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Wie tief sind die Gletscher?
Mit 2 Figuren.Von Wilhelm Jost.
Die Frage nach der Tiefe des Gletschers hat sich Ihnen sicher schon das erstemal gestellt, da Sie eine Gletscherspalte überschritten haben: « Wi teuf abe geit es acht? » Vielleicht hat die wachgewordene Neugierde sogar gefragt: « Wievil Isch isch acht hie binangere? » Die Frage nach der Eisdicke der Gletscher oder, etwas allgemeiner gefasst, nach der Form des Gletscherbettes und die nach der gesamten Eismasse eines Gletschers haben die Wissenschaftler zu allen Zeiten beschäftigt. Um zu Antworten zu gelangen, wurden recht verschiedene Wege beschritten. Während die Geographen und die Geologen aus den Gefällsverhältnissen der Berglehnen, die den Gletscher umrahmen, indirekt die Eistiefe zu erschliessen trachten, haben die Glaziologen schon frühe versucht, durch Ausmessen von Spalten und Strudellöchern die Eisdicke direkt zu bestimmen.
Es ist klar, dass solch primitive Messungen nur unzuverlässige Werte geben konnten. Als sichere Methode empfehlen sich — sozusagen auf den ersten Blick — Tiefenbohrungen bis auf den Felsgrund. So naheliegend diese Methode auch ist, so wurde sie doch erst anfangs unseres Jahrhunderts von Blümcke und Hess am Hintereisferner ausgeführt, als der Deutsche und österreichische Alpenverein bereit war, die hohen Kosten dieser Untersuchungen zu übernehmen. Die Durchführung dieser Arbeiten war mühsam, zeitraubend und zeigte manche unvorhergesehene Schwierigkeit. Sie sind aber derart grundlegend für unsere Fragen, dass wir einige Augenblicke bei ihnen verweilen müssen.
In den elf Jahren von 1899 bis 1909 wurden elf Bohrungen tiefgebracht. Mehr als höchstens drei Bohrungen konnten im gleichen Sommer nicht erreicht werden. Die Gletschertiefen lagen zwischen 66,5 m und 223,7 m. Wie gross die technischen Schwierigkeiten waren, erhellt aus der Tatsache, dass es nicht möglich war, im Strich der grössten Eistiefe und der grössten Gletscherbewegung bis auf den Grund zu gelangen. Man erreichte nur die Tiefe von 110 m statt der ungefähr 300 m, die hätten erreicht werden müssen. Es zeigte sich aber noch eine andere Schwierigkeit: an einer bestimmten Bohrstelle wurde 1908 nur eine Tiefe von 162,8 m erreicht, bis der Bohrer auf Felsen stiess; die zu erwartende Eisdicke war grosser als 200 m. Im folgenden Jahre wurde die Bohrung an derselben Stelle wiederholt und ergab das gleiche Resultat. Als man aber das Bohrgerüst etwa zehn Meter auf die Seite geschoben hatte, gelangte man auf die Tiefe von 223,7 m. Auch bei zwei andern, seither ausgeaperten Bohrlöchern zeigen sich Fehler von 15 m bzw. 25 m. Innenmoränen und Blöcke, die im Gletscherinnern mit dem Eise wandern, können gute Ergebnisse vereiteln. Trotzdem — ich wiederhole es — sind die Untersuchungen von Hess am Hintereisferner von grund-legendem Werte.
Aber auch die theoretischen Untersuchungen der Gletscher wendeten sich dem Problem der Eisdicke zu. Wenn man starke Vereinfachungen zulässt, so ist es heute möglich, aus gemessenen Oberflächengeschwindigkeiten des Gletschereises und den Beträgen der Abschmelzung Anhaltspunkte für die Form des Gletscherbettes und die Eistiefe rechnerisch zu erhalten. Die Ergebnisse dieser theoretischen Berechnungen bedürfen aber immer der Nachprüfung durch die Messung.
Es bedeutete deshalb einen beachtbaren Fortschritt, als Mothes am geophysikalischen Institut in Göttingen eine neue Methode zur Bestimmung der Eisdicke ausarbeitete, die ein zuverlässiges und rascheres Arbeiten ermöglicht: die seismische Methode. Sie wurde am Hintereisferner, dessen Eismächtigkeit ja seit den Arbeiten von Hess bekannt ist, geprüft, und seither an der Pasterze, auf dem grönländischen Inlandeise, am Rhonegletscher und am Unteraargletscher zu Untersuchungen verwendet. Worin besteht diese Methode? Wenn Sie mit der Faust auf den Tisch schlagen oder mit dem Fuss auf den Boden stampfen, dann gehen vom Orte des Schlages Erschütterungen aus, die sich im Tisch oder im Erdboden ausbreiten, ähnlich wie die Schallwellen von einer Schallquelle aus. Während in der Luft und im Innern der Flüssigkeiten nur Verdichtungen und Verdünnungen entstehen, bilden sich im festen Körper ausser den Verdichtungs-Verdünnungswellen oder Längswellen noch Wellen aus, in denen die Stoffteilchen wie bei den Wellen auf der Wasseroberfläche quer zur Ausbreitungsrichtung schwingen; das sind die Querwellen. Da die Längswellen sich rascher ausbreiten als die Querwellen, bezeichnet man sie auch als Primärwellen ( P-Welle ) und die zweiten als Sekundärwellen ( S-Welle ). Selbst wenn ein schwerer Felsblock auf den WIE TIEF SIND DIE GLETSCHER?
