Die Entwicklung Von Supraglazialen Spaltenstrukturen Und Entwässerungssystemen an Der Gletscherzunge Der Pasterze Zwischen

Die Entwicklung von supraglazialen Spaltenstrukturen und Entwässerungssystemen an der Gletscherzunge der Pasterze zwischen

1998 und 2012

Diplomarbeit

zur Erlangung des Akademischen Grades

eines Magisters der Naturwissenschaften

an der Karl-Franzens-Universität Graz

vorgelegt von

KULMER Bernd Karl, Bsc

am Institut für Geographie und Raumforschung

Betreuer:

MMag. Dr. Andreas KELLERER-PIRKLBAUER-EULENSTEIN

Graz, Mai 2015

Eidesstattliche Erklärung

Hiermit erkläre ich, diese Arbeit selbstständig und ohne unerlaubte Beihilfe verfasst zu haben. Ich versichere keine weiteren, außer den genannten Hilfsmitteln verwendet zu haben und sämtliche, inhaltlich oder dem Wortlaut nach, anderen Werken entsprechenden Inhalte, durch Angabe der Quelle gekennzeichnet zu haben.

Datum Unterschrift

Vorwort

Bereits als kleines Kind war meine Faszination für Schnee und Eis für kaum jemanden in meiner Umgebung zu übersehen. Als ich dann im Jahr 2000 das erste Mal auf der Franz-Josefs Höhe war und den spektakulären Blick auf den Großglockner und die Pasterze genießen durfte, wurde tieferes Interesse, das über die Beschäftigung mit Wintersport und Bergsport hinaus geht, in mir geweckt. So war es wenig verwunderlich, dass einige Zeit später die Reaktion von Gletschern auf die Klimaerwärmung, Thema meines Maturaspezialgebietes in Geographie und Wirtschaftskunde wurde.

Im Zuge meines darauf folgenden Bachelorstudiums in Erdwissenschaften lernte ich viele begeisterte BergsteigerInnen kennen, mit denen ich meine Freizeit in und auf den Bergen verbrachte und immer wieder Touren in vergletscherten Gebieten unternahm.

Seit dieser Zeit war für mich eigentlich immer klar, dass meine Abschlussarbeit etwas mit Glaziologie zu tun haben wird.

Mein Interesse für diese Thematik vertiefte sich im Laufe meines aktuellen Lehramtsstudiums in Geographie und Wirtschaftskunde mit Bewegung und Sport. Im Jahr 2014 durfte ich schließlich als Mitarbeiter bei den alljährlichen Gletschermessungen an der Pasterze mithelfen. Bei diesen Arbeiten kam ich das erste Mal mit meinem Betreuer MMag. Dr. Andreas Kellerer-Pirklbauer-Eulenstein ins Gespräch. Er war es auch, der mich auf das Thema meiner Arbeit aufmerksam machte und noch weitere Begeisterung für die Glaziologie in mir hervorrief.

An dieser Stelle möchte ich mich bei all jenen bedanken, die mich beim Verfassen dieser Arbeit unterstützt haben. An erster Stelle bedanke ich mich bei meinem Betreuer MMag. Dr. Andreas Kellerer-Pirklbauer-Eulenstein. Er hatte immer ein offenes Ohr für meine Anliegen und war stets bemüht mich in meiner Arbeit voranzubringen. Weiters bedanke ich bei Herrn Ao. Univ.- Prof. Mag. phil. Dr. rer. nat. Gerhard Lieb. Er war es, der mir die Mitarbeit bei den Gletschermessungen an der Pasterze ermöglichte und mich meinem Betreuer vorstellte.

Mein spezieller Dank gilt meinen Eltern und meiner gesamten Familie. Sie waren es, die mir mein Studium überhaupt erst ermöglicht und mich im Laufe meiner gesamten Zeit als Student unterstützt haben.

Zusammenfassung

Anhand von fünf Gletscherständen, 1998, 2003, 2006, 2009 und 2012 werden supraglaziale Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme an der Gletscherzunge der Pasterze kartiert und interpretiert. Als Grundlage für die Kartierungen dienen Orthophotos der Jahre 1998, 2003, 2006, 2009 und 2012 sowie Digitale Höhenmodelle (DEMs) derselben Jahre mit Ausnahme von 1998. Weiters werden die Ergebnisse der jährlichen Gletschermessungen an der Pasterze, des gesamten Zeitraums 1998 bis 2012 für die Interpretation der Ergebnisse herangezogen. Als entscheidend für die Interpretation der supraglazialen Spaltenstrukturen, haben sich die Entwicklungen der strukturglaziologischen Erscheinungsformen, Abschiebung, Überschiebung und en èchelon Struktur, sowie der geometrischen Erscheinungsform des Eiszerfalls, erwiesen. Im Rahmen dieser Arbeit wurden nicht zu übersehende Anpassungserscheinungen des Gletschers, an eine sich verändernde Umwelt, beschrieben. Der Gletscher weist jährlich große Längen- und Höhenverluste sowie eine deutliche Verringerung der Fließgeschwindigkeit auf. Aus den Kartierungen geht, im selben Zeitraum, eine deutliche Erhöhung der Spaltendichte hervor. Besonders betroffen ist davon der vordere Teil der Gletscherzunge, der von zunehmenden Zerfallserscheinungen, deren alleinige strukturglaziologische Erscheinungsform die Abschiebung ist, geprägt ist. Weiters kann anhand berechneter Oberflächenhöhenunterschiede der Gletscherzunge zwischen den kartierten Gletscherständen, ein räumlicher Zusammenhang zwischen hohen Reliefunterschieden und der räumlichen Verteilung von Spaltenstrukturen gezeigt werden. Große Teile der Spaltenstrukturen können somit als, zunehmend unabhängig von der Fließgeschwindigkeit des Eises entstehend, beschrieben werden. Vielmehr sind diese Spalten als Anpassungsreaktionen auf hohe Reliefunterschiede zu interpretieren. Für detailliertere Aussagen hinsichtlich der Entwicklung von Entwässerungsstrukturen wären weitere Untersuchungen von Nöten gewesen.

Abstract

On the basis of 5 glacier stages, 1998, 2003, 2006, 2009 and 2012, supraglacial brittle structures and drainage systems at the glacier tongue of the Pasterze were mapped and interpreted. Aerial photographs of the mentioned glacier stages as well as Digital Elevation Models (DEMs) from the same years, except from 1998, were used as a basis for this work. Furthermore the results of the annual glacier measurements from the entire period 1998 to 2012 were used interpreting the results. Structure glaciological manifestations such as normal faults, thrust faults and en èchelon structures, as well as geometric manifestations such as ice disintegration, are seen as essential for interpreting the development of supraglacial brittle structures. In the framework of this diploma thesis, obvious adjustment reactions, to a changing environment, have been described. The glacier annually features high length and height recession rates. On the basis of the mappings, an increase of the number of crevasses can be seen in the same time. Especially the front part of the glacier tongue is affected by this development, as it is affected by increasing ice disintegration, whose only structure glaciological manifestation are normal faults. Due to calculated surface-subsidence of the glacier tongue between the particular glacier stages, a correlation between high relief differences and spatial distribution of brittle structures can be seen. A large number of brittle structures can therefore be described as, increasingly independent from glacier motion. This structures can be rather seen as adjustment reactions to high relief differences. More detailed conclusions regarding supraglacial drainage systems would have needed further research.

Inhaltsverzeichnis

Eidesstattliche Erklärung ...... 2 Vorwort ...... 3 Zusammenfassung ...... 4 Abstract ...... 5 Abbildungsverzeichnis ...... 8 Tabellenverzeichnis...... 11 1. Einleitung ...... 12 2. Beschreibung des Arbeitsgebietes ...... 14 2.1 Geographische Übersicht...... 14 2.2 Allgemeine Übersicht...... 16 2.3 Geologische Übersicht ...... 19 2.4 Glaziologische Übersicht ...... 23 2.4.1 Das Akkumulationsgebiet ...... 26 2.4.2 Der Gletscherbruch ...... 26 2.4.3 Die Gletscherzunge ...... 27 2.4.4 Auswirkungen der Schuttbedeckung großer Gletscherteile ...... 28 2.5 Klima und Witterung ...... 31 2.5.1 Wetterlagen ...... 31 2.5.2 Niederschlag ...... 31 2.5.3 Klimawandel ...... 33 2.5.4 Gletscher und Klimawandel ...... 35 3. Methodik ...... 37 3.2 Erstellung und Beschreibung der Kartierungsschlüssel ...... 39 3.2.1 Strukturglaziologischer Kartierungsschlüssel ...... 39 3.2.1.1 Grundlagen der Strukturglaziologie ...... 39 3.2.1.2 Abschiebungen (normal faults) ...... 42 3.2.1.3 Überschiebungen (thrust faults) und Aufschiebungen (reverse faults) ...... 43 3.2.1.4 Seitenverschiebungen (strike-slip faults) ...... 44 3.2.1.5 Ogiven (Ogives) ...... 45 3.2.2 Geometrischer Kartierungsschlüssel ...... 50 3.2.2.1 Transversalspalten (transverse crevasses) ...... 51 3.2.2.2 Randspalten (marginal crevasses) ...... 52 3.2.2.3 Longitudinalspalten (longitudinal crevasses) ...... 55 3.2.2.4 Eiszerfall (icedisintegration) ...... 56

3.2.3 Kartierungsschlüssel supraglazialer Entwässerungssysteme ...... 59 3.3 Datengrundlage ...... 62 3.4 Kartierung der Spaltenstrukturen ...... 64

3.5 Bearbeitung der Digitalen Geländemodelle (DGMS) ...... 64 4. Ergebnisse ...... 65 4.1 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 1998 ...... 66 4.2 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2003 ...... 70 4.3 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2006 ...... 75 4.4 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2009 ...... 82 4.5 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2012 ...... 89 5. Interpretation ...... 94 6. Conclusio ...... 103 7. Literaturverzeichnis ...... 105 8. Anhang ...... 110 8.1 Orthophoto Clips der kartierten Gletscherstände ...... 110

