mittlerer Querschnittsgeschwindigkeit gefunden werden 
und die nun zu wiederholende Abbildong der einzelnen Querschnitte 
in die höher gelegenen führt zur Kenntnis der GeschwindigkeitsYerteilung 
in denselben und damit auch zur Aufstellung des Gesetzes, nach 
welchem die Geschwindigkeit des Eises mit der Tiefe abnimmt. Soweit 
es sich bis jetzt übersehen läßt, ist kaum eine große Abweichung von 
dem Resultate zu erwarten, das Blümcke und ich 1899 erhielten und 
zur folgenden Ableitung benutzten. 

Die weitgehende Ähnlichkeit zwischen der Bewegung des strömen- 
den Wassers und der des Eises legt es nahe, die in der Wasserbau- 
technik gebräuchlichen Formeln, welche den Zusammenhang zwischen 
Geschwindigkeit, Querschnitt, benetztem Umfange und Gefälle dar- 
stellen und unter Benutzung yon Koeffizienten, die auf praktischem 
Wege ermittelt wurden, die Resultate schwieriger Rechnungen ersetzen, 
auch auf die Gletscher zu übertragen. 

Als eine solche wählten Blümcke und ich die von Eytelwein in 
folgende Gestalt gebrachte Gleichung: 



v = K'Y 



u 



worin v die mittlere Querschnittsgeschwindigkeit, q den Querschnitt, 
u den benetzten Umfang, s das Oberflächengefälle und K eine von 
der Rauhigkeit des Bettes and auch von der Geschwindigkeit ab- 
hängige Größe ist. 

Da aus den Querschnitten und der Geschwindigkeitsverteilung in 
denselben v, g und u, aus der Karte für die einzelnen Profile der Wert 
von s bestimmt werden konnte, so erlaubten uns die für den Hinter- 

22* 



340 Zehnter Abechnitt. 

eisfemer erhaltenen Daten, den Wert des Koeffizienten K zu berechnen, 
der sich, wie für Wasser, ebenfalls yon der Geschwindigkeit abhangig 
erwies und zwischen 3.10""^ und 15 . lO—^m'^soc gefunden wurde. 
(Für Wasser wird K = 36,4 bis Ö5,9m^/*/sec gfesetzt, wenn v zwischen 
0,1 und 3,0m/8eo liegt.) In erster Annäherung ergab sich der Zu- 
sammenhang zwischen v und K beim Hintereisfemer zu 

K= 4,41 -f 0,122 V 

und damit ./ — 

y rs 



V = 4,41 



1 — 0,122 Vrs 



wobei r (Profilradius) für — gesetzt wurde. 

Die Formel liefert nur so lange positive Werte für t;, als yr^ 

kleiner als 7— rz^ ist. Das würde heißen: für sehr fifroJße Profilradien, 
0,122 ^ 

also für sehr tiefe und breite Gletscher kann die Neigung nur 

gering sein. 

Selbstverständlich kann diese Formel nur Geltung beanspruchen 
für Gletscher, die unter ähnlichen Existenzbedingungen stehen, wie der 
Hintereisfemer; für andere wird der Wert von K wesentlich anders 
werden können, da die Beschaffenheit ihrer Unterlage, lüsbrüche in der 
Nähe der betrachteten Querschnitte und sonstige Unregelmäßigkeiten 
des Gletscherbettes denselben beeinflussen müssen. Sind die Quer* 
Schnittsformen mit Hilfe der Bohrungen genauer ermittelt, als 1899> 
so werden sich wohl auch die Zahlenwerte obiger Formel etwas ändern ; 
das Hauptergebnis aber dürfte dasselbe bleiben. 

Grundlage für die Richtigkeit der Eytelweinschen Formel ist, 
daß die bewegende Kraft des in Flüssen und Kanälen bewegten Wassers 
nur yon der Neigung seiner Oberfläche herrührt und daß der Be- 
wegungswiderstand, den es zu überwinden hat, gleich seiner Bewegungs- 
energie ist. 

Jahreszeitliche Schwankungen. Benutzt man also die Formel 
für Eis, so ist dabei vorausgesetzt, daß die Druckverhältnisse im Firn, 
welche das Abfließen des Eises in der Gletscherzunge sicherlich in 
hohem Maße beeinflussen, unverändert bleiben. In Wirklichkeit ist 
dies jedoch nicht der Fall. Die Niederschläge verteilen sich der Zeit 
nach durchaus nicht gleichmäßig über den Firn; ja für die verschie- 
denen Gletschergebiete ist die Zeit der stärksten Niederschläge durch- 
aus ungleich imd meist auch in aufeinanderfolgenden Jahren ver- 
schieden. Die Anwendung unserer Formel setzt weiterhin voraus, daß 
auch die Verhältnisse der Gletscherzunge zeitlichen Änderungen nur 
in geringem Maße unterworfen sind, denn auf Grund dieser Annahme 
sind die Querschnitte und die daraus abgeleiteten Größen gefunden. 
Hier haben wir aber jahreszeitliche Änderungen, die mit großer Begel- 
mäßigkeit eintreten, denn die Abschmelzung hört im Winter auf. Das 



Vorschreitender Gletscher. 341 

bedingt eine Zunahme der Gletscherdicke im Laufe des längsten Teiles 
eines Jahres und für den Hintereisferner folgen daraus Unterschiede 
in der Tiefe des Eises yon 7,2 bis 2,0 m. Wenn wir dies berücksich- 
tigen, 80 ergeben sich unter Anwendung unserer Formel jahreszeitliche 
Schwankungen der Geschwindigkeit, die, je nach der Höhenlage des 
Beobachtungsquerschnittes, 0,5 bis 9 Proz. ausmachen können. Die 
Extreme würden auf Juni und Oktober fallen, die Monate, in welchen 
bei beginnender Abschmelzung Querschnitte und Geschwindigkeiten 
die größten, bzw. bei beginnender Schneebedeckung der Gletscher- 
zunge die Querschnitte die kleinsten Werte des Jahres hätten und 
demgemäß auch die geringsten Geschwindigkeiten auftreten müßten. 
Dies scheint mir ein beachtenswertes Moment für die Beurteilung der 
Messungen der Eisgeschwindigkeit in verschiedenen Jahreszeiten zu 
sein. Werden z. B. die Sommergeschwindigkeiten kurz nach der Schnee- 
schmelze gemessen, so werden sie groß gegenüber der mittleren Jahres- 
geschwindigkeit ausfallen; Messungen, die kurz vor Beginn des Hoch- 
gebirgswinters ausgeführt werden, müssen kleinere als die Jahres- 
geschwindigkeiten liefern, und wenn sich die Beobachtungen über den 
ganzen Sommer erstrecken, würden bei einem Gletscher, der in auf- 
einanderfolgenden Jahren nahezu den gleichen Stand behält, die mitt- 
leren Sommergeschwindigkeiten den mittleren Jahresgeschwindigkeiten 
gleich sein. Dabei ist natürlich wieder angenommen, daß sich die 
Ablation gleichmäßig über die Sommermonate verteilt. Können auch 
deren Schwankungen noch beachtet werden, so mag es für einzelne Fälle 
ganz gut möglich sein zu zeigen, warum die eine Messungsreihe keine, 
eine andere dagegen recht beträchtliche Vergrößerungen der Sommer- 
geschwindigkeiten ergibt. Dazu kommt noch der Mnfluß, den die 
zeitliche Verteilung der Niederschläge im Fimfeld ausübt. Fällt die 
Hauptmasse derselben während der Sommermonate oder gar beim Über- 
gang vom Winter zum Sommer wie in Wirklichkeit, während der 
Winter fast niederschlagsfrei ist, so kommen unter Umständen recht 
bedeutende Druckschwankungen im Fimfelde vor. Tritt für den 
Hintereisfemer in einem Jahre eine solche Niederschlagsverteilung ein, 
so wird die mittlere Tiefe, die zu beiläufig 50 m angenommen sei, eine 
Schwankung von etwa 1 m, also 2 Proz., und, da die Abflußgeschwindig- 
keit dem Quadrate des Druckes und damit wohl auch dem Quadrate 
der mittleren Tiefe proportional ist, die Geschwindigkeit in der Zunge 
eine Schwankung von 4 Proz. durchmachen. Man sieht, es lassen sich 
auf diesem Wege schon ziemlich bedeutende Änderungen der Ge- 
schwindigkeit in den einzelnen Jahreszeiten erklären. 

Yorschreitender Gletscher. Wenn der Nachschub aus dem 
Fimfeld die abschmelzende Menge übertrifft, so wird man, so lange es 
sich nur um geringe Änderungen gegenüber dem stationären Gletscher 
handelt, Konstanz der Stromlinien voraussetzen dürfen. Bei raschem 
Anwachsen aber, bei Vorstößen, wie sie der Vemagtfemer zeitweise 



342 



Zehnter Abushnitt. 



aUBFQbrt, treten mindestenB in den Randgebieten eo bedeutende Ver- 
änderungen eis, daß von einer Beständigkeit der Stromlinien in diesen 
Gebieten kaum gesprochen werden darf. 
g I g 8 In seinen axialen Teilen jedoch zeigt der 

Vemagtfemer während dea Voratoßes vom 
Ende des 19. Jahrhunderts ann&hemd die 
gleiche Horizontal projektion der Bewe- 
gungalinien wie vor dem Eintritt des 
WachstumB. Es ist nicht ohne Interesse, 
einen Versuch dnrch zuführen, bei welchem 
unter der Annahme, die Stromlinien seien 
unverändert und überall parallel zom 
tiletschergrund geblieben, die Änderung 
eines Längsprofiles im Laufe des Vorstoßes 
F verfolgt wird. Denken wir uns einen von 

1 zwei Bewegungslinien and deren zuge- 
ff hörigen Vertikalzylindem begrenzten Teü- 
S' gletscher nahe der Achse und betrachten 
e wir die Verschiebung, welche die Ober- 
C fläche der ületscherzonge von einem Profil 
£ an abw&rts erfährt, während dio Geschwin- 
g ^' digkeit nach dem Gesetze annimmt, wie 
3 o es für die Veränderungen des Vemagt- 
a, gletsobers aus den Beobachtungen gewon- 
" nen wurde. Das Ausj^angsprofil sei un- 

2 veränderlich und die Geschwindigkeit habe 
S in demselben stets dieselbe Verteilung wie 
B bei reduziertem Gletscher stände, sie nehme 

3 also an allen Stellen des Querschnittes in 
3 dem gleichen Verhältnis zu wie au der 

Oberfläche. 

Dann muß sich in einer von lauter 
Stromlinien begrenzten Röhre nach der 
Kontinuitätsgleichung für das Gletscher- 
innere in allen abwärts gelegenen Quer- 
schnitten der Röhre die (ie seh windigkeit 
gleichzeitig in demselben Verhältnis 
ändern. Wir können dann, wenn die 
ursprüngliche Geschwindigkeit fOr die ein- 
zelnen Punkte der Gletscheroberfl&che be- 
kannt ist, die Stelle, bis zu welcher ein 
OberflächenteÜoben auf seiner Stromlinie 
vorrückt, genau angeben. Ist die Größe der Abschmelznng bekannt, 
so weiß man auch, um wieviel die wirkliebe Oberfläche niedriger 
liegen muß als der ermittelte Punkt Man kann also den Verlauf 



Vorschreitender Oletscher. 



343 



der Oberflächenbegrenzung des TeilgletBchers für jeden Zeitpunkt 
angeben. 

Auf diese Weise entstand Fig. 65, ein Längsprofil des vor schrei- 
tenden Yemagtgletschers , fflr dessen Veränderungen die Geschwindig- 
keiten nach dem durch die Kurve S. 298 gegebenen Gesetz, die Ab- 
lationsbetrftge: 



Höhe 
m 


Ablation 
m/Jahr 


Höhe 
m 


Ablation 
m/Jahr 


2550 
2600 
2650 


6,0 
5,5 
4,9 


2700 
2750 
2ß00 


4,0 
3,2 
2,5 



und die Anfangsgeschwindigkeit 15m für 1889 zugrunde gelegt 
wurden. Die Kurve der Geschwindigkeiten wurde durch eine Gleichung 
Vt = «'q* +*"* + /*'* gegeben angenommen, in welcher t'o die Geschwin- 
digkeiten beim Beginn des Vorstoßes , t die seit diesem Moment ver- 
laufene Zeit (Jahre), a und ß Zahlen bedeuten. Der Querschnitt des 
Steinlinienprofiles wurde als unverändert vorausgesetzt. * 

Ein Vergleich der Fig. 65 und 58 (S. 299) lehrt, wie weit die 
Übereinstimmung zwischen den aus den Beobachtungen erhaltenen 
Längsprofilen des vorstoßenden Vemagtferners mit denen, die unter 
obigen Annahmen entstanden, vorhanden ist. Das rasche Vor- 
schreiten der Schwellung erscheint danach teilweise als eine 
Folge der Kontinuitätsbedingung, nach welcher gleichzeitig 
in allen Querschnitten die Veränderung der Geschwindigkeit 
im gleichen Sinne vor sich geht. Der Be wegungs z u s t a n d eilt 
der bewegenden Masse weit voraus. Die in Fig. 65 eingezeichneten 
Lagen des Ausgangsprofiles in den aufeinanderfolgenden Jahrgängen 
zeigen, wie die demselben vorgelagerte Gletschermasse allmählich defor- 
miert und mit Hilfe der Abschmelzung immer kleiner wird. Die beiden 
schraffierten Flächenstücke stellen den Rest der ursprünglichen Eis- 
masse dar und zwar einmal für den im Rückzugs Stadium gleichmäßig 
abschmelzenden, reduzierten Gletscher und das andere Mal nach den 
Veränderungen, die sie während des Vorrückens durchgemacht hat. 
Die Flächenstücke verhalten sich umgekehrt wie die zugehörigen mitt- 
leren Breiten des Teilgletschers. 

Würde man für die übrigen Teilgletscher, in welche man den 
Vernagtferner zerlegen kann, die Konstruktion in der gleichen Weise 
durchführen, so könnte man Bilder des Gletschers für verschiedene 
Zeitpunkte des Vorstoßes erhalten, welche denen, die aus den photo- 
graphischen Aufnahmen abgeleitet sind, ziemlich ähnlich wären. Man 
bemerkt jedoch beim Vergleich der Fig. 65 und 58, daß die rekon- 
struierte Gletscherzunge kürzer ist als die beobachtete. Das weist uns 



344 Zehnter Abschnitt. 

darauf hin, dajß während der Zunahme der Oberflächengeschwindigkeit 
die Veränderungen der Geschwindigkeit in den tiefer liegenden Teilen 
des Ausgangsquersclmittes nicht proportional denen der Oberflächen- 
geschwindigkeit, sondern rascher erfolgen. Je größer die letztere, 
um so weniger wird sie sich von der mittleren Qnerschnittsgeschwindig- 
keit unterscheiden. Das Gesetz, nach welchem diese Änderung in der 
Geschwindigkeitsverteilung stattfand, läßt sich, unter der Annahme 
permanenter, zum Gletschergrund paralleler Stromlinien durch Vergleich 
der rekonstruierten und der beobachteten Längsproflle bestimmen. 
Berücksichtigt man dabei die Schwankungen des Einströmungsquer- 
schnittes, welche aus den Messungen bekannt sind, so darf ein ziemlich 
hoher Genauigkeitsgrad erwartet werden. 

Während die Eismenge, welche die Vergrößerung der Zunge her- 
beiführte, aus dem Firnfelde floß, mußte der Druck, dem sie ihre Be- 
wegung verdankte, allmählich abnehmen. Da aber auch bei abneh- 
mendem Druck die einmal yorhandene Geschwindigkeit des Ausfließens 
längere Zeit beibehalten wird (vgl. S. 30), so kann der Zustand stärk- 
ster Bewegung in der Gletscherzunge längere Zeit anhalten. Je weiter 
aber die Entleerung des Beckens vor sich gegangen ist, um so weiter 
wird auch die Druckabnahme gediehen sein und von einem gewissen 
Zeitpunkte an reicht der reduzierte Druck nicht mehr hin, um die Eis- 
bewegung mit der Höchstgeschwindigkeit zu unterhalten. Von da an 
nimmt die Geschwindigkeit anfänglich sehr schnell (vgl. Fig. 57), 
später immer langsamer ab, bis wieder ein Minimalwert erreicht ist, 
wie er kurz vor einem neuen Vorstoß besteht. 

Solange die Geschwindigkeit noch groß genug ist, um den durch 
die Abschmelzung eintretenden Substanz verlu st am Zungenende zu er- 
setzen, kann dieses nicht zurückgehen, ja es kann sogar bei stark redu- 
zierter Geschwindigkeit noch ein Vorschreiten des Glet scherendes fest- 
zustellen sein. Am Ende der Vorstoßperiode ist der Gletscher wenigsten» 
der Form nach einige Zeit lang stationär; die Geschwindigkeit wird in 
allen Teilen weiter abnehmen und schließlich derart herabsinken , daß 
nicht mehr eine der ganzen in einer gewissen Zeit anfallenden Nieder- 
schlagsmenge entsprechende Eismasse in derselben Zeit das Firnfeld 
verläßt, sondern Ansammlung im Firn eintreten kann. 

Erst wenn der Druck der im Firnfeld aufgespeicherten Masse eine 
gewisse Größe erreicht, wird er hinreichend sein, um die Bewegung der 
trägen reduzierten Gletscherzunge zu beschleunigen, und eine größere 
Eismasse pro Zeiteinheit durch den AusstrÖmungsquersohnitt zu befördern. 

Wäre die Niederschlagsmenge zeitlich gleichmäßig verteilt, so 
würde der „ Deformationsdruck ^ in gewissen Perioden wieder erreicht sein, 
deren Dauer ausschließlich durch den Bau des Gletscherbettes bedingt 
wäre. In Wirklichkeit werden die klimatischen Schwankungen, einerlei 
welche Periodendauer ihnen zukommt, mit der „orographischen Periode^ 
interferieren. 



YoTScbreitender Gletscher. 345 

Trist eine Periode reichlicher Niederschläge mit einem stark redu- 
zierten Gletscherstande zusammen, so muß eine Yerlängerung der 
Gletscherzunge eintreten, und hält die niederschlagsreiche Zeit auch 
noch während des Yorschreitens des Gletschers an, so muß, weil der 
Druck aus dem Fimgebiet lange Zeit hoch bleibt, eine große Eismasse 
dasselbe yerlassen. 

Bei dem jüngsten kleinen Vorstoß des Yernagt, der sehr wahr- 
scheinlich durch eine verhältnismäßig kleine Zunahme der Niederschläge 
veranlaßt wurde, war die vorgeschobene Eismasse gering und ihre Be- 
wegung wurde mit beträchtlicher Verspätung gegenüber dem Beginn 
der feuchtkalten Jahresreihe eingeleitet. Um die Mitte des 19. Jahr- 
hunderts war eine Zeit sehr reichlicher Niederschläge; die Bewegung 
des Yernagt trat bald ein, und da während des Anwachsens der Zunge 
die ausgiebige Ernährung des Fimfeldes anhielt, wurde die enorme 
Eismenge von 239 Mill. m' in wenig mehr als zwei Jahren ins Rofen- 
tal hinausbefördert. Diese entspricht einer Niederschlagsmenge von 
nahezu 20 regulären Jahren. Aber der Gletscher hat auch 1812 bis 
1820 einen Yorstoß ausgeführt, bei welchem er das Rofental fast er- 
reichte. Seine Zunge ist von 1820 bis 1845 sicherlich nicht so weit 
zurückgegangen, als von 1848 bis 1893. Bei dem letzten großen 
Yorstoß lag eine mächtigere Eismasse vor dem Ausströmungsquer- 
sohnitte als 1893. Deshalb war auch ein größerer Deformationsdruck 
erforderlich und als er erreicht war, begann das Ausfließen mit unge- 
mein großer Heftigkeit. 

So können, wie mir scheint, die großen Schwankungen des Yer- 
nagtferners wenigstens teilweise auf Erscheinungen zurückgeführt 
werden, welche beim Ausfließen des Eises auch im Laboratorium beob- 
achtet wurden. 

Der Deformationsdruck wurde als annähernd proportional mit der 
Quer Schnittsänderung gefunden; diese ist für den Yemagtfemer ziem- 
lich bedeutend und deshalb muß vor dem Beginn def YorstÖße die Be- 
wegung in der Zunge gering sein. Kann ein Yorstoß beginnen, so 
wird die ruhige Strömung des Eises durch ein rasches, fast einem 
Gleiten gleichendes Fließen ersetzt, wobei sich die Geschwindigkeits- 
verteilung in jedem Querschnitt stark verändert. Die Bodengeschwindig* 
keit wächst im .Verhältnis schneller als die Oberflächengeschwindigkeit 
und die Gestalt des vorgepreßten Eisquantums nähert sich der eines 
Tropfens, der sich von einem Flüssigkeitsstrahle trennt. 

Empfindlichkeit eines Gletschers gegen klimatische Schwan- 
kungen. Denkt man sich einen Gletscher, in dessen Firngebiet von 
F m^ jährlich die mittlere Niederschlagsmenge H pro m^ anfällt, dessen 
Abschmelzgebiet die Fläche Z, die mittlere Breite 2), die mittlere Dicke d 
und die mittlere Geschwindigkeit v besitzt, in stationärem Zustande, so 
wird die jährliche Massenzufuhr F.Hm^ im Firn durch einen gleich 



346 Zehnter AbscIiDitt. 

großen Massenyerlust Z . a m^ auf der Zunge kompensiert und man 
hat die Beziehung 

F.H=Z,a = h.d,v 

(a bedeutet die mittlere jährliche Abschmelzung pro m^ Zungenflache). 
Nehmen wir einen vom ersten nur wenig verschiedenen ebenfalls 
stationären Zustand, bei welchem die jährliche Niederschlagsmenge 
H -\- hj die Zungenoberfläche Zi und die Ablation o^ beträgt, und 
setzen wir voraus, daß der Gletscher in diesem neuen Zustande die 
mittlere Dicke di^ die mittlere Breite &x und die mittlere Geschwin- 
digkeit Vi habe, dann ist 

F.(H+ h) = Zi.ai = bi.d^.Vi. 