Gletscher fiele, würde die durch diesen Schlag erzeugte Erschütterung so schwach sein, dass man sie in einigen hundert Meter Entfernung kaum mehr spürte. Wir müssen deshalb im Erschütterungsherd grosse Energie umsetzen, was durch Sprengungen erreicht wird, und ausserdem eine hochempfindliche Empfangsapparatur bauen, wenn wir noch in grösserer Entfernung die sehr schwachen Bodenbewegungen registrieren wollen. Dieser Empfangsapparat ist ein Seismograph, ein Erdbebenmesser, und besteht grundsätzlich aus einer schweren Masse ( Blei, Eisen ), die durch elastische Federn an einem starren Gestell aufgehängt ist, das auf den Gletscher gesetzt wird. Wenn nun der Boden und damit das Gestell kleine Bewegungen ausführt, so bleibt die aufgehängte Masse infolge ihrer Trägheit in Ruhe, d.h. Gestell und aufgehängte Masse bewegen sich relativ zueinander. Diese Relativbewegungen werden in sinnvoller Weise auf Spiegel übertragen, die sich drehen und einen auf sie fallenden Lichtstrahl schwenken. Die von den Spiegeln reflektierten bewegten Lichtzeiger fallen auf einen abrollenden Film Figur 1.
Z = Zelt mit Seismograph. S, und Sa = zwei Sprengpunkte, von denen die allseitig sich ausbreitenden Erschütterungen ausgehen. StPZ eine reflektierte Welle. S2RTZ eine gebrochene Welle. H = Gletschertiefe.
und liefern das Seismogramm. Um diese Seismogramme auswerten zu können, muss auch noch die Zeitmessung mitregistriert werden. Die genaue Beschreibung aller Apparate wird mir der Leser gerne erlassen; sie würde ihn sicher über Gebühr ermüden. Es mag genügen, ihm zu sagen, dass Prof. A. Kreis in Chur ein feines Instrument gebaut hat, das die wahre Bodenbewegung mehr als dreissigtausendfach vergrössert und kleinste Erschütterungen zu registrieren gestattet.
Wie kann man nun mit dieser Ausrüstung Gletschertiefen messen? Das zu verstehen, wird gar keine so grosse Mühe machen.
In Z der Figur 1 steht das Zelt mit dem Seismographen auf dem Gletscher, in S wird die Sprengung vorgenommen. Der Abstand vom Zelt Z bis zum Schusspunkt S ist gemessen. Der Sprengmoment wird auf dem Film, der alle Fünfzigstelsekunden eine Marke aufweist, eingezeichnet. Die von S ausgehenden Wellen erreichen das Zelt auf dem kürzesten Wege längs der Gletscheroberfläche, und ihre Ankunft wird auf dem Film als Welleneinsatz registriert. Zuerst kommt der Einsatz der P-Welle, später der der S-Welle. Aus der Zeit, die verstreicht zwischen dem Abschuss und der Ankunft der WIE TIEF SIND DIE GLETSCHER?
Wellen im Zelt und der Schussdistanz ZS, folgen zwei sehr wichtige Grossen, nämlich die Geschwindigkeiten, mit denen sich die Wellen im Eise ausbreiten. Die P-Welle legt in der Sekunde zirka 3800 m, die S-Welle zirka 1800 m im Eise des Unteraargletschers zurück. Von S aus dringen die Wellen aber auch tief in das Eis hinein und erreichen schliesslich den Felsgrund. Dort werden sie zurückgeworfen ähnlich wie ein Lichtstrahl an einer Spiegelfläche oder wie beim Echo die Töne an den Felswänden. Diese Reflexionen erfolgen nach dem Gesetze: Einfallswinkel = Ausfallwinkel. Also muss unter den vielen Wellenfronten, die am Felsgrunde zurückgeworfen werden, eine zum Zelt hin laufen und dort registriert werden. Bei kurzen Schussdistanzen ist indessen der Einsatz dieser reflektierten Welle nur sehr schwer zu finden, da er in die \.