Abbildungsverzeichnis

ABBILDUNG 1: GEOGRAPHISCHE ÜBERSICHT DER PASTERZE ...... 14 ABBILDUNG 2: BLICK VOM FUSCHERKARKOPF NACH SÜD BIS WEST, FOTO: LIEB G., 22.9.2006, BILDBEARBEITUNG: ULF OBERTH ...... 15 ABBILDUNG 3: SPEZIFISCHE MASSENBILANZ DER PASTERZE, HAUSHALTSJAHR 2010, (ZAMG, 2014)...... 18 ABBILDUNG 4: GEOLOGISCHE KARTE VON ÖSTERREICH, BEARBEITET ...... 19 ABBILDUNG 5: TEKTONISCHE KARTE DER ALPEN MIT DER LAGE DES TAUERNFENSTERS (TW), (KURZ ET AL., 1998B, SEITE 226) ...... 20 ABBILDUNG 6: TEKTONISCHE KARTE DES TAUERNFENSTERS,( KURZ ET AL., 1998B, SEITE 226 ) ...... 21 ABBILDUNG 7: ÜBERBLICK ÜBER DIE PASTERZE, BLICK VON NW BIS O, INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND RAUMFORSCHUNG, UNIVERSITÄT GRAZ [18.3.2015] ...... 23 ABBILDUNG 8: FOTOREIHE DER PASTERZE VON DER FRANZ JOSEFS HÖHE AUS GESEHEN, ZEITRAUM 1938 BIS 2011, GLETSCHERARCHIV.DE, ZÄNGL, [18.3.2015] ...... 25 ABBILDUNG 9: HUFEISENBRUCH SEPTEMBER 2014, EIGENE AUFNAHMEN, LINKS: SÜDWESTLICHER TEIL DES EHEMALIGEN GLETSCHERBRUCHS, RECHTS: NORDÖSTLICHER TEIL ...... 27 ABBILDUNG 10: SCHUTTDECKENBILDENDE PROZESSE IM GEBIET DER PASTERZE, (LIEB & SLUPETZKY, 2011, SEITE 137) ...... 30 ABBILDUNG 11: JAHRESNIEDERSCHLAGSSUMMEN AUSGEWÄHLTER KLIMASTATIONEN IN DER UMGEBUNG DER PASTERZE (TAUCHER, 2010, SEITE 120) ...... 32 ABBILDUNG 12: MITTLERE JÄHRLICHE NIEDERSCHLAGSSUMME IN ÖSTERREICH IM ZEITRAUM 1971 BIS 2000, (ZAMG, [20.3.2015]) ...... 32 ABBILDUNG 13: TEMPERATURVERLAUF IM ALPENRAUM SEIT 700 N CHR., (BOEHM, 2007 IN BÖHM ET AL., 2009, SEITE 9)...... 33 ABBILDUNG 14: JAHRESDURCHSCHNITTSTEMPERATUR PASTERZE 1961 – 2006, (TAUCHER, 2010, SEITE 64) ...... 34 ABBILDUNG 15: DURCHSCHNITTLICHE JAHRESNEUSCHNEESUMME AUF DER PASTERZE, 1971 – 2006, (TAUCHER, 2010, SEITE 88) ...... 34 ABBILDUNG 16: DURCHSCHNITTLICHE MAX. SCHNEEHÖHE AUF DER PASTERZE, 1961 – 2006, (TAUCHER, 2010, SEITE 88) ...... 34 ABBILDUNG 17: TEKTONISCHE HAUPTVERWERFUNGSARTEN, (REUTHER, 2012, SEITE 38) ...... 40 ABBILDUNG 18: DIE DREI FUNDAMENTALEN ARTEN DES SPRÖDBRUCHS IN GLETSCHEREIS, (BENN & EVANS, 2010, SEITE 134) ...... 41 ABBILDUNG 19: LINKS: THEORETISCHE DARSTELLUNG DER MAßGEBLICHEN PROZESSE FÜR DIE ENTSTEHUNG VON EN ÈCHELON SPALTEN; RECHTS: EN ÈCHELON SPALTEN, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2006, ...... 44 ABBILDUNG 20: OGIVEN IM OBEREN NORDÖSTLICHEN BEREICH DER PASTERZE, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2003, ...... 47 ABBILDUNG 21: ÜBERSICHT DER SPRÖDEN STRUKTUREN DES STRUKTURGLAZIOLOGISCHEN KARTIERUNGSSCHLÜSSELS ...... 49 ABBILDUNG 22: TYPISCHE GLETSCHERSPALTEN AUF DER ZUNGE EINES TALGLETSCHERS, (HAMBREY & ALEAN, 2004, SEITE 83) ...... 50 ABBILDUNG 23: ENTSTEHUNG VON TRANSVERSALSPALTEN NACH NYE (1952)...... 51 ABBILDUNG 24: TRANSVERSALSPALTEN, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2012 ...... 52 ABBILDUNG 25: ENTSTEHUNG VON CHEVRON – SPALTEN NACH NYE (1952) ...... 53 8

Abbildungsverzeichnis

ABBILDUNG 26: CHEVRON SPALTEN, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2012 ...... 53 ABBILDUNG 27: ENTSTEHUNG VON SPLAYING – SPALTEN NACH NYE (1952) ...... 54 ABBILDUNG 28: SPLAYING SPALTEN AM NORDÖSTLICHEN GLETSCHERRAND, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2009, ...... 55 ABBILDUNG 29: LÄNGSSPALTEN, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2012 ...... 56 ABBILDUNG 30: EISZERFALL, EINBRUCHSTRICHTER, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2009, ...... 57 ABBILDUNG 31: SUPRAGLAZIALER GLETSCHERBACH, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2012 ...... 59 ABBILDUNG 32: GLETSCHERMÜHLE MIT HERANFÜHRENDEM GLETSCHERBACH, ORTHOPHOTOAUSSCHNITT 2012 ...... 60 ABBILDUNG 33: STRUKTURELLE BESCHREIBUNG DER ZUNGENOBERFLÄCHE 1998 ...... 66 ABBILDUNG 34: KARTENAUSSCHNITT GLETSCHERTERMINUS 1998 ...... 67 ABBILDUNG 35: KARTIERUNG DER OGIVEN AUF DER OBERFLÄCHE DER GLETSCHERZUNGE 1998 ...... 68 ABBILDUNG 36: KARTIERUNG DER SUPRAGLAZIALEN ENTWÄSSERUNGSSYSTEME 1998 ...... 69 ABBILDUNG 37: LÄNGE DER KARTIERTEN SPALTENSTRUKTUREN 1998 ...... 69 ABBILDUNG 38: STRUKTURELLE BESCHREIBUNG DER ZUNGENOBERFLÄCHE 2003 ...... 70 ABBILDUNG 39: DARSTELLUNG VON MEHREREN EN ÈCHELON SETS, 1-5, UND ÜBERLAGERNDEN ABSCHIEBUNGEN NORDWESTLICH DER BEI HERBST ET AL. (2006) BESCHRIEBENEN DEPRESSION...... 71 ABBILDUNG 40: KARTIERUNG DER SPALTENSTRUKTUREN IM BEREICH NORDWESTLICH DER BEI HERBST ET AL. (2006) BESCHRIEBENEN DEPRESSION ...... 72 ABBILDUNG 41: KARTIERUNG DER OGIVEN AUF DER OBERFLÄCHE DER GLETSCHERZUNGE 2003 ...... 73 ABBILDUNG 42: KARTIERUNG SUPRAGLAZIALER ENTWÄSSERUNGSSTRUKTUREN 2003 ...... 73 ABBILDUNG 43: LÄNGE DER KARTIERTEN SPALTENSTRUKTUREN 2003 ...... 74 ABBILDUNG 44: STRUKTURELLE BESCHREIBUNG DER ZUNGENOBERFLÄCHE 2006 ...... 75 ABBILDUNG 45: KARTENAUSSCHNITT 2006, BEREICH A AUS ABBILDUNG 49...... 76 ABBILDUNG 46: DIFFERENZ DER DGMS 2003 UND 2006...... 77 ABBILDUNG 47: DIFFERENZ DER DGMS 2003 UND 2006...... 78 ABBILDUNG 48: KARTENAUSSCHNITT VOM VORDEREN BEREICH DER GLETSCHERZUNGE 2006 ...... 79 ABBILDUNG 49: KARTIERUNG DER OGIVEN AUF DER OBERFLÄCHE DER GLETSCHERZUNGE 2006 ...... 80 ABBILDUNG 50: KARTIERUNG DER SUPRAGLAZIALEN ENTWÄSSERUNGSSYSTEME 2006 ...... 80 ABBILDUNG 51: LÄNGE DER KARTIERTEN SPALTENSTRUKTUREN 2006 ...... 81 ABBILDUNG 52: STRUKTURELLE BESCHREIBUNG DER ZUNGENOBERFLÄCHE 2009..………………………………… 82 ABBILDUNG 53: DIFFERENZ DER DGMS 2006 UND 2009 ...... 84 ABBILDUNG 54: DIFFERENZ DER DGMS 2006 UND 2009...... 85 ABBILDUNG 55: RELIEFBEDINGTE ABSCHIEBUNGEN IM OROGRAPHISCH RECHTEN, SCHUTTBEDECKTEN TEIL DER PASTERZE, 2009 ...... 86 ABBILDUNG 56: KARTIERUNG DER OGIVEN AUF DER OBERFLÄCHE DER GLETSCHERZUNGE 2009 ...... 87 ABBILDUNG 57: KARTIERUNG SUPRAGLAZIALER ENTWÄSSERUNGSSTRUKTUREN 2009 ...... 87 ABBILDUNG 58: LÄNGE DER KARTIERTEN SPALTENSTRUKTUREN 2009 ...... 88 ABBILDUNG 59: STRUKTURELLE BESCHREIBUNG DER SPALTENSTRUKTUREN DER ZUNGENOBERFLÄCHE 2012; . 89 ABBILDUNG 60: KARTENAUSSCHNITT DES VORDEREN BEREICHS DER PASTERZE MIT BILDUNG VON EINBRUCHSTRICHTERN, 2012 ...... 90 ABBILDUNG 61: DIFFERENS DER DGMS 2009 UND 2012: ...... 91 ABBILDUNG 62: KARTIERUNG DER OGIVEN AUF DER OBERFLÄCHE DER GLETSCHERZUNGE 2012 ...... 92

Abbildungsverzeichnis

ABBILDUNG 63: KARTIERUNG DER SUPRAGLAZIALEN ENTWÄSSERUNGSSYSTEME 2012 ...... 92 ABBILDUNG 64: LÄNGE DER KARTIERTEN SPALTENSTRUKTUREN 2012 ...... 93 ABBILDUNG 65: ENTWICKLUNG DER FLIEßGESCHWINDIGKEIT AN DER GLETSCHERZUNGE DER PASTERZE SEIT 1999...... 94 ABBILDUNG 66: VERGLEICH DER GLETSCHERAUSDEHNUNG, SCHUTTBEDECKUNG UND SPALTENSTRUKTUREN DER GLETSCHERZUNGE DER PASTERZE IN DEN JAHREN 1998, 2003, 2006, 2009 UND 2012...... 95 ABBILDUNG 67: DARSTELLUNG DER GESAMTLÄNGE DER ALS ENTSCHEIDEND FÜR DIE INTERPRETATION EINGESTUFTEN, STRUKTURGLAZIOLOGISCHEN STRUKTUREN UND DER GESAMTLÄNGE ALLER KARTIERTEN STRUKTUREN ZU DEN JEWEILIGEN GLETSCHERSTÄNDEN ...... 96 ABBILDUNG 68: VERÄNDERUNGEN DER SPALTENSTRUKTUREN NORDWESTLICH DER BEI HERBST ET AL. (2006) BESCHRIEBENEN DEPRESSION, 1998-2012...... 100 ABBILDUNG 69: DARSTELLUNG DER MARKANTESTEN BEREICHE MIT EINER BESCHREIBUNG DER JEWEILIGEN STRUKTUREN; ...... 102

