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Durch
Druck darüber ausgebreiteter neuer Schneefälle und durch Zusammensintern wird der zuerst lockere
Schnee
[* 4] in grobkörnigen
(Firn, névé) umgewandelt, und echte Firnfelder können sich mithin nur dort bilden, wo in hoch gelegenen Kesselthälern
die Schneemassen sich aufhäufen, während selbst hoch hinausragende, aber einzeln gestellte Gipfel keine
Firnfelder und deshalb auch keine Gletscher besitzen. Im weitern Verlauf des
Prozesses vereist der grobkörnige Firnschnee mehr und
mehr in den tiefsten
Lagen des Firnfeldes, tritt als Gletschereis an einer tiefsten
Stelle (Firnlinie) aus dem Firnschneesee
in Stromesform aus und fließt nun im engen Anschluß an die
Konfiguration des zu
Thal
[* 5] führenden Wegs,
mit ihm sich verbreiternd oder verengernd, und Bergriegel, welche quer durch das
Thal ziehen, übersteigend, langsam hinab.
Trotz mannigfacher Übergänge zwischen Firnschnee, Firneis und Gletschereis sind die
Substanzen in ihren typischen
Varietäten
gut unterscheidbar und charakterisieren sich in erster
Linie durch einen abnehmenden
Gehalt an eingeschlossener
Luft. So fand Nicolet in 1 kg Firnschnee 64, in der gleichen
Menge weißen, blasenreichen Firneises 15 und im blauen, blasenfreien
Gletschereis 1
ccmLuft. Das Gletschereis hat eine von sonstigem, durch direktes Frieren aus
Wasser entstandenem
Eis
[* 6] verschiedene
Struktur. Unterwirft man ein
StückGletschereis der Abschmelzung, so zerfällt dasselbe nach einiger Zeit in einzelne
Stücke,
welche nach der optischen Untersuchung kristallographische Individuen sind, aus denen also die Gletschermasse in Aggregatform
zusammengesetzt ist. Die
Größe dieser Gletscherkörner schwankt selbst im einzelnen Gletscher, ist am obern Ende geringer als an den
tiefern
¶
mehr
Stellen, wo sie bei kleinern Gletschern Walnußgröße, bei größern die eines Hühnereies erreichen, in einzelnen Fällen
selbst bis zu 10 cm und darüber anwachsen kann. Es ist behauptet worden, daß die Eiskörner eines Gletschers orientiert
seien, d. h. eine parallele Stellung ihrer optisch-kristallographischen Achsen zeigten; dem wird aber von neuern Forschern
allgemein widersprochen. Durch den Wechsel in der Beschaffenheit der Lagen, welche sich namentlich in dem obern Teil des Gletschers
als eine verschieden weit fortgeschrittene Umwandlung des Firns in Gletschereis charakterisiert, ist oben häufiger und deutlicher
als weiter thalwärts eine Schichtung im Eis des Gletschers nachweisbar.
Viel markierter ist aber eine Blätterstruktur im Eis, die widersinnig zur Schichtung, wenn diese überhaupt
nachweisbar ist, verläuft, also eine Art falscher Schieferung (s. d.), mit welcher sie auch hinsichtlich der Entstehung durch
Druck identifiziert worden ist. Sie beruht auf einem Wechsel zwischen Blättern von blasenreichem, mehr an Firneis erinnerndem
weißen Eis und solchen eines blasenfreien und dichtern blauen Eises. Da das letztere schwerer schmelzbar
ist als das erstere, so entstehen an der Oberfläche des Gletschers durch stärkeres Abschmelzen des weißen EisesRillen,
welche, schwächer entwickelt, eine Art Moireezeichnung auf der Oberfläche hervorbringen, tiefer eingeschnitten, eine Sammelstelle
für Staub und Sand abgeben können, so daß Schmutzstreifen sich bilden, die aber (nach Heim) von denjenigen
scharf zu unterscheiden sind, welche oft in konvex nach unten gebogenen Kurven von variierenden Abständen über den Gletscher hinüberziehen.
Sie sind Erzeugnisse der Gletscherstürze (s. unten) und bei dem treppenförmigen Abbrechen des Eises durch in die Stufenwinkel
eingewehten Staub entstanden, welche dann nach der Regelation des Gletschers unterhalb des Bruches zunächst
gerade Linien bilden und erst später infolge der stärkern Bewegung der Mittellinie des Gletschers (s. unten) kurvenartig
ausbiegen.
Gletscher, welche ihr Material aus nur einem Firnfeld beziehen, heißen einfache Gletscher (Rhônegletscher, Oberaargletscher in Bern),
[* 8] zweifach
oder mehrfach zusammengesetzte diejenigen, bei denen zwei oder mehrere Quellströme sich vereinen; der
Fietscher in Wallis
und der Vernaggtgletscher im Ötzthal seien als Beispiel für erstere, der Gorner Gletscher am Monte Rosa und der Aletschgletscher
in Wallis
für letztere angeführt. Auch ist man gewöhnt, die großen, ihr Eis tief ins Thal hinab liefernden Gletscher als
solche erster Ordnung (nach Saussure) oder Thalgletscher (Hochstetter) von denen zweiter Ordnung (Hängegletscher, Hochgletscher,
Jochgletscher nach Hochstetter), den kleinern, kürzern, welche nur hoch gelegene Felsenthäler ausfüllen, zu unterscheiden,
wobei freilich viele verknüpfende Zwischenformen unterlaufen.