Der Übergang vom einen in den anderen stationären Zustand soll 
sich außerdem ohne Änderung der Bewegungs Vorgänge im Eise selbst 
vollziehen. 

Man kann dann sagen, daß die Zunahme an treibender Kraft, welche 
durch den Massenzuwachs F.h Im Firn hervorgerufen wird, nur zur 
Überwindung des Zuwachses der Reibung, welche die vergrößerte Zunge 
in ihrem Bette erfährt, verbraucht wird. Betrachten wir die Firn- 
masse als einen auf einer schiefen Ebene abwärts gleitenden Körper, 
so wird die zur schiefen Ebene parallele, treibende Kraft gleich dem 
Produkt aus dem Gewichte der Fimmasse und dem Sinus des Neigungs- 
winkels a, als welcher der mittlere Neigungswinkel der Firnoberfläche 
an Stelle des unbekannten Neigungswinkels des Gletscherbettes ein- 
geführt sei. Der Zuwachs an treibender Kraft vom ersten gegenüber 
dem zweiten stationären Zustande würde dann F.h.sin a. Der Rei- 
bungswiderstand, den die bewegte Zunge in ihrem Bette findet, ist 
ihrem Gewichte, dem Kosinus des mittleren Neigungswinkels des Bettes 
und dem Reibungskoeffizienten proportional. 

Der Zuwachs des Reibungswiderstandes vom ersten zum zweiten 
stationären Zustande ist dann, da eine Änderung des Reibungskoeffi- 
zienten bei den geringen Geschwindigkeiten nicht eintritt, 

(Zi .dl — Z . d) . Qcosß. 

Je größer nun der Zuwachs an treibender Kraft im Verhältnis 
zum Zuwachs des Reibungswiderstandes ist, um so rascher muß der 
Gletscher auf die Änderung seiner Ernährungs- und Abschmelz- 
bedingungen durch eine Vergrößerung seiner Zungenlänge bzw. der 
Geschwindigkeit der Zunge reagieren. 

Das Verhältniä 

F . h . sin a 

^ ~~ {Zi.di — Z.dj.Qcosß 

könnte demnach als „Empfindlichkeitskoeffizient" bezeichnet werden. 



Allgemeine Theorie der GletscherschwankuDgen. 347 

Setzt man nun F . h = b^ . di . Vi — h . d.v = n.b. d (Vi — v) 
und Zi.di — Z.d = m .Z.d = m.h.l.d, dann wird 

n V, — V sina 



ni l Q ,cosß 

n und m sind reine Zahlen, deren Werte offenbar durch die Geschwin- 
digkeits- und Ablationsverhältnisse der einzelnen Gletscher wesentlich 
mitbestimmt werden. Vi — v ist der Geschwindigkeitszuwachs, l die 
Länge der Gletscherzunge; die Dimension des Koeffizienten Ei ist also 
die des reziproken Wertes einer Zeit. Nimmt man nun Vi — t; = 1 m 
an und zieht man die Zahlen n, m und Q, deren nähere Bestimmung 
zunächst nicht allgemein möglich erscheint, in den Zahlenfaktor K zu- 
sammen, so erhält man für den Empfindlichkeitskoeffizienten die Form 

1 , cosß 

Die Zahl n ist nicht wesentlich verschieden von 1 ; m dagegen, das 
das Verhältnis des Massenzuwachses der Zunge zur ursprünglichen 
Zungenmasse gibt, ist von der Ordnung lO"'^ bis 10""*; Q ist nicht 
näher bekannt, aber jedenfalls kleiner als 1. K wird daher von der 
Ordnung 10* und gleich 10^, k. 

Die Bestimmungselemente für Et nämlich sin cc und 2 . cos j3, können 
aus guten, mit Höhenlinien versehenen Karten entnommen werden. 
l.cosß ist die Länge der Uorizontalprojektion der Gletscherzunge, a, 
wie oben erwähnt, der mittlere Neigungswinkel im Firn. E gibt also 
in roher Annäherung den Einfluß der orographischen Verhältnisse eines 
Gletschers auf seine Empfindlichkeit gegen klimatische Änderungen an. 
Der Erfolg, zu dem die Vergleichung der ^ -Werte für die während 
der letzten Jahrzehnte vorgeschrittenen Gletscher führte, mag für den 
Mangel an innerer Berechtigung der zur Ermittelung von E gemachten 
Annahmen entschädigen (vgl. S. 267 bis 273). 

Allgemeine Theorie der Gletsoherschwanktuigeii. 

Der Verlauf der Vorstöße, welche Vemagt- und Gliederfemer im 
letzten Jahrzehnt ausführten, zeigt, daß die von F. A. Forel begrün- 
dete und von E. Richter weiter ausgebildete Theorie der Gletscher- 
schwankungen noch einiger Ergänzungen bedarf. 

Forel sagt, je größer ein Eisquerschnitt ist, um so rascher, je 
kleiner er ist, um so langsamer muß er sich bewegen. Die Ernährung 
der Gletscherzunge hängt stets von der Größe des Querschnittes ab, 
mit welchem die Eismasse das Fimfeld verläßt. Sinkt infolge geringerer 
Niederschläge dieser Querschnitt, so wird die Zufuhr zur Zunge ver- 
kleinert, die Zunge selbst muß kürzer werden und zwar wesentlich mehr, 
als die Verminderung der nachdrängenden Eismasse allein bedingen 
würde. Denn da der kleinere Querschnitt sich langsamer bewegt, so 



348 Zehnter Abschnitt. 

ist er längere Zeit der Abschmelzung ausgesetzt und er verliert des- 
halb mehr Substanz auf einer gewissen Wegstrecke als der größere, 
der die gleiche Strecke zurücklegt. Die Verkürzungen der Gletscher 
werden also während des Rückzuges erst durch die Yerminderung der 
Abflußgeschwindigkeit, die eine Folge des geringeren Kachschubes ist, 
so bedeutend. 

Tritt ein größerer Querschnitt aus dem Fimfelde, so wird er sich 
schneller bewegen; er wird auf demselben Wege weniger Substanz ver- 
lieren als der frühere kleinere Querschnitt; er kommt mit größerer 
Mächtigkeit an das Gletscherende — dieses stößt vor. Deshalb sollte 
(nach Forel) schon eine kleine Vergrößerung des Profiles einen unver- 
hältnismäßig großen Vorstoß erzeugen. 

Diesen letzteren Ausführungen fügt Richter hinzu: „Es kann 
sich ein größerer Querschnitt nicht nach seiner Tendenz schneller be- 
wegen, da er die kleineren, sich langsamer bewegenden Querschnitte 
vor sich stehen hat, die ihn aufhalten und zarückstauen. Die raschere 
Bewegung kann erst dann eintreten, wenn die Anstauung am Ausgange 
des Fimfeldes so stark geworden ist, daß sie den Widerstand der vor- 
liegenden langsamer bewegten Massen durch ihren Druck überwinden 
kann. Es setzt dies einen Zusammenschub dieser Massen voraus; da- 
durch erhalten diese selbst einen größeren Querschnitt, eine Tendenz 
zu schnellerer Bewegung. Jetzt erst kann die schnellere Bewegung 
durch die ganze Masse hin eintreten: auf demselben zurückgelegten 
Wege kann weniger Eis durch Schmelzung entfernt werden, da eben 
der Weg schneller zurückgelegt wird; der Gletscher wird daher mäch- 
tiger an der Stelle seines früheren Endes anlangen und muß sich ver- 
längern — vorstoßen." 

Fassen wir nun noch das Ergebnis unserer eigenen Darlegung des 
Verlaufes eines Gletschervorstoßes zusammen, so erhalten wir das 
Folgende : 

Während der Rückzugsperiode wird im Firnfeld ein Teil des all- 
jährlich anfallenden Niederschlages aufgespeichert. Der Ausfluß aus 
dem Nährgebiet bleibt so lange ein geringer, bis der zur Erhöhung der 
Abflußgeschwindigkeit notwendige Deformationsdruck erreicht ist. Die 
(rröße dieses Druckes hängt von der Querschnittsänderung ab, welcher 
die Eismasse beim Abfluß unterworfen wird. Die Geschwindigkeits- 
zunahme breitet sich wie in einer idealen Flüssigkeit fast augenblick- 
lich durch die ganze Masse aus. 

Die Geschwindigkeit der tiefer liegenden Schichten wächst im Ver- 
hältnis schneller als die der Oberfläche. 

Da der Druck wegen des Substanzverlustes im Firn abnimmt, so 
wird eine gewisse Maximalgeschwindigkeit erreicht, die auch bei wei- 
terer Druckverminderung noch längere Zeit anhält. 

Bei Gletschern, die außergewöhnKch große Massen vorschieben. 



Allgemeine Theorie der Gletscherschwankungen. 349 

verlegt sich dabei die Region maximaler Geschwindigkeit beträchtlich 
gegen das Zungenende hin. 

Als ergänzende Sätze mögen noch diejenigen angeführt werden, 
welche die Statistik über den Ablauf der jüngsten Gletschervorstoß- 
periode bestätigt (vgl. S. 267 bis 273): 

"Fiin Gletscher reagiert an seinem Ende um so schneller auf einen 
Zuwachs seiner Masse im Firn, je größer die Neigung seines Fimfeldes 
und je kleiner die Länge seiner Zunge ist. 

Je größer die Neigung im Firn, um so größer ist der Druck, um 
so leichter wird der Deformationsdruck erreicht; je kürzer die Zunge, 
um so rascher tritt die Schwellung am Gletscherende in Erscheinung. 

Mathematisehe Formulierung der Forel -Richter sehen 
Theorie. Eine sehr elegante mathematische Darstellung der Forel- 
Ri cht er sehen Theorie der Gletscherschwankungen hat in letzter Zeit 
S. Finsterwalder gegeben. Er zieht nur die Gletscherzunge in 
Betracht und ersetzt dieselbe durch ein zweidimensionales Gebilde, das 
etwa dem Längsschnitte entspricht. Die Neigung der Gletscher sohle sei 
als unveränderlich vorausgesetzt; durch sie wird die Geschwindigkeit 
mitbestimmt. Bei gleichbleibender Bodenneigung sei die mittlere Ge- 
schwindigkeit V eines Querschnittes, der von der Wurzel der Gletscher- 
zunge (Einströmungsquerschnitt) um xm. entfernt ist, einer Potenz der 
Dicke y des Querschnittes proportional, also v = k,y^. Durch den 
Querschnitt, der durch y repräsentiert ist, geht eine Eismenge 
Tr= v.y = Ä.y""*"^. Die Dicke y ist nun eine Funktion von x, dem 
Ort und der Zeit /. Die Ablation sei über die ganze Oberfläche pro- 
portional der Horizontalprojektion und betrage der Einfachheit halber 
a m/ Jahr, unabhängig von U Es handelt sich also um die Schwankungen 
eines Gletschers von veränderlicher Zufuhr am Wurzelquerschnitt bei 
konstanter Ablation. Dann ergibt sich für y als Funktion von x und t 
die partielle Differentialgleichung: 

Die linke Seite ist -^ , d. h. die Veränderung der Eisführung, wenn 

X 

sich X um 1 m ändert. Sie setzt sich zusammen aus dem Ablations- 
betrage a und der jährlichen Schwellung -^. Die DifEerentialgleichung 

ot 

ist erster Ordnung und linear. Das zugehörige Lagrange sehe simul- 
tane System ist ^^ ^y 

(n + l)Ä;.y~ ^ ~"^ ^ 

Hieraus folgt die Schwellungsgeschwindigkeit, d. h. die Fort- 
pflanzungsgeschwindigkeit irgend einer Form, z. B. eines Buckels auf 

dem Eise /7^ 

— = (n+ l)k.y^ = {n + l).v. 



350 



Zehnter Abschnitt. 



Fig. 66. 



1800 




1803 



1806 



?-- 




p^.,.^^^^^^ 








- 


* 


^ 


p^ 


■^ 




_ 


- 








^"^s^ 




' 




' , i 




h 


~ " 


. -" - - 




«.- -1- 


l,.iL, 


\,A 



1809 




1812 



_■ J I.,, .; 



1815 





> ^ 






c- 


—^ 


r>v 










--' 


-__ , 


'" > 



1818 




1821 



1824 



1827 



1836 



,Min. 



^MWU 



Oberfläche des stationären Gletschers 



Es ist also unter den ge- 
machten Voraussetzungen die 
Fortpflanzungsgeschwin- 
digkeit der Schwellung in 
einem konstanten Verhält- 
nis zur Geschwindigkeit 
des Eises und größer als 
diese. (Dies stimmt mit der 
Erfahrung überein; vgl. S. 300.) 

Das Lagrangesche System 
läßt eine einfache Integration der 
Charakteristiken zu und aus 
diesen kann man y = f(x,t) ab- 
leiten, wenn passende Grenz- 
bedingnngen bekannt sind; z. 1^. 
wenn man die Form des Glet- 
schers zur Zeit ^ = kennt und 
weiß, wie sich für x = das y 
mit der Zeit ändert. Statt der 
analytischen Aufstellung der 
Funktion y = f{x,t) kann man 
eine graphische Konstruktion der 
Fläche y = f(Xy t) (wo t als 
dritte Raumkoordinate auftritt) 
aus den Charakteristiken an- 
geben. Die Schnitte dieser 
Fläche mit Ebenen senkrecht zur 
^-Achse geben dann die auf- 
einanderfolgenden Zungenformen. 

Unter der Voraussetzung, daß 
der Wurzelquerschnitt der Zunge 
seit langem regelmäßige Sinus- 
schwingungen macht, hat Fin- 
sterwalder die Konstruktion 
durchgefühi-t. Die Fig. 66 ent- 
hält die einzelnen Zungenquer- 
schnitte in Abständen von drei 
zu drei Jahren. Eine Sinus- 
schwingung des Wurzelquer- 
schnittes soll in 36 Jahren 
(Brückners KHmaperiode) ab- 
laufen. Die Konstruktion lieferte 
folgende Resultate: 

1. Die ganze Schwankung der 
Gletscberoberfläche spielt sich in 



Allgemeioe Theorie der Gletscherschwankungen. 351 

einem Räume ab, der nach oben von einer idealen Gletscherfläche be- 
grenzt ist, welche zu einem stationären Gletscher mit dem größten 
Wurzelquerschnitt gehört. Die untere Grenze des Raumes bildet eine 
ideale Gletscherfläche, die einem stationären Gletscher mit dem klein- 
sten Wurzelquerschnitt entspricht. Keine von beiden Grenzen wird 
von der momentanen Gletscheroberfläche in ihrer ganzen Ausdehnung 
erreicht. An der oberen Grenze gleitet der Rücken der Schwellung 
mit der vorhin definierten Geschwindigkeit entlang; an der unteren 
Grenze ebenso die Sohle der Abschwellung. Die Querschnitte, welche 
dem Rücken der Schwellung und der Sohle der Abschwellung ent- 
sprechen, teilen die Zunge in Gebiete, in denen abwechselnd eine 
Hebung, bzw. eine Senkung der Gletscheroberfläche stattfindet. Unter- 
halb des Rückens der Schwellung ist Hebung, oberhalb Senkung. Wenn 
der Rücken der Schwellung das Zungenende erreicht, hat der Gletscher 
einen Mazimalstand und dann findet auf der ganzen Zunge Senkung 
statt. Wenn die Sohle der Abschwellung an das Ende gelangt, ist ein 
Minimalstand da und es hebt sich der Gletscher in seiner ganzen Aus- 
dehnung. 

2. Maximum der liänge und größter Querschnitt der Wurzel 
treten nicht gleichzeitig auf; ersteres ist gegenüber dem letzteren ver- 
spätet , ebenso wie das Minimum . der Länge gegenüber jenem des 
Wurzelquerschnittes. Die Verspätung des Maximums ist aber größer 
als jene des Minimums. Der Gletscher wächst langsam und geht rasch 
zurück. (Bei regelmäßiger Schwankung des Wurzelquerschnittes; 
im Falle des Vernagt- und des Gliederfemers ergaben sich andere 
Resultate.) 

3. Die normale Form des stationären Gletschers hat am Ende 
selbst eine senkrechte Tangente. Der vorschreitende Gletscher bricht 
stets mit einer vertikalen Wand ab, deren Höhe mit der Geschwindig- 
keit des Vorschreitens zunimmt. Die Stirn des rückgehenden Gletschers 
ist schwach geneigt und läuft dünn aus. 

4. Das Maximum des Volumens der Zunge tritt vor dem Ei'- 
reichen des Längsmaximums auf; ebenso das Minimum des Volumens 
vor jenem der Länge. 

Alle diese, zum aUergrößten Teil auch mit der Erfahrung im Ein- 
klang stehenden, theoretischen Folgerungen können auch aus Fig. 66 
entnommen werden; für diese wurde der Maßstab der y viermal so 
groß, als der der x genommen und i; = fe.y'^ gesetzt. Die ver- 
schieden schraffierten Flächenstücke stellen die Eismengen dar, welche 
in je drei Jahren den Wurzelquerschnitt passieren und erscheinen in 
den folgenden Zungenbildern in der entsprechenden Deformation. 

Außer den vorerwähnten Sätzen ergibt die Theorie noch Folgendes: 
1. Bei kurzer Dauer der Schwankung und langem Gletscher 
können auch mehrere Schwellungen unterwegs sein. (Jahreszeitliche 
Schwankungen.) 



352 Zehnter Abschnitt. 

2. Mittels mechanischer Quadraturen laßt sich auch der Einfloß 
der zeitlichen Änderung der Ablation berücksichtigen. Wenn die 
Ablation mit dem Wachsen des Wurzelquerschnittes abnimmt und um- 
gekehrt, wird nicht nur die Längenschwankung größer, es wird auch 
die Verspätung der Extreme yermindert, das Minimum wird breiter, das 
Maximum schmäler. 

Denkt man sich unter den Dicken (y) des Idealgletschers die im 
wesentlichen ähnlichen Querschnitte eines wirklichen Gletschers (oder 
eines zwischen zwei Yertikalzylindern aus Stromlinien eingeschlossenen 
TeUgletschers), deren Geschwindigkeit mit einer passenden Potenz n 
des Querschnittes variieren müßte, dann würde die konstante Ablation 
des Idealgletschers wegen der in Wirkhchkeit nach abwärts zunehmen- 
den Breite einer zunehmenden Ablation des wirklichen Gletschers ent- 
sprechen« 

Dies die Finsterwaldersche Darstellung in ihren wesentlichsten 
Zügen. Soll die Theorie auch auf solche Schwankungen Anwendung 
finden, wie sie der Yernagtferner ausführt, dann muß natürhcherweise 
an die Stelle der Sinusschwankung für den Wurzelquerschnitt y eine 
etwas yerwickeltere Funktion der Zeit treten, deren Charakter durch 
die Veränderung der inneren Reibung des Eises beim Eintreten des 
Deformationsdruckes bestimmt wird. 



Elfter Abschnitt 

Eiszeit. 

I. Wirkungen der eiszeitlichen Gletscher der Alpen. 

a) Aufschüttungen im Alpenvorland. Moränen und Schotterfelder. 
Beweise für wiederholte Yergletsch^ungen. Vier Eiszeiten. Drei 
Interglazialzeiten. 

b) Spuren der Eiszeit im Inneren der Ali)en. GletschersohlifEe, Kare, 
Bichters Taltrog , P e n c k s Übertiefung. Vier ineinanderliegende 
Tröge. Der präglaziale Talboden lag höher als die obere Grenze 
der Gletscherschliffe. 

Die zentrale Ötztaler Gruppe während der vier Eiszeiten. 
Der diluviale OgUogletscher während der vier Eiszeiten. Die prä- 
glaziale Gebirgsoberfläche. Erodierte Menge. Transport derselben. 
Dauer der Erosionsarbeit. 

II. Klima der Eiszeiten. Klima der Interglazialzeiten und der Post- 
glazialzeit. Dauer der Postglazialzeit und der Eiszeiten. 

III. Spuren der Eiszeit in anderen europäischen Gebieten und außei*- 
halb Europas. 

lY. Ursachen der Eiszeit. 



I. Die Wirkungen der eiszeitlichen Gletscher der Alpen. 

Es wurde bereits in der Einleitung betont, in welch engem Zu- 
sammenhange das Studium der heutigen Gletscher mit all den Fragen 
steht, welche sich auf die Ausdehnung und Wirksamkeit der großen 
Eismassen beziehen, die in der Vorzeit von den Gipfeln der Alpen 
strömten. Wenn nun auch heute die Gletscherforschung ihre eigenen 
Wege geht und unabhängig yon allen geologischen Theorien ihre Er- 
gebnisse zu gewinnen sucht, so ist die Verbindung mit der Glazial- 
geologie trotzdem eine sehr enge. Sind es doch gerade die heutigen 
Gletscher, deren genaueste Untersuchung uns allein das Verständnis 
für das wiederholte Auftreten der Eiszeit, sowie für die bodengestal- 
tenden Wirkungen der ehemaligen Gletscher yer schaffen kann. 

Da die grundlegenden Erfahrungen über die Eiszeit in den Alpen 
gewonnen wurden, so werden die Forschungsergebnisse aus diesem 
Gebiete bei Erörterung der einschlägigen Fragen naturgemäß in den 
Vordergrund treten. 