Tabellenverzeichnis

TABELLE 1: VERANTWORTLICHE PERSONEN FÜR DIE GLETSCHERMESSUNGEN AN DER PASTERZE, 1879 – HEUTE, (INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND RAUMFORSCHUNG, 2015) ...... 17 TABELLE 2: LÄNGEN, FLÄCHEN UND VOLUMSÄNDERUNGEN DER PASTERZE, 1852 BIS 2006, (WAKONIGG UND LIEB, 1996; LIEB & SLUPETZKY, 2004, 2011) ...... 24 TABELLE 3: FLÄCHE DER PASTERZE IN DEN JAHREN 1998, 2003, 2006, 2009 UND 2012, (KELLERER- PIRKLBAUER, PERS. MITTEILUNG; KAUFMANN ET AL. 2015) ...... 24 TABELLE 4: ALBEDO VERSCHIEDENER EIS- UND SCHNEEOBERFLÄCHEN (CUFFEY & PATERSON, 2010, SEITE 146) ...... 35 TABELLE 5: STRUKTURGLAZIOLOGISCHER KARTIERUNGSSCHLÜSSEL ...... 48 TABELLE 6: GEOMETRISCHER KARTIERUNGSSCHLÜSSEL ...... 58 TABELLE 7: KARTIERUNGSSCHLÜSSEL SUPRAGLAZIALE ENTWÄSSERUNGSSYSTEME ...... 61 TABELLE 8: ORTHOPHOTOS DES ARBEITSGEBIETES ZU DEN JEWEILIGEN GLETSCHERSTÄNDEN, (NP HOHE TAUERN; V. KAUFMANN; KAGIS) ...... 62 TABELLE 9: DGMS DES ARBEITSGEBIETES ZU DEN JEWEILIGEN GLETSCHERSTÄNDEN, (NP HOHE TAUERN; V. KAUFMANN; KAGIS) ...... 62 TABELLE 10: AUSDEHNUNG DER VERGLETSCHERUNG IN DEN JEWEILIGEN JAHREN DER GLETSCHERSTÄNDE, (A. KELLERER-PIRKLBAUER; V. KAUFMANN) ...... 63 TABELLE 11: ABSOLUTE ANZAHL KARTIERTER SUPRAGLAZIALER STRUKTUREN ZU DEN JEWEILIGEN GLETSCHERSTÄNDEN ...... 101 TABELLE 12: RELATIVE ANZAHL KARTIERTER SUPRAGLAZIALER STRUKTUREN ZU DEN JEWEILIGEN GLETSCHERSTÄNDEN ...... 100

1. Einleitung

Das Gletschereis temperierter Gletscher ist aufgrund seiner Genese, teilweise geschmolzener und rekristallisierter Schnee, mit einem monomineralischen, metamorphen Gestein zu vergleichen, das sich nahe oder knapp unterhalb des Druckschmelzpunktes deformiert. Durch die darauf folgende Bewegung des Eises lässt sich seine Verformung und Umwandlung als

äquivalent zur regionalen Hochdruck-Metamorphose beschreiben (HAMBREY & MILNES, 1977, Seite 668). Durch das, hauptsächlich durch Schwerkraft hervorgerufene Fließen von Gletschereis, treten sowohl duktile, wie zum Beispiel Falten oder Ogiven, als auch spröde Deformationen, wie verschiedene Arten von Gletscherspalten, auf, die sich in bestimmten Spaltenstrukturen ausdrücken. Die Thematik der Struktur von Gletschern ist mittlerweile Gegenstand einiger Forschungsarbeiten. Einen Überblick über das Thema der Struktur-

Glaziologie geben (HAMBREY & LAWSON, 2000).

Unmittelbar für diese Diplomarbeit relevante Publikationen die sich mit der Struktur Alpiner

Talgletscher beschäftigen, sind zahlreich vorhanden (e.g. SCHWARZACHER & UNTERSTEINER, 1953;

HAMBREY & MILNES, 1977; HERBST & NEUBAUER, 2000; GOODSELL et al., 2005; HERBST et al., 2006).

Speziell hervorzuheben ist dabei die Arbeit von HERBST et al. (2006), die als Grundlage für diese Diplomarbeit dient.

Speziell im Alpenraum sind Klimaveränderungen, weit über dem globalen Durchschnitt, dokumentiert, die bereits zu teils beträchtlichen Anpassungsreaktionen der Gletscher geführt haben (IPCC, 2013). Als Folge solcher Veränderungen kommt es zu veränderter Verteilung, beziehungsweise zum Verschwinden oder Auftauchen von Spaltenstrukturen in bestimmten Bereichen eines Gletschers.

Ziel dieser Diplomarbeit ist es, die zeitliche und räumliche Entwicklung von supraglazialen Spaltenstrukturen, sowie auch der supraglazialen Entwässerungssysteme an der Gletscherzunge der Pasterze, zwischen 1998 und 2012 darzustellen und damit an die Arbeit von HERBST et al. (2006), welche eine Entwicklung dieser Strukturen von 1887 bis 1997 behandelt, anzuknüpfen. Anhand von Luftbildern aus dem erwähnten Zeitraum wurde eine digitale Kartierung der Gletscherzunge der Pasterze, vorgenommen und Veränderungen dokumentiert und interpretiert. Zusätzlich wurden hochaufgelöste Digitale Geländemodelle (DGM) zur Kartierung und Interpretation eingesetzt.

1. Einleitung

Im Wesentlichen ist diese Arbeit auf drei grundlegenden Arbeitsschritten aufgebaut. Durch die Methode der Literaturrecherche soll ein Überblick über die Inhalte der Strukturglaziologie, wie auch eine solide Informationsbasis über das Arbeitsgebiet selbst geschaffen werden. Von großer Bedeutung sind dabei die Beschreibung der zu kartierenden Strukturen und die Erstellung eines Kartierungsschlüssels.

In weiterer Folge wird eine Kartierung spröder Strukturen der Gletscheroberfläche des definierten Gletscherteils, sprich der Gletscherzunge, vorgenommen. Zusätzlich wurden mithilfe von DGMs die Veränderungen der Oberflächenhöhe der Gletscherzunge bestimmt um Rückschlüsse auf eventuelle Korrelationen mit der räumlichen Verbreitung von Spaltenstrukturen zeigen zu können.

Im dritten Teil wurden die Informationen aus den beiden vorangegangenen Arbeitsschritten mit Hilfe weiterer Literatur beschrieben und interpretiert. Eine entscheidende Rolle spielten dabei Informationen aus den jährlich vorgenommenen Gletschermessungen an der Pasterze.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

2.1 Geographische Übersicht

Abbildung 1: Geographische Übersicht der Pasterze: Ausdehnung der Vergletscherung innerhalb des Arbeitsgebietes im Jahr 2012. Im Insert ist die Lage des Arbeitsgebietes innerhalb Österreichs zu sehen. In Rot sind die markantesten Gipfel innerhalb des Arbeitsgebietes inkl. Ihrer Seehöhe in M ü. d. A. dargestellt. Die rote Linie stellt die, für diese Arbeit definierte obere Begrenzung der Gletscherzunge dar

Die Pasterze liegt am Fuße der Nordostwand des Großglockners, der mit einer Seehöhe von 3798 Metern über der Adria den höchsten Berg Österreichs darstellt. Abbildung 6 zeigt die Lage der Pasterze innerhalb Österreichs, im Bundesland Kärnten, in unmittelbarem Grenzbereich zu Salzburg und Osttirol. Weiters zeigt sie die Umrisse des gesamten Pasterzengletschers 2012, dem letzten Jahr der Kartierung in dieser

Arbeit (KELLERER-PIRKLBAUER, pers. Mitteilung). In Grau gehalten sind die schuttbedeckten Bereiche der Gletscherzunge. Nach der Alpenvereinseinteilung der Ostalpen (AVE) wird die dortige Gebirgsgruppe als Glocknergruppe bezeichnet und ist

Teil der Hohen Tauern. (GRAßLER, 1984, Seite 216f) Große Teile dieser Gebirgsgruppe befinden sich im Nationalpark Hohe Tauern. Die Pasterze selbst, liegt zur Gänze innerhalb der Nationalparkgrenzen. Weiters stellt diese eine bedeutende Rolle für die

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

österreichische Wasserkraft dar. Ihr Schmelzwasser füllt den, vor dem Sandersee gelegenen, Margaritzenstausee im Südosten der Gletscherzunge, der zur Energiegewinnung aus Wasserkraft genutzt wird. Unter kleinerem Maßstab betrachtet, liegt die Pasterze im obersten Mölltal, nordwestlich des Ortes Heiligenblut, zwischen Glocknerkamm im Südwesten und Freiwandkamm im Nordosten. Die beiden höchsten Gipfel dieser Kämme sind der Großglockner mit 3798 Metern ü. d. A., beziehungsweise der Fuscherkarkopf mit 3331 Metern ü. d. A.. Mehrere kleinere Gletscher liegen in unmittelbarer Umgebung der Pasterze. Im Bereich der Nordseite des Glocknerkammes sind das, das Schwerteckkees, das Kellersbergkees, das Hofmannskees, das Kleinglocknerkees, das Glocknerkees und das Teufelskampkees. Auf der gegenüberliegenden Talseite, im Bereich des Freiwandkammes, liegt das Südliche Bockkarkees oder auch Wasserfallwinkelkees genannt. Einige dieser Gletscher standen zu Zeiten höherer Gletscherstände in direkter Verbindung mit der Pasterze und trugen somit zum Eisnachschub auf die Gletscherzunge der Pasterze bei. Ein Übersichtsfoto der Pasterze vom Johannisberg über den Glocknerkamm, vom Gipfel des Fuscherkarkopfes aus gesehen, ist in Abbildung 7 zu sehen.

Abbildung 2: Blick vom Fuscherkarkopf nach Süd bis West, Foto: Lieb G., 22.9.2006, Bildbearbeitung: Ulf Oberth

Mit einer Gesamtlänge von 8,3 Kilometern, einer Fläche von 17,3km2, sowie einem Eisvolumen von 1,7km3 (Stand 2006) ist die Pasterze der größte Gletscher Österreichs

wie auch der gesamten Ostalpen (LIEB & SLUPETZKY, 2011, Seite 10). Die Pasterze besteht aus einem weitläufigen Akkumulationsgebiet, dem Pasterzenboden, einem markanten 15

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Gletscherbruch, Hufeisenbruch, und der Gletscherzunge. Genauer erstreckt sich das Akkumulationsgebiet vom südlichen Teil des sogenannten Schneewinkels, zwischen Eiskögele (3426m), Romariswandkopf (3511m) und Johannisberg (3453m), weiter über dessen Ostseite und Nordseite in den Rifflwinkel bis hin zum Großen Burgstall (2972m), Mittleren Bärenkopf (3358m) und Hoher Riffl (3338m).