Endlich hält Heim drei Typen der Gletscher auseinander: die alpinen, zu denen auch die des Kaukasus, des Himalaja
etc. zählen, langgestreckte Eisströme von verhältnismäßig geringer Breite
[* 9] mit relativ nicht großen Firnfeldern als Ursprung;
die norwegischen, durch ungeheure, ganze Hochplateaus bedeckende Firnfelder, von denen eine Mehrzahl von Gletschern zu Thal
wandern, ausgezeichnet, und die grönländischen, radial gegen das Meer ausstrahlende Abfuhrkanäle des sanft ansteigenden
Eises des Binnenlandes (Inlandeis).
Der Winkel,
[* 10] unter welchem der Weg, den die Gletscher einschlagen, geneigt ist, ist ein sehr verschiedener. Sind bei
Hängegletschern
Winkel selbst über 30° häufig, so ist das Bett
[* 11] der erster Ordnung meist nur 5°-8°, wenig häufig 10°,
ganz selten und gewöhnlich dann nur an einzelnen Stellen, an denen sich ganz analog zu den Wasserfällen
Eisstürze (Rhônegletscher, Pasterze am Glockner) ausbilden, bis zu 30° geneigt. Bei den gewaltigen grönländischen Gletschern
handelt es sich meist nur um einen Neigungswinkel von wenigen Minuten. Unebenheiten des Untergrundes führen zur Bildung von
Querspalten und zwar Erhöhungen zu Tagesspalten, welche nach oben, Vertiefungen zu Grund spalten, welche
nach abwärts weiter klaffen. Längsspalten entstehen bei Verbreiterungen des Bettes, und durch gleichzeitige Herausbildung
von Längs- und Querspalten wird die Eismasse in säulenförmige Gestalten (Eisnadeln) zerspalten.
Die Schnelligkeit der thalwärts gerichteten Bewegung ist, weil von mannigfachen Faktoren abhängig, eine sehr verschiedene.
Großer Nachschub aus bedeutendem Firnfeld, größere Neigung des Terrains, höhere Temperatur während des
Sommers wirken beschleunigend, der Mangel dieser Bedingungen verlangsamend auf die Bewegung ein. Ferner haben die einzelnen Punkte
eines und desselben Gletschers nicht gleichförmige Bewegung. Im Oberlauf wandert der Gletscher schneller, im Unterlauf langsamer
und, ganz analog einem Wasserlauf, in der Mitte schneller als an den Rändern. In toten Winkeln kann Stillstand,
ja selbst ein lokales Aufwärtswandern eintreten, während die angeblich beobachtete Bewegung einzelner Teile des freien Gletschers
bergauf wohl nur auf Beobachtungsfehlern beruht. Die folgende Tabelle gibt zunächst Zahlen für den mittlern täglichen Fortschritt
einiger G.:
Wie aus der Tabelle ersichtlich, zeigen die grönländischen Gletscher nach Hellands Untersuchungen eine ganz abnorme Geschwindigkeit,
und doch sind sie, wie oben gesagt wurde, nur wenig geneigt. Der enorme Nachschub aus den Vorräten des
Inlandeises ist es hier, welcher als beschleunigende Kraft
[* 12] wirkt.
¶
Über die letzten Ursachen der Bewegung der Gletscher gehen die Ansichten auseinander. Während ältere Forscher sie nur auf die Ausdehnung
[* 14] zurückführen wollten, welche das Wasser beim Gefrieren erfährt, und im G. selbst einen ewigen Wechsel zwischen Auftauen
und Gefrieren voraussetzten, stehen sich jetzt im wesentlichen zwei Theorien gegenüber: einige Forscher
(Hugi, Forel) finden die Ursache ausschließlich in der Vergrößerung der den Gletscher zusammensetzenden Eiskörner durch Ankristallisieren
von Infiltrationswasser (thermische Theorie), die Mehrzahl (unter andern Tyndall, Forbes, Helmholtz, Heim, Pfaff) rekurrieren auf
die eigentümlichen Plastizitätsverhältnisse, welche das Eis nach den Untersuchungen von Helmholtz, Tyndall u. a. in der Nähe
des Schmelzpunktes zeigt, und führen auf diese im Verein mit Schwerewirkung das Fortschreiten zurück,
das demnach am besten mit der Bewegung einer dickflüssigen Masse auf geneigter Ebene zu vergleichen wäre (mechanische od.
Schweretheorie). Hinzu kommt, daß unter hohem Druck der Gefrierpunkt des Wassers sinkt; tiefer gelegene Eisteile des Gletschers
können deshalb auch bei einer Temperatur unter 0° schmelzen; hierbei wird das gebildete Wasser ausgepreßt
und dadurch eine Volumverminderung erzeugt, welche das Nachrücken höher gelegener Eismassen zur Folge hat.
Vermindert wird der Gletscher zunächst durch oberflächliche Abschmelzung in Gegenden und zu Zeiten, wo und wann eine höhere Temperatur
als 0° herrscht. Das dabei gebildete Wasser versinkt teils in Haarspalten, teils in größern Schlöten
(Gletschermühlen, moulins)
bis zum Untergrund, auf dem es sich unter dem Gletscher thalabwärts bewegt, bis es am Gletscherthor
(B der
[* 13]
Figur), am untern Ende des Gletschers, als Gletscherbach (C der
[* 13]
Figur) hervortritt.