Der helyetische Minister B. F. Kuhn berichtet (1787), daß weitab 
Yon den Grenzen der heutigen Gletscher Moränen liegen, die sich durch 

Heß, Die Gletscher. 28 



354 Elfter Abschnitt. 

besondere Größe auszeichnen. Grerundete und geschJiSene Felsen treten 
nicht nur in den hintersten Winkeln, nahe an den Zirken, mit denen 
die Hochtaler abschließen, auf, sondern finden sich in Regionen, die 
Yon einer üppigen Flora geziert dem Menschengeschlechte ergiebiges 
Kulturland bieten. Findlingsblöcke, das sind Gesteinstrümmer, die 
in der Gegend, in welcher sie sich heute befinden, nicht heimisch 
sind, lagern in großen Entfernungen von ihren UrsprungssteUen , den 
im Hochgebirge anstehenden Felsen. Bis weit hinaus ins Alpen- 
vorland, am nördlichen wie am südlichen Saume desselben, sind diese 
sicheren Spuren ehemaliger Yergletscherung angetroffen worden. Wir 
wissen, daß durch alle Haupttäler, welche heute der Entwässerung des 
Alpengebietes dienen, mächtige Eisströme sich auf das Alpenvorland 
ergossen, die dort zu riesigen, breiten Eisfladen auseinanderflossen. 
Der Inn- und Salzach-, der Isar-Loisach-, der Hier -Lech-, der Rhein-, 
der Aar-, der Rhonegletscher überdeckten mit ihren Eismassen mehr 
als 30000 km^ des nördlichen und nordwestlichen Alpenvorlandes. 
Im Tale der Bora Baltea, des Tessin, der Adda, des Oglio, der Sarca 
flössen Eisströme bis zur oberitalienischen Ebene ab, die ihre Spuren 
in mächtigen Zögen von Moränen wällen hinterlassen haben. Es ist 
auch seit langer Zeit bekannt, daß im Innern der Alpen, in Höhen von 
1200, ja 1400 m über den heutigen Talsohlen Gletscherschliffe vor- 
handen sind, daß dort erratische Blöcke angetroffen werden, die durch 
Eis verfrachtet wurden. In allen Alpentälem lassen sich die Spuren 
der ehemaligen Yergletscherung bis in die heutigen Firngebiete hinauf 
verfolgen. 

• Welches Bild können wir uns auf Grund der bisherigen Erfah- 
rungen von dem Zustande der Alpen während der großen Vergletsche- 
rung machen? Haben die heute schneefreien Grate, welche die Fim- 
f eider umrahmen, und die Kämme ihrer gegen die liaupttäler hin ziehen- 
den Ausläufer auch ehedem als kahle Felsmassen die riesige Schnee- 
und Eismasse überragt, welche das Gebirge bedeckte, oder hat eine 
vollständig zusammenhängende Inlandeismasse das ganze Alpengebiet 
verhüllt? 

Waren im Randgebiete nur die Haupttäler von mächtigen Eis- 
strömen erfüllt oder hatten auch die kleinen Nebentäler der Kalkalpen 
Gletscherbedeckung, die mit der zentralalpinen Eüsmasse im Zusammen- 
hang war? 

Ein kurzer Überblick über die bodengestaltenden Wirkungen der 
großen Gletscher und über die Ergebnisse der geologischen und morpho- 
logischen Forschung im Alpengebiet wird uns zur Entscheidung dieser 
Fragen verhelfen. 

a) Aufschüttungen im Alpenvorland. 

Jede Art von Tätigkeit, die wir von den heutigen Gletschern 
kennen, dürfen wir in entsprechender Vergrößerung auch den diluvialen 



Aufschüttung im Alpenvorland. 355 

Gletschern zuschreiben. Diese mußten also in dem Bereiche ihrer stärk- 
sten Bewegung eine bedeutende Erosionsarbeit ausführen; sie mußten 
als Eiesenvehikel auf, in und unter ihrer Masse allen in ihrem Einzugs- 
gebiete produzierten Schutt talab transportieren; sie mußten den ge- 
samten Inhalt ihrer bewegten Moränen im Bereiche abnehmender Ge- 
schwindigkeit ablagern und an ihrem Rande und insbesondere am Ende 
aufschütten. Vor den Gletscherenden mußten die großen Schmelz- 
wasserbäche den Moränenschutt auf weiten Schotterflächen ablagern. 

In der Tat sind die Grenzen der alten Gletscher durch mächtige 
Hügelreihen gekennzeichnet,, die überall im Alpenvorlande verfolgt 
werden konnten. Ihre Eigenschaft als Endmoränen ist außer durch 
die wallartige Anordnung besonders durch die Eigenart des Materiales 
festgestellt, aus welchem sie aufgebaut sind. Gerundetes und gekritztes 
Geschiebe, das aus dem Inneren der Alpen stammt, ist mit kantigen, 
eckigen Trümmern durch eine Art Zement, der aus feinem Schlamm 
und gröberem Sand besteht, zu einzelnen Haufen yerbunden, die am 
nördlichen Alpenvorland Höhen von etwa 100 m erreichen. 

Diese aneinandergereihten Hügel geben der Endmoränen- 
landschaft ihr charakteristisches Gepräge. Die Gletscher, welche 
den Südabhang der Alpen hinabflössen, hatten geringere Ausdehnung 
als die der Nordseite; sie hatten ein größeres Gefälle, kamen auch in 
noch tiefere Regionen und konnten wegen der stärkeren Abschmelzung 
nur wenig über den Alpenrand hinausgreifen. Die von ihnen mit- 
geführten Schuttmassen mußten deshalb in weniger langen Endmoränen 
abgelagert werden; da dieselben aber doch recht beträchtlich waren, 
80 wurden jene ringförmigen Hügelreihen von teilweise 300 bis 600 m 
Höhe gebildet, welche, von den italienischen Geologen nach dem Vor- 
gänge vonBartolomeoGastaldi als „anfiteatro morenico*' bezeichnet, 
die Südenden der großen Seen umrahmen. Das imposanteste dieser 
Amphitheater ist das, welches der Gletscher der Dora Baltea im Aosta- 
tal erzeugte. Die „Serra d'Ivrea*', ein Berg mit beinahe geradlinig 
▼erlaufendem Kamme, steigt bis über 600m Höhe über Ivrea empor; 
sie ist nichts anderes als eine Moräne, mit welcher das Amphitheater 
am linken Ufer der Dora in Verbindung ist. 20 km weit erstreckt sie 
sich nach Süden; von da an zieht ein weiter, etwas niedrigerer, bei 
Mazza von der Dora durchschnittener Moränenbogen gegen die rechte 
Talseite, wo er sich langsam ansteigend mit der rechten Seitenmoräne 
zum Moränengürtel vereinigt. Innerhalb desselben Uegen viele kleinere 
Seen, wie die von Azeglio, Viverone und Candia, und in deren Nachbar- 
schaft Torfgruben, die ausgetrocknete Seebecken darstellen. Die in der 
Nähe von Ivrea gelegene Schlucht ist durch eine Hügelkette von här- 
testem Diorit abgeschlossen, welche prächtige, vielfach ausgekehlte und 
geschrammte Rundhöcker darstellt. 

Ein ausgezeichnetes Beispiel einer Endmoränenlandschaft ist die 
zwischen Orfano, Monte Cognolo, Monte Alto und dem Iseosee liegende 

23* 



366 Elfter Abschnitt 

Hügelkette, welche der ehemalige Ogliogletscher aufgebaut hat. 
Die Karte, Fig. 67, welche nach der in 1:25 000 hergestellten Carta 
d'ItaHa des iBtitnto geografico militare gezeichnet ist, läßt drei kon- 
zentrische Ringe von Endmorftnen wällen erkennen, deren äaüenter 
der höehste ist; näher gegen den See sind noch zwei HOgelreihen vor- 

Fig. 67. 




banden, welche zwei weiteren Endmoränen angehören. Han sieht auch, 
daß das Bett, das sich der Gletscherbach seinerzeit gegraben hat, noch 
heute im I^ndsobaftsbilde deutlich zum Ausdruck kommt, obgleich der 
Oglio jetzt an einer anderen Stelle das alte Moränengebiet durchzieht; 
man erkennt deutlich die Gestalt des Sehwemmkegeh , der sich an den 
üu Bersten Moränen wall angliedert. Die viel fachen Unterbrechnngen 
und die ungleichen Kammhöhen der Hügelreihe sind auf die Auf- 
Bchflttungen zurückzuführen, welche vom Material der Innen- undUittel- 



AufschüttuDgen im Alpenvorland. 357 

moränen stammen, das der Ogliogletsoher aus dem Adamellogebiet 
darch das Val Camonica heranschaSte. 

Am Nordrande der Alpen, wo die £isma8sen weiter hinaus in die 
Ebene sich ergiefieq und ausbreiten konnten, sind die Endmoränen in 
weniger charakteristischer Form angeordnet; man bezeichnete hier auch 
das ganze durch mehrere Reihen von Endmoränen bedeckte Gebiet nach 
E. Desor als „Moränenlandschaft''. Die Bezeichnung wurde späterhin 
etwas allgemeiner angewandt und umfaßt jetzt die durch ihre bogen- 
förmigen Wälle gekennzeichnete „Endmoränenlandschaft*' sowie die 
durch die aufgeschüttete Grundmoräne geschaffenen Hügelformen der 
Drums oder Brumlins, welche die große Achse ihrer elliptischen 
Grundrisse in die Richtung der Eisbewegung, also ziemlich senkrecht 
zu der des Endmoränenkranzes gestellt haben. Sie verleihen der 
„Grundmoränenlandschaft** das unruhige Gepräge, durch das sie gegen- 
über anderen Formen der Erdoberfläche ausgezeichnet ist. Die Drum- 
lins, zuerst yon L. Agassiz in Amerika beobachtet und als das Werk 
von Gletschern erklärt, erreichen nicht 100m Höhe; das Verhältnis 
ihrer Länge und Breite beträgt ungefähr 1 : 6. Sie sind in Zügen an- 
geordnet, die vom äußeren Rande des Zungenbeokens radial gegen die 
Endmoränen verlaufen. Auf R. Leuzingers vorzüglicher Reliefkarte 
von Südbayern und Nordtirol sind Drumlins in den Gebieten des alten 
Inngletschers zwischen Aibling und Grafing -Wasserburg, solche des 
Salzachgletschers zwischen Freilassing und Laufen, des Isargletschers 
zwischen Murnau und Weilheim-Seeshaupt recht deutlich in ihrer lang- 
gestreckten Form dargestellt. Die Zungenbecken sind heute teilweise 
durch die Schotter, welche von den Abflüssen der zurückgehenden Eis- 
zeitgletscher transportiert wurden, ausgefüllt und bilden ausgedehnte, 
kleine Seen und Torfmoore bergende, ebene Flächen innerhalb der 
Grundmoränenlandschaft, oder sie sind als größere, die Voralpenseen 
enthaltende Wannen auch jetzt noch erhalten. So ist vom Zungen- 
becken des großen Inngletschers, dem späteren „Rosenheimer See**, der 
von Kufstein bis fast nach Wasserburg reichte und ein Zweigbecken 
in das heutige Mangfalltal entsandte, heute nur noch die das „Weitmoor** 
und das n^ü^'' enthaltende Ebene gleicher Ausdehnung vorhanden, wäh- 
rend ein Teil des Zungenbeckens, das der durch das Achental nordwärts 
strömende Zufluß des Inngletschers ausarbeitete, als der heutige Ghiem- 
see noch immer eine bedeutende Senke in der Landschaft darstellt. 

Auch die übrigen Seen, welche am Saume der Alpen liegen ^ ge- 
hören dem Zungenbecken diluvialer Gletscher an, und wenn die Wannen 
derselben auch nicht ausschließlich der erodierenden und aufschüttenden 
Tätigkeit der riesenhaften Eisströme ihre Existenz zu verdanken haben, 
80 ist doch außer Zweifel, daß die Ausgestaltung der Seebecken wesent- 
lich durch diese Gletscherarbeit erfolgte. Das Becken des 123 m tiefen 
Würmsees ist nach A. Penck sicherlich während der Eiszeit entstanden; 
es ist in die miozäne Unterlage, auf welcher die umgebenden Moränen- 



358 Elfter Abeclmitt. 

gebilde ruhen, noch etwa 60m eingetieft; sein tiefster Punkt liegt nur 
etwa 15m höher als Freising; das ehemalige voreiszeitliche Gefälle 
müßte also auf der bayerischen Hochebene ein äußerst geringes gewesen 
sein, da ein Bücksinken des Nordrandes der Alpen nach dem Ansteigen 
des Miozäns und des Münchener Deckenschotters gegen das Gebirge 
ausgeschlossen erscheint. 

Man hat allerdings in den einzelnen Fällen eine Erklärung dafür 
zu suchen, daß gerade an den Stellen, welche die Seen einnehmen, eine 
besonders starke, auswählende Erosion eingetreten ist. Nur in wenigen 
Fällen ist dieselbe bisher hinreichend sicher gegeben. Doch kann man 
nach den heute vorliegenden Ebrgebnissen der Eiszeitforschung, und 
nachdem eine starke Abtragung an der Sohle des bewegten Eises nach- 
gewiesen ist, erwarten, daß auch für die zweifelhaften Fälle noch 
bündige Auskunft gegeben wird. 

Hehrfache Yergletscherung. Neben den Aufschlüssen, welche 
die Moränenlandschaft über die Ausdehnung der Gletscherzungen 
lieferte, die das Alpenvorland einst bedeckten, haben wir sehr wichtige 
Dokumente über wiederholte Yergletscherung dieses Gebietes 
aus den Schotterfeldem erhalten, die sich an die Endmoränengürtel an- 
schließen. Seitdem nach A. Pencks Vorgang das Studium der fluvio- 
glazialen Ablagerungen im deutschen und schweizerischen Alpen- 
▼orlande eingehender betrieben wurde, seit E. Brückner in dem 
Gebiete des alten Salzachgletschers ausgezeichnete Hilfsmittel für eine 
Gliederung des Eiszeitalters in drei Glazial- und zwei Interglazialzeiten 
fand, hat sich die Lehre yon der wiederholten Yergletscherung der 
Alpen immer mehr Eingang yerschaSt und heute gehen die Meinungen 
der Forscher nur mehr über Zahl und Ausdehnung der einzelnen Ver- 
eisungen auseinander. Während am Nordrande der Alpen an vielen 
Stellen Beweisstücke für drei Vergletscherungen aufgefunden wurden, 
nehmen italienische Geologen für den Südrand des Gebirges meist nur 
deren zwei an, wogegen fürs Rheingebiet einige Schriftsteller vier 
bzw. fünf solche ansetzen. 

Es konnten seit langem schon die Moränengürtel, welche einem 
der großen Gletscher ihr Dasein verdanken, nach ihrem Alter in Jung- 
und Altmoränen geschieden werden. Der Gürtel, welcher mit dem 
vorgelagerten Schotterfelde und dem talaufwärts gelegenen Zungen- 
becken die jüngste „glaziale Serie ^ bildet, sieht frisch aus; seine 
Moränenwälle bilden, sich bald aneinander anschmiegend, bald sich 
voneinander entfernend, die eigentliche Moränenlandschaft. Bei den 
älteren Gürteln sind die Formen nicht mehr so charakteristisch er- 
halten und um so mehr verwaschen, je älter die Moränenzüge sind. 
Nur die petrographische Beschaffenheit erlaubt für sie eine Trennung 
der einzelnen Moränen. 

Auch in den einzelnen Schotterfeldem, den Gebieten der fluvio- 
glazialen Ablagerungen, macht sich das Altern der Formen geltend, 



Aufschüttung im Alpenvorland. 359 

jedoch weit weniger als in den Moränen. Da die Schotter in hohem 
Maße wasserdurchlässig sind, unterbinden sie die modellierende Tätig- 
keit des auf sie fallenden Wassers und deshalb behalten sie ihre Ober- 
flächenformen besser als die Moränen, welche meist wasserundurch- 
lässig sind. Die Niveaus der einzelnen Schotterablagerungen lassen 
sich deswegen gut verfolgen und deshalb ist die Trennung der glazialen 
Formationen verschiedenen Alters gerade mit Uüf e der Schotterniveaus 
am besten durchzuführen, wenngleich auch die Altersbestimmung der 
einzelnen Schichten, die auf gleichartige Weise entstanden und daher 
bis auf einen verschiedenen Grad der Verwitterung gleiches Aussehen 
haben, nicht immer leicht ist. Wo die übereinanderliegenden Sohotter- 
f eider durch Zwischenbildungen getrennt sind, die ihrer Entstehung 
gemäß auf andere klimatische Verhältnisse verweisen, als sie zur Zeit 
der Ablagerung der glazialen Serien geherrscht haben, da war aller- 
dings die Unterscheidung älterer und jüngerer Glazialschotter ohne 
besonders große Schwierigkeiten durchzuführen. So finden sich in den 
durch die Glazialforschung berühmt gewordenen Steinbrüchen bei HöU- 
riegelsgreuth , südlich von München, drei Schotterlager übereinander. 
Die 15 m dicke unterste der „Münchener Deckenschotter'' ist durch 
eine 0,3 m dicke Löß schichte von der nächsten, dem 10 bis 15 m mäch- 
tigen „Hochterassenschotter" getrennt, und auf diesem liegt, durch 
Färbung und geringere Festigkeit von ihm unterschieden, eine 5 bis 
10 m starke Schicht des Niederterrassenschotters. Die Diskordanz 
zwischen den beiden oberen Schichten, sowie die Zwischenlagerung des 
Löß, eines verwitterten zähen Lehms, zwischen die beiden untersten 
zeigen, daß die Ablagerung der ganzen Schotterformation mindestens 
zweimal durch längere Zwischenzeiten unterbrochen war. 

Dieselbe Trennung dreier „Glazialzeiten*', während deren Schotter- 
felder entstanden, durch zwei Interglazialzeiten, ist am Nordrande 
der Alpen noch vielfach festgestellt worden und einzelne Beobachtungen 
in den Schotterf eldem von Bayerisch-Schwaben machen es wahrscheinlich, 
daß vor der Ablagerung des Münchener Deckenschotters bereits eine 
Vergletscherung des Alpengebietes stattfand, so daß also, nach Penck, 
auf dessen Ausführungen sich die vorstehenden Darlegungen stützen, 
viermal eine Vereisung des Alpenvorlandes eingetreten war. 

Die sorgfältigen Untersuchungen der einzelnen zu einem und 
demselben Schlottergebiet gehörigen glazialen Serien haben ergeben, 
daß während der verschiedenen Eiszeiten vielfach kleinere Schwan- 
kungen der Gletscher stattfanden. Wenigstens konnten solche durch 
Penck und Brückner für die letzte Eiszeit und die Übergangszeit 
ztir Gegenwart nachgewiesen werden. 

Während des Kückzuges der großen Gletscher wurden natürlich 
die Täler zu Moränengebieten und während der Unterbrechungen des 
Kückzuges durch stationäre Gletscherstände, die auch kleineren Vor- 
stößen entsprechen können, mußten sich hier End- und Ufermoränen 



360 Elfter Abschnitt. 

ablagern. Solche po st glaziale Moränen wurden an vielen Stellen der 
Alpentäler gefunden und durch näherungsweise Bestimmung der zu- 
gehörigen Schneegrenzhöhe und der gleichgroßen Depression derselben 
gegenüber der heutigen Schneegrenze konnten die zuletzt jgenannten 
Forscher für die verschiedenen Teile der Alpen einzelne (4) Eückzugs- 
Stadien der Vergletscherung angeben. 

Auf ein Ergebnis von besonderer Bedeutung, das durch das Stu- 
dium der flavioglazialen Ablagerungen erhalten wurde, sei noch ver- 
wiesen. Die vier Schotter des Alpenvorlandes konnten bis unmittelbar 
an den Eintritt der Donau in das boische Massiv bei Pleinting in Nieder- 
bayem verfolgt werden. Der Durchbruch der Donau durch das 
Urgestein beginnt mit einem trichterförmigen Taleingang, der 
sich von 15 km bei Straubing, 10 km bei Osterhofen bis auf 600 bis 
800 m bei Pleinting verengert. Der Durchbruch erweist sich älter als 
die glazialen Ablagerungen; die Wasser, welche den Terrassenbau 
Schwabens und die schiefe Ebene Münchens bildeten, fanden ihn be- 
reits vor und haben ihn nur wenig vertieft. Damit ist die geringe 
Veränderlichkeit der Erosionsbasis für einen großen Teil des 
Alpenvorlandes festgestellt. Nicht die leiseste Schichtstörung kann 
seit der Eiszeit in den Ealkalpen eingetreten sein; sonst wäre die 
Regelmäßigkeit der Gefällentwickelung der Niederterrassen bei Hieflau, 
Steyr und Altmark gestört, oder mindestens beeinträchtigt. Die genaue 
Verfolgung der Deckenschotter vom Vorlande bis in die Flyschzone 
hinein ergab auch an der Grenze beider nicht die geringste Störung des 
Gefälles. 

Seit Beginn des Eiszeitalters können sich also die Alpen 
nicht über ihr Vorland gehoben oder gegenüber demselben 
gesenkt haben (Penck). 

b) Spuren der Eiszeit im Innern der Alpen. 

BundformeiL« Bis hinauf in die heutigen Gletschergebiete lassen 
sich die Spuren der alten Gletscher nachweisen. . Zahlreiche Rundhöcker, 
die sich wenig auffallend der Talszenerie anschließen, deutliche Gletscher- 
schliSe und alte Gletschermühlen, Reste von Ufermoränen und erratische 
Blöcke, die hoch über der heutigen Talsohle liegen, kennzeichnen das 
Erosionsgebiet der diluvialen Eisströme in den äußeren Teilen der großen 
Täler. In den hochgelegenen Gebieten des Gebirges treten zu diesen 
Merkmalen noch einzelne Gruppen von Landschaftsformen, deren Ent- 
stehen auf die Tätigkeit des bewegten 'Eäses zurückzuführen ist. Im Ur- 
gestein, das die zentralen Teile der Alpen bildet, sind die Schliffe, die 
gerundeten Felsen, vielfach sehr gut erhalten und die obere Grenze, bis 
zu welcher die Bearbeitung des Gesteins durch die Gletscher und den 
unter ihnen transportierten Schutt erfolgte, läßt sich ziemlich genau 
angeben. Diese Schliffgrenze, oberhalb deren die zackigen Formen 



Spuren der Eiszeit im Innern der Alpen. 361 

der Grate herrschen, welche die Verwitterung hervorbrachte, ist auch 
in den besseren neaen Hochgebirgskarten ohne Schwierigkeit zu finden, 
denn die Scheidung zwischen ganz yerschiedenen Felsformen, die an 
ihr auftritt, ist so auffallend, daß die Topographen sie nicht übersehen 
können und sie, wenn auch in verschiedener Weise, in den Karten zur 
Darstellung bringen. Unterhalb der Schliffgrenze zeigt das weniger 
verwitterte Gestein rundliche Formen, die auch auf den Kämmen 
zwischen zwei Tälern noch so deutlich hervortreten, daß A. Penck 
für solche gerundete Bergrücken, die unterhalb der Schliffgrenze ver- 
laufen, die besondere Bezeichnung „Bundling" vorgeschlagen hat. 