Vom Pasterzenboden bricht das Gletschereis über eine markante Steilstufe, den Hufeisenbruch zwischen Kleinem Burgstall (2709m) und Mittlerem Burgstall (2933m) auf die Gletscherzunge, die eigentliche Pasterze, hin ab. Von hier aus erstreckt sich die Gletscherzunge, unter nur geringer Neigung, in Richtung Südosten. Der Gletscherbach am Ende der Gletscherzunge bildet den Ursprung des Flusses Möll, welcher auch namensgebend für das Tal ist, in dessen oberstem Talschluss sich die Pasterze befindet.

2.2 Allgemeine Übersicht

Die Pasterze ist einer der am besten untersuchten Gletscher in Österreich. Bereits Mitte des 19. Jahrhunderts beschäftigten sich die Gebrüder Schlagintweit mit der Lage

des Gletscherendes und fertigten eine erste Karte an (SCHLAGINTWEIT A. & H., 1850). Besonders hervorzuheben ist die Länge der vorhandenen Datenreihen aus Standardmessungen zu Längen- und Höhenänderungen, sowie zur Fließgeschwindigkeit des Gletschers. Messungen zur Längenänderung der Pasterze wurden bereits im Jahr 1879 von Ferdinand Seeland begonnen und sind, mit Ausnahme von drei Jahren, in einer vollständigen Datenreihe bis zum heutigen Zeitpunkt vorhanden. 1882 wurden, ebenfalls von Seeland, erstmals Messungen der Gletscherbewegung vorgenommen. Kontinuierliche Daten sind hierzu allerdings erst ab 1928 vorhanden.

Die erste Messung der Höhenänderung der Gletscheroberfläche wurde durch die Errichtung des ersten Messprofils, der Seelandlinie, von Viktor Paschinger im Jahr 1928

durchgeführt (INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND RAUMFORSCHUNG, 2015).

Bis heute werden unter Auftrag des Österreichischen Alpenvereins, vom Institut für Geographie und Raumforschung und seit 1991 unter der Leitung von Ao.Univ.-Prof.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Mag.phil. Dr.rer.nat. Gerhard Lieb, alljährlich Gletschermessungen an der Pasterze vorgenommen. Eine genaue Auflistung der für die Gletschermessungen verantwortlichen Personen seit Beginn der Messungen 1879 findet sich in Tabelle 1.

Person Zeitraum Ferdinand Seeland 1879 – 1900 Hans Angerer 1901 – 1921 Viktor Paschinger 1924 – 1946 Herbert Paschinger 1947 – 1959 Helmut Aigelsreiter 1960 – 1970 Herwig Wakonigg 1971 - 1990 Gerhard Lieb seit 1991

Tabelle 1: Verantwortliche Personen für die Gletschermessungen an der Pasterze, 1879 – heute, (INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND RAUMFORSCHUNG, 2015)

Im Zuge der Klimaforschung im Bereich Glaziologie werden von der ZAMG jährlich eine genaue Erfassung der Massenbilanz sowie eine Modellierung des Fließverhaltens des Gletschers durchgeführt. Zusätzlich werden noch Prognosen für dessen zukünftige Entwicklung erstellt. Das Ergebnis, einer soeben beschriebenen Untersuchung der spezifischen Massenbilanz der Pasterze, ist für das Jahr 2010 in Abbildung 8 zu sehen. Sehr gut ist darauf die vergleichsweise geringere Ablation im orographisch rechten Teil der Gletscherzunge zu sehen. Die Ursachen für diesen Umstand werden unter Kapitel 2.4.4 genauer erläutert. Ebenfalls deutlich ersichtlich sind die tief rot gefärbten Bereiche im nordöstlichen Teil des Terminus die für die höchsten Ablationsraten stehen.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Abbildung 3: spezifische Massenbilanz der Pasterze, Haushaltsjahr 2010, (ZAMG, 2014)

Der Name Pasterze, „B(P)asterz(n)“, der aus dem Slowenischen kommt und bis ins 19. Jahrhundert eine Regionalbezeichnung für ein Almgebiet war, verweist auf zurückliegende weitaus kleinere Gletscherstände, während denen, heute noch

vergletscherte Bereiche, als Weideland genutzt wurden (WAKONIGG & LIEB, 1996; Seite 100). Durch den gegenwärtigen Gletscherrückzug freigeschmolzene Baumstämme und Torfreste untermauern diese historischen Aussagen und sind ein weiterer Beweis für geringere Gletscherstände in der Vergangenheit. Mit Hilfe der Dendrochronologie konnten bis zu 400 Jahre alte Baumstämme auf Alter zwischen 8100 und 3800 Jahre vor Christus datiert werden. Diese sind ein Beweis für deutlich wärmere Temperaturen

und eine deutlich höhere Baumgrenze als gegenwärtig (e.g. NICOLUSSI, 2000).

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

2.3 Geologische Übersicht

Eine maßgebliche Rolle für die Entstehung der Pasterze in ihrer heutigen Form spielt sicherlich die große Seehöhe der Gebirgsgruppe, in welcher sie liegt. Als eine der Grundlagen dafür ist die Geologie des Gebietes zu betrachten. Die Glocknergruppe liegt in der kristallinen Zentralzone der Ostalpen und damit auch am Alpenhauptkamm.

Abbildung 4: Geologische Karte von Österreich, bearbeitet

Die Alpen sind ein äußerst komplexes Decken-Stapel-Gebirge bei dem es im Zuge einer kretazischen sowie einer tertiären Orogenese zu einer Überschiebung und Stapelung

mehrerer Deckensysteme kam (SCHMIDT et al., 2004). Generell kann gesagt werden, dass jüngere Deckensysteme über älteren und damit tieferen zum Liegen kamen. Im speziellen Fall des Tauernfensters, in dem die Glocknergruppe liegt, kommen, durch das Aufeinandertreffen von extremer Hebung und Erosion, ältere Gesteinsschichten

an der Oberfläche zum Vorschein (TOLLMANN, 1977, Seite 3).

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Das Tauernfenster erstreckt sich zwischen Brenner im Westen und Katschberg im Osten über eine Länge von rund 160 Kilometern, sowie von Salzach- und Inntal im Norden bis zum Mölltal und der Matreier Zone im Süden, über eine Breite von rund 30

Kilometern (TOLLMANN, 1977, Seite 12). Seine Lage innerhalb der Alpen ist in Abbildung 5 zu sehen.

Abbildung 5: Tektonische Karte der Alpen mit der Lage des Tauernfensters (TW), (KURZ et al., 1998b, Seite 226)

Hinsichtlich des Tauernfensters sowie auch der gesamten Alpen sind in jüngerer Zeit

neuere Interpretationen der tektonischen Genese entstanden, als jene von TOLLMANN

(1977) (e.g. KURZ et al., 1998b; SCHMIDT et al., 2004). Eine aktuelle, tektonische Karte des Tauernfensters ist in Abbildung 6 zu sehen.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Abbildung 6: Tektonische Karte des Tauernfensters,( KURZ et al., 1998b, Seite 226 )

Nordöstlich der Pasterze liegt der aus Kalkglimmerschiefern aufgebaute Freiwandkamm. Der Großglockner selbst bzw. der Glocknerkamm im Südwesten der Pasterze, besteht aus Prasinit. Tiefer gelegene Bereiche an dessen Nordseite sind aus

Kalkglimmerschiefern mit Prasinitlagen aufgebaut (HÖCK & PESTAL, 1994).

Prasinit ist ein grünschieferfacielles Metamorphit, dass unter niedrigen bis mittleren Druck- und Temperaturbedingungen aus basaltischen Gesteinen des Penninischen Ozeans gebildet wurde. Seine grünliche Farbe stammt von den häufigsten, gesteinsbildenden Mineralen dieses Gesteins. Diese sind Chlorit, Aktinolith und Epidot. Im Gegensatz zum verwandten Grünschiefer, ist der Prasinit kaum bis gar nicht

geschiefert, sondern tritt massig in Erscheinung (MARKL, 2008, Seite 102).

Die hohe Verwitterungsbeständigkeit dieses Gesteins ist ursächlich für die große Höhe dieses Berges, der seine Nachbarberge um gut 300 Meter überragt. Die Kalkglimmerschiefer des Freiwandkammes, nordöstlich der Pasterze, sind dagegen weit weniger verwitterungsbeständig als die Gesteine des Glocknerkammes. Gut ersichtlich ist das in der bereits erwähnten, deutlich niedrigeren Seehöhe der Berggipfel dieses Kammes. Der Großglockner (3798 M. ü. d. A.) als höchster Berg des

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Glocknerkammes überragt den Fuscherkarkopf (3331 M. ü. d. A.), höchster Berg des Freiwandkammes, auf der gegenüberliegenden Talseite, um stolze 467 Meter.

Im westlichen Teil des Arbeitsgebietes, vom Eiskögele nordwärts über Johannisberg bis zur Hohen Riffl, sind die Gesteine der Oberen Riffldecke, sogenannte Bündnerschiefer, bestehend aus Kalk-, Ton-, -Glimmerschiefern und Kalkglimmerschiefern, sowie Gneise vorzufinden. Nordöstlich des Johannisbergs, in Richtung Mittlerem Bärenkopf, ist zwischen Oberer Riffeldecke und Glocknerdecke, die Seidelwinkeldecke, die unterste

der drei genannten Schieferhülldecken des Penninikums, vorzufinden (HÖCK & PESTAL, 1994).

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

2.4 Glaziologische Übersicht

Da diese Arbeit zu einem nicht unbeträchtlichen Teil aus der Kartierung und Beschreibung sowie der Interpretation der Entwicklung von glaziologischen Strukturen beruht, soll im Folgenden genauer auf die glaziologischen Erscheinungsformen des untersuchten Gebietes eingegangen werden und die vorhandenen Strukturen, von allgemeiner Seite her, beschrieben werden.

In seiner Ausprägung mit den hoch gelegenen Firnmulden, einem steilen, stark zerklüfteten Gletscherbruch und der langen, nur wenig geneigten Gletscherzunge

bildet die Pasterze das Idealbild eines alpinen Talgletschers (INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND

RAUMFORSCHUNG, 2015). Abbildung 7 zeigt wiederum eine Übersicht vom nördlichen Teil der Pasterze, von den Bärenköpfen über den Freiwandkamm, vom Gipfel des Großglockner aus gesehen.