Diese seine untere Grenze findet der Eisstrom dort, wo die Abschmelzung durch die im Thal herrschende höhere
Temperatur dem Nachschub an Eis die Wage
[* 15] hält, ein Punkt, welcher ausnahmslos tief unter der Schneelinie des betreffenden Territoriums
liegt. Als Beispiel diene folgende Zusammenstellung (nach Heim):
Die untere Grenze der Gletscher ist keine unveränderliche. Die warme Jahreszeit schiebt sie hinauf, in der kalten
wandern sie weiter thalwärts. Außer diesen jährlichen Schwankungen sind aber auch große Perioden
[* 13]
^[Abb.: Ideale Gletscherlandschaft (nach Simony). A Firnschneefelder, B Gletscherthor, C Gletscherbach; a Seitenmoränen, b Gufferlinie, c Gletschertisch, d Endmoräne.]
¶
Jede Theorie, welche die fließende Bewegung des Gletschers erklären will, muß sich auf die Veränderungen
gründen, welche mit dem Gletscherkorn im Verlauf der Wanderung vom Firnfeld bis zur Gletscherzunge vor
sich gehen. Diese Körner sind das wichtigste Element in der Struktur des Gletschers. Das Gletschereis besteht bekanntlich aus
kristallinischen, unregelmäßig geformten Eiskörnern, deren Größe vom Firnfeld durch die Zunge hinab stetig zunimmt.
Über den Vorgang selber, durch welchen aus dem winzigen Eiskristall im pulverigen Hochschnee zuerst
ein Firn-, dann ein Gletscherkorn wird, welches aber trotz einer Große von mehreren Kubikzentimetern doch immer nur ein Kristall
bleibt, sind verschiedene Ansichten geäußert. Nach der einen sollen die Gletscherkörner unter Druck sich in dem Falle zu
einem Kristall verbinden, wenn ihre Kristallisationsachsen parallel liegen. Beim Verschieben der Gletscherkörner
im G. abwärts werde dieser Fall um so häufiger eintreten, so daß im Gletscherende nur große Körner vorhanden sind.
Nach ForelsAnsicht dagegen wächst das Gletscherkorn durch das Schmelzwasser, welches von der Oberfläche durch Spalten und
die feinen Zwischenräume zwischen den einzelnen Körnern in die Tiefe dringt und, seines geringen Wärmeüberschusses
bald beraubt, immer neue Eisschichten um die bereits vorhandenen Kristalle
[* 16] lagert. Die so stattfindende Wärmezufuhr werde
von der winterlichen Durchkältung völlig paralysiert. Durch die Volumvermehrung eines jeden einzelnen Eiskornes muß aber
auch die ganze Eismasse des Gletschers wachsen und sich aufwölben, und die Eisbewegung, das Fließen
der Gletscher, würde nicht, wie man allgemein annimmt, von der Schwere, sondern von der Wärme
[* 17] herrühren. Um diese Ansicht auf ihre
Richtigkeit hin zu prüfen, benutzte Forel eine ausgedehnte Eisgrotte im Arollagletscher im Kanton Wallis,
[* 18] welche gestattete, tief im Innern
des Gletschers Untersuchungen über die physikalische Beschaffenheit des Eises anzustellen.
1) Bei den Untersuchungen über die Infiltrierbarkeit des Eises stellte sich heraus, daß das Eis im Innern der Gletscher für Wasser
nicht durchlässig ist. Die Spalten zwischen den Gletscherkörnern sind nur dort offen, wo der Gletscher der Wärme und Abschmelzung
¶
mehr
ausgesetzt ist; im gesunden Eise sind dieselben geschlossen. Dieser Thatsache der Undurchdringlichkeit des gesunden Gletschereises
gegenüber sind die Theorien, welche die Vergrößerung des Gletscherkornes durch Gefrieren des in den Gletscher eindringenden Wassers
erklären, unhaltbar geworden. An den Eiswänden der Grotte waren überall die sogen. Forelschen Streifen (oberflächliche
Schmelzstreifen) zu sehen. Es sind das feine parallele Vertiefungen, welche auf dem Gletscherkorn sichtbar
werden, wenn dasselbe im Abschmelzen begriffen ist. IhreBreite beträgt 0,25-0,5 mm. Sie geben dem Eisstück ein Aussehen,
als ob es aus Platten von der angegebenen Dicke zusammengesetzt wäre. Ein bestimmtes Verhalten dieser Platten zur optischen
Achse des Eiskristalls konnte bisher nicht nachgewiesen werden.
2) Temperatur im Innern der Gletscher. Nimmt man an, daß die Gletscher von der Isotherme von 0° geschnitten werden, so muß es auf dem Gletscher eine
oberflächliche Schicht von einigen MeternDicke geben, in welcher sich die Temperaturschwankungen der äußern Luft noch bemerkbar
machen. In einer gewissen, bei der schwachen Wärmeleitung
[* 20] des Eises geringen Tiefe wird sich dann eine
unveränderliche Schicht finden, deren Temperatur im allgemeinen der mittlern Jahrestemperatur der Luft entsprechen wird, jedoch
mit der Abweichung, daß das Gletschereis sich niemals über 0° erwärmen kann.