Kare* An den Berghängen, welche über die Schliffgrenze empor- 
ragen, finden wir vielfach nischenartige Eintief ungen , die voneinander 
durch Grate, welche ungefähr senkrecht zur Talrichtung verlaufen, ge- 
trennt sind. Im Gebiete der jetzigen Gletscher sind diese Nischen, die 
Kare, mit kleinen Gletschern oder auch mitFimflecken ausgefüllt. Im 
Bereiche der ehemaligen Vergletscherung, oder auch schon in größerer 
Entfernung von den heutigen Gletschern, fehlt diese Ausfüllung; aber 
die Anordnung des geschrammten Schuttes, das Vorhandensein eines 
flachen Bodens, der dem Kar die Gestalt eines gegen das Tal ge- 
öffneten Beckens mit steilen Wänden verleiht, haben schon Gastaldi 
(1873) und A. Heiland (1874) veranlaßt, die Entstehung der Kare 
auf die erodierende Wirkung des Eises zurückzuführen. Seitdem hat 
diese Ansicht durch die Arbeiten von J. Partsch, A. Geistbeck, 
A. V. Böhm und vor allem durch die ausgezeichneten Untersuchungen 
E. Richters wesentliche Unterstützungen erfahren, so daß heute nur 
noch über den eigentlichen Mechanismus der Karbildung durch das be- 
wegte Eis die Meinungen etwas auseinandergehen. Während Heiland 
der Erosion auf dem Boden des Kares die Hauptwirkung zuschreibt, 
findet Richter die eigentliche Ursache der Bildung dieser Hohlformen 
in der Verwitterung ihrer Wände. Der Einfluß der Verwitterung ist 
sicher nicht zu vernachlässigen. Die von Richter gezeichneten Kar- 
längsschnitte zeigen deutlich genug, daß die Erosion auf der Sohle des 
Kargletschers nicht ausreichend ist zu einer befriedigenden Erklärung. 
Wo ein Gebii*gskamm auf beiden Flanken Kare trägt, von denen sich die 
oberen Ränder der Rückwände berühren, zeigt sich augenfällig, daß 
der Kamm eine wesentliche Verschmälerung erfahren hat und daß 
durch die fortschreitende Verwitterung der Rückwände an diesen eine 
beständige Erniedrigung des Gebirgskammes stattfindet (vgl. Fig. 68, 
die Kare am Nederkogl). Die Gipfel, von denen die Rippen auslaufen, 
welche die Seitenwände der Kare bilden, werden infolge dieser Ver- 
witterung immer mehr als isolierte Erhebungen über ihre in beständiger 
Tieferlegung begriffene nächste Umgebung emporragen. 

Für die Karbüdung ist die Neigung des Gehänges sehr wesent- 
lich und nach Richters (statistischer) Ermittelung darf der Neigungs- 
winkel den Betrag von 31® nicht überschreiten, da sonst selbst bei 



362 Elfter Abschnitt. 

der größten Steilheit des oberen und unteren Hanges, das ist der 
Earrückwand und dem unter der Schliffgrenze liegenden Teil des Tales, 
kein Raum für einen Earboden geschaffen werden kann. 

Sehr häufig finden sich die Karböden durch kleine Seen ausgefüllt. 
Wir schreiben das Vorhandensein dieser Seen der Erosionstätigkeit 
des Eises zu. In einzelnen Fällen ist die Wannenform des Seebeckens 
nicht durch Erosion allein entstanden, sondern der untere talwärts 
liegende Wannenrand durch eine kleine, yom Eargletscher abgelagerte 
Endmoräne gebildet; auch hier ist also die Tätigkeit des Gletschers 
für die Erzeugung des Seebeckens TerantwortHch zu machen. Wo die 
Kare fehlen, sind auch Hochseen nicht mehr vorhanden. In 
den Niederen Tauern hat die Seen- und Karregion eine Höhenlage von 
1800 m; in der Ötztaler Gruppe liegt der Grürtel der Kare und Hoch- 
seen bei 2200 m. In ganz gleichem Maße ändert sich die Lage der 
Schliff grenze. 

Trogformen.« In seiner Abhandlung „Geomorphologische Unter- 
suchungen in den Hochalpen" beschreibt E. Richter außer den Karen 
noch eine andere Erosionsform, die in den Hochtälern am deut- 
lichsten zu sehen ist, den Taltrog, auf welchen er zuerst die Auf- 
merksamkeit der Forscher lenkte. Er ist eine in die Täler eingesenkte 
Vertiefung von ^förmigem Querschnitte. Etwa 200 bis 300m über 
der Talsohle steigert sich die Neigung des Gehänges, so daß der Tal- 
boden beiderseits von Felswänden begleitet wird. Dieser in die Tal- 
furche eingeschaltete Trog, der auf allen besseren Karten der Gletscher- 
gebiete deutlich sichtbar ist, hat seine beiden Ränder in fast gleichem 
Niveau ; dieselben verlaufen im allgemeinen parallel der Talsohle. Herab- 
rinnende Bäche zerschneiden sie in einzelne bastionartige Stücke, wo- 
durch aber der Charakter der zusammenhängenden Ränder nicht ver- 
wischt wird. 

Die Bildung dieses ^förmigen Teiles der Täler kann nur auf die 
Wirkung des Eises zurückgeführt werden. Der ins Tal eingelagerte 
Gletscher greift bei seiner Bewegung die Vorsprünge und Unregel- 
mäßigkeiten des Talweges stärker an, als die zurücktretenden Partien 
seines Bettes und bringt dieses in die Gestalt einer halbzyHndrischen 
Rinne (Richter). 

Nach unseren Ausführungen über die Bewegung des Gletschers 
und die damit verbundene Erosion muß die stärkste Bearbeitung des 
Talbodens da eintreten, wo die Geschwindigkeit des Eises am größten 
ist. Dies ist in der Mitte des Eisstromes der Fall; an den Seiten ist 
die Erosion geringer, deshalb werden die Wände unterschnitten. 
Richter schreibt, in richtiger Würdigung der mechanischen Be- 
dingungen der Erosion, die Bildung des Taltroges nicht den eiszeit- 
lichen Gletschern zu, welche bis zur obersten Schliffgrenze das Tal 
erfüllt haben, sondern einem postglazialen Gletscher von weit größerer 
Ausdehnung, als sie die gegenwärtigen Gletscher besitzen. Er ist der 



Spuren der Eiszeit im Innern der Alpen. 363 

Meinung, daß sich die Trogränder in den Haupttälem nicht deutlich 
verfolgen lassen. 

Penck und Brückner gelang es Jedoch, den Zusammenhang 
der Taltröge mit der von Penck als Ubertiefung bezeichneten 
Erscheinung in den Haupttälem nachzuweisen. Die kleineren Seiten- 
täler, in denen Gletscher von vergleichsweise geringer Masse lagerten, 
haben fast durchweg höher gelegene Sohlen als die großen Haupttäler, 
in die sie einmünden. Diese waren von den vereinigten Eismassen eines 
riesigen Sammelgebietes erfüllt; die erodierende Arbeit der letzteren 
war eine sehr kräftige, die Täler wurden tiefer und immer tiefer ein- 
geschnitten und heute stürzen aus den höher mündenden Seitentälern 
die Bäche über Stufen, reizvolle Wasserfälle bildend, in die über- 
tieften Haupttäler herab. An vielen Stellen ist die Grenze der Ge- 
hängeoberfläche gegen die Ubertiefung durch einen auffallenden Gefäll- 
wechsel bemerkbar und bildet die Fortsetzung von den Rändern der 
Tröge in den Hochtälern. Die Trogränder lassen sich in den Quer- 
profilen recht deutlich erkennen und mit einem Gefälle, das dem des 
Talbodens annähernd gleich ist, in die Haupttäler verfolgen, wo sie 
mit dem Rande der Ubertiefung zusammenfallen. Die Ubertiefung 
ist der Teil des Talquerschnittes, welcher durch Eiserosion entstanden 
ist, sie ist die gewaltige Spur, die das in seinen axialen Teilen am 
stärksten bewegte Eis der alten Gletscher in sein Bett eingegraben 
hat. Oberhalb des Trograndes beginnt, bis hinauf zu den höchsten 
Spuren der Yergletscherung, den obersten Rundhöckem, sich ausdeh- 
nend, das „präglaziale ^ Tal. 

Dieser Ansicht, welche in A. Penck: „Alpen im Eiszeitalter" zum 
Ausdruck kommt, liegt die bisher fast allgemein verbreitete Anschauung 
zugrunde, daß die Talform in ihrer wesentlichen Gestalt vor der Eis- 
zeit dieselbe war, wie wir sie heute beobachten und daß ein Eisstrom 
von stellenweise 1400 m Dicke das ganze Tal erfüllte, der die seitlichen 
Hänge nur sehr wenig, den Boden des Tales aber sehr stark angenagt 
hat. Wäre insbesondere der letzte Teil der Anschauung richtig, so 
müßte an den Trogrändern eine sprungweise Änderung des Erosions- 
betrages eingetreten sein, und nur der unterste übertiefte Teil des 
Tales hätte die Trogform erhalten, welche wegen der kontinuierlichen 
Zunahme der Erosionsgröße mit der Geschwindigkeit und deshalb mit 
der Eisdecke für das ganze Tal zu erwarten wäre. 

Ich konnte keinen Grund finden für die sprungweise, nicht kontinuier- 
liche Änderung des Erosionsbetrages und für die große Regelmäßigkeit, 
mit welcher dieser Sprung während der viermaligen Vergletscherung, 
die die Alpen durchmachten (vgl. S. 359), immer in demselben Niveau 
erfolgen sollte. Eine genaue Prüfung der Profile des Rof entales, welche 
ich nach der Simon sehen Karte der ötztaler Alpen (1 : 50000) zeich- 
nete, ergab mir Aufschlüsse, welche ich für geeignet halte, das Rätsel 
des Taltroges zu lösen. Es zeigen sich in diesen Profilen nämlich nicht 



364 



Elfter Abaohnitt. 



U( 



nnr ein Paar korrespondierender GefäÜBkuioke an den beiden Talflanken, 
sondern deren dreL Ungezwungen fügen sich in den Profilquer Bchnitt 
Linien ein , welche alten Talböden ungefähr entsprechen können, von 
denen die achwachen Ansätze an den Gehängen erhalten geblieben sind. 
Besondere deutlich treten die drei Paar Gefällaknicke auf, wenn die 
Profile längs der Felarippen geführt werden, welche, zwei Wasserrinnen 
^ trennend, ungefähr senkrecht zur TalrichtuDg ver- 
^ £ laufen. Fig. 68 gibt eine Darstellung eines solchen 
'~| Profites. Es liegen vier Tröge ineinander, deren 
^ unterster der Richtersche, die Pencksche Uber- 
I tiefung ist; die oberen erhalten immer Sachare 
WSnde, so daO, wenn man die Gefällsknicke über- 
sieht, die Neigung der Taiwandang von unten nach 
oben allmählich abznnehmen scheint; erat über der 
Schlifigrenze, über welcher auch während der Ver- 
gletacherung die Verwitterung stellenweise modellie- 
ren konnte, zeigen sich wieder stärker geneigte 
Gehängepartien. 
^ Der Querschnitt der vergletschert gewesenen 

' Hochgebirgstäler erscheint also auf den ersten 
?' Blick \/' förmig und das ist wohl der Hauptgrund, 
weshalb man die Ausarbeitung der Täler fast aus- 
schließlich der Tätigkeit des Wassers zuscbrieb 
uud die erodierende Arbeit dea Eiaea als gering- 
fügig betrachten zu müssen glaubte; denn der eine 
fj .-. . Rieaengletscher, der das Tal von oben bia unten 

„ [ ^ y erfallt haben soll, hätte ja bei ausgiebiger Erosion 

einen einzigen grollen Trog schaffen , das Tal 
ij förmig ausgestalten müssen. 

Die drei Paar Gefällsknicke lassen sich bis 
hinaus ina Otztal und weiter durchs Inntal ver- 
folgen und zeigen ein Gefälle, das sich von oben 
nach unten immer mehr dem der heutigen Talsohle 
nähert. 

Im Stubaital, in der Brennerfurche, im Ge- 
biete der Zillertaler Alpen und im Ferwall, überall 
fand ich die Profile der Täler von derselben Eigen- 
schaft wie in Fig. 68, überall ergaben sich vier in- 
" " " ^ ' einander liegende Trogfonnen und die Bänder der 
Tröge besitzen für die einzelnen Täler einen zur Talsohle fast parallelen 
Verlauf; sie schließen sich in allen Fällen genau an die für 
das Inatal gefundenen Trogrander an. 

Auch für das Rhonegebiet, fQr Ober- und Unterengadin , sowie für 
die Umgebung des Galdhöppigen in Norwegen und das Baksantal im 
ElbrusmassiT erhielt ich aus den besten Terf&gbaren Karten das gleiche 



J 



Spuren der Eiszeit im Innern der Alpen. 365 

Kesultat, die vier ineinander geschalteten Trogformen. Dieselben sind 
demnach eine allgemeine Erscheinung in den ehemals vergletscherten 
Hochgebirgstälem. 

Nun ist klar, daß auf den fast senkrecht zur Talrichtung ver- 
laufenden Rippen, längs deren die Profile gelegt wurden, das rinnende 
Wasser keine derartigen Formen erzeugen konnte. Wir können die 
eigenartige Gestaltung dieser Bippen nur als die Lapidarschrift an- 
sehen, in welcher die alten Gletscher ihre Spuren in das festere Gestein 
dieser Rippen eingegraben haben. Wasserwirkung und spätere Ver- 
gletscherungen zerstörten die vom Eis geschaffenen Trogwände in den 
zwischen den Rippen gelegenen Teilen des Gehänges und schufen dort 
neue Hohlformen (Kare), von denen die ältesten sich zu Seitentälern 
entwickeln konnten. 

Betrachten wir den Rieht er sehen Trog, den untersten der vier 
aufeinander folgenden, als das Erzeugnis eines Gletschers, so werden 
wir für die drei anderen ebenfalls annehmen müssen, daß sie der Ero- 
sionswirkung strömenden Eises ihr Dasein verdanken. Aber, ein wesent- 
licher Unterschied gegenüber der bisher geltenden Meinung, wir können 
die Schaffung der vier Tröge nicht Gletschern zuschreiben, welche die 
Täler von unten bis oben erfüllten, sondern müssen annehmen, vier 
Gletscher von stellenweise 300 bis 500 m Dicke haben nach- 
einander ihr Bett derartig bearbeitet, daß der präglaziale 
Talboden, der höher als die oberste Schliffgrenze lag, in den 
heutigen Talboden übergeführt wurde. Die Profile ergeben 
nämlich durchweg, daß die Schliffgrenze in den Boden des obersten der 
vier Tröge fällt. 

Für das Sammelgebiet des alten Inngletschers ergibt sich, daß die 
präglaziale Talsohle im Inntal von über 2000 m bei Schwaz bis zu mehr 
als 2500 m Höhe bei der Einmündung des Ötztales anstieg und in diesem 
letzteren bis zu mehr als 3000 m sich erhob. Gegen die heutigeii Fim- 
f eider hin verläuft nämlich die obere Grenze der Gletscherschliffe fast 
genau so hoch oder doch nur wenig höher als die Firnlinie; sie senkt sich 
dem Tal entlang herab bis zu 2500 m Höhe und ist auf der Karte viel- 
fach recht deutlich festzustellen als die Grenze zwischen den gerundeten 
und den zackigen Formen, welche die vielen Grate aufweisen, die von 
den höchsten Gipfeln annähernd senkrecht zur Talrichtung herab- 
ziehen. Die Grate, die nur von wenigen Gipfeln um geringes überragt 
werden, liegen so , als ob sie die Reste einer Denudationsfläche wären, 
welche ehedem die Oberfläche des Gebirges bildete. Das lehren die 
aufeinander folgenden Profile des (Hz - und Inntales ebenso , wie sich 
jedem diese Anschauung aufzwingt, der von einem beherrschenden Gipfel 
seinen Blick in die nähere und weitere Umgebung schweifen lassen 
kann; das Meer von Gipfeln das er übersieht, erweckt den Eindruck, 
als ob jeder derselben nur eine unbedeutende Erhebung wäre über eine 
ungeheure, fast ebene Fläche (Peneplain), die nur in unmittelbarer Nähe 



366 Elfter Abschnitt. 

des Beobachters einige Eintiefungen erhalten hat, in welche die glitzern- 
den Massen der Firne und Gletscher eingelagert sind und die sich in 
die benachbarten Täler fortsetzen. Dieses Denudationsniveau können 
wir als dasjenige ansehen, auf welches das längs weniger flacher Mulden 
abfließende £i8 der ersten Yergletscherung die präglaziale Gebirgsober- 
fläche abgetragen hat, nachdem es die schmalen, canonartigen Wasser- 
rinnen verbreiterte, in denen die Niederschlagsmengen yor der Eiszeit 
dem Rande des Gebirges zustrebten. 

Auf die erste Yergletscherung müßte eine Periode gefolgt sein, 
während deren die Alpen bis zu demselben Grade oder noch mehr eis- 
frei waren wie gegenwärtig. In dieser „ersten Interglazialzeit" model- 
lierte das Wasser die vorher vom Eise gescheuerte Gebirgsoberfläche 
weiter. Schon während des Rückganges der Vereisung trat in den 
Randgebieten kräftige Wassererosion ein ; es bildeten sich in den flachen 
Mulden der Gletscherbetten neue Rinnen; auch an den Seitenwänden 
konnte, da sich ihr Gefälle gesteigert hatte, das Wasser seine Zer- 
störung beginnen und in demselben Maße, in welchem das Eis an Ge- 
biet verlor, machte die Wassererosion Fortschritte, entstanden bis in 
die hintersten Winkel der Täler neue Schluchten im Fels. 

Der Eintritt einer kälteren und feuchteren, sehr, langen Elima- 
periode veranlaßte ein neues Anwachsen der Gletscher, welche ihre Unter- 
lage bearbeiteten. Da, wo die günstigsten Angriffsbedingungen gegeben 
waren, setzte die Eiserosion zuerst ein; es wurde das Rinnsal des 
Gletscherbaches verbreitert; die alte Gebirgsoberfläche wurde zerstört 
und tiefer gelegt und eine Verbreiterung des ehemaligen Bachbettes 
erzielt, so daß schließlich der ganze Eisstrom bis fast oder ganz hinauf 
zu seiner Oberfläche in dem neu geschaffenen Bette von o förmigem 
Querschnitt lag. Die Talwände erhielten die Unterschneidung, welche 
sich uns als die an der Schliffgrenze liegende zeigt; der ganze Gletscher- 
untergrund wurde von Ungleichförmigkeiten befreit, welche die voraus- 
gehende Wassererosion geschaffen hatte und auf ein viel niedrigeres 
Niveau (vgL Fig. 68 zweite punktierte Linie von oben) ausgetieft. Es 
wurde der flache Trog geschaffen, dessen oberste Ränder nahe an der 
oberen Grenze der Gletscherschlifi'e liegen; und zwar geschah die Bil- 
dung dieses Troges vom Innern des Hochgebirges nach außen zu. In 
den zentralen Teilen lagerte das Eis während des Rückzuges der ersten 
Vergletscherung am längsten; hier konnte also auch seine erodierende 
Wirkung lange anhalten und trotz der geringeren Geschwindigkeit einen 
Abtrag liefern, der dem in den Haupttälern, in welchen sich große 
Eismassen rascher bewegten, fast gleich kam. Hier trat auch bei Ein- 
tritt der neuen Eiszeit die nagende Tätigkeit der Gletscher zuerst wieder 
auf. Fügen wir hinzu, daß höchst wahrscheinlich das Anwachsen der 
Vergletscherung nicht gleichmäßig erfolgte, sondern durch längere 2jeit- 
räume geringerer Vereisung unterbrochen wurde, daß also Gletscher- 
schwankungen, wie .sie in der (regen wart beobachtet werden, von gleicher 



Spuren der Eiszeit im Innern der Alpen. 367 

und auch von größerer Periode stattfanden, so wird uns der Mechanismus 
der Trogbildung begreiflich. Ba während der eisfreien Periode das 
Wasser in der Mitte des Tales eine Vertiefung schuf, bereitete es die 
durch das vorschreitende Eis ausgeführte verstärkte Aushobelung des 
axialen Talgebietes recht günstig vor. Die Verwitterung in dem zeit- 
weilig eisfreien Gelände vor dem Gletscher unterstützte die Wasser- 
wirkung kräftig. 

Der zweiten Eiszeit folgte eine zweite Interglazialzeit. Wieder 
begann am Rande des Gebirges zuerst das Wasser seine erodierende 
und schuttbefördernde Wirksamkeit und die durch das bewegte Eis er- 
zeugten monotonen Formen der steiler gewordenen Talgehänge erhielten 
neue, vielgestaltige Änderungen durch die Wasserläufe, die nun, wegen 
der größeren Neigung, in größerer Zahl als früher von den Graten dem 
Tale zueilten. 

In der folgenden dritten Eiszeit spielten sich dieselben Vorgänge 
neuerdings ab, wie sie oben für die zweite Vergletscherung skizziert 
wurden, mit dem einzigen Unterschiede, daß der Bereich der glazialen 
Erosion gegen früher bedeutend eingeschränkt erscheint, da die voraus- 
gegangenen Eisströme in Abwechselung mit dem Wasser eine bedeu- 
tende Tieferlegung des Talbodens zustande gebracht haben. In gleichem 
Maße wurde aber auch die Fimfläche reduziert, denn nun reichte eine 
weit geringere Oberfläche hinauf in die Region des ewigen Schnees als 
zuvor. 