Abbildung 7: Überblick über die Pasterze, Blick von NW bis O, INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND RAUMFORSCHUNG, UNIVERSITÄT GRAZ [18.3.2015]

Generell ist das morphologische Erscheinungsbild der Pasterze in all ihren beschriebenen Bereichen, vom hochgelegenen Akkumulationsgebiet rund um den Johannisberg über den markanten Gletscherbruch, den Hufeisenbruch und die deutlich ausgeprägte Gletscherzunge, von deutlichen Rückzugserscheinungen geprägt. Die jährlichen Beobachtungen und Vermessungen des Gletschers und seiner Massenbilanz durch den Österreichischen Alpenverein bzw. das Institut für Geographie und Raumforschung der Universität Graz, sowie der Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik in Wien, zeichnen ein deutliches Bild. Seit dem letzten Hochtstand der Pasterze um 1850 hat der Gletscher kontinuierlich an Länge und Masse verloren

(LIEB & SLUPETZKY, 2011. Seite 22). Tabbelle 2 zeigt die Entwicklung der Länge, Fläche 23

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

und des Volumens der Pasterze anhand mehrerer Gletscherstände zwischen 1852 und 2006.

Jahr 1852 1924 1969 1958 2002 2006 Länge 11,4km 10,3km 9,5km 9,0km 8,4km 8,3km Fläche 26,5km2 22,6km2 19,8km2 18,9km2 18,5km2 17,3km2 Volumen 3,5km3 2,9km3 2,2km3 2,0km3 1,8km3 1,7km3

Tabelle 2: Längen, Flächen und Volumsänderungen der Pasterze, 1852 bis 2006, (WAKONIGG UND LIEB, 1996; LIEB & SLUPETZKY, 2004, 2011)

Werte für die Fläche der Vergletscherung zu den, in dieser Arbeit kartierten Gletscherständen 1998, 2003, 2006, 2009 und 2012 sind in Tabelle 3 zu sehen. Mit Ausnahme des Wertes von 1998, der lediglich auf den Monat August datiert werden kann, sind alle weiteren Gletscherstände mit einem exakten Erfassungsdatum versehen. Die Werte für 1998 und 2012 entstammen einer persönlichen Mitteilung von

A. KELLERER-PIRKLBAUER, die restlichen Werte sind aus der Arbeit von KAUFMANN et al. (2015) entnommen.

Gletscherstand Datum Fläche Quelle 1998 August. 1998 18,52km2 Kellerer-Pirklbauer, pers. MItteilung 2003 13.8.2003 18,14 km2 Kaufmann et al. (2015) 2006 22.9.2006 17,65 km2 Kaufmann et al. (2015) 2009 24.8.2009 17,28 km2 Kaufmann et al. (2015) 2012 18.8.2012 16,59 km2 Kellerer-Pirklbauer, pers. MItteilung

Tabelle 3: Fläche der Pasterze in den Jahren 1998, 2003, 2006, 2009 und 2012, (KELLERER-PIRKLBAUER, pers. Mitteilung; KAUFMANN et al. 2015)

Eindrucksvolle Fotoreihen, von definierten Fotopunkten aus aufgenommen, lassen diese Entwicklungen auch für den Laien ersichtlich werden. Siehe Abbildung 8.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Abbildung 8: Fotoreihe der Pasterze von der Franz Josefs Höhe aus gesehen, Zeitraum 1938 bis 2011, Gletscherarchiv.de, ZÄNGL, [18.3.2015]

Solche deutlichen Rückzugserscheinungen der Gletscher sind über den gesamten Alpenraum beobachtbar. Für die letzten drei Jahrzehnte vor den Kartierungen dieser

Arbeit, 1969-1998, haben LAMBRECHT & KUHN (2007) die Änderungen der Gletscher in den Österreichischen Alpen untersucht. In diesem Zeitraum ergab sich eine Reduktion der gesamten eisbedeckten Fläche um 17%, sowie ein Abschmelzen von 5km3 Eisvolumen, was einer Reduktion um 22% entspricht.

Gletscherspalten sind beinahe am gesamten Gletscher anzutreffen. In den flachen Bereichen des Akkumulationsgebietes, Schneewinkel und Rifflwinkel, sind Spalten erwartungsgemäß seltener vorzufinden. In Richtung Hufeisenbruch treten diese gehäuft auf. Im Bereich des Hufeisenbruchs selbst, ist der Gletscher stark zerklüftet und sogenannte Seracs, Eistürme die auf vier Seiten von Gletscherspalten umgeben

sind, sind häufig (BENN & EVANS, 2010, Seite 136f). Im Ablationsgebiet, beziehungsweise auf der Gletscherzunge, sind Gletscherspalten in mehreren Spaltenzonen, gehäuft vor allem am nordwestlichen Rand der Gletscherzunge, vorzufinden. 25

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Eine genauere Einteilung und Beschreibung einzelner, für die Pasterze relevanter, strukturglaziologischer Strukturen erfolgt in Kapitel 3.2.

Glaziologisch betrachtet, ist die Pasterze in drei Teilbereiche zu unterteilen.

2.4.1 Das Akkumulationsgebiet

Das Akkumulationsgebiet der Pasterze trägt den Namen Pasterzenboden und liegt in einer Seehöhe zwischen circa 2800 – 3400 Metern ü. d. A. Es reicht damit von knapp überhalb des markanten Eisbruches, dem Hufeisenbruch, bis nahe an die Gipfel der angrenzenden Berge. 2800 Meter ü. d. A. als untere Grenze für das Akkumulationsgebiet ist dabei sicherlich als eher zu niedrig anzusehen. Aufgrund von Klimaveränderungen, die in Kapitel 2.5 beschrieben sind, liegt diese Grenze aktuell

sicherlich um einiges höher (KELLERER-PIRKLBAUER, pers. Mitteilung). Das Akkumulationsgebiet lässt sich in zwei hochgelegene Firnmulden, den Schneewinkel im Süden des Johannisbergs, von dessen Gipfel bis zum Eiskögele und zu den Romariswandköpfen, und den Rifflwinkel im Norden des Johannisbergs bis hin zur Hohen Riffl, dem Mittleren Bärenkopf und dem Hohen Burgstall, gliedern. Dieser Teil des Gletschers ist jedoch nicht Ziel der Untersuchungen im Zuge dieser Diplomarbeit

und wird daher in der Folge nicht genauer beschrieben. (INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE UND

RAUMFORSCHUNG, 2015).

2.4.2 Der Gletscherbruch

Aufgrund seiner hufeisenähnlichen Form, trägt der markante Gletscherbruch zwischen Kleinem und Mittlerem Burgstall, den Namen Hufeisenbruch. Über diesen strömt das Eis, vom Akkumulationsgebiet des Pasterzenbodens kommend, über eine Steilstufe in das Hochtal des obersten Mölltales und bildet somit dessen Talschluss. Gegenwärtig kann, aufgrund des massiven Gletscherschwundes der jüngsten Vergangenheit, kaum noch von einem einheitlichen Gletscherbruch bzw. Eisfall gesprochen werden. Wie in Abbildung 9 ersichtlich, sind heute weite Teile des ehemaligen Hufeisenbruches bereits vollständig eisfrei. Der, aufgrund veränderter klimatischer Bedingungen geringer 26

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

werdende Eisnachschub aus dem Akkumulationsgebiet und das Abschmelzen des Eises haben im Hufeisenbruch 1984 ein erstes Felsfenster entstehen lassen. Bis heute hat sich dieses auf ein Vielfaches seiner damaligen Größe ausgedehnt und auch weitere

Fenster sind hinzugekommen. (LIEB & SLUPETZKY, 2011, Seite 123) Gegenwärtig besteht der Eisnachschub aus dem Bereich des Schneewinkels auf die Gletscherzunge lediglich noch aus zwei dünnen Eisströmen im Bereich des kleinen Burgstalls und aus einem breiteren Eisstrom aus dem Bereich des Rifflwinkels, der nahe des mittleren Burgstalls auf die Gletscherzunge abbricht. Der zentrale Teil des früheren Hufeisenbruchs, in direkter Falllinie des Gipfels des Johannisbergs, ist beinahe völlig eisfrei.

Abbildung 9: Hufeisenbruch September 2014, eigene Aufnahmen, links: südwestlicher Teil des ehemaligen Gletscherbruchs, rechts: nordöstlicher Teil

2.4.3 Die Gletscherzunge

Die Gletscherzunge, die eigentliche Pasterze, zieht von unterhalb des Hufeisenbruches, unter nur sehr geringer Neigung, durch das Hochtal des obersten Mölltales in Richtung Südosten. Besonders der orographisch linke Teil der Gletscherzunge ist von mehreren Spaltenzonen geprägt und ist teils stark zerklüftet. Der orographisch rechte Teil, direkt an die Nordabbrüche des Glocknerkammes angrenzend, ist durch eine markante, in jüngster Vergangenheit deutlich größer werdende, Schuttbedeckung charakterisiert. Als Folge dieser als Obermoräne bezeichneten Schuttbedeckung kam es zu bemerkenswerten Unterschieden in der Mächtigkeit und Länge dieses Teils, im Vergleich zum schuttfreien Teil der Gletscherzunge. Eine detailliertere Beschreibung dieser Entwicklung ist in Kapitel 2.4.4 zu finden. Sieht man die Pasterze, lässt sich schon bei einmaliger Betrachtung erkennen, dass es sich bei diesem Gletscher um keinen gesunden handelt. Die, für sich zurückziehende Gletscher typische, sehr flache

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Gletscherzunge, die einfach betreten werden kann, ist stark ausgeprägt. Weiters sind das Gletschertor als Austrittsportal für den Gletscherbach, sowie weite Bereiche von schuttbedecktem Toteis und gänzlich vegetationsfreie, da erst kürzlich eisfrei gewordene, Flächen unmittelbar vor der Gletscherzunge als charakteristisch

anzusehen (HAMBREY & ALEAN, 2004, Seite 51).

Hinzu kommen Zerfallserscheinungen, vor allem im unteren Bereich der Gletscherzunge, die am Gletscherterminus in Form von unregelmäßiger, intensiver Spaltenbildung erkennbar sind und in Bereichen innerhalb bzw. am Rand der Gletscherzunge in Form von kreisförmigen Einbruchsstrukturen auftritt. Letztere, kreisförmige Strukturen treten erst seit 2006 auf und zählen zu den augenscheinlichsten Merkmalen für den Zerfall der Gletscherzunge.

2.4.4 Auswirkungen der Schuttbedeckung großer Gletscherteile

Betrachtet man die Abbildung 10 ist die starke Schuttbedeckung des orographisch rechten Teils der Gletscherzunge auffallend. Im Bereich dieser, als Obermoräne bezeichneten Schuttbedeckung, fällt auf, dass die Mächtigkeit sowie auch die Länge des Gletschers größer sind als im übrigen Bereich der Gletscherzunge. Die Gründe für diese unterschiedliche Mächtigkeit und Länge einzelner Teile der Gletscherzunge sind bereits erforscht. So kann für die Pasterze gesagt werden, dass eine dauerhafte Schuttbedeckung von mindestens 15cm Mächtigkeit die Ablationsraten um 30 bis 35% verringert und somit, die größere Länge und Mächtigkeit des schuttbedeckten

Gletscherteils erklärt (KELLERER-PIRKLBAUER, et al., 2008, Seite 269).