Unterhalb der Isotherme von 0° wird also der in der Tiefe eine konstante Temperatur von 0°, oberhalb
derselben aber eine solche von weniger als 0° besitzen, und zwar je weiter aufwärts, um desto tiefer wird die Temperatur
sein. Bei den Temperaturmessungen im Eise des Arollagletschers ergab sich nun, daß die Temperatur des Eises im Mittel 0,01-0,02°
unter dem Gefrierpunkt liegt, obgleich das Eis im Schmelzen begriffen war. Diese Erniedrigung des Gefrierpunktes
findet ihre hinreichende Erklärung in dem Druck, welcher durch die hier 40-50 m betragende Mächtigkeit des Eises ausgeübt
wird. Jo das Eis befindet sich thatsächlich über dem ihm zukommenden Schmelzpunkt, welcher bei dem angenommenen Druck auf
-0,03° stehen müßte. Das Ergebnis ist also, daß die Eismasse an den Gletscherenden
sich im Hochsommer in einem Temperaturzustand befindet, welcher Schmelzung bedingt, wenn auch der faktische Schmelzpunkt unter
0° liegt.
Nach den bisherigen Beobachtungen über die Natur der Gletscherbewegung ging die allgemeine Ansicht dahin,
daß ein Gletscher sich wie eine zähflüssige, plastische Masse bewege. Daraus ergab sich der ganz natürliche
Schluß, daß Eis plastisch sei. Da jedoch
ein einzelnes Eisstück keine Spur von Plastizität erkennen ließ, im Gegenteil einen
hohen Grad von Starrheit zu besitzen schien, so gab man die Annahme von Plastizität auf und suchte nach einer andern Erklärung
für die bei der Gletscherbewegung beobachteten Erscheinungen.
Daß dieselben nicht auf die Wirkungen der Regelation zurückzuführen sind, haben die Versuche von Forel dargethan, nach denen
die Wasser enthaltenden kapillaren Spalten nur auf die Oberflächenschicht beschränkt sind (s. Gletscher, Bd.
18). Neuere Untersuchungen, welche MacConnel und Dudley A. Kidd anstellten, haben jedoch auf das entschiedendste
dargethan, daß Gletschereis plastisch ist. Durch einen Zufall wurde gleich beim ersten Experiment der Beweis geführt, daß
nicht bloß das Maß, sondern überhaupt das Vorhandensein der Ausdehnung durch die Struktur des Eises bedingt ist.
Ein einzelner Kristall dehnt sich also nicht in der Richtung rechtwinkelig zur optischen Achse aus. Dieselbe Erscheinung zeigte
sich, wenn statt des Zuges ein Druck parallel den Eissäulen angewandt wurde. Wurden hingegen fast kubische
Eisstücke einem Druck ausgesetzt, so schwankte zwar die Plastizität bedeutend in den verschiedenen Stücken, doch war das
Maß der Verzerrung von derselben Größenordnung, gleichviel ob die angewandte Kraft ein Zug
oder Stoß war.
Demnach ist heterogenes Eis, d. h. solches, welches aus einem Aggregat von unregelmäßigen Kristallen besteht,
plastisch unter Druck wie Zug
bei Temperaturen, die weit unter dem Nullpunkt liegen, während homogenes Eis oder ein einzelner gleichförmig
gestalteter Kristall den genannten Kräften nicht nachgibt, sofern diese rechtwinkelig zur optischen Achse angewandt werden.
Sehr lehrreich ist ein Vergleich zwischen den bei den Versuchen gewonnenen Resultaten und den in der Natur
bei der^ Gletscherbewegung beobachteten Plastizitätsgraden.
Das größte Maß der Ausdehnung zeigt der Rhonegletscher, und doch besitzt nur eins von den bei den Experimenten verwandten
Gletschereisstücken ein geringeres Maß. Je größer das Stück, desto größer die mittlere Plastizität. Daraus
folgt, daß der Gletscher selber viel plastischer sein muß als ein Stück seiner Masse. Wenn also ein aus unregelmäßig gestalteten
Eiskristallen bestehendes StückEis sich ausdehnt, dabei aber doch kompakt bleibt, so müssen notwendigerweise die Kristalle
ihre Gestalt ändern. Es ist demnach wahrscheinlich, daß die Moleküle, welche die Kristalle voneinander
trennen, sich auf den Zwischenräumen von einem zum andern bewegen. Dabei ist die Frage, wie sich die für die Bewegung der
Eismasse erforderliche Plastizität aus der Kornstruktur des Eises erklärt.
Über die Art der Entstehung und das Wachstum des Gletscherkornes standen sich bisher zwei Anschauungen einander gegenüber.
Die von Forel vertretene thermische Theorie, nach welcher das Korn durch Gefrieren des eingesickerten Wassers
wächst, ist
¶
forlaufend
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als abgethan zu betrachten; nach der andern entnimmt der Eiskristall das Material zum Wachstum seinem Nachbar. Über die Art
und Weise, wie die Kristalle auf Kosten ihrer Nachbarn wachsen, hatte Heim die Theorie aufgestellt, daß bei gleicher Stellung
der optischen Achsen benachbarter Eiskristalle Totalregelation eintrete, d.h.ein Zusammenfrieren zu einem
einheitlichen Kristall; bei ungleicher Stellung der Achsen solle nur eine partielle Regelation statthaben.
Durch Versuche, welche Kagenbach teilweise mit Heim zusammen ausführte, ist auch diese Ansicht wider-! legt. Die Regelation
zweier Eisstücke ist nämlich eine vollkommene und von der gegenseitigen Richtung der Hauptachsen ganz unabhängige, d. h.
eine solche, daß die Festigkeit
[* 24] in der Verwachsungsfläche ebenso groß ist wie im Innern des Kristalls.