Figur 2.
Sm = Sprengmoment. P, = Einsatz der direkten Primärwelle. Pa = Einsatz der am Gletschergrunde reflektierten Primärwelle. Sl = Einsatz der direkten Sekundärwelle.Vertikalstriche = Zeit-registrierung, von Strich zu Strich = Vjj-Sekunde.
starken Bewegungen der direkten S-Welle hineinfällt. Wenn aber die Schussdistanz grosser wird, so kommt die am Boden reflektierte P-Welle schliesslich früher im Zelt an als die der Gletscheroberfläche entlang laufende S-Welle; denn die Geschwindigkeit der P-Welle ist ja mehr als doppelt so gross wie die der S-Welle und für grosse Schussdistanzen ist der Weg SPZ nicht doppelt so lang wie der Weg SZ. Der Einsatz der am Grunde reflektierten Welle fällt also zwischen die Einsätze der direkten P- und S-Welle hinein und kann leicht gefunden werden ( siehe Figur 2 ). Aus der Laufzeit der reflektierten Welle der Ausbreitungsgeschwindigkeit und der Schussdistanz kann die Gletschertiefe H berechnet werden. Die Berechnung der Gletschertiefe wird wesentlich komplizierter, wenn der Untergrund mit der Oberfläche des Gletschers nicht wenigstens angenähert parallel verläuft oder das Gletscherbett so gestaltet ist, dass die registrierten Einsätze von Reflexionen herrühren, die nicht in der senkrechten Ebene durch Zelt und Sprengpunkt erfolgten, sondern seitlich. Aber auch für diesen Fall ist eine gangbare Berechnungsmethode gefunden worden.
Wählen wir sehr grosse Schussdistanzen, dann entspricht der erste Welleneinsatz nicht mehr der direkten Primärwelle. Diese wird überholt von einer Welle, die vom Sprengpunkt aus steil in den Gletscher hineinläuft und am Grunde in den Felsen übertritt, auf langer Strecke im Fels mit der sehr grossen Geschwindigkeit von zirka 5000 m/sec. verläuft und wieder nach dem Zelt auftaucht ( siehe Figur ). Auch aus der Laufzeit dieser gebrochenen und den bekannten Ausbreitungsgeschwindigkeiten und der Schussdistanz kann die mittlere Eistiefe berechnet werden. Diese Refraktionsmethode hat gelegentlich vor der oben besprochenen Reflexionsmethode gewisse Vorzüge.
Nun einige Ergebnisse. Am Rhonegletscher liegt die Eismächtigkeit auf der ersten Terrasse über dem Absturz zwischen 170 m und 190 m. Aufwärts nimmt sie zu und erreicht im « Stumpf » 240 m. Am Unteraargletscher wächst die Gletschertiefe von der Zunge an bis gegen die Lauteraarhütte bis zu zirka 300 m an. Am Konkordiaplatz haben die Deutschen eine Eisdicke von maximal 800 m gemessen. Die Wegener-Expedition hat schliesslich mit Hilfe der seismischen Methode im grönländischen Inlandeise Eismächtigkeiten von über 2000 m festgestellt.
Der grosse Vorzug der seismischen Methode ist der, dass man in relativ kurzer Zeit eine recht grosse Anzahl von Tiefen bestimmen kann, so dass man zu der vielleicht etwas kühnen Idee geführt wird, das ganze Gletscherbett eines grossen Alpengletschers ausmessen zu wollen. Eine solche « Topographie im Unsichtbaren » eines so grossen Gebietes wie das des unteren Aaregletschers stellt eine enorme Aufgabe dar, an der aber Geologen, Geographen, Hydro-logen und Glaziologen gleichermassen interessiert sind. Und gerade der Unteraargletscher ist für diese Untersuchung ein ganz besonders interessantes Objekt. Nur einige Probleme, die sich stellen: Die Gletscherzunge « schwimmt » auf Schotter. Wie weit hinauf reicht dieser? Wie mächtig ist er? Wo befand sich der Gletscher zur Zeit der Ablagerung des Schotters? Wie sieht das Gletscherbett aus vor dem « Abschwung », wo Lauteraargletscher und Finsteraargletscher zusammenf liessen? Gibt es Schwellen im Gletscherbett? Welche Form hat das Firnbecken des LauteraargletschersDas ist genug Werg an der Kunkel.
Der Unteraargletscher ist ein klassisches Gebiet für die Gletscherforschung. Möchte es den gegenwärtigen und zukünftigen Glaziologen vergönnt sein, die Untersuchungen, die die alten Gletscherforscher von ihrer Blockhütte am Abschwung aus begonnen haben, mit Erfolg weiterzuführen.