Im Zuge dieser Arbeit stellt diese Entwicklung eine indirekte Bedeutung dar. Durch die unterschiedlich starke Ablation kommt es auf der Pasterze zu erheblichen Reliefunterschieden der Gletscheroberfläche, die in weiterer Folge zur Bildung von Gletscherspalten, Abschiebungen, führen.

Im Vergleich mit älteren Aufnahmen des Gletschers lässt sich eine deutliche Zunahme der Schuttbedeckung der Pasterze im Laufe der Zeit erkennen. Verantwortlich dafür

sind mehrere Prozesse die von KELLERER-PIRKLBAUER (2011) wie folgt beschrieben wurden und in Abbildung 10 graphisch dargestellt sind. Durch die Absenkung der 28

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Gletscheroberfläche kommt es zu einem Freischmelzen von Fels- und Schutthängen oberhalb der Gletscherzunge. Somit vergrößert sich das Herkunftsgebiet des abgelagerten Materials. Die Verringerung von Gletscherflächen in den Nordabbrüchen des Großglockners legt ebenfalls weitere Fels- und Schutthänge frei. Durch das höhere Temperaturniveau kommt es neben dem Abschmelzen der Gletscher auch zum Auftauen von Permafrostgebieten und zu einem generellen Anstieg der Permafrostgrenze. Verringerte Gesteinsfestigkeit und höheres Steinschlagpotential sind Folgen dieser Entwicklung. Eine weitere Folge des höheren Temperaturniveaus sind vermehrte Frostwechsel in Regionen die diesem Phänomen zuvor nicht ausgesetzt waren. Dies führt zu höherer mechanischer Beanspruchung des Gesteins und in weiterer Folge zu höheren Verwitterungsraten mit der Folge von erhöhtem Schutteintrag in tiefere Bereiche. Durch erhöhte Abschmelzbeträge kommt es zum Freischmelzen von, im Gletschereis eingeschlossenem, englazialem Schuttmaterial. Scherflächen, mit nach oben gerichteten Bewegungsbahnen, können zusätzlich subglaziales Schuttmaterial an die Gletscheroberfläche transportieren. Weiters führt der temperaturbedingte Anstieg der Schneegrenze zu einer Vergrößerung des Ablationsgebietes auf Kosten des Akkumulationsgebietes. Im Ablationsgebiet eines Gletschers herrscht innerhalb des Gletschereises grundsätzlich eine nach oben gerichtete Bewegungskomponente vor. Das bewirkt, dass sich durch diesen Anstieg der Schneegrenze, Schuttdecken in immer höheren Bereichen eines Gletschers ausbilden können.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Abbildung 10: Schuttdeckenbildende Prozesse im Gebiet der Pasterze, (LIEB & SLUPETZKY, 2011, Seite 137)

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

2.5 Klima und Witterung

Eine bereits etwas länger zurückliegende, jedoch sehr detaillierte Beschreibung der Klimatischen Verhältnisse und Witterungsbedingungen für das hier untersuchte

Arbeitsgebiet stammt von TOLLNER (1952).

Die Glocknergruppe befindet sich in einem Übergangsbereich zwischen atlantischem und kontinentalem Klima mit zusätzlichen mediterranen Einflüssen. Aufgrund des vorherrschenden Reliefs kommt es zur Ausprägung drei verschiedener Klimatypen auf engstem Raum. Dies sind ein stark kontinental geprägtes Klima in den Tälern, ein abgeschwächt exzessives Hangklima und ein beinahe ewiges Frostklima mit stark

atlantischen Einflüssen in den nivalen Hochstufen (TOLLNER, 1952, Seite 12).

2.5.1 Wetterlagen

Aufgrund der Lage der Pasterze, direkt südlich des Alpenhauptkammes, sind für Niederschläge und damit Akkumulation von Neuschnee, Wetterlagen aus SW und S am entscheidendsten. Diese sind jedoch mit durchschnittlich 85 bis 95 Tagen im Jahr deutlich seltener anzutreffen als W und NW Wetterlagen mit ca. 150 Tagen pro Jahr

(TOLLNER, 1952, Seite 20).

2.5.2 Niederschlag

Anhand von Niederschlagsmessungen von TOLLNER (1952) lässt sich im Gebiet des Großglockners eine starke Zunahme der Niederschlagssumme mit steigender Seehöhe erkennen.

Untersuchungen im Rahmen des Projektes Alpchange ergaben für den Zeitraum 1961

bis 2006 Jahresniederschlagssummen von 2100 mm/m2 für die Pasterze (TAUCHER, 2010). Abbildung 11 zeigt den Verlauf der Jahresniederschlagssummen der einzelnen, in erwähnter Studie berücksichtigten, Messstationen.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Abbildung 11: Jahresniederschlagssummen ausgewählter Klimastationen in der Umgebung der Pasterze (TAUCHER, 2010, Seite 120)

Abbildung 12 zeigt die Verteilung mittlerer jährlicher Niederschlagssummen in Österreich, im Zeitraum 1971 bis 2000. Deutlich zu erkennen ist dabei die geringere Jahresniederschlagsmenge im Bereich des Großglockners und der Pasterze im Vergleich zu nur wenig nördlicher gelegenen Gebieten nördlich bzw. direkt am Alpenhauptkamm gelegen. Verantwortlich dafür ist die, bereits erwähnte Häufigkeit von West- und Nordwest-Wetterlagen, die in Gebieten nördlich des Alpenhauptkamms für größere Niederschlagssummen sorgen als südlich davon.

Abbildung 12: Mittlere jährliche Niederschlagssumme in Österreich im Zeitraum 1971 bis 2000, (ZAMG, [20.3.2015])

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

2.5.3 Klimawandel

Einen Überblick über den Verlauf der Jahresdurchschnittstemperatur im Alpenraum zwischen 700 n. Chr. und dem Jahr 2006 gibt Abbildung 13. Jüngere Daten bis ca. 1850 wurden dabei mittels direkter Messung erhoben. Ältere Daten stammen aus dem Fachgebiet der Dendrochronologie. Deutlich sieht man dabei die Warmzeiten des Mittelalters und die Depression der Kleinen Eiszeit, sowie den markanten Anstieg der Jahresdurchschnittstemperatur seit deren Ausgang am Ende des 19. Jahrhunderts.

Abbildung 13: Temperaturverlauf im Alpenraum seit 700 n Chr., (BOEHM, 2007 in BÖHM et al., 2009, Seite 9)

Mehrere Funde fossiler Torfreste und Baumstämme im Bereich der Pasterze zeugen von wesentlich kleineren Gletscherständen in der Vergangenheit. Eine genauere Bearbeitung dieser Thematik der Dendrochronologie, im speziellen Fall für die

Baumfunde auf der Pasterze, ist bei NICOLUSSI & PATZELT (2000) zu finden.

Eine detaillierte Untersuchung der Thematik des Klimawandels wurde im Rahmen des Projektes „ALPCHANGE – Climate Change and Impacts in Southern Alpine Regions“ vorgenommen. Dabei wurden die Auswirkungen des Klimawandels auf periglaziale und

glaziale Bereiche des Hochgebirges in Südösterreich untersucht (AVIAN, 2007).

Als Beitrag untersuchte TAUCHER (2010) unter anderen Gebieten die Entwicklung der Parameter, durchschnittliche Lufttemperatur, Jahresniederschlagsumme, Neuschneehöhe und maximale Schneehöhe, im Gebiet der Pasterze im Zeitraum von 1961 – 2006.

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

Die durchschnittliche Jahres-Lufttemperatur ist in diesem Zeitraum, wie in Abbildung 14 zu sehen, um 1,34°K angestiegen. Im Sommer wurde mit +1,9°K der höchste Anstieg der Durchschnittstemperatur verzeichnet.

Abbildung 14: Jahresdurchschnittstemperatur Pasterze 1961 – 2006, (TAUCHER, 2010, Seite 64)

Im Zeitraum 1971 – 2006 verringerte sich die Mächtigkeit der durchschnittlichen Jahresneuschneesumme um 80cm sowie die durchschnittliche maximale Schneehöhe um 136cm. Siehe Abbildungen 15 und 16.

Abbildung 15: Durchschnittliche Jahresneuschneesumme auf der Pasterze, 1971 – 2006, (TAUCHER, 2010, Seite 88)

Abbildung 16: Durchschnittliche max. Schneehöhe auf der Pasterze, 1961 – 2006, (TAUCHER, 2010, Seite 88)

Als Folge der Verringerung der durchschnittlichen Jahresneuschneesumme sowie der durchschnittlichen maximalen Schneehöhe kann es zu einer verfrühten Ausaperung 34

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

des Gletschereises kommen, was wiederum, aufgrund von geringerer Albedo des Eises gegenüber von Schnee, sowie der längeren Schmelzperiode des Gletschers, zu höheren

Ablationsraten führt (CUFFEY & PATERSON, 2010, Seite 145).

2.5.4 Gletscher und Klimawandel

Gletscher stehen über ihren Massenhaushalt direkt mit den Bedingungen ihrer

klimatischen Umwelt in Verbindung (KERSCHNER, 2009, Seite 6).

Die Ablation von Gletschereis wird zum größten Teil durch Schmelzen bestimmt. Winderosion und Verdunstung (Sublimation) spielen eine eher untergeordnete Rolle

(CUFFEY & PATERSON, 2010, Seite 99).

Bedeutend für die Ablation von Schnee, Firn und Gletschereis und damit für das Abschmelzen von Gletschern ist die Albedo, Reflexionsfähigkeit, seiner Oberfläche. Wie aus Tabelle 4 zu entnehmen, ist die Albedo von Schnee generell höher als jene von Eis. Die bereits in Kapitel 2.5.3 beschriebene Zunahme der Durchschnittstemperatur und die Abnahme der mittleren Neuschneesumme sowie der mittleren maximalen Schneehöhe, erhöhen in weiterer Folge die Zeit der Gletscher mit einer geringeren Albedo-Wirkung und führen damit zu stärkerem Abschmelzen der Gletscher.

Tabelle 4: Albedo verschiedener Eis- und Schneeoberflächen (CUFFEY & PATERSON, 2010, Seite 146)

Zu erwähnen ist auch die unterschiedliche Reaktionszeit einzelner Gletscher auf die

Veränderungen klimatischer Einflussgrößen. NYE (1960) definiert die Reaktionszeit

2. Beschreibung des Arbeitsgebietes

eines Gletschers als die Zeit zwischen zwei Gleichgewichtszuständen oder auch als, die Zeit, die erforderlich ist, um die notwendige Veränderung der Massenbilanz zwischen anfänglichem und zukünftigen Gleichgewichtszustand, herzustellen. Für Gletscher in temperiertem, maritimem Klima werden Reaktionszeiten zwischen 15 und 60 Jahren genannt.