Auf die dritte Eiszeit folgte eine neue Interglazialzeit und diese 
wurde von einer vierten Vergletscherung abgelöst, während welcher 
das Eis in dem untersten Trog abfloß und das Vorland der Alpen zum 
vierten Mal überdeckte. In dieser Zeit und der darauf folgenden eis- 
freien Periode, die wahrscheinlich bis zur Gegenwart reicht, erhielten 
die Alpentäler die Gestaltung, in welcher sie sich uns präsentieren. 

Es lassen sich nur drei glaziale Talböden ohne Mühe in allen 
Profilen einschalten und durch Haupt- und Nebentäler verfolgen. Sie 
stehen, wie bemerkt, allenthalben in gutem Zusammenhang und zeigen 
in den verschiedensten Teilen der Alpen nahezu dieselben relativen Ab- 
stände. Die Profile der Täler erhalten durch sie eine Teilung, die fast 
einer äquivalenten Abbildung der Profile höher gelegener Talstrecken 
entspricht. 

Bas System der viermaligen Vergletscherung, auf welches uns die 
Gehängeformen des Hochgebirges verweisen, ist in völliger Überein- 
stimmung mit den Ergebnissen der geologischen Forschungen aus 
dem Ablagerungsgebiet der alten Gletscher, welche im vorausgehenden 
Kapitel dargelegt wurden und nach A. Penck und E. Brückner sich 
folgendermaßen zusammenfassen lassen. 

„Von der älteren, der „Günz vergletscherung", wurden nur Spuren 
in Bayerisch-Schwaben festgestellt ; sie war nach dem Wenigen, das bis- 
her über sie bekannt ist, etwa in den (xrenzen der jüngsten Vorland- 



368 Elfter AbsobDitt. 

yergletscberung gehalten und ihre Moränen wurden nirgends maß- 
gebend für die Oberflächengestaltung des Landes. Die Moränen der 
zweiten, der „Mindeleiszeit^, sind ganz verwaschen. Sie werden an 
einzelnen Stellen im Gebiete des Isar- und des Lechgletschers von 
denen der dritten Eiszeit, der ^Riß yergletscberung^, überschritten, wäh- 
rend im östlichen Alpenvorlande, im Krems-, Ti-aun- und Salzachgebiete, 
die äußersten Moränen der Mindeleiszeit angehören. Beim Inngletscher, 
in der Mitte zwischen den westlichen und östlichen Gf^letschergebieten, 
treten auf der Ostseite die Mindelmoränen, auf der Westseite die Riß- 
moränen an die äußere Grenze der Yergletscberung. Die vierte Eiszeit 
endlich, die „Würmvergletscberung**, trat allenthalben in geringerer 
Ausdehnung auf, als ihre beiden Vorgängerinnen.*' 

Es fällt nicht schwer, für die verschiedenartige Ausdehnung dieser 
vier Yergletscberungen des Alpenvorlandes die Gründe aus der Ober- 
flächengestaltung des Innern der Alpen während der vier Eiszeiten an- 
nähernd anzugeben. Während der Günzverglet scher ung war der größte 
Teil des Alpeninneren hochgelegen und Fimgebiet. Am Rtmde der 
Alpen stürzte das bis dahin langsam bewegte Eis rasch über steile 
Hänge ab und verfiel wegen des verhältnismäßig geringen Betrages 
der aus dem Nährgebiet nachdrängenden Masse einer raschen Aufzeh- 
rung durch die Abschmelzung, ohne ein besonders ausgedehntes Gebiet 
bedecken zu können. 

Während der Mindel- und Rüivergletscherungen waren die Neigungs- 
verhältnisse im Firngebiet bereits wesentlich günstiger, so daß trotz der 
geringer gewordenen Firnfläche die Geschwindigkeit des Eises eine be- 
trächtlichere wurde und auch die Vorlandvergletscherung ein größeres 
Gebiet umfassen konnte. 

Während der Würmvergletscherung war jedoch die den Alpen 
entströmende Eismenge wesentlich geringer als früher, da schon eine 
große Anzahl der Seitentäler Gletscher barg, die etwa von der Aus- 
dehnuAg der heutigen waren und sich den großen durch die Haupttäler 
abfließenden Eisströmen nicht mehr oder doch nur unvollkommen an- 
zuschließen vermochten. 

Der von E. Richter zuerst einer näheren Untersuchung gewür- 
digte Trog der ehedem vergletscherten Hochgebirgstäler ist nach der 
vorausgehenden Darstellung ein verhältnismäßig junges Gebilde und 
deshalb noch in vielen Fällen unverkennbar als eiszeitliches Dokument 
erhalten. Aber er ist doch durch die Wassererosion meistens sehr 
stark mitgenommen und besonders in den weiten Tälern nicht sehr auf- 
fallend ; er wurde auch lange genug nicht beobachtet. Die Trogformen 
der früheren Vergletscherungen können naturgemäß um so weniger 
konserviert sein, je älter sie sind. Doch sieht man in vielen Ab- 
bildungen, daß der Trog der Würmvergletscherung in den der voraus- 
gehenden eingeschnitten ist und in einer Reihe der Panoramen, welche 
den Jahrbüchern der alpinen Vereine beiliegen, sieht man auch ver- 



il 



ii 

ll 
1 



Alpenrelief. 369 

einzelt deutliche Spuren des Troges der Mindeleiszeit. Bas Bild Fig. 70 
ist das einzige, welches ich bisher fand, in dem wenigstens an zwei 
Rippen der gegenüberliegenden Talgehänge (zwischen Gr. Wiesbachhom 
und Kitzsteinhorn) die vier ineinanderliegenden Trogformen ziemlich 
gut ausgebildet erscheinen. Recht deutlich sieht man auf beiden Tal- 
seiten den Trogrand der Würmvergletscherung und den darüber ver- 
laufenden Trog der Rißeiszeit in dem beigegebenen Bilde vom Mer de 
Glace (Fig. 69). Eine yorzügliche Darstellung der vier Tröge bietet 
das von G. Toni aufgenommene Panorama der WeißkugeL Das Lang- 
lauferer Tal und das ächnalser Tal zeigen hier wunderschön, aber leider 
nur je von einer Seite, die drei Trogränder. 

Das Alpenrelief während der Eiszeiten. 

Welches Aussehen die Alpen in den einzelnen Glazialzeiten boten, 
das läßt sich auf Grund der Trogformen, wenn ihre Ränder aUenthalben 
bestimmt siad, annähernd in Karten ausdrücken. Für die zentrale 
Ötztaler Gruppe habe ich nach der Simonkarte Skizzen gezeichnet, 
die ein ungefähres Bild von dem Maße der Eisbedeckung geben, 
das während der vier Yergletscherungen in diesem Gebiete herrschte. 
Bei der Konstruktion dieser Skizzen wurde vorausgesetzt, daß die Trog- 
ränder wohl die Grenzen der stark bewegten Teile der Eisströme, 
aber nicht notwendigerweise die der Eisströme selbst angeben müssen 
(vgl. Fig. 17, S. 124), daß also die seitlichen Ränder der alten Gletscher, 
hier der Firnzuflüsse, wohl etwas über den ermittelten Trogrändern 
verlaufen konnten. Die jetzt noch mit kleinen Gletschern erfüllten 
Kare mußten auch während der letzten großen Vereisung ausgedehntere 
Gletscher bergen, die sich zum Teil mit dem Hauptstrome vereinigten. 
Die flacheren Gehänge waren mit Firn bedeckt und nur die steilen 
Felspartien an den Rippen zwischen den Karen waren schneefrei. Da 
auf der Simonkarte die Schliffgrenze ziemlich gut zu verfolgen ist, so 
waren durch die Höhenangaben über derselben eine ganze Anzahl von 
Punkten bekannt, welche den Verlauf der Höhenlinien in der Nähe der 
Grate bestimmten, während für die breiten Talböden bzw. die Ober- 
fläche der Eisströme, die in den Profilen eingezeichneten „idealen*' 
Talböden die Höhenangaben lieferten, welche zur Zeichnung der Hori- 
zontalkurven verwendet wurden. 

Die Fortsetzung dieser Skizzen, der Anschluß an das Stubaier- 
und Zillertaler Gebiet, sowie der nach dem Engadin und Ferwall er- 
gaben gute Harmonie mit den für die zentralen (Jtztaler erhaltenen 
Resultaten. Auch den Verlauf der Trogränder im Inntal und das 
Überfließen des Eises über den Fernpaß, das auch während der Würm- 
eiszeit noch stattfand, sowie den Austritt der Eismassen aus dem 
Loisachtal auf das bayerische Alpenvorland habe ich verfolgt. Hier 
läßt sich eine starke Konvergenz der Trogränder feststellen. Während 

Heß, Die Gletscher. 24 



370 Elfter Abschnitt. 

der Boden der (ältesten) Günzvergletscherung am Fempaß noch 1 100 m 
über dem heutigen Talboden verlief, war er bei Eschenlohe nur mehr 
etwa 600 m über demselben gelegen. Im Inntal zeigt sich von der 
Einmündung des Ötztales an ein sehr langsames Ansteigen des ältesten 
Trograndes von 2500 bis 2700 m im Seengebiete des Oberengadin. Als 
Ausstrahlungszehtrum für die Eismassen muß für letztere Gegend wäh- 
rend der meisten Eiszeiten die Berninagruppe und ihre östliche Nach- 
barschaft angesehen werden. Von hier aus strömte auch, allerdings 
mit sehr geringem Gefälle, Elis nach Südwesten ins Val Bregaglia, in 
welches die Trogränder durchweg mit gleich starkem Gefällsknick 
fortsetzen, wie ihn der heutige Talboden bei Maloggia besitzt. Doch 
deutet der Verlauf des Trograndes der W ürm vergletscherung , so weit 
ich ihn bisher verfolgen konnte, darauf hin, daß während dieser Eiszeit 
auch Eis vom Fornogletscher ins Inntal abfloß. 

Ogliogletscher* Trotz der ziemlich weit gediehenen Arbeit habe 
ich mich entschlossen, hier nicht die verschiedenen Stadien des Inn- 
gletsohers zur Darstellung eines partiellen Bildes des. Alpenreliefs 
während der vier Vorlandvergletscherungen zu benutzen. Da nämlich 
eine Karte des ganzen Gebietes in einheitlichem, hinreichend großem 
Maßstabe bisher nicht vorhanden ist, zog ich es vor, die Profil- 
konstruktionen für das Gebiet des diluvialen Ogliogletschers aus- 
zuführen; dasselbe ist wesentlich kleiner als das des Inngletschers. 
kann also auch in größerem Maßstabe auf einem Blatte von mäßigem 
Umfang dargestellt werden (Karte IV). Die Grenze der geschliffenen 
Felsen ist zwar den italienischen Karten ( l : 50 000) nicht mit ge- 
nügender Sicherheit zu entnehmen und dadurch fallen für die Zeich- 
nung der Höhenünien im Firngebiete der alten Vergletscherungen sehr 
wertvolle Anhaltspunkte fort. Aber die Trogränder ließen sich durch- 
weg mit vollkommener Deutlichkeit bestimmen. Unter Benutzung der 
Erfahrungen, welche ich während der Zeichnung der erwähnten Karten- 
skizzen für die (kztaler Gruppe gewann, nahm ich für das Firngebiet 
die Höhe der Eisoberfläche etwas über den Trogrändern an. Für das 
Zungengebiet ließ ich die Gletscherränder mit den Trogrändern zu- 
sammenfallen. Die Höhen der Gipfel setzte ich als seit dem Beginne 
der Eiszeiten unverändert voraus; sie können jedenfalls nicht wesent- 
lich größer als die gegenwärtigen gewesen sein, denn die Schliffgrenze 
rückt häufig auf beiden Bergflanken so nahe an die Achse des Kammes, 
daß bei größerer Gipfelhöhe sehr steil abfallende Seitenwände voraus- 
gesetzt werden müßten. Die Grate mußten wohl flacher abgefallen 
und auch etwas höher als heute gewesen sein, da sie bei der Karbildung 
erniedrigt und steiler gestaltet wurden, wofür Fig. 68 ein Beispiel gibt. 
Daher konnte in den ältesten Eiszeiten eine verhältnismäßig dicke 
Fimkruste dieselben überlagern und rundliche Formen annehmen, die 
von einzelnen eisfreien, zu den Gipfeln führenden Felsrippen durch- 
brochen wurden. 



Alpenrelief. 371 

Gegen den Alpenrand blieben während der einzelnen Vergletsche- 
rungen eine Reihe von Felsgebilden vollkommen eisfrei. Sie sind durch 
ihre Höhe und den Verlauf der Trogränder bestimmt. Es stellte sich 
bald heraus f in welcher Höhe ungefähr die Schneegrenze anzusetzen 
ist, wenn man zwischen Nähr- und Abschmelzgebiet für die diluvialen 
Gletscher ähnliche Flächenverhältnisse zugrunde legen will, wie wir sie 
für die wenig geneigten Talgletscher heute finden. Erhebungen, welche 
über diese Grenze nicht emporragten, aber rings von Trogrändem um- 
schlossen sind, mußten natürlich ^^P^^" geblieben sein, während andere 
mehr oder minder ausgedehnte Firnkappen tragen mußten, von denen 
kleinere Gletscher dem Haupteisstrome zuflössen. In zweifelhaften 
Fällen hat die Konstruktion von Profilen in den kleineren Seitentälern 
annähernd den Verlauf von Trogrändern bestimmen lassen. 

Gegen den südlichen Alpenrand konvergieren auch hier die Trog- 
ränder ziemlich stark. Bei Lovere liegt der Rand des Günzgletschers 
noch 1000 m über dem aus der Würmeiszeit und etwa 1300 m über 
dem Spiegel des Iseosees. Bei Iseo ist der Rand des jüngsten Troges 
nur mehr 50 m über der Seeoberfläche und etwa 500 m unter dem 
Trogrand der Günzeiszeit. Unmittelbar an den See anschließend be- 
ginnt das Aufschüttungsgebiet der Würmeiszeit (vgl. Fig. 67). Die 
Grund- und Endmoränen derselben müssen notwendig auf dem Tal- 
boden liegen, den die vorausgehende Vergletscherung geschaffen hat. 
Längs der Berge, welche dieses Moränengebiet umsäumen, lassen sich 
noch zwei Trogränder verfolgen. Die Kammhöhe des Monte Orfano 
möchte ich der Bodenfläche der ältesten Vergletscherung zuschreiben, 
welche auch am Monte Picastello noch in einem deutlichen Trogrande 
ihre Spur aufweist. Der dem Monte Picastello nach Südsüdwesten vor- 
gelagerte Hügel erscheint mir seiner Form nach als eine Moräne, die 
dann wahrscheinlich der Mindeleiszeit angehören müßte, während die 
Grenze des ältesten Ogliogletschers weiter hinaus in die Poebene zu 
verlegen wäre. Entscheiden kann hier natürlich nur die Beobachtung 
an Ort und Stelle, die bisher aber noch aussteht. 

Der Iseosee und der benachbarte Lago d'Endine erscheinen nach 
dieser Darlegung ebenso als das Werk der jüngsten Vergletscherung, 
wie die Seen im bayerischen Alpengebiet, deren Zugehörigkeit zu den 
Erosionsgebilden der Würmeiszeit A. Penck auch ausdrücklich betont. 

Für die Darstellung der während der vier Eiszeiten nicht be- 
deckten Felsen kommt in Betracht, daß dieselben erst im Laufe der 
Zeit durch Wassererosion ihre heutige Form erhielten. Die Größe des 
dadurch seit Beginn der Günzvergletscherung bewirkten Abtrages ent- 
zieht sich der genaueren Schätzung, da die zwischenliegende Zeitspanne 
unbekannt ist. Um aber dem Umstände doch einigermaßen Rechnung 
zu tragen, habe ich die kleineren Rinnsale der eisfreien Felsen unter 
der Schneegrenze als von einer Eiszeit zur anderen wachsend ange- 
nommen. Daher erscheinen die Erhebungen in der Nähe der Gletscher- 

24* 



372 Alfter Abflohnitt. 

zunge in den Darstellungen für die älteren Eiszeiten viel weniger 
modelliert, als sie die Karte des gegenwärtigen Zustandes zeigt. 

Betrachten wir die Bilder des Ogliogletschers , so finden wir für 
die Günzeiszeit (für welche mangels genauerer Kenntnis der Lage des 
präglazialen Talbodens durchschnittlich eine um 200 m höhere Ober- 
fläche als für die folgende Yergletscherung angenommen wurde) eine 
fast das ganze Areal des Yal Camonica und der Seitentäler einhüllende 
Eisdecke, die von wenigen aperen Felsgraten durchbrochen ist. Die 
Eismasse stammt aber nicht allein aus dem auf der Karte dargestellten 
Gebiet; sie hing über den Tonalepaß, mit dem Gletscher des Yal Yermigiio 
zusammen; sie erhielt über den Gaviapaß, durchs Yal di Cortena und 
bei Rovetta Zufluß vom Addagletscher und deshalb ist das Abschmelz- 
gebiet yerhältnismäßig groß; das Nährgebiet reicht aber viel weiter 
an die südliche Ortlergruppe als während der späteren Yergletsche- 
rungen. Der Unterschied der großen, mit der der benachbarten Täler 
zusammenhängenden Eisdecke gegenüber den großen Inlandeismassen, 
wie sie heute in den norwegischen Gletschergebieten auftreten, ist 
deutlich. Es bestand schon während der ersten Eiszeit in den Alpen 
eine Gliederung des E^ses in einzelne Abflußgebiete und diese Gliederung 
setzte sich bis zu den höchsten Punkten des Nährgebietes fort, wo das 
Eis eine ziemlich beträchtliche Furchung besaß. Im Fjeld fehlt sie 
dort heute noch. 

Die Karte für die Mindeleiszeit zeigt bereits viel mehr eisfreien 
Fels im Sammelgebiet, und trotzdem die Schneegrenze tiefer als früher 
lag, auch mehr aperes Gestein in der Umrahmung der Zungen. Auch 
während dieser Yergletscherung war der Zusammenhang des Oglio- 
gletschers mit dem Addagletscher noch recht bedeutend und über den 
Tonalepaß konnte ebenfalls Eis ins Yal Camonica kommen. (Diese 
Karte, zu deren Konstruktion die obersten Trogränder die nötigsten 
Anhaltspunkte gaben, entspricht übrigens, den untersten Teil der 
Gletscherzunge ausgenommen, ungefähr dem Bilde, welches man er- 
halten würde, wenn die Dicke der diluvialen Gletscher so groß an- 
genommen wird, wie dies bisher fast aUgemein geschieht, nänüich von 
der heutigen Talsohle bis zur oberen Grenze der erratischen Blöcke und 
der GletscherschliSe.) Die untere Grenze des Gletschers kann für diese 
Yergletscherung nicht sicher angegeben werden; ich mußte sie aber, 
dem Yerlauf der Trogränder an den Bergen, die das Moränengebiet der 
Würmeiszeit umschließen, entsprechend, über den Monte Orfano hinaus 
verlegen. Auch für die Rißeiszeit ist diese Grenze nicht genau be- 
kannt; da B. Mob US in seiner „Karte der glazialen Ablagerungen des 
unteren düuvialen Ogliogletschers^ Altmoränen am Monte Orfano ver- 
zeichnet, so nahm ich deren Yerlauf als Grenze der dritten Yorland- 
vergletscherung an, während das schön ausgebildete Amphitheater als 
Grenze des der jüngsten Eiszeit angehörigen Ogliogletschers betrachtet 
wurde. Man bemerkt, daß gerade dieser jüngste Ogliogletscher, wie er 



Alpenrelief. 373 

sich auf Grand meiner Annahme darstellt, alle äuJßeren Eigenschaften 
eines großen, vielfach zusammengesetzten Talgletschers besitzt, wie er 
heute etwa im Himalaja vorkommen könnte. 

Die vier Kartenbilder geben ein annähernd genügendes Bild, um 
die allmähliche Austiefung der Täler unter Mitwirkung des erodierenden 
Eises verständlich zu machen. Zur Vervollständigung desselben wären 
allerdings noch Darstellungen nötig, die die Gestalt der Gebirgsober- 
fläche während der Interglazialzeiten zeigen. Da die vier Gletscher- 
karten ungefähr dem Zustande am Ende der einzelnen Eiszeiten ent- 
sprechen, so kann in jeder derselben die Eisoberfläche wenigstens in 
den Fimgebieten als nahezu mit der eisfreien Gebirg8oberflä<;he zu Be- 
ginn der vorausgegangenen Interglazialzeit zusammenfallend betrachtet 
werden. Man hätte nur nötig, für die Wasserläufe eine Anzahl kleiner 
Rinnsale einzuzeichnen, welche aus den Karen ins Haupttal laufen und 
sich dort mit dem tief eingeschnittenen Bett des größeren Flusses ver- 
einigen. Auf diesem Wege könnte man aus der Karte für die Grünz- 
eiszeit eine Skizze für die präglaziale Gebirgsoberfläche entwickeln. 
Da aber, wie bereits bemerkt wurde, die Lage der Gletscheroberfläche 
für diese Eiszeit ganz unsicher ist, so habe ich von der Herstellung 
einer solchen Skizze abgesehen. 

Fig. 7 1 (I bis Y) (a. f. S.) ist als Ersatz dieser Karten wohl ebenso- 
gut wie solche zur Erläuterung der Vorgänge geeignet, welche wir 
neben der Glazialerosion an der Talbildung wirksam beteiligt ansehen. 

Fig. 71 I stellt ein Stück der präglazialen Gebirgsoberfläche vor, 
das die Spuren der Wassererosion und der Frosteinwirkung auf die vom 
Wasser wenig angegriffenen höchsten Partien der Gebirgsmasse zeigt. 

Fig. 71 11 weist nahe den verwitterten Felsen der höchsten Grate 
Trogform auf, während in der Mitte zwischen den Graten die der Wasser- 
wirkung entsprechende Form des Talquerschnittes erkennbar ist. 