Diese Thatsache erklärt auch das Verhalten des in der Natur M
[* 23]
Fig. 1, Verwachsene (3iskr:stal!e :nit Thudallschen Sä) melzfigure
n. vorkommenden, aus größern zusammengewachsenen Kristallen bestehenden Eises, indem die natürliche Verwachsungsflüche
sich genau so verhält wie die Regelationsfläche zweier zusammengepreßter Kristalle.
Diese Bemerkung gilt ebensowohl für Seeeis wie für Gletschereis. Totalregelation zu einer Einheit bei Parallelstellung der
Kristallachsen ist aber schon aus theoretischen Gründen unmöglich, da zur Bildung eines einheitlichen Kristalls auch die Nebenachsen
parallel sein müßten. Daß zwei mit parallelen Hauptachsen verwachsene Kristalle nicht in einen einheitlichen
Kristall übergehen, sobald die Nebenachsen gegeneinander geneigt sind, läßt sich auch experimentell nachweisen.
Wenn man eine einige Millimeter dicke, planparallele Platte aus Seeeis, welche senkrecht zur Kristallachse herausgeschnitten
ist, im Nörrembergschen Polarisationsapparat
[* 25] für konvergentes Licht
[* 26] hindurchschiebt, so kann man die Verwachsungsflächen
nur dann erkennen, wenn die Hauptachsen der miteinander verwachsenen Kristalle gegeneinander geneigt sind,
weil dann, wenn die Verwachsungsfläche durch das Gesichtsfeld geht, die farbigen Ringe mit dem schwarzen Kreuze sich plötzlich
etwas verschieben.
Noch besser ergibt sich die Verschiedenheit der beiden Kristalle, wenn man die Tyndallschen Schmelzfiguren hervorruft, indem
man eine senkrecht zu den Hauptachsen geschliffene Eisplatte in die mit elektrischem Lichte versehene
Projektions lampe bringt und vermittelst einer vor das Eis gehaltenen Glaslinse ein vergrößertes Bild der Platte auf einen
Schirm wirft
[* 23]
(Fig. 1). Man sieht in dem Bilde einen Stern neben dem andern, deren jeder sechs Strahlen zeigt. Bei längerer Dauer
des Vorganges werden die Blätter tief eingekerbt und breiten sich farnkrautähnlich aus.
Geht man von der durch die Schmelzung hervorgerufenen Verwach: sungsfläche der beiden Kristalle aus, so erkennt man deutlich,
daß innerhalb ein und desselben Kristalls die den Nebenachsen parallelen Strahlen der Sternchen genau parallel sind, während
sie von
einem Kristall zum andern um einen Winkel von 25" abweichen. Die Wahrscheinlichkeit, daß beim Ubereinanderrollen
zwei nebeneinander liegende Kriüalle genau in solche Lage kommen, daß sie sowohl in Bezug auf die Haupt- als Nebenachsen
parallel sind, ist nun bei der verhältnismäßig langsamen Bewegung des Gletschers so gering, daß es unmöglich ist, auf
diese Weise die Entstehung der großen einheitlichen Kristalle zu erklären.
Die Kristallisation beruht vielmehr nach Pagenbach darauf, daß die Moleküle sich gegenseitig richten; das kann nur durch
die Kräftepaare bewirkt werden, mit denen die einzelnen Moleküle einander angreifen. Nun wird ein Molekül mitten in einer
Reihe beidseitig durch Kräftepaare gehalten, während ein solches am Ende einer Reihe nur einseitig angefaßt
wird. Das erstere befindet sich also in einer festern und stabilern Gleichgewichtslage als das letztere. An der Stelle, wo
auf der Oberfläche eines großen Kristalls zwei kleine aneinanderstoßen, wird ein Molekül des großen Kristalls durch die
umgebenden Moleküle fester gehalten sein als die Moleküle der kleinen Kristalle an den vorspringenden
Ecken.
Wenn diese Ansicht von der Bildung der großen Eiskristalle im Gletschereis richtig ist, so hängt die Entstehung
des Gletscherkorns gar nicht mit der Bewegung des Gletschers zusammen, und es muß ein solches Wachstum des Kornes durch Nberkristallisieren
übi.?all da sta.ttsi.nden, wo Eiskristalle bei der Temperatur von 0" fest aneinanderliegen. Die Bildung des Gletscherkorns
ist keine nur dem Gletscher eigentümliche, sondern eine Folge der ganz allgemeinen physikalischen Thatsache,
daß ein Aggregat von Giskristallen mit der Zeit stets grobkörniger wird, indem die Moleküle aus den kleinern Kristallen in
die größern überkristallisieren.
Dieser Prozeß geht auch in ganz unbeweglichem Eise vor sich. Der einzelne Eiskristall besitzt nun zwar, besonders nahe dem
Schmelzpunkt, eine gewisse Plastizität, dieselbe kann jedoch für die Deformation des Gletschers infolge
feiner Bewegung nicht in Betracht kommen, da eine optische Untersuchung der einzelnen Körner keine wesentliche Veränderung
in Bezug auf die optischen Achsen erkennen läßt. Die Hauptursache der für die Bewegung nötigen Plastizität muß also wohl
in Vorgängen liegen, die sich auf den Verwachsungsflächen der Kristalle abspielen. Versucht man nämlich
eine aus mehreren Kristallen bestehende Eisplatte unter Anwendung einer äußern Kraft zu
¶
forlaufend
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krümmen, so entsteht auf der konkaven Seite Kom-, pression, anf der konvexen Dilatation zwischen den Kristallen. Befindet sich
überdies die Platte bei der ! Schmelztemperatur, so erniedrigt der Druck den I Schmelzpunkt an der konkaven Seite und veranlaßt
eine Verflüssigung an den Stellen der Verwachsungsflächen; auf der konvexen öffnet die Ausdehnung! die
Verwachsungsflächen in Spalten und Risse, in j welche das verflüssigte Wasser der konkaven Seite! eindringt. Dieses Wasser
gefriert sofort, sobald der Druck nachläßt: die Platte nimmt eine permanente Krümmung an. Die Körner verändern gleichzeitig
ihre Gestalt, indem sie sich auf der konvexen Seite vergrößern und auf der konkaven zusammenziehen.