Für die Pasterze ergaben Untersuchungen zur Empfindlichkeit des Gletschers eine Reaktionszeit zwischen 70 und 137 Jahren für Längenänderungen bzw. zwischen 34

und 50 Jahren für Volums Änderungen (ZUO & OERLEMANS, 1997, Seite 239).

Im Vergleich zu anderen Alpengletschern ist die Reaktionszeit der Pasterze damit relativ lange. Seit dem letzten Gletscher Hochstand um 1850 wurde die allgemeine Rückzugstendenz der Alpengletscher dreimal durch Vorstoßperioden unterbrochen.

Während jeweils bis zu 75% der Alpengletscher Vorstöße aufweisen konnten, erreichte die Pasterze maximal einen Gleichgewichtszustand, meist jedoch nur verringerte

Rückzugswerte (WAKONIGG & LIEB, 1996 Seite 107f).

3. Methodik

Anhand von Luftbildern und Digitalen Geländemodellen (DGMs) wurde im Zuge dieser Diplomarbeit eine strukturglaziologische Kartierung vorrangig spröder supraglazialer Spaltenstrukturen sowie supraglazialer Entwässerungsstrukturen auf der Gletscherzunge der Pasterze vorgenommen. Die Zeitspanne reicht dabei von 1998 bis ins Jahr 2012.

Die Prinzipien einer strukturglaziologischen Kartierung entsprechen dabei weitestgehend jenen der strukturgeologischen Kartierung. Sie beinhalten die Beschreibung von Falten, Störungen, Gletscherspaltenpalten und Foliationen in

Schnee und Eis (HUBBARD & GLASSER, 2005, Seite 321).

Eine wesentliche Rolle für die Kartierung glaziologischer Strukturen spielt mittels Fernerkundung entstandenes Bildmaterial. Weiters sind meist Feldbeobachtungen,

Laboruntersuchungen und Modellierungen von Bedeutung (HUBBARD & GLASSER, 2005, Seite 322). Einen Überblick über die Strukturglaziologie, im speziellen über die

englazialen Strukturen an der Oberfläche von Gletschern, geben HAMBREY & LAWSON (2000).

Eine bedeutende Arbeit hinsichtlich der Kartierung von Gletscher Strukturen mittels

Luftbildern ist jene von HAMBREY & MILNES (1977) über den Grießgletscher in der Schweiz. Die vorliegende Arbeit beschränkt sich auf die Analyse glaziologischer Strukturen anhand von Luftbildern. Genaueres zu Herkunft und Beschaffenheit der einzelnen Luftbilder und digitalen Höhenmodelle (DGMs) ist in Kapitel 3.3 nachzulesen.

Der Kartierungsschlüssel dieser Arbeit wurde dabei im Wesentlichen an jenen von

HERBST & NEUBAUER (2006) angepasst, um die Vergleichbarkeit der beiden Studien zu gewährleisten. Es wurde lediglich der Punkt Eiszerfall ergänzt, da dies aufgrund der gegenwärtigen Ablationsprozesse auf der Pasterze, als notwendig erscheint. Zusätzlich wurden, im Gegensatz zu erwähnter Arbeit, in der lediglich die Entfernung der zuletzt sichtbaren Ogiven vom Hufeisenbruch dokumentiert ist, sämtliche sichtbaren Ogiven, als einzige duktile Struktur des Gletschereises, kartiert.

3. Methodik

3.1 Abgrenzungen des Arbeitsgebietes und Erstellung von Schuttmasken

Da sich die Kartierungen im Zuge dieser Arbeit auf die Gletscherzunge der Pasterze beschränkt musste eine genaue Abgrenzung dieser vorgenommen werden. Grundsätzlich wurde dabei auf die Ausdehnung der Vergletscherung zu den jeweiligen Gletscherständen zurückgegriffen. Um die Gletscherzunge jedoch vom Rest des Gletschers abzugrenzen, wurde im Jahr der ersten Kartierung, 1998, anhand des Orthophotos aus diesem Jahr eine obere Grenze der Gletscherzunge, direkt am Fuße des Hufeisenbruches, definiert. Diese Grenze wurde für die alle weiteren Gletscherstände unverändert übernommen.

Um eine bessere Übersichtlichkeit bzw. Möglichkeit zur Orientierung auf der Gletscherzunge, der Darstellungen der Ergebnisse zu gewährleisten, wurde von jedem Gletscherstand eine Schuttmaske erstellt. Dabei wurde eine digitale Kartierung der visuell deutlich erkennbaren Schuttbedeckungen der Gletscherzunge der Pasterze vorgenommen.

3. Methodik

3.2 Erstellung und Beschreibung der Kartierungsschlüssel

In diesem Teil der Arbeit werden die einzelnen, für die Kartierung relevanten Strukturen hinsichtlich ihrer Entstehung, der dabei beteiligten Kräfte, ihrer Erscheinungsform und ihrer Identifikation auf Luftbildern beschrieben. Dabei wird zwischen Strukturglaziologischem und Geometrischem Kartierungsschlüssel unterschieden.

3.2.1 Strukturglaziologischer Kartierungsschlüssel

3.2.1.1 Grundlagen der Strukturglaziologie

Wie schon erwähnt ist das Deformationsverhalten von Gletschereis, mit jenem eines

monomineralischen, metamorphen Gesteins zu vergleichen. (HAMBREY & MILNES, 1977, Seite 668). In weiterer Folge können damit englaziale, duktile, wie auch spröde Deformationen mit der gängigen Terminologie der Strukturgeologie bzw. Tektonik

beschrieben werden. (e.g. RAMSAY & HUBER, 1987; REUTHER, 2012) Im Folgenden soll daher eine strukturgeologische Beschreibung jener Strukturen erfolgen, die im Kartierungsschlüssel dieser Arbeit Verwendung finden.

Im strukturgeologischen Sinn handelt es sich bei allen, in dieser Arbeit kartierten, spröden Strukturen innerhalb des Gletschers um Verwerfungen oder Störungen, bei

denen ein zusammenhängender Gesteinsverband (Eis) getrennt wird. (REUTHER, 2012, Seite 46) Je nach Orientierung der Kräfte, die zum Auftreten der Störung führen, unterscheidet man diese grundlegend in Aufschiebungen, Abschiebungen und Seitenverschiebungen. Siehe Abbildung 17. Die einzelnen, auftretenden Strukturen sind jedoch nicht immer eindeutig zu einem dieser Modelle zuordenbar. Oftmals treten

Störungen bzw. Gletscherspalten als Kombination mehrerer Modelle auf (BENN &

EVANS, 2010, Seite 135).

3. Methodik

Abbildung 17: Tektonische Hauptverwerfungsarten, (REUTHER, 2012, Seite 38)

Spröde Strukturen

Spröde Strukturen (brittle structures) entstehen aufgrund von Materialversagen bei Belastungen, die über die Bruchfestigkeit des Materials hinausgehen. Geologisch betrachtet geht dieser Kohäsionsverlust des Materials mit der Bildung von Klüften und Verwerfungen einher. Generell kann gesagt werden, dass sich ein Gestein mit zunehmender Temperatur und zunehmendem Umlagerungsdruck sowie

abnehmender Verformungsrate, zunehmend duktil verhält (REUTHER, 2012, Seite 215f).

Der Bruchwiderstand von Eis ist abhängig von mehreren Faktoren und ist stark variabel. Entscheidend sind die Faktoren Temperatur, Wasseranteil, Dichte und

Struktur (e.g. VAUGHAN, 1993; VAN DER VEEN, 1998a, 1999b).

Für Gletschereis haben BENN et al. (2007b) die drei fundamentalen Formen des Sprödbruchs definiert. Siehe Abbildung 18.

3. Methodik

Abbildung 18: Die drei fundamentalen Arten des Sprödbruchs in Gletschereis, (BENN & EVANS, 2010, Seite 134)

Die häufigste Form des Sprödbruchs innerhalb von Gletschereis tritt in Form von Gletscherspalten in Erscheinung. Das sind Dehnungsrisse im Eis, die sich in der Regel

im rechten Winkel zur Richtung der maximalen Dehnung öffnen (NYE, 1952, Seite 89ff).

Duktile Strukturen

Im Gegensatz zur spröden Deformation, kommt es bei der duktilen Deformation zu keinerlei Kohäsionsverlust innerhalb des Materials. Genau entgegen spröder Strukturen, kommt es in diesem Fall mit abnehmender Temperatur und abnehmendem Umlagerungsdruck sowie zunehmender Verformungsrate zum

Übergang zu spröder Deformation (REUTHER, 2012, Seite 215f).

Als einzige duktile Struktur finden sich Ogiven im Kartierungsschlüssel dieser Diplomarbeit wieder. Eine zusätzliche Kartierung weiterer duktiler Strukturen (e. g. Falten, Lineationen) würde aufgrund ihrer meist geringen Größe und der damit einhergehenden, äußerst eingeschränkten Sichtbarkeit auf Luftbildern, nur schwer durchführbar sein. Duktile Strukturen sind im Zuge dieser Arbeit nur von untergeordneter Bedeutung.

3. Methodik

3.2.1.2 Abschiebungen (normal faults)

Abschiebungen sind Störungen die auf eine Dehnung zurückzuführen sind, die das Material in horizontaler Richtung verlängert. Als Reaktion auf diese Verlängerung kommt es zu Abschiebungen, die in der Regel unter ca. 60° einfallen und mit zunehmender Tiefe flacher werden, oder auch nur zu einfachen Dehnungsrissen

(REUTHER, 2012, Seite 48). Eine genaue Beschreibung der Entwicklung solcher

Strukturen innerhalb von Gletschereis hat NYE (1952) vorgenommen.

Im Falle von Abschiebungen und einfachen Dehnungsrissen in Gletschereis, erreichen Gletscherspalten eine maximale Tiefe von einigen Zehnermetern. Spaltentiefen in temperierten Gletschern übersteigen nur selten 30 Meter. In kalten Gletschern polarer Regionen können dagegen auch durchaus tiefere Spalten vorgefunden werden. (e.g.

CUFFEY & PATERSON, 2010; HAMBREY & ALEAN, 2004) Obwohl Zugspannungen, die für spröde Verformungen notwendige Größe, über die gesamte Mächtigkeit eines Gletschers erreichen können, werden diese durch die Kräfte der überlagernden Eismassen reduziert, sodass Gletscherspalten in ihrer Tiefe limitiert sind. Die Füllung einer Gletscherspalte mit Wasser kann für zusätzliche Dehnungskräfte sorgen und

somit eine größere Spaltentiefe hervorrufen (BENN & EVANS, 2010, Seite 135).