In Fig. 71 III sehen wir zwei ineinander geschaltete Tröge; im 
Bereich zwischen den stark verwitterten Graten und dem Rande des 
zweiten Troges treten die Anfänge der Karbildung auf. Die in diesem 
Gebiete während der zweiten Eiszeit lagernden Eismassen mußten sich 
zum großen Teil senkrecht zur Richtung des Haupttales verschieben; 
in dem weniger widerstandsfähigen Gesteine konnten sich kleine Mulden 
ausbilden, welche nach dem Schwinden des Eises die obersten Teile der 
Einzugsgebiete für die senkrecht zum Hauptbach abfließenden Wasser- 
läufe wurden. Die kleinen Kare wurden für die erodierende Tätigkeit 
des Wassers während der zweiten Interglazialzeit in hohem Maße be- 
stimmend, indem sie die Abflußmengen in einzelnen Rinnen vereinigten, 
längs deren die felszerstörende Tätigkeit des Wassers am wirksamsten 
auftreten konnte. 

Fig. 7 IIV zeigt den dritten Trog und die Weiterentwickelung der 
Kare. Neben einem Übergreifen der letzteren in das Gebiet zwischen 
den beiden untersten Trogrändem tritt eine Verbreiterung der Kare 



374 



Elfter Abschnitt. 



and infolge Abwittemng d^ ateileren Oratpartien eine Erniedrigung 
der Grate zwischen einzelnen Gipfeln auf. 

Fig. 71V, die eine achematiBche Übersicht der gegenwixtigen Ge- 
stalt eines Hochgebirgstales gibt , schließt gich an die vorhergehenden 
Fig. 71 I bis IV an und läßt ei kennen, wie wir uns die Entwicketung 
eines aolchen Talea denken können. Zwischen den einzelnen Karen und 
den zugehörigen, wegen des größeren Gefälles in den unteren Teilen 




OebirgBoberfläcbe wäbrend der liit«rglazialzeiteD (sohematisoh). 

stark erodierten AbSußrinnen blieben einzelne Rippen stehen, auf denen 
die Trogformen als Tallei aten erb alten blieben. 

Die Anordnung der Haupttäler erscheint demnach durch Ver- 
witterung und Wassereroiion vor der Eiszeit bestimmt, während 
für die Anlage der kleinen, aus den Karen kommenden Seitentäler und 
Tälchen neben der Waaaerwirkung auch die ausreibende Tätigkeit des 
Eises die Anordnung bedingte. 

Das ganze System der Täler im ehemata vergletscherten Gebiete 
hat daher im allgemeinen den Typus, welchen man sich bei allein wirk- 
samer Wasaererosion entstanden denken kann. Aber die Formen der 
Talwandungen, die trogartigen Bildungen, können nicht durch üiefiendes 



Alpenrelief. 375 

Wasser hervorgebracht worden sein. Es ist schlechterdings undenkbar, 
daß sich in den höchsten Regionen des Gebirges Wassermengen an- 
sammehi konnten, die ihr mehrere Kilometer breites Bett derart trog- 
förmig bearbeitet hätten, daß die an den Felsrippen, welche durch seit- 
liche Erosion nicht angegriffen wurden, vorhandenen Hohlkehlen 
herausmodelliert worden wären. 

Das Bild der präglazialen Alpenoberfläche, wie man es mit Hilfe 
der auf das Gebiet des Ogliogletschers und den größten Teil des alten 
Inngletschers angewandten Konstruktion erhält, würde die Haupttäler 
bereits entwickelt zeigen ; die Höhenunterschiede zwischen Talsohle und 
Bergrücken wären aber wesentlich kleiner als heute; sie würden 700 
bis 800 m betragen und das zentrale Alpengebiet würde sich als eine 
Mittelgebirgslandschaft darstellen. Das ganze Alpenmassiv hatte eine 
Da vis sehe Peneplain als Oberfläche. Auch dies ist in dem oben 
erwähnten Panorama der Weißkugel überraschend deutlich zur An- 
schauung gebracht. 

Transport des erodierten Materials. Es entsteht nun die 
Frage: Wo sind all die Gesteinsmengen hingekommen, welche auf 
die geschilderte Weise durch abwechselnde Eis- und Wasserwirkung aus 
den Alpen erodiert wurden? 

Zur Beantwortung derselben wollen wir zunächst bemerken, daß 
der Betrag der Penckschen Übertiefung, also der Gesteinsmenge , die 
nach der hier entwickelten Anschauung während der letzten Eiszeit 
entfernt wurde, für das Gebiet des Inngletschers etwa 550 km^ aus- 
macht. Ungefähr das sechsfache, also rund 3300 km^, wäre die wäh- 
rend der vier Vorlandvergletscherungen erodierte Masse. Nehmen wir 
das bis zur Donau reichende Ablagerungsgebiet des Inngletschers ziem- 
lich groß, zu 3000 km^, so müßte, wenn alles erodierte Gestein hier ab- 
gesetzt worden wäre, die über dem tertiären Untergrund liegende Decke 
des Moränen- und Schottermateriales eine mittlere Dicke von 1000m 
haben. In Wirklichkeit dürfen wir die Dicke der glazialen Ablage- 
rungen auf der bayerischen Hochebene bis zur Donau hin kaum auf 
100 m im Mittel veranschlagen. Also müßten mehr als neun Zehntel 
der erodierten Mengen durch- die großen Gletscherströme ins Donautal 
und in der Donau weiter abwärts geführt worden sein. 

Die Menge des im Moränen- und Schottergebiete abgelagerten 
Materiales ist also verhältnismäßig gering, steht aber zur Menge der 
Erosionsprodukte in fast gleichem Verhältnis, wie die Ablagerungen 
der heutigen Gletscher zu der durch sie erodierten Masse. Es ist außer- 
dem zu beachten, daß die Schmelzwasserströme Jeder großen Yorland- 
vergletscherung einen großen Teil der Ablagerungen der vorausgehenden 
Eiszeiten zerstören und abtragen konnten, so daß die erhalten gebliebene 
Moränenlandschaft, soweit sie aus früheren Vereisungen stammt, zu- 
fälligerweise gegen die Angriffe dieser Schmelzwasser auf irgend eine 
Art geschützt war und die Moränen der Würmeiszeit, ebenso wie die 



376 Elfter Abschnitt. 

zugehörigen Schwemmkegel, hauptsächlich dem leisten Teil des Hoch- 
standes dieser Yergletscherung angehören. 

Wie groü aber die auf diesem Wege entfernten Geschiehemengen sein 
mögen, das entzieht sich der Schätzung. Da sie jedoch auch durch die den 
Gletschern entströmenden Wassermassen abgetragen wurden, haben wir 
sie ehen in die weggeschwemmten Erosionsprodukte mit einzurechnen. 

In welchem Zeitraum könnte diese Substanzmenge Ton 3000 km ^ 
im Wasser suspendiert, weiter befördert werden? Nehmen wir die auf 
S. 181 angegebene Tabelle zu Hilfe, so finden wir, daß für einen Glet- 
scher von etwa 4000 km^ Fläche, wie sie der Muirgletscher umfaßt, 
pro m^ Wasser zirka 13 kg feste Substanz angenommen werden dürfen. 
Der alte Inngletscher bedeckte beiläufig 14200km^. Setzen wir für 
seine Schmelzwasserströme eine Schlammfülirung von 15 kg pro m^ 
Wasser voraus und nehmen wir an, daß aus dem Gebiete dieses Glet- 
schers, das etwa 1000 mal so groß ist, wie das des Hintereisfemers, 
auch iährUch die 1000 fache Wassermenge, also 2. 10^^ m^ Wasser ab- 
flössen, so würden diese eine Schlammmenge von 300 MilL Tonnen pro 
Jahr abgeführt haben. Das spezifische Gewicht der erodierten Gesteine 
zu 2,7 angenommen , würden die 3000 km^ ungefähr 8,1 . 10^^ Tonnen 
wiegen, so daß sich für ihi^en Transport unter den angegebenen Be- 
dingungen ein Zeitraum von 27 000 Jahren berechnen würde. Da die 
jährliche Niederschlagsmenge aber während der Eiszeit höchstwahr- 
scheinlich bedeutend größer war als gegenwärtig, so könnte auch bei 
einer weBentUch geringeren Schlammführung als der angenommenen 
der Materialtransport in dieser Zeit erfolgt sein. Der Zeitraum, in 
welchem sich derselbe vollzog, war aber, so weit sich dies bis jetzt be- 
urteilen läßt, noch größer. Wir haben oben (S. 187) angeführt, daß 
ein großer Gletscher durch Erosion sein Bett in den Teilen, über welche 
das Eis am raschesten bewegt wird, um etwa 2 bis 3cm pro Jahr zu 
vertiefen imstande ist. Bringen wir die während der Interglazialzeiten 
wirksame Wassererosion gar nicht inB.echnung, so finden wir, es wären 
zur Eintiefung der Täler von der präglazialen Oberfläche bis auf ihren 
heutigen Boden, also um etwa lÖOOm, rund 70000 Jahre notwendig 
gewesen. So weist uns die erhaltene Zahl für die Dauer des Material- 
transportes darauf hin, daß wir, ohne aus dem Rahmen des Erfahrungs- 
gemäßen herauszutreten, sogar einen größeren Betrag der jährlichen 
Erosion als die angenommenen 2 cm unseren Berechnungen zugrunde 
legen dürfen. Setzen wir 3 cm; dann ergeben sich 50000 Jahre für 
die Dauer der Erosionsarbeit, und wenn wir die erodierende Wirkung 
des rinnenden Wassers, die ja viel kleiner ist als die des Eises (vergl. 
9. 184), mit einrechnen, so wird dieser Zeitraum eine weitere Reduk- 
tion erfahren. Wie sich diese 50000 Jahre auf die einzelnen Ver- 
gletscherungen verteilen, läßt sich vorläufig nicht genau angeben. Wahr- 
scheinlich hat die Eisbedeckung während der zwei ersten Eiszeiten 
wesentlich länger gedauert als während der späteren, weil die Oberfläche 



Das Klima während der Eiszeiten. 377 

der großen Fimbecken noch yerhältnismäßig wenig geneigt war, die 
Geschwindigkeit des Eises und damit die jährliche Erosion also kleiner 
waren als später. 

Die Neigung im Fimgebiete des Ogliogletschers war im Mittel 

während der Gimzeiszeit 6,5® 

y, „ Mindeleiszeit 8,5® 

„ ^ Bißeiszeit 16® 

. „ Würmeiszeit 24® 

Als Mittelwert für die Zeit, während welcher einer der vier großen 
Gletscher sein Bett bearbeitete, würden wir etwa 12 500 Jahre finden. 

n. Das Klima während der Eiszeiten. 

Es wurde bereits bemerkt, daß durch die Dimensionen der ein- 
zelnen Yergletscherungen, wie sie durch die Trogränder bestimmt 
gegeben werden, auch die Lage der Schneegrenze annähernd bekannt 
ist. Im Gebiete des Ogliogletschers fand sich dieselbe 

für die Würmeiszeit zwischen 1200 bis 1400 m 

, , Bißeiszeit „ 1600 , 1800 , 

, , Mindeleiszeit „ 1800 , 2000 , 

, , Gänzeiszeit „ 2000 , 2200 , 

Würden in der Gegend des Val Camonica, da wo die ehemalige 
Schneegrenze verlief, heute genügend hohe Berge sein, so dürfte man 
wahrscheinlich 2400m als Schneegrenzhöhe feststellen (sie liegt am 
Monte Gleno bei 2600 m und im Adamellogebiete bei 2800 m). Die 
Schneegrenze war also in der letzten Eiszeit um etwa 1200 m tiefer, als 
sie heute ist; d. h. wir finden für den Südrand der Alpen eine gleich 
große Depression, wie A. Penck u. A. für den Nordrand. In den 
früheren Eiszeiten aber lag sie höher. Selbst wenn die oben angegebenen 
Zahlen nicht ganz zuverlässig sind und für die ältesten Gletscherperioden 
tiefer gerückt werden müßten, ergibt sich zweifellos ein allmähliches 
Sinken der Schneegrenze von einer Eiszeit zur anderen. 

Unter der Voraussetzung, daß auch während der Eiszeit die Ab- 
nahme der Temperatur pro 100 m Höhenunterschied so groß war, wie 
heute, nämlich 0,59^ C, würden sich also für die Temperaturen folgende 
Angaben machen lassen: 

Günzeiszeit . . . 1,8^ kälter als gegenwärtig 

Mindeleiszeit . . . 2,9° » » » 

BiiSeiszeit .... 4,1® n n n 

Wärmeiszeit . . . 6,5® n » n 

wenn die Temperatur an der Schneegrenze als dieselbe wie heute an- 
gesetzt wird. 

Nun ist aber, wie insbesondere die Verhältnisse im Kaukasus 
deutlich lehren, die Höhe der Schneegrenze in besonderem Maße von 



378 Elfter Abschnitt. 

der Niederschlagsmenge abhängig. Das Beispiel des Malaspinagletschers 
zeigt uns, daß bei ausgiebigen Niederschlägen sehr große Gletscher- 
zungen in Gebiete herabreichen können, in denen bei einer mittleren 
Jahrestemperatur von 6 bis 8^ wegen der großen Feuchtigkeit eine 
üppige Vegetation gedeiht. 

Nehmen wir also an, daß die Niederschlagsmenge während der 
Eiszeit größer war, als sie heute ist, so erweisen sich die oben an- 
gegebenen Temperaturemiedrigungen als Maximalwerte. Es ist sehr 
wohl denkbar, daß die durch kühlere Sommer und nur wenig kältere 
Winter bedingte Verminderung der jahreszeitlichen Klima unterschiede, 
die im ganzen höhere Jahrestemperaturen zeitigte als die oben an- 
geführten, ausreichte, um die Bildung der ausgedehnten Eisdecken zu 
ermöglichen, deren Spuren wir verfolgen können. Darauf hat A. Woei- 
kof bereits 1881 hingewiesen, und heute wird von vielen Forschern 
angenommen, daß zur Würmeiszeit eine Temperatur herrschte, die 
höchstens um 3 bis 4^ niedriger war als die gegenwärtige mittlere 
Jahrestemperatur. 

Nach unseren bisherigen Erfahrungen über die Schwankungen 
der Temperaturänderung mit der Höhe während der Jahreszeiten 
und mit der Dichte der Bewölkung darf die Größe von 0,59^ pro 
100 m Höhenunterschied kaum geändert werden. Eine nur um 
3 bis 4^ niedrigere Jahrestemperatur würde demnach bedingen, daß 
zur Würmeiszeit die Temperatur an der Schneegrenze höher war als 
gegenwärtig. 

Klima der Interglazialzeiten. 

In den zwischen den Moränenlagem auftretenden Zwischen- 
bildungen, Löß, KalktuS, Schieferkohlen usw. finden sich fossile Reste, 
welche auf Fauna und Flora und dadurch indirekt auf die klimatischen 
Verhältnisse schließen lassen, welche während der Interglazialzeiten 
herrschten. Skelette von Rhinozeros, Mammut, Pferd, Wisent, Hirsch 
wurden neben solchen von Polarfuchs, Lemming und anderen an 
nordisches Klima gewöhnten Tieren an mehreren Stellen des Alpen- 
gebietes aufgefunden. So wie die fossilen Tierreste auf ganz be- 
deutende Klimaänderungen hinweisen, welche sich während der Ab- 
lagerung der Schichten vollzogen, zwischen denen diese Fossilien 
aufgefunden wurden, ebenso zwingen uns die Reste von Pflanzen, 
welche in den interglazialen Bildungen vorkommen, zu derselben Schluß- 
folgerung. In der Schieferkohle von Mörswyl bei Rorschach finden 
sich nach den Bestimmungen von 0. Heer: Tanne, Kiefer, Legföhre, 
Lärche, Birke, Haselnuß und Eiche. Da die Eiche überaU in Europa 
bei höchstens 1500m unter der Schneegrenze bleibt, so wurde diese 
Kohle von Heer als interglazial angesehen (was sie auch schon wegen 
ihrer Einlagerung zwischen zwei Moränen sein muß); die Schnee- 



Das Klima während der Eiszeiten. 379 

grenze während des Wachstums der Eichen konnte kaum unter 2000 m 
liegen, während sie zur Zeit der letzten Yergletscherung für die Boden- 
seegegend auf etwa 1000 m anzusetzen ist. 

In dem von Moränen bedeckten KalktulQager von Flurlingen bei 
SchaShausen sind nach A. P^enck Reste von Bergahorn, Buxbaum, 
Esche, Tanne, Eibe und anderen edlen Bäumen enthalten. Zur Zeit des 
Bestandes dieser Flora, der Biß- Wurm -Interglazialzeit, müssen also 
etwa die heutigen Elimazustände geherrscht haben. 

Eins der vorzüglichsten Beweisstücke für eine Interglazialzeit ist 
die Höttinger Breccie, das fest verkittete rötliche Material alter 
Schutthalden und -kegel, das sich in unmittelbarer Nähe von Innsbruck 
an mehreren Stellen zwischen zwei Moränen eingelagert findet. Die 
Breccie ist übrigens auch an den Südhängen der Mieminger Kette ge- 
funden worden, wo sie bis zu 1800m, ja sogar bis 2194m am Juden- 
köpfle, UrgebirgsgeröUe enthaltend, beobachtet wurde. 

Im Höttinger Graben überdeckt 10m mächtige, sehr mörtelreiche 
weiße Breccie roten Sandstein. An dieser Stelle wurden von A. Pichle r 
Pfianzenreste entdeckt. R. v. Wettstein hat die hier auftretende 
Flora näher bestimmt. Es wurden 42 AHen von Pflanzen nachgewiesen, 
unter denen Rhododendron ponticum und Buxus sempervirens ein 
wärmeres Klima als das heute bei der Innsbrucker Fundstelle in einer 
Höhe von 1150m herrschende verlangen. Die pontische Alpenrose 
wächst an dem feuchten Südhange des Kaukasus nur bis zu einer Höhe, 
in welcher die mittlere Jahrestemperatur etwa 7° beträgt. Für die 
Fundstelle bei Höttingen würde sich aus der Innsbrucker Temperatur 
eine solche von 5'^ berechnen. Es muß daher die mittlere Jahres- 
temperatur während der Entwicklung der in der Breccie vorkommen- 
den Pflanzen wenigstens zeitweise um 2^ höher als die heutige gewesen 
sein. Die untersten Vorkommnisse der Breccie findet man in einer 
Höhe von 80 m über dem Inn; also weit unter dem Rande des Würm- 
eiszeittroges, der Penck sehen Übertief ung. Es muß also vor Ab- 
lagerung der Breccie an dieser Stelle die Austiefung des Inntals bis 
zu seinem heutigen Niveau stattgefunden haben. Man kann sich 
die Vorstellung bilden, daß nach der Würmeiszeit die Breccie samt 
ihrer, zentralalpine Geschiebe enthaltenden Moränenunterlage von ihrer 
ursprünglichen, höher gelegenen AblagerungssteUe abgerutscht ist. Die 
unten liegende Moräne wäre dann einer der älteren Vergletscherungen, 
vielleicht der Rißeiszeit, zuzuschreiben, während die die Breccie über- 
lagernde Moräne der Würmeiszeit angehören und wahrscheinlich von 
den Hängen des Solstein stammen würde. Nach dieser Auffassung 
wäre die Pflanzenfundstelle mit dem ehemaligen Standort der fossilen 
Flora nicht identisch. Dieser müßte noch höher gelegen sein. Der 
Schluß, daß die örtlichen Temperaturen zur Zeit des Wachstums jener 
Pflanzen höher als die heutigen waren, kann dann noch bestimmter 
ausgesprochen werden, als dies bisher schon geschieht. 



380 Elfter Abschnitt. 

Die Breccie selbst, und zwar die sandsteinbaltige rote und die 
pflanzenf&brende weiße, iflt an vielen Stellen mit großen ungesohichtetea 
Blöcken durchsetzt und enthält yielfach gekritztes Geschiebe. Ihre 
Bildung ist also ebenso wie die ihres Liegenden und Hangenden aufs 
engste mit der Tätigkeit Yon Gletschern yerknftpft und hat, wie auB 
dem Auftreten an der Mieminger Kette hervorgeht, sehr wahrscheinHoh 
nicht in unmittelbarer Nähe der Höttinger Alm, ihrer jetzigen Haupt- 
lagerstelle, stattgefunden. 

Die klimatischen Verhältnisse der Postglazialzeit, also 
der Übergangszeit von der Würmvergletscherung bis zur Gegenwart, 
lassen sich annähernd aus einigen Funden beurteilen, welche im Gebiete 
des alten Rheingletschers gemacht wurden. £s sind die Funde von 
SchuBsenried, vom Keßler Loch und namentlich die vom Schweizersbild 
bei SchaShausen, um deren sorgfältige Untersuchung und Deutung 
sich J. Nüesch besondere Verdienste erworben hat. A. Penck 
schreibt in „Die Alpen im Eiszeitalter^ unter anderem folgendes über 
die „ Ar kto- alpine Fauna des Magdalenien*' : 

„An den drei genannten Fundstellen vergesellschaftet sich die 
Magdal^nien-Kultur mit einer eigenartigen Fauna, welche drei zoo- 
geographisch verschiedene Elemente enthält. Es mischen sich in ihr 
hochalpine mit nordischen und subarktischen kontinentalen Arten. Die 
hochalpinen Arten spielen allerdings in der etwas armen Fauna von 
Schussenried keine Holle; am Keßler Loch und Schweizersbild sind sie 
durch den Steinbock, am Keßler Loch überdies durch das Murmeltier 
und die Gemse vertreten. An arktischen Arten ist das Rentier und 
der Vielfraß allen drei Fundstellen gemein; überdies findet sich der 
Eisfuchs an den beiden schweizerischen Fundstellen. 