Wenn nun auch infolge der unregelmäßigen Gestalt der Körner die Kräfte im G. ungleichmäßig verteilt sind, so wird doch
zufolge einer beständigen Kompensation Zwischen den Differenzen des Druckes und der Ausdehnung im Innern sich eine Veränderung
in z der allgemeinen Konfiguration der Masse vollziehen. ^ Die Nachrichten über Gletscherschwankungen!
in frühern Jahrhunderten bestehen entweder in di- z retten Angaben über den Gletschcrstand und durch l dessen Veränderung
veranlaßte Unglücksfälle, oder ^ in Mitteilungen über nicht mehr gangbare Pässe, ruinierte Alpen
[* 28] und Wälder u. dgl., aus
denen nur indirekt auf einen höhern oder geringern Eisstand geschlossen werden kann; die Ausbrüche der
Eisseen dienen dazu, die Zeit des Gletscherhochstandes genauer Zu fixieren. Alle diese mehr oder minder bestimmten Nachrichten
über Gletscherschwankungen sind von Professor E. Richter in Graz
[* 29] einer kritischen Sichtung unterzogen, als deren Resultat die
Behauptung aufgestellt werden kann, daß auch im 17. und z 18. Jahrh, die Gletscherschwankungen sich
in ganz j bestimmten Perioden, und zwar in den ganzen Alpen ^ gleichzeitig, vollzogen. Für die Zeit von: 16. bis 18. Jahrh,
ließen sich Vorstoßperioden feststellen um < das Jahr 1600, von 1630 bis 1640,1680,1715,1740
> und um 1770. Genauer sind wir über die Gletscherschwankungen des 19. Jahrh, unterrichtet. Sehen
[* 30] wir ab von dem Vorrücken der Gletscher, welches sich gegenwärtig besonders in den Westalpen vollzieht, so lassen sich in der
ersten Hälfte des laufenden Jahrhunderts deutlich zwei Vorstoßperioden unterscheiden, von denen die erstere um 1820 stattfand,
die zweite sich von 1840 bis 1850 vollzog.
Der Vor^ stoß von 1820 zeichnet sich unter den näher bekannten durch die Regelmäßigkeit seines Verlaufs
und seine Intensität aus. Von 1815 bis 1820 sind alle bekannten Gletscher im Vorrücken begriffen, nach 1820 beginnt bei den raschesten
der Rückzug. Nun ist aber aus den Tomveraturbeobachtungen und den Aufzeichnungen der Regenstationen festgestellt, daß der
Vorstoßperiode von 1820 eine Reihe kühler und regenreicher Jahre vorausging. Es kann demnach kein Zweifel
darüber bestehen, daß die Ursache des Vorstoßes in den veränderten, dem Wachstum der Gletscher günstigen meteorologischen Verhältnissen
im Anfang unsers Jahrhunderts zu suchen ist, ebensowenig aber auch darüber, daß bei dieser Periode von 1820 der Vorstoß der
Gletscher noch während der niederschlagsreichen und kühlen Periode begann und das Maximum der Entwickelung bei den attivern Gletschern
mit dem Ende derselben und dem Beginn der warmen und trocknen Periode zusammenfiel.
Diese bewirkte alsdann den Eintritt des Gletscherrückganges. Das Maximum der trägern Gletscher fällt bereits in die trockne Periode.
Der Beginn der neuen Aorrückuna,
sueriooe von 1840 bis 1650 füllt in die zweite Hälfte der 30er Jahre,
zwischen 1845 und 1850 erreichen sehr viele Gletscher ihren Maximalstand. Das Maximaljahr liegt also 12-15 Jahre vom
Beginn der Periode entfernt, während das Jahr 1820 nur 6-7 Jahre nach den ersten Anzeichen der Bewegung
liegt. Der Unterschied zwischen den beiden Vorstoßperioden des 19. Jahrh, besteht demnach darin, daß letztere viel langsamer
und träger verläuft: einzelne Gletscher waren noch 1865 im Vorrücken begriffen, ja der Unteraargletscher erreichte erst 1870 sein
Maximum.
Die Vorstoßperiode dauerte, wenn man die äußersten Grenzen
[* 31] in Rechnung setzt, 30-35 Jahre, um das Doppelte
länger als die von 1820. Eine fernere charakteristische Erscheinung der zweiten Periode ist das Auftreten von einem zweimaligen
Vorstoß um 1826 und 1833 mit dazwischen liegenden Ruhepausen. Auch in Bezug auf die Größe des Vorstoßes unterscheiden sich
die beiden Perioden von 1820 und 1850 wesentlich. Von einer großen Anzahl von Gletschern wird berichtet,
daß das Maximum von 1820 das bedeutendste gewesen ist, welches überhaupt nach dem Stande der Moränen jemals während der
Herrschaft des jetzigen Klimas erreicht worden ist. Daß die Gletscherschwankungen mit den periodischen Veränderungen des
Klimas in nächster Beziehung stehen und durch letztere bedingt werden, ist aus folgendem Diagramm
[* 27]
(Fig.