Eine Formel für die Berechnung von Spaltentiefen in Abhängigkeit von Oberflächen

Strain-Raten entwickelte NYE (1957). Eine Modifikation hinsichtlich des Einflusses von

Wasserdruck auf die Spaltentiefe ist bei BENN et al. (2007b) zu finden.

Identifikation auf Orthophotos

Abschiebungen sind auf Orthophotos meist in Form klassischer Gletscherspalten, in Bereichen des Gletschers vorzufinden, in denen das Eis einer Extension unterworfen ist. An den Rändern der Gletscherzunge sind auftretende Gletscherspalten eine, durch die Scherspannung der Seitenwände sowie Extension hervorgerufene Kombination aus Seitenverschiebung und Abschiebung.

Abbildung 24 zeigt Abschiebungen die im Zuge der Bildung eines Einbruchstrichters im nordöstlichen Teil der Pasterze, im Jahr 2012 entstanden sind.

3. Methodik

3.2.1.3 Überschiebungen (thrust faults) und Aufschiebungen (reverse faults)

Aufschiebungen und Überschiebungen sind grundlegend auf eine tektonische Einengung zurückzuführen. In der Folge kommt es zu einer horizontalen Verkürzung und Verdickung des gestörten Materials. Dabei auftretende Sprödbrüche führen zu einem Überfahren des Hangendblockes über den Liegendblock. Siehe Abbildung 17 in Kapitel 3.2.1.1. Bei einem Einfallswinkel der Bruchfläche von <45° wird die Struktur als Überschiebung bezeichnet. Steiler stehende Bruchflächen mit einem Einfallswinkel

>45° werden als Aufschiebungen oder engl. reverse faults bezeichnet (REUTHER, 2012, Seite 74). Eine genaue Beschreibung der Ausbildung solcher Strukturen in Gletschereis

ist wiederum bei NYE (1952) zu finden.

Im Falle der Pasterze wurde deren Entstehung, vorwiegend im Bereich des Terminus, als Folge der Wirkung des Gletscherendes als Hindernis für nachfließende Eismassen beschrieben. Durch den verringerten Eisnachschub aus dem Akkumulationsgebiet und die dadurch abnehmende Fleißgeschwindigkeit des Gletschers kommt es auf der Pasterze zur teilweisen Stagnation der Eismassen im vorderen Bereich der

Gletscherzunge (HERBST et al., 2006,Seite 135).

Identifikation in Orthophotos

Aufschiebungen und Überschiebungen können in Orthophotos durch ihre bogenförmige, in Fließrichtung konvexe, Form erkannt werden. In einigen Fällen können sie beinahe über die gesamte Breite der Gletscherzunge verfolgt werden. Ein weiteres Erkennungsmerkmal ist das Auftreten von Moränenmaterial, das durch Überschiebungen, die durch die gesamte Mächtigkeit der Gletscherzunge reichen, an

die Oberfläche transportiert werden kann (HERBST & NEUBAUER, 2000, Seite 135).

Abbildung 19 zeigt mehrere Überschiebungen im vorderen Teil der Gletscherzunge 2012. Deutlich sichtbar ist die Hauptüberschiebung, welche sich über den gesamten Bildausschnitt erstreckt. Im nördlichsten Teil der Überschiebung ist auch eindeutig der durch diese Struktur an die Oberfläche des Gletschers transportierte Till zu erkennen.

3. Methodik

3.2.1.4 Seitenverschiebungen (strike-slip faults)

Seitenverschiebungen oder Horizontalverschiebungen entstehen bei seitlichem Versatz zweier Materialpakete (Eis) an einer steil stehenden Verwerfungsfläche. Eindeutige lineare Verwerfungsflächen sind in der Praxis allerdings nur selten ausgeprägt.

En èchelon Strukturen

Seitenverschiebungen sind häufig durch das Auftreten von sogenannten en échelon- Strukturen gekennzeichnet. Der Begriff en échelon beschreibt dabei eine staffelförmige Anordnung von Strukturen und stellt keine eigene tektonische Struktur dar. Sie bilden mit der Hauptverschiebungsrichtung einen spitzen Winkel und weisen

denselben Bewegungssinn auf wie diese (BENN & EVANS, 2010, Seite 137; REUTHER, 2012, Seite 67). En èchelon Strukturen, oder auch Sets genannt, bilden sich in Bereichen mit extensionalem Fließen bei gleichzeitiger Abnahme der Fließgeschwindigleit im rechten

Winkel zur Hauptfließrichtung (HERBST & NEUBAUER, 2000, Seite 165).

In Abbildung 19 links, ist die Bildung von en èchelon Spalten in Abhängigkeit von den vorhandenen Hauptspannungsrichtungen dargestellt. Im rechten Teil der Abbildung ist ihre Erscheinungsform auf einem Luftbild dargestellt. Erkennbar sind sie durch die relativ kurze Länge der Spalten und die staffelförmige Anordnung.

Abbildung 19: links: theoretische Darstellung der maßgeblichen Prozesse für die Entstehung von en èchelon Spalten, der Gletscherrand ist maßgeblich für die notwendige Scherkomponente, parallel zur

3. Methodik

Hauptfießrichtung wirken extensionale Kräfte und damit die geringste Druckspannung δ3, normal dazu wirkt die größte Druckspannung δ1; rechts: en èchelon Spalten, Orthophotoausschnitt2006,

Identifikation auf Orthophotos

Strukturen die alleine auf eine Seitenverschiebung zurückzuführen sind, sind auf dem

Gletscher kaum vorzufinden. Am ehesten kann man zwischen den von HERBST et al.

(2006) und HERBST & NEUBAUER (2000) beschriebenen Fließeinheiten der Gletscherzunge solche Strukturen vorfinden. Diese Strukturen sind longitudinale Risse, direkt an der Grenze zweier Fließeinheiten, deren Bruchflächen zum größten Teil noch miteinander in Kontakt stehen. In den meisten Fällen treten Seitenverschiebungen jedoch in Kombination mit Abschiebung auf. Dies ist häufig an den Gletscherrändern der Fall.

3.2.1.5 Ogiven (Ogives)

Ogiven sind bogenförmige, talwärts konvexe Bänder oder Schichten die unterhalb von Eisfällen auf Talgletschern auftreten können. Die genaue Ursache für die Entstehung von Ogiven ist bis heute nicht geklärt. Interessant ist auch der Umstand, dass es nicht

in jedem Eisfall zur Bildung von Ogiven kommt (e.g. HAMBREY & ALEAN, 2004; CUFFEY &

PATERSON, 2010; BENN & EVANS, 2010). Gegenwärtig werden zwei Typen von Ogiven unterschieden.

Band Ogiven (Forbes bands), die eine charakteristische Wechselfolge von helleren und dunkleren Bändern aufweisen und Wellen Ogiven die durch das abwechselnde Auftreten von Erhöhungen und Senken charakterisiert sind. Die Erhöhungen werden dabei durch das dickere Eis des Winters und die Senken durch das dünnere Eis des

Sommers gebildet (HAMBREY & ALEAN, 2004, Seite 78f).

Die gängigste Erklärung für die Entstehung von Ogiven ist jene von NYE (1958), der den Zeitpunkt des Durchflusses des Eises durch den Eisfall als Grund nennt. Jene Eismassen, die im Sommer durch einen Eisfall fließen, werden durch Ablation und Windeintrag verstärkt mit Sedimenten angereichert und treten daher als verunreinigte, dunkle Bänder auf. Eismassen die den Eisfall im Winter passieren, weisen jedoch keine so starke Verunreinigung auf und erscheinen daher weiß. Die horizontale Distanz

3. Methodik

zwischen einer Abfolge von hellem und dunklem Eis in Fließrichtung, stellt die Strecke

dar, die das Gletschereis in einem Jahr zurücklegt (CUFFEY & PATERSON, 2010, 443-445). Dieser Ansatz würde auch erklären warum einige Eisfälle keine Ogiven entstehen lassen. Dies wäre dann der Fall, wenn das Eis zumindest ein Jahr benötigt um den Eisfall

zu passieren (BENN & EVANS, 2010, Seite 140f).

Die bogenförmige, in Fließrichtung konvexe, Form von Ogiven ist weiters ein typisches Zeichen für die unterschiedliche Fließgeschwindigkeit des Eises innerhalb eines Gletschers. Die höchsten Geschwindigkeiten werden dabei in der Regel in der Mitte des Gletschers, bzw. in der Mitte einer Fließeinheit erreicht und nehmen zu den

Rändern hin ab (CUFFEY & PATERSON, 2010, Seiten 443-445).

Eine zweite Erklärung für die Entstehung von Ogiven geht im Falle der dunklen Bänder, von gletscheraufwärts einfallenden Strukturen mit intensiver Foliation aus, die jährlich

gebildet werden (GOODSELL et al., 2002).

Identifikation auf Orthophotos

Das grundlegende Erkennen von Ogiven auf Orthophotos ist meist mit keinen großen Schwierigkeiten verbunden. Die beschriebene Wechselfolge von hellen und dunklen, bogenförmigen Bändern ist bereits aus großer Entfernung sichtbar. Schwierigkeiten treten jedoch bei der vollständigen Kartierung dieser Strukturen auf. Mit zunehmendem Abstand vom Eisfall, werden die hell-dunkel Wechselfolgen weniger deutlich und sind so, nicht mehr exakt verfolgbar. Vor allem die zentralen, am weitesten in Richtung Gletscherterminus reichenden Teile der einzelnen Bänder, werden zunehmend schwerer erkennbar. Eine wirklich exakte Kartierung der Ogiven auf der Pasterze ist aufgrund der zunehmend stärker werdenden Schuttbedeckung und der generell nur eher geringen farblichen Unterschiede zwischen hellen und dunklen Bändern, eher schwierig zu bewerkstelligen. In Abbildung 20 sind Ogiven im Jahr 2003, im oberen Teil der Gletscherzunge zu sehen. Die Strukturen können von weitem leicht erkannt werden. Bei genauer Betrachtung tritt jedoch das soeben beschriebene Problem der schwierigen Unterscheidung der einzelnen Wechselfolgen auf.

3. Methodik

Abbildung 20: Ogiven im oberen nordöstlichen Bereich der Pasterze, Orthophotoausschnitt 2003,

3. Methodik

Tabelle 5 enthält den strukturglaziologischen Kartierungsschlüssel, der anhand der Punkte Struktur (Bezeichnung), Identifikation, Genese und Charakter erstellt wurde.

Struktur Identifikation Genese Charakter Risse untersch. Abschiebung Breite ( einige cm – Dehnung spröd (normal fault) einige m) bogenförmige, in Fließrichtung Aufschiebung konvexe und Kompression spröd (thrust fault) ungeöffnete Risse; teilw. Till-Transport meist in Kombination mit Seitenverschiebung spröd Abschiebung, sonst seitlicher Versatz (strike slip fault) longitudinale, ungeöffnete Risse unregelmäßige oder kreisförmig Eiszerfall (Einbruchstrichter) Dehnung spröd (ice disintegration) angeordnete