Vom Keßler Loch femer liegen Abbildungen des Moschusochsen, 
vom Schweizersbilde Reste des Halsbandlemming vor; außerdem ist 
der Alpenhase und das Schneehuhn am Keßler Loch und Schweizers- 
bild, der Singschwan am Keßler Loch und an der SchussenqueUe ver- 
treten. Von den Tieren der Kontinentalfauna gemäßigter Breiten ist 
das Pferd an allen drei Fundstellen reichlich vorhanden. Zeichnungen 
vom Schweizersbild und Keßler Loch erweisen daneben den Wildesel 
und Knochenreste Bison priscus Rütim. Überdies sind dank, der 
Sorgfalt, mit welcher Nüesch die Schichten des Schweizersbild aus- 
beutete, von dort zahlreiche Reste von Nagetieren bekannt geworden, 
wie der kleine Steppenhamster, die sibirische Zwiebelmaus und der 
Zwergpfeifhase; das sind echte Steppenbewohner, die mit denen der 
Tundra und der Alpenregion zusammen vorkommen. Dazu gesellen 
sich Raubtiere von weiter Verbreitung, wie Wolf, Fuchs, brauner Bär 
und bei Thaingen der Löwe, dessen Verbreitungsgebiet ein südliches 
ist. Zwei Arten endlich, die jedoch in Schussenried nicht nachgewiesen 
sind, sind ausgestorben: das wollhaarige Rhinozeros und das Mam- 



; ise 5 



S» I 
sl 1 






I il 

o 'S 



Das Klima während der Eiszeiten. 381 

mut, das der Bewohner des Keßler Loches verzehrte und der des 
Schweizersbild zeichnete. 

Die Magdalenien- Fauna ist ein Gremisch von mehreren heute ge- 
trennten Faunen, welches aber bestimmte klimatische Schlüsse zuläßt. 
Die arkto- alpinen Elemente verlangen ein kaltes Klima, wie es heute 
oberhalb der Baumgrenze vorkommt, die Steppenbewohner gleichzeitig 
ein kontinentales. Beides schließt einander nicht aus, Klimatische 
Zustände, wie sie heute unter 50 bis 55^ n. Br. im südlichen europäischen 
Rußland herrschen, dürften allen Arten zusagen.*' 

In dieser Gegend herrscht eine mittlere Jahrestemperatur von 
6^C gegen etwa 11® am Bodensee. 

Aus einigen Funden von Pflanzenresten schließt Penck, daß die 
Schneegrenze zur Zeit der Magdalenien-Kultur nicht tiefer als 1300 m 
angesetzt werden dürfe, also 300m höher als die Schneegrenze der 
Würmeiszeit im Bodenseegebiete. Heute würde die Schneegrenze in 
dieser Gegend mutmaßlich in 2300 m liegen. 

Dauer der Postglazialzeit und der Eiszeiten. 

Das Alter der Magdalenien-Kultur reicht nach J. Nüesch auf etwa 
24000 Jahre zurück. Penck hält diese Schätzung nicht für zu hoch. 

Die Beobachtungen und Bohrungen am Hintereisfemer erlauben 
einen bündigen Schluß auf die Form des Gletscherbettes; danach 
ergibt sich, daß dieser Gletscher seit dem Rückgange der Wurm- 
vergletscherung, deren Trogrand sich über dem Eise gut verfolgen läßt, 
einen neuen Trog in das Tal eingegraben hat. In dem Profil des 153 m 
tiefen Loches finden wir eine mittlere Übertief ung von etwa 45 m; im 
Profil der maximalen Geschwindigkeit eine solche von etwa 60 m 
(Fig. 17, S. 124). Gegen das Gletscherende hin wird die Übertief ung 
kleiner; man bemerkt aber aus Fig. 72, daß das Moränengebiet, welches 
seit dem letzten Vorstoß eisfrei wurde, eine neue trogförmige Einsenkung 
in den jüngsten eiszeitlichen Trog vorstellt. Setzen wir für das Profil 
des Bohrloches den jährlichen Erosionsbetrag zu 1 cm an , so würde 
folgen, daß seit dem stärksten Rückgange der Würmvergletscherung etwa 
6000 Jahre vergangen sind. Dieser Zeitpunkt würde also 18 000 Jahre 
nach der ersten Bewohnung der Fundstätten am Schweizersbild ein- 
getreten sein. Während dieser 18 000 Jahre ist die Schneegrenze 
um etwa 1000m gestiegen. Mit der Annahme eines gleichmäßigen 
Rückganges derselben würden wir als Dauer des Zeitraumes vom 
Maximum der Würmeiszeit bis zum Minimum der Yergletscherung etwa 
23 000 Jahre erhalten, und als Dauer der Po st glazial zeit, des 
Zeitraumes vom Maximum der Würmeiszeit bis zur Gegenwart, fänden 
wir 29000 Jahre. Besondere Genauigkeit kann diese Zeitbestimmung 
natürlich nicht beanspruchen; selbst wenn die Schätzung von Nüesch 
vollkommen zutrifft, bleibt noch eine gewisse Unsicherheit in bezug auf 



382 Elfter Abscluiitt 

die Erosionsgröße. Nehmen wir für dieselbe einen geringeren Betrag 
als 1 cm pro Jahr, z. B. 0,5 cm, so würden sich als Dauer der Zeit vom 
Maximum bis zum Minimum der letzten Yergletscherung nur etwa 
15000 bis 16000 Jahre ergeben; während dieser Zeit müßte der all- 
mähliche Rückgang der Gletscher stattgefunden haben; dazu würde 
dann die Dauer von 12 000 Jahren seit dem neuerlichen Beginn der 
Gletschererosion gehören. Die Postglazialzeit würde sich zu etwa 
28 000 Jahren berechnen. 

Dürfen wir die durchschnittliche Erosionsgröße zu mehr als 1 cm 
annehmen, so würden wir für die Dauer des Eisrückganges einen 
längeren Zeitraum als die oben angegebenen 23 000 Jahre finden. Bei 
2 cm erhielten wir dafür etwa 27000 Jahre und als Dauer der Post- 
glazialzeit 30 000 Jahre. 

Auf dem hier angewandten Wege zur Bestimmung des Zeitraumes 
würden wir also die Postglazialzeit zu etwa 29 000 Jahren an- 
setzen dürfen, und davon wäre seit dem Minimum der Yergletscherung 
eine Zeit von zirka 6000 Jahren verstrichen, während welcher die 
allmählich zunehmenden Gletscher der Gegenwart ihr Bett 
tiefer legen. 

So groß auch der Grad der Unsicherheit dieser Zeitbestimmung 
sein mag — wir kommen zu Zahlenwerten, welche recht gut mit den 
auf anderen Wegen gefundenen übereinstimmen. So wird aus dem seit 
der letzten Eiszeit eingegrabenen Bette des Niagara nach dem Betrag, 
um welchen das Rückschreiten des berühmten Wasserfalles stattfindet, die 
Dauer der Postglazialzeit zwischen 15000 und 35000 Jahren berechnet. 
Andere Ergebnisse schwanken zwischen 15 000 und 100000 Jahren. 

Ausdrücklich betonen möchte ich das Resultat, zu dem uns die 
Verfolgung und Deutung der Trogränder im Vergleich mit den Beob- 
achtungsergebnissen vom Hintereisferner führt, nämlich : das Maximum 
der gegenwärtigen Interglazialzeit liegt bereits hinter uns; wenn die 
Eiszeiten mit regelmäßigen Schwankungen des Erdklimas eintreten, so 
nähern wir uns wieder einer solchen (vgl. S. 287). 

Versuchen wir noch, mit Hilfe der bisher ermittelten Zahlenwerte 
die Länge der Zeit zu bestimmen, welche seit Eintritt der ersten Eis- 
zeit verfloß, so können wir natürlich erst recht nur schätzungsweise 
vorgehen. Wir setzen voraus, daß der Zeitraum vom Maximum der 
Würmvergletscherung bis zum Minimum derselben die halbe Periode 
sei, und erhalten damit als Dauer einer Periode etwa 46000 Jahre, 
so daß also seit Beginn der ältesten Vorlandvergletscherung rund 
190 000 Jahre verstrichen wären. 

Innerhalb dieser Zeit hätte sich die mittlere Temperatur der Erd- 
oberfläche und ihrer Umgebung im Alpengebiete um den Betrag von 
etwa 5^ G erniedrigt. Man erhielte also das Resultat, daß die Ab- 
kühlung der Erde in zirka 38000 Jahren 1^ ausmacht. Aber der 
Temperaturabfall vollzog sich nicht gleichmäßig, sondern in Schwan- 



Das Klima während der Eiszeiten. 



383 



kungen, welche etwa S^ ausmachen, wenn für alle Glazial- und Inter- 
glazialperioden die Differenz zwischen der gegen heute um 2^ wärmeren 
letzten Interglazialzeit und der um 6,5<> kälteren Würmeiszeit ebenfalls 
als Betrag der Temperaturschwankung angenommen wird. 

Fig. 72 gibt ein Bild von den Temperaturänderungen, wie sie hier 
angegeben wurden. Die gezeichnete Kurve resultiert natürlich erst 



Fig. 72. 




-jetzige Temperatur 



Gegenwart 



dann, wenn die untergeordneten Schwankungen, welche die „Rückzugs- 
stadien" verursachten, und die noch viel kleineren anderen klimatischen 
Schwankungen von kürzerer und kurzer Dauer eliminiert sind. 

Es liegt nahe, die Kurve nach rückwärts foi*tzusetzen. Eine der 
Günzeiszeit vorausgegangene Vergletscherung hätte in den, als in ihrer 
Höhe unverändert angenommenen, Alpen die Schneegrenze in dieselbe 
Höhe gebracht, in welcher sie gegenwärtig liegt. Das Auffanggebiet 
wäre sicherlich sehr groß gewesen; aber das Gefälle der Gebirgs- 
oberfläche war im ganzen recht gering; es wäre also möglich, daß die 
Eisdecke nicht bis zum Rande des Gebirges hinausgeschoben wurde, 
sondern schon weiter innen der Schmelzung erlag. Die Spuren einer 
solchen Vergletscherung oder auch mehrerer müßten auf das Innere 
des Gebirges beschränkt sein und über der Schliffgrenze liegen. Viel- 
leicht erweist sich eine Anzahl von schön geschwungenen Graten, die 
von den höchsten Gipfeln ausgehen, späterhin als durch Eisbearbeitung 
geformt. 

Die Fortsetzung der Kurve in die Zukunft würde den Eintritt 
einer neuen Eiszeit nach etwa 17000 Jahren erwarten lassen. 

Den vorausgehenden Darlegungen haftet ein gut Stück spekulativen 
Charakters an. Das ist bei der geringen Kenntnis, die wir gegenwärtig 
über einzelne Stützpunkte derselben haben, nicht weiter wunderlich. 
In ihrem wesentlichsten Zuge aber bietet, wie ich glaube, die hier aus- 
gestaltete Hypothese mancherlei Vereinfachungen gegenüber der bisher 
vorwiegend vertretenen Ansicht, daß die Täler schon vor der Eis- 
zeit der Hauptsache nach die Form hatten, die wir jetzt an ihnen 
beobachten. 

Das Auftreten der, meines Wissens zuerst von A. Heim (1878) im 
Reußgebiet näher verfolgten, alten Talböden findet eine ungezwungenere 
Erklärung, als die von Heim gegebene, nach welcher die Tätigkeit des 
Wassers und Einsturz der durch dieses unterwaschenen Felsen für die 
Bildung der alten Täler verantwortlich gemacht werden. Die au«- 



384 Elfter Abschnitt. 

gesprochenen wFormen, auf welche die an den Berghängen übrig ge- 
bliebenen Reste der alten Talböden hinweisen, konnten bei einer mehrere 
Kilometer messenden Talbreite nicht durch strömendes Wasser ge- 
schafEen werden. Aus demselben Grunde halte ich die jüngst Yon 
F. Frech vertretene Anschauung nicht für richtig, wonach der unterste 
Trog das Produkt der Schmelzwasser sein soll, welche den eiszeitlichen 
Gletschern entströmten. 

Es ist selbstverständlich, daß die Forscher, welche eine bedeutende 
Wirkung der Gletschererosion leugnen, nur das Wasser als Bewegungs- 
mittel der erodierenden Gesteinstrümmer ansehen können. Nun, nach- 
dem gezeigt ist, daß Gletscher von der Ausdehnung des Hintereis- 
ferners ihr Bett jährlich um 2 bis 3 cm erniedrigen, werden wohl auch 
diese Gelehrten sich zur Annahme einer intensiven Erosionstätigkeit 
der eiszeitlichen Gletscher bequemen müssen. Vielleicht können sie 
auch der in diesem Buche vertretenen Ansicht zustimmen. Danach hat 
das bewegte Eis die Hauptformen der Täler da geschaffen, 
wo vor der Eiszeit und während der Interglazialzeiten das 
Wasser sein Abflußnetz mit kleinen Erosionsformen ent- 
wickelte. 

Aus dieser Grundannahme ergab sich mit Hilfe der in den Quer- 
profilen der Täler vorhandenen Gefällsknicke die Zahl der Vergletsche- 
rungen, die bis ins Alpenvorland reichten, zu vier, und die ungefähre 
Ausdehnung der einzelnen Gletscher. Aus der letzteren folgt notwendig 
ein Sinken der Schneegrenze von einer Eiszeit zur anderen. Der Betrag 
dieser Senkung ist allerdings vorläufig nur annäherungsweise zu be- 
stimmen. 

m. Spuren der Eiszeit in anderen Qebieten. 

Nicht nur in der Nähe der Alpen, sondern in der Umgebung aller 
der Gebirge, welche heute noch zum Teil vergletschert sind, wurden 
sichere Merkmale einer ehemals weit größeren Ausdehnung des Eises 
gefunden. 

So war das skandinavische Hochgebirge das Ausgangsgebiet 
einer gewaltigen Eisdecke, welche nicht nur die skandinavische Halb- 
insel und den bottnischen Meerbusen, sondern einen bedeutenden Teil 
von Finnland bedeckte, welche die Ostsee überbrückte und sich weit 
über Rußland, Norddeutschland, Holland und Belgien ausdehnte. 

Auch gegen Westen fiel von den heute bis zu 2500 m Höhe er- 
reichenden Bergketten eine mächtige Eismasse ab, die sich weit über 
die heutigen Landesgrenzen hinaus ins Meer erstreckte und sich mit 
einer anderen Eiskappe vereinigte, welche, vom schottischen Hochlande 
ausstrahlend, fast die ganzen britischen Inseln unter sich begrub. 
Skandinavische, englische und deutsche Geologen haben die Moränen- 
gebiete der großen Inlandeisdecke eingehend untersucht, welche einst 



Sparen der EiBzeit in Europa. 385 

über Nordwesteuropa lagerte. Haben anfänglich erratische Blöcke, 
deren Material das skandinavische Hochgebirge als Ursprungsstätte 
verriet, geschliffene Felsen, deren Schrammen ebendahin konvergieren, 
viele Biesentöpfe, welche nur als die Erzeugnisse von Gletschermühlen 
gedeutet werden können, Ausstrahlungszentrum und Ausdehnung der 
Eisdecke kennen gelehrt, so sind in neuerer Zeit zu diesen Merkmalen 
früherer Yergletscherung noch die bedeutsamen Dokumente gekommen, 
welche die sorgfältigen Untersuchungen der Geschiebeformationen zutage 
förderte. Boulder clay, Blocklehm, Krosstensgrus erwiesen sich als gla- 
ziale Ablagerungen, als Grundmoräne. Zahlreiche Hügelreihen wurden 
als Endmoränenzüge befunden, aus welchen in der jüngsten Zeit vor 
allem durch A. Keilhack und andere deutsche Geologen die ein- 
zelnen Rückzugsstadien der Vergletscherung zu rekonstruieren versucht 
werden. Es steht fest, d&Q die Oberflächenformen des norddeutschen 
Tieflandes ebenso wie die von Schweden und Norwegen während der 
Eiszeit gebildet wurden. Die höchsten jErhebungen Norddeutschlands 
sind eng mit einer ausgeprägten Grundmoränenlandschaft verknüpft; 
diese ist hauptsächlich auf dem baltischen Höhenrücken zu treffen, 
welcher einen Endmoränenzug in einer Zone von 10 bis 20 km Breite 
begleitet, der im allgemeinen parallel zur südlichen Umrandung des 
Ostsee-Beckens verläuft. Die Grenzen der maximalen Yergletscherung 
Norddeutschlands reichten jedoch viel weiter nach Süden, bis an die 
deutschen Mittelgebirge heran, wie aus zahlreichen Gletscherschlifi'en, 
Riesentöpfen und vor allem aus der Ausbreitung des Geschiebemergels 
(Blocklehm) hervorgeht, der auch südlich der großen baltischen End- 
moräne (deren Fortsetzung nach Rußland neuerdings festgestellt wurde), 
die gleiche petrographische Ausbildung besitzt wie nördlich derselben. 

Es scheint noch nicht sichergestellt zu sein, ob die baltische End- 
moräne nur als eine Rückzugsbildung der letzten Vereisung, also wäh- 
rend eines längeren stationären Stadiums derselben entstanden, anzu- 
sehen ist, oder wie dies James Geikie tut, als wirkliche Endmoräne, 
welche die maximale Ausdehnung der jüngsten Vergletscherung be- 
zeichnet. Südlich dieses Moränenzuges wurden sowohl unmittelbar an 
denselben anschließend als auch in recht bedeutenden Entfernungen 
fluvioglaziale Bildungen, Sandr und Äsers gefunden. Die kleinen und großen 
Wasserbecken der mecklenburgischen, pommerischen und preußischen 
Seenplatte erwiesen sich durchweg als glaziale Bildungen, deren Ent- 
stehung allerdings nicht nach einer Schablone angegeben werden kann. 
Sie sind jedoch keine Erosionsbildungen im eigentlichen Sinne wie die 
Seen im Alpenvorlande und die Hochseen, sondern hauptsächlich durch 
die Wirkungen des in Spalten abstürzenden Wassers, durch Schmelz- 
wasserrinnen in der Grundmoräne gebildet, oder auch durch Stauungen 
von einseitig aufgepreßtem Grundmoränenmaterial entstanden. 

Wie die im Alpenvorlande, so erweisen sich auch die norddeutschen 
glazialen Geschiebe geschichtet und von verschiedenem Alter. „In die 

HeA, Die Oletscher. 25 



386 Elfter Abschnitt. 

geschichteten Ablagerungen finden sich Fossilien führende Bänke ein- 
geschaltet, deren Charakter auf das Vorhandensein einer Interglazial- 
periode hinweist. Einmal ist es die Fauna der großen diluvialen 
Säugetiere, wie Mammut, Rhinozeros, Urstier, Riesenhirsch, Pferd, 
Moschusochs, Renntier, die in einem ganz bestimmten Niveau und in 
großer Verbreitung sich finden. Diese Fauna enthält Tiere von hoch- 
arktischem Charakter, wie das grönländische Renntier und den Moschus- 
ochsen, daneben aber auch solche, die auf ein gemäßigtes Klima hin- 
weisen, wie Hirsch und Pferd. Die Erhaltung der Knochenreste zeigt, 
daß sie nicht weit transportiert sein können und demnach an Ort und 
Stelle lebten. Da hocharktische und einem gemäßigten Klima an- 
gehörige Tierreste zusammen vorkommen, so muß eine lange Zeit ver- 
gangen sein, in der zuerst beim Zurückweichen des Eises die arkti- 
schen und dann ganz allmählich bei der Wärmezunahme die auf ein 
gemäßigtes Klima hinweisenden Tiere sich ansiedeln konnten** (F. Wahn- 
schaffe). 

Unter dem unteren Geschiebemergel wurden nochmals Schichten 
mit Süßwasser- und marinen Conchilien nachgewiesen und unter diesen 
wurde bei Hamburg und bei Rüdersdorf durch Tiefbohrungen eine 
ältere Grundmoräne gefunden. Man neigt deshalb jetzt dazu, auch 
für Norddeutschland eine mehrmalige Vergletscherung anzunehmen. 
Stellt der baltische Endmoränenzug wirklich die Grenze des großen 
baltischen Gletschers vor, als den ihn Geikie anspricht, so wäre auch 
hier eine vierfache Vereisung, getrennt durch drei Interglazialperioden, 
vorhanden gewesen. Wahns chaffe betont allerdings, daß die Grenzen 
der letzten Vergletscherung Norddeutschlands weiter nach Süden vor- 
gedrungen seien und die baltischen Endmoränen nur einen Stillstand 
des Eisrückganges markieren. 

Das norddeutsche Tiefland stellt sich nach allem, was bisher 
darüber bekannt ist, als ein Teil des Ablagerungsgebietes der großen 
Eismassen dar, welche vom skandinavischen Hochgebirge ausströmten. 
Die Ablagerungen erreichen sehr bedeutende Mächtigkeit; 470 Bohr- 
löcher ergaben als mittlere Tiefe des fast ganz glazialen Quartärs 
58m, so daß der Boden, welchem die älteste Grundmoräne aufruht, 
um ein beträchtliches Maß unter dem heutigen Ostseespiegel liegt. Die 
Ostsee selbst erscheint demnach mindestens teilweise als ein Gebüde 
der jüngsten geologischen Epoche. Würde man für das gesamte Auf- 
schüttungsgebiet der nordeuropäischen Inlandeisdecke eine mittlere 
Dicke von 30m annehmen, so ergäbe sich, daß der Abtrag im skan- 
dinavischen Hochgebirge, von welchem die Eismassen kamen, durch- 
schnittlich über 300 m betragen haben müßte. 

In Skandinavien sind die Spuren der Vergletscherung auch ein- 
gehend verfolgt. Viele Moränen liegen in den Tälern; doch ist ihre 
Gruppierung und Zuweisung zu bestimmten Rückzugsstadien noch nicht 
so weit gediehen wie für die Alpen. Selbstverständlich ist das Gebirge 



Spuren der Eiszeit in Europa. 387 

und Beine nächste Umgebung das Haupterosionsgebiet der großen 
Inlandeismassen gewesen, und schon auf den Ersten Blick lassen die 
Oberflächenformen, die uns hier entgegentreten, erkennen, daß fast das 
ganze Hochland ehemals vom Eise begraben war. Fast alle die hoch- 
sten Gipfel stellen sich auf den Karten als rundliche Kappen dar, über 
welche das Eis hinwegfloß und sie durch lange Zeiträume vor der Ver- 
witterung schützte. Zahlreiche Leisten an den Talgehängen treten, 
besonders in der „Topografisk Kart over Norge" deutlich hervor, und 
gerade hier erscheinen die ineinander liegenden Trogformen leicht er- 
kennbar. Einige Profile, welche ich für das Gebiet des Goldhöpiggen 
zeichnete, geben für Yisdalen ebenfalls drei glaziale Talböden, weisen 
also auf eine viermalige Yergletscherung des Landes, dessen Formen- 
reichtum größtenteils der Eiswirkung zuzuschreiben ist. Die präglaziale 
Gebirgsoberfläche ist sehr wahrscheinlich viel flacher und weniger 
modelliert gewesen als die der Alpen; darauf deuten auch die weit 
ausgedehnten Hochflächen, dieFjelde, welche zum großen Teil die Nähr- 
gebiete der gegenwärtigen nordischen Gletscher bilden. 