2, S. 400) ersichtlich. (Beider Kurve der Temperatur sind die positiven ^^^^ Abweichungen vom Mittel nach unten, die negativen
^^ nach oben salso entgegengesetzt der Kurve des Niederschlägst eingezeichnet.) In demselben sind die Angaben über die Regenverhältnisse
von 15 den Alpen nahegelegenen Stationen in eine Kurve vereinigt, welche die mittlere Abweichung der Regenmengen
dieser Stationen vom Mittel in Prozenten, und zwar nach Lustra, ausdrückt.
Ebenso sind die Temperaturkurven für Süddeutschland und die Schweiz eingetragen, und zwar im umgekehrten Sinne wie die Regenmengen,
d. h. die positiven Abweichungen vom Mittel nach unten und die negativen nach oben. Bei dieser Art der Zeichnung
finden die in gleichem Sinne auf die Gletscher einwirkenden Größen auch in parallel gehenden Kurven ihren Ausdruck. Was oberhalb der
Mittellinie liegt, sind Abweichungen, welche dem Gletscherwachstum günstig sind, die unterhalb verlaufenden ungünstig.
Diese beiden Kurven sind zu einer dritten vereinigt, welche den Gang
[* 32] der der Gletscherentwickelung günstigen
Elemente im allgemeinen ausdrückt. Diese Kurve ist auf graphischem Wege hergestellt, indem die mittlern Punkte zwischen den
beiden andern festgestellt wurden. Höchst auffallend ist nun sowohl bei den beiden Einzelkuruen für Niederschlag und Temperatur
als bei der Mittelkurve die Übereinstimmung mit dem Gange der Gletscherbewegung. In der Zeit zwischen 1810 und 1815 treffen
ein Maximum des Niederschlags mit einem ausgesprochenen Temperaturminimum zusammen.
Dieser Umstand hat den großen Gletschervorstoß zur Folge, der noch während jenes Lustrums beginnt. Von 1818 bis gegen 1835 folgt
eine warme und regenarme Periode, in welcher das Mittel für die Jahre 1816-20 einen für die Gletscher un! günstigen
Charakter trägt. Niederschlag und Wärme zeigen in dieser Periode einen ganz parallelen Gang, der sogar darin übereinstimmt,
daß das Lustrum von 1826 bis 1830 kühler und feuchter war als das vorhergegangene und das nachfolgende. Selbst diese kleine
Schwankung findet ihren Ausdruck in dem oben erwähnten Zweimaligen Vorstoß um 1826 und
¶
Ihr Material ist eine aus alljährlich oberhalb der Schneegrenze fallenden und nicht schmelzenden Schneemassen gebildete,
in den höher gelegenen Teilen des Gletscher meist weniger dichte, im ganzen aber kompakte Masse von dicht aneinander gefügten Eiskörnern,
die nach unten zu an Größe zunehmen. Die Farbe ist an der Oberfläche silbergrau, an ganz reinen Stellen
bläulich- oder grünlichweiß, mit Ausnahme von aus dichterm Eise bestehenden blauen Bändern und der sog. Schmutzbänder,
die nur oberflächlich mit Staub und Schmutz infiltrierte und zugleich auch weniger dichte Eisbänder sind.
Das Gletschereis entsteht aus den locker liegenden Eiskörnern des Firnschnees (s.
Firn) durch deren Zusammensintern unter dem Druck der eigenen Masse und unter dem Einfluß der Sonnen- und Erdwärme und fließt
dann, nach den Gesetzen der Bewegung von Flüssigkeiten, in den Thälern hinab, weil es selbst zäh plastisch ist und eine
beständige Formumwandlung durch teilweises Schmelzen und Wiedererstarren erleidet (s.
Regelation). Die Gletscher rücken mit ihrem Ende, der Gletscherzunge, meist weit unter die Schneelinie hinab, oft bis in Gebiete
mit üppiger Vegetation, wie auf Neuseeland; ihre Länge und Mächtigkeit hängt einerseits von dem Nachschube, andererseits
von dem Betrage des Abschmelzens ab. Letzteres geschieht von oben (Ablation) durch Sonnenstrahlung, Luft
und Regen, oder von innen durch Sickerwasser, Luft und Druck, oder endlich von unten durch Schmelzwasser, Luft und Erdwärme.
Manche Gletscher der Alpen erreichen die Länge von mehr als 15 km, so der große Aletschgletscher eine solche von 24 km, und in ihrer
obern Region eine Dicke von mehr als 300 m. Die tägliche Bewegung der alpinen Gletscher schwankt zwischen 15 cm
und 1,3 m; viel beträchtlicher, bis zu 22 m täglich, ist die Bewegung grönländ. Gletscher, die Abflüsse des Inlandeises
sind. Wie bei Flüssen ist die Bewegung in der Mitte größer als an den reibenden Rändern; die nach vorn
konvexen Schmutzbänder zeichnen sie schön ab. In schneereichen Jahresreihen wachsen die Gletscher nach Dicke und Länge; in warmen
und trocknen Jahresreihen schwinden sie, und ihre untern Enden weichen oft weit zurück.
Die Oberfläche der Gletscher bietet mancherlei typische Erscheinungen dar. Darauf herabfallende Steinblöcke und
Schuttmassen bilden die Moränen (s. d. und Tafel: Gletscher I,
[* 36]
Fig. 1, und II,
[* 36]
Fig. 3), die man ihrer
Lage nach als Seiten-, Mittel-, Grund- und Endmoränen bezeichnet. Wenn um einzelne größere Steinblöcke herum das Eis durch
die Wirkung der Besonnung abschmilzt, so erheben sie sich schließlich als
sog. Gletschertische
auf Eisstielen über die Oberfläche des Gletscher. Letztere ist stets uneben und rauh, mit runzelförmigen
Erhöhungen bedeckt und überall da, wo Ungleichheit des Bodens und der Bewegung den Zusammenhang des Eisstroms zerreißen, von
oft tiefen und langen Spalten durchzogen, die senkrecht auf die Richtung des größten Zuges entstehen.
Die Randspalten haben ihren Grund in der gegen die Mitte raschern Bewegung, die Querspalten, die größten
von allen, entstehen beim Übergang zu einer steilern Böschung des Untergrundes, die Längsspalten treten auf, wo ein Gletscher aus
einer Thalenge heraustritt. Wo Spaltensysteme sich schneiden, zerfällt der ganze in Eiszacken und Eisnadeln (Seracs, s.
Taf. II,
[* 36]
Fig. 2). Überschreitet der Gletscher einen steilen Felsabhang,
so bildet er eine Eiskaskade, einen Gletschersturz, dessen Trümmer oft unterhalb des Sturzes zu einem regenerierten Gletscher wieder
zusammenfrieren. An seinem untern Ende entströmt dem Gletscher der Gletscherbach bisweilen aus einer thorartigen Öffnung, dem Gletscherthor
(Taf. II,
[* 36]
Fig. 1) oder der Eisgrotte, von deren Innerm aus
man oft die schöne blaue Farbe der dichtern Gletschereismassen beobachten kann, die sich übrigens auch in tiefen Spalten
zeigt.
Das Wasser des Gletscherbachs (Gletschermilch) ist meist trübe durch mitgeführtes, fein zertrümmertes Gesteinsmaterial.
Bei der Bewegung der Gletscher fallen die Blöcke und Schuttmassen oft in die Spalten, zerreiben sich dann aneinander
oder kratzen und schrammen das Bett des Gletscher: so entstehen die Gletscher- oder Eisschliffe, die beim Zurückweichen des Gletscher beobachtet
werden können. Über die Erosionskraft der Gletscher, besonders über die Frage, ob dieselben Seebecken aushöhlen können, gehen
die Ansichten der Forscher immer noch weit auseinander. Indem der Gletscher Seitenthäler absperrt,
kann er einen Eissee verursachen, dem die Moräne nach Zurückweichen des Gletscher auch Dauer verleihen kann. Ein Beispiel ist der
Märjelensee am Aletschgletscher (s. Taf. I,
[* 36]
Fig. 2).
Nach der Größe unterscheidet man Gletscher erster (Thalgletscher) und zweiter Ordnung (Hänge- oder Hochgletscher, Jochgletscher);
nach der Art ihrer Entstehung einfache, wenn sie nur einem Sammelbecken entströmen, zusammengesetzte,
wenn sie aus mehrern einfachen Gletscher entstehen. Ein einfacher Gletscher ist der Rhônegletscher, doppelt
zusammengesetzt ist der Vieschergletscher, dreifach das Mer de Glace, fünffach der Gornergletscher u. s. w. Heim unterscheidet
ferner einen alpinen, norwegischen und grönländischen Typus der Gletscher.
Das Vorkommen der Gletscher beschränkt sich nicht auf die arktische und gemäßigte Zone. Auch
in den Tropen finden sie sich, aber selbstverständlich nur in den höchsten Gebirgen, so in den AndenSüdamerikas und am Kilima-Ndscharo.
Mit der Annäherung an die Pole rücken die Gletscher sowohl nach der Höhenlage ihres Sammelbeckens als nach der des Gletscherendes
in die Tiefe, bis letzteres endlich ins Meeresniveau zu liegen kommt. Alpengletscher giebt es über 2000,
davon 250 erster Ordnung; sie bedecken 4000 qkm, d. h. 2,3 Proz.
des Alpengebietes, die der Finsteraarhorngruppe allein 500 qkm. Die größten Alpengletscher sind: Aletschgletscher (s. d.
und Taf. I, 120 qkm), Gornergletscher (s. d., 69 qkm),
Mer de Glace (s. d., 42 qkm), Vieschergletscher (s. d., 40 qkm).
Der größte Gletscher der Ostalpen ist die Pasterze (32 qkm).
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Mit der Erforschung der Entstehung, der Bewegung und der Wirkungen der Gletscher, namentlich in den Alpen, hat sich eine große Anzahl
hervorragender Gelehrter beschäftigt, so besonders Saussure, Charpentier, Hugi, Agassiz, Forbes, Tyndall, die Gebrüder Schlagintweit,
Studer, Heim, Forel, Helmholtz, Pfaff, Hagenbach, Penck, Richter, Finsterwalder u. a. m. Es wurde dabei zugleich nachgewiesen,
daß die in den Alpen und andern Gebirgen zur Zeit des Diluviums (s. d.), in der der Gegenwart zunächst vorhergehenden
Periode der Erdentwicklung, eine weit größere Ausdehnung besaßen, wie denn damals (s. Eiszeit)
[* 38] weit ausgedehnte Gegenden
der Erde stärker vergletschert waren als jetzt.