Der nach Westen hin abfallende Teil der Eisdecke hatte ein 
relativ großes Gefälle; seine Geschwindigkeit und deshalb auch seine 
Erosionsfähigkeit ist höchstwahrscheinlich eine recht bedeutende ge- 
wesen. Es muß unter seiner Einwirkung die Bearbeitung des Unter- 
grundes eine recht ausgiebige gewesen sein, und ein Bück auf die 
norwegische Küste belehrt uns, daß hier in der Tat eine derart reich 
gegliederte Küstenlinie vorhanden ist, wie wir sie nur in ähnlicher 
Nachbarschaft steil abfallender Gletscher, in Patagonien, Alaska und 
Grönland, wiederfinden. Zahlreiche Fjorde, Täler, die in ihrem Hinter- 
grunde heute noch Gletscher bergen, die charakteristische Trogformen 
besitzen und deren Sohle unter der Meeresoberfläche verläuft, durch- 
furchen das Land und bieten reizvolle Bilder. 

Über die Entstehung der Fjorde wurde schon sehr viel geschrieben. 
Es ist klar, daß diejenigen Forscher, welche dem bewegten Eise mehr 
eine konservierende als eine abtragende Wirkung zuschreiben, von einer 
Aushobelung der Fjordtäler durch die Gletscher nichts wissen wollen. 
Sie machen das fließende Wasser und vor allem das Meer für das Auf- 
treten der Fjorde verantwortlich und benutzen dabei hauptsächlich die 
durch alte, 200 bis 500* m über dem Meeresniveau verlaufende Ufer- 
linien dokumentierten Hebungen und Senkungen, denen das Land auch 
in der geologisch jüngsten Vergangenheit unterworfen war. Aber eine 
charakteristische Eigenschaft der Fjorde bleibt auf diesem Wege völlig 
unerklärt; es ist das im Längsprofil unruhig wechselnde Bodenrelief 
mit hoch ansteigenden Schwellen durchsetzt, durch welche das Fels- 
becken in mehrere, der Länge nach aneinander stoßende Teilbecken 
zerlegt wird. Die Schwellen sind häufig von mächtigen Moränenlagern 
bedeckt, wodurch die Höhendifferenz zwischen Schwelle und Boden der 
einzelnen Becken vergrößert wird. 

25* 



388 ^^ter Absohnitt. 

Die Schwellenbildung durch Waaaererosioii , verbunden mit oder 
abgelöst durch Krustenbewegungen, ist nicht zu verstehen. Aber die 
Annahme eioer kräftigen Eiserosion erklärt dieselbe. Deshalb tritt 
0. Nordenskjöld in einer topographisch - geologischen Studie dafür 
ein, daß die Fjorde durch Eiswirkung in den durch Verwerfungen und 
der Wassererosion günstige Schichtstellungen schon vor der Eiszeit 
gebildeten Tälern entstanden. E. Richter schließt aus der Trogform 
des tiefsten Teiles der Fjordtäler auf deren Bildung durch Gletscher. 
Ich trete, den oben gegebenen Ausführungen entsprechend, dieser 
Meinung bei. 

In Großbritannien waren die glazialen Ablagerungen seit langer 
Zeit Gegenstand des regsten Interesses der Naturforscher, und die Ver- 
suche, das Auftreten der erratischen Blöcke und all der anderen Er- 
scheinungen, welche sich seitdem als glazialen Ursprungs erwiesen, der 
Tätigkeit großer Eismassen zuzuschreiben, stehen in unmittelbarem 
Zusammenhange mit den Studien, welche gerade englische Forscher Mitte 
des 19. Jahrhunderts in die Gletschergebiete der Schweiz führten. 

Die Ergebnisse der geologischen Forschungen in Schottland faßt 
J. Geikie in seinem bedeutenden Werke „^^^ Great Jce-Age^ in fol- 
gende Sätze zusammen: 

1. Der untere Blocklehm (Boulder-clay) ist die Grundmoräne einer 
großen Eismasse, welche Schottland bis zu eioer Höhe von mindestens 
3500 Fuß bedeckte, so daß nur die höchsten Berge über die Eisober- 
fläche aufragten. Das schottische Eis floß mit dem skandinavischen 
Inlandeise im Bette der Nordsee zusammen. Durch diese vereinten 
Eismassen wurden die Orkney- und Shetlandsinseln überflutet. Die 
äußeren Hebriden waren ebenfalls von dem vom Hauptlande kommenden 
Eismeere gequert, welches mit einem großen Eiswall io den Wassern 
des Atlantischen Ozeans endigte. 

2. Der untere Blocklehm ist an verschiedenen Stellen durch ein- 
geschaltete Süßwasser- und Meerablagerungen von einem überlagern- 
den, oberen Blocklehm getrennt. Diese Ablagerungen zeigen deutlich^ 
daß die große Eisdecke fortschmolz und eine ausgedehnte Landober- 
fläche freilegte, welche zeitweilig von einer gemäßigten Flora bedeckt 
und von einer gemäßigten Fauna bevölkert wurde. Das Klima änderte 
sich also vom arktischen zum gemäßigten. Darauf folgte eine Über- 
schwemmung, deren Höchstbetrag zwar nicht genau bekannt ist, die 
aber bis etwa 500 Fuß gereicht zu haben scheint. 

3. Der obere Blocklehm liegt unmittelbar über dem eben er- 
wähnten, interglazialen Bette. Er ist die Grundmoräne einer zweiten 
Eisdecke, welche scheinbar etwas weniger ausgedehnt war als die 
Vorläuferin. 

o 

4. Kames, Äsers (durch die Schmelzwasser geformte Hügel in den 
Schotterbäuken) und viele große erratische Blöcke gehören zur Periode 
der Auflösung dieser zweiten „Mer de glace". In dieselbe Epoche 



Sparen der Eiszeit in Europa. 389 

gehören manche Seeterrassen der Glacial lakes, welche besonders im 
südlichen Oberlande auftreten. 

Ö. Nach dem Rückzuge dieser Vereisung scheinen mildere klima- 
tische Bedingungen für ziemlich lange Zeit geherrscht zu haben. 
Diesem Zeiträume mögen einige der älteren Alluvionen des Unterlandes 
angehören. 

6. Die Grundmoränen und die großen Endmoränen der Gebirgs- 
gegend sind die Produkte einer dritten Glazialzeit. Sie zeigen die Exi- 
stenz bedeutender Lokalvergletscherung und großer Talgletscher an, 
welche stellenweise in den unteren Gebieten zusammenflössen. In dieser 
Zeit kalbten Eisberge von den Gletschern, welche unsere „sea-lochs** 
durchströmten. Gleichzeitig war das Land mehr als 100 Fuß hoch über- 
schwemmt (Märine Lehme mit arktischer und nordischer Fauna). Große 
schwimmende Eisplatten zerstreuten Erratica über das überschwemmte 
Land. In diese Epoche gehören die glazialen Seen von Loohaber und 
die Hochterrassen Schotter (high -le Tel gravel-terraces) unserer großen 
Flußtäler, sowie höchstwahrscheinlich die arktische Pflanzen führenden 
Schichten. 

7. Diese Epoche teil weiser Überschwemmung war von einer 
Wiederhebung des Landes oder von einem Rückzuge der See und von 
einer allmählichen Besserung des Klimas gefolgt. Möglicherweise be- 
deckten große Wälder das Land und eine gemäßigte Säugetierfauna 
durchstreifte Schottland. Unsere westlichen und nördlichen Inseln 
waren wahrscheinlich mit dem Hauptlande vereinigt, das sich weit aus- 
dehnte in Gebiete, die heute unter Wasser sind (untere versunkene 
Wälder). 

8. Die nächste Veränderung ist durch die Mündungsablagerungen 
(Deltabildungen) unserer großen Flußbecken und die um 45 bis 50 Fuß 
über den heutigen Meeresspiegel gehobenen Gestade angezeigt. Diese 
sind stellenweise mit Endmoränen von Talgletschern bedeckt. Dem 
milderen Klima der Epoche der großen Wälder folgte nach kurzer Zeit 
ein kälteres und feuchteres, welches das Wachstum von Torfmooren 
begünstigte (Torfmoore, die den unteren versunkenen Wäldern auf- 
lagern; obere FlußteiTassen). 

9« Die See zog sich weiter zurück und Schottland erhielt eine 
größere Ausdehnung; aber wir können nicht sagen, ob dieser Zuwachs 
an Land so groß war, wie der, welcher während des Wachstums der 
unteren versunkenen Wälder stattfand. Mit der Wiederhebung des 
Landes wurde das Klima trockener und kontinentaler und ein zweites 
kräftiges Wachsen von Wäldern trat ein (obere versunkene Wälder). 

10. Eine neuerliche Überschwemmung setzte Zentralschottland 
25 bis 30 Fuß unter Wasser. Das Klima wurde gleichzeitig feuchter und 
kälter, in unseren höchsten Gebirgsgebieten erschienen Lokal gletscher. 
Die Bedingungen, welche dem Wachstum der Wälder ungünstig waren, 
unterstützten die Ausdehnung der Torflager, unter denen große Wald- 



390 i^ter AbBohnitt. 

flächen begraben liegen (Torflager, welche über oberen versunkenen 
Wäldern liegen; 25 bis 30 FuIS gehobene Küsten). 

11. Endlich zog sich das Meer zurück und es traten die Verhält- 
nisse der Gegenwart ein. Das Klima wurde trockener, als während 
der vorausgehenden Überschwemmungsperiode. 

Zu dem nämlichen Ergebnisse, fünf Eiszeiten getrennt durch vier 
Interglazialzeiten, führten die Forschungen in England. Doch ist 
Geikie geneigt, aus den faunistischen Funden am „Weyboum Crag" 
bei Cromer in Norfolk, welche auf eine arktische Fauna der Nordsee 
verweisen, eine sechste Vergletscherung der britischen Inseln anzu- 
nehmen, welche allen anderen vorausgegangen ist, über deren Aus- 
dehnung jedoch mangels genügend vieler Aufschlüsse bisher nähere 
Angaben nicht zu machen sind. Ihr soll eine weitere Ausdehnung der 
Landoberfläche gefolgt sein, während welcher der südliche Teil der 
Nordsee eine vom Rhein durchströmte Ebene gewesen ist. 

Inwieweit Geikies Folgerungen unanfechtbar sind, soll hier aus 
guten Gründen unerörtert bleiben. Es scheint aber die Möglichkeit 
nicht ausgeschlossen, daß seine beiden letzten Eiszeiten als Rückzugs- 
stadien des großen baltischen Gletschers gedeutet werden können. Man 
hätte dann, wenn die älteste Eiszeit Geikies, der die Fossilien vom 
Weybourn-Crag zugeschrieben werden, als Tatsache festgestellt werden 
kann, auch für die britischen Inseln vier große Yergletscherungen, 
welche mit den Trogformen des skandinavischen Hochgebirges im Ein- 
klang wären. 

Spuren der Eiszeit in den übrigen europäischen Gebirgen. 

Die Bedeckung eines großen Teiles von Europa durch eine aus- 
gedehnte Eismasse mußte für die Umgebung klimatische Bedingungen 
bringen, welche wenigstens für die höheren Gebirge eine lokale Ver- 
gletscherung veranlaßten. 

In der Tat sind in den Pyrenäen, die ja auch heute noch kleine 
Gletscher und Schneeflecken tragen, alle Belege für eine ausgedehnte 
ehemalige Vereisung gefunden worden, welche vor aUem A. Penck 
nachweisen konnte. Besitzt heute der größte Pyrenäengletscher (Vigne- 
male) eine Länge von etwa 3,5 km, so waren zur Eiszeit die Täler des 
nördlichen sowie des südlichen Abhanges der einzigen Kette, die das 
Gebirge bildet, von mächtigen Gletschern durchzogen, welche im Mittel 
40 bis 50 km, der der Garonne sogar 70 km Länge erreichten. 600 
bis 700 m über der heutigen Talsohle findet sich die obere eiszeitliche 
Gletscher grenze. Die Gletscherenden lagen fast alle im Gebirge; nur 
die aus den Tälern von Ossan und Argeies reichten an das Vorland; 
auf der Nordseite stiegen die Gletscher bis zu 500 m, auf der Südseite 
bis 800 m Seehöhe herab. 



Spuren der Eiszeit in Europa. 391 

Während die Pyrenäen an Hochseen sehr reich sind, fehlen die 
Yorlandseen gänzlich. Penck weist jedoch darauf hin, daß eine An- 
zahl „erloschener^ Seen nachgewiesen werden konnte, und schließt aus 
dem Fehlen von Yorlandseen in den Pyrenäen, daß die alpinen Rand- 
seen ihre Existenz der Tätigkeit jener großen Eismassen verdanken, 
welche den Alpen entströmten, während die wesentlich kleineren 
Pyrenäengletscher auch nur kleinere Becken erodieren konnten, welche 
bald austrockneten. 

Die Hochseen der Pyrenäen liegen gewöhnlich in Karen, welche 
aber 1800 m Höhe die Talgehänge reichlich besetzen. 

In den Sierras der Iberischen Halbinsel wurden ebenfalls zahl- 
reiche Gletscherspuren gefunden. Von den vulkanischen Gipfeln, die 
das Plateau der Auvergne überragen, flössen ausgedehnte Gletscher; 
hier wurden auch interglaziale Erscheinungen festgestellt. Von den 
Bergen des Lyonnais und des Beaujolais, der Madeleinekette zogen eine 
Anzahl von Lokalgletschem herab, obwohl deren höchste Erhebungen 
knapp 1 200 m erreichen. Daß auch in den Cevennen nach eingehender 
Durchforschung mehr glaziale Spuren angetroffen werden, als dies bis- 
her der Fall ist, dai-f bei der großen Ausdehnung des Gebirges und 
bei den Höhen, bis zu denen es ansteigt, wohl vermutet werden. 

Von den deutschen Mittelgebirgen besitzen viele unzweifel- 
hafte Zeugen ehemaliger Yergletscherung. 

Ekratische Blöcke, viele Moränen, die in einzelnen Tälern gruppen- 
weise auftreten, GletscherschlifEe, Rundhöcker werden auf der Westseite 
der Vogesen vielfach angetroffen. Auf der Höhe des Gebirgskammes 
findet man auch auf der steileren Ostseite Zirken, Kare mit kleinen 
Seen in dem flachen Boden. 

Daß der Schwarzwald einst vergletschert war, hat L. Agassiz 
schon 1841 behauptet. Zuverlässige Beweisstücke wurden jedoch erst 
gegen Ende des letzten Jahrhunderts gefunden. Vom 1493 m hohen 
Feldberge zogen mehrere Gletscher bis zu Höhen von 750 bis 800 m 
herunter, deren Moränen im Wutach- und Hoslachtal anzutreffen sind; 
am Kniebis ist der Elbachsee als Karsee erkannt worden; auch der 
Mummelsee und der Biberkessel sind Karbildungen. 

Der schwäbische Jura soll nach 0. Fr aas auch ein eigenes 
Gletschergebiet dargestellt haben. Im Böhmerwald wurden Kare 
gefunden, welche eine wenigstens teilweise Yergletscherung dieses bis 
zu 1460 m reichenden Urgebirges sicher erkennen lassen. 

Durch die Auffindung von Karen gelang es J. Partsch, die 
Yergletscherung des Riesengebirges nachzuweisen; die großen und 
die kleinen Schneegruben sind als typische Talzirken bekannt ge- 
worden. 

Auch in der Hohen Tatra, den Karpathen, in den transsyl- 
vanischen Alpen fand man die zu erwartenden Gletscherspuren und 
die Kare, die in den höchsten Kämmen der Balkanhalbinsel auftreten. 



892 Mfter Abschnitt 

gaben die ersten Anzeichen für eine ehemalige Vergletscherong dieser 
Gebirgszüge, welche in neuester Zeit auch nachgewiesen werden konnte. 

Im Apennin und auf |Eorsika wurden die Grenzen der ehe- 
maligen \yerglet8cherung festgestellt. 

Die Vergletscherung des Kaukasus war auch während der Eis- 
zeit eine weit ausgedehnte; doch sind die Grenzen, bis zu welchen die 
Eismassen aus dem Gebirge heraus auf das Vorland sich ergossen, noch 
nicht genügend bekannt. Wie in den Pyrenäen, so fehlen auch hier die 
Randseen; aber auch Hochseen sollen nach G. Merzbacher Verhältnis- 
mäiSig selten sein, trotzdem die Gletscher in einem wenig widerstands- 
fähigen Materiale lagern, das der Bildung beckenförmiger Aushöhlungen 
günstig ist. Die Profile des Baksantales lassen, wie bereits erwähnt 
wurde, auf eine vielmalige Vergletscherung des Gebirges schließen. 

Der Ural, der heute keine Gletscher trägt, obwohl sein nördlicher 
Teil Höhen von etwa 1600m erreicht, entsandte während der Eiszeit 
nördlich von 62^ nördl. Br. eine zusammenhängende Eisdecke, welche 
durch eine solche, von der Timanhöhe kommende, mit dem skandina- 
vischen Inlandeise verbunden war und das Gebiet der Petschora über- 
lagerte. Südlich Jenes Breitengrades trat nur Lokalvergletscherung auf, 
deren Moränenbildungen verfolgt werden konnten. 

Das Ergebnis der Eiszeitforschung in den Gebirgsgebieten Europas 
läßt sich also etwa dahin zusammenfassen: 

Die Gebirge, welche heute noch Gletscher tragen, waren während 
der Eiszeiten Ausstrahlungszentra für Eismassen, welche auch größere 
Vorlandgebiete überfluteten. Die Gebirge, welche heute frei von 
dauernder Eisbedeckung sind, haben, soweit sie Höhen von mindestens 
1000 bis 1200m erreichen, fast alle sichere Spuren einer ehemaligen 
Vergletscherung. 

In mehreren Fällen konnte für die heute eisfreien Gebirge eine 
mehrfache Vergletscherung nachgewiesen werden. 

Nach dem, was oben über die Eiszeiten in den Alpen und über die 
klimatischen Änderungen seit Beginn der Eiszeiten ausgeführt wurde, 
ist die Schneegrenze von einer zur anderen Eiszeit immer tiefer herab- 
gerückt und hatte während der ersten Vergletscherung eine etwas 
niedrigere Höhenlage wie heute. Dann konnten die meisten der mittel- 
europäischen Gebirge während der Günzeiszeit keine Gletscher getragen 
haben; dasselbe gilt auch für die Mindeleiszeit , während welcher die 
Schneegrenze etwa 500 m tiefer anzusetzen ist als heute, also in einer 
Höhe von etwa 1 900 m am Nordrande der Alpen verlief. Es ist mög- 
lich, daß dann schon einige der höchsten westlichen Mittelgebirgsgipfel 
mit dauernder Schneedecke versehen waren; denn die Schneegrenze 
steigt mit der Massenerhebung an. Es ist also denkbar, daß die Kon- 
densation in der feuchten Luft, welche gegen isoliert stehende Hoch- 
gipfel anströmte, schon in geringerer Höhe als 1900 m so intensiv war, 
daß eine bleibende Schneedecke sich bilden konnte. 



Spuren der Eiszeit auJBerhalb Europas. 393 

Die Schneegrenze der Rißeiszeit war für den Alpenrand bei etwa 
1600 m. Unter solchen Bedingungen konnten die Yogesen und der 
Schwarzwald wohl schon einen Teil der Feuchtigkeit] abgefangen 
haben, welche die nordwestlichen Winde gegen die Alpen führten, ebenso 
wie in der Auvergne, im Riesengebirge, der Tatra, vielleicht auch im 
Böhmerwalde durch ähnliche Verhältnisse eine Yergletscherung ver- 
ursacht werden konnte. Die Würmeiszeit aber hätte alle die Gebirge, 
von denen eine ehemalige Vereisung nachgewiesen ist, beeinflußt. 

Es würde sich also, wenn der Verlauf der Elimaschwankungen 
zutreffend ist, wie er auf Grrund der Trogformen der Alpentäler ent- 
wickelt wurde, ein eigenartiger Gegensatz zwischen der Ausdehnung 
der Vergletscherongen in den Alpen und der in den niedrigeren Ge- 
birgen herausstellen: Während die Alpen in den letzten Eiszeiten 
stets in geringerem Maße vergletschert wurden, nahm die Gletscher- 
bildong in den Naohbargebieten von Eiszeit zu Eiszeit zu. 

Die mehrfachen Moränenkränze in den Vogesentälern würden 
dann, trotzdem sie stellenweise um 100m und mehr voneinander ent- 
fernt sind, als Bildungen der letzten Eiszeit und der Rückzugsperiode 
aufzufassen sein; die Moränen und die übrigen Gletscherbildungen 
der vorhergehenden Vergletscherung müßten durch die Eisströme der 
Würmeiszeit zersört worden sein. 

Spuren der Eiszeit außerhalb Europas. 

Weit ausgedehnter als die Eisdecke, welche Nordeuropa über- 
lagerte, war der Eispanzer, der das ganze Gebiet von Kanada und 
einen Teil der nördlichen Unionsstaaten in Nordamerika bedeckte. 
Die Endmoränen wäUe , welche bald parallel zueinander, in einem Ab- 
stände von 40 bis 50 km, bald sich vereinigend und schneidend verlaufen, 
konnten vom Atlantischen Ozean , wo sie nahe bei New York beginnen, 
bis in unmittelbare Nähe des Felsengebirges verfolgt werden. Sie er- 
reichen bei Cincinnati ihren südlichsten Punkt, verlaufen von hier an 
noch etwa 5 Längengrade weit westlich, um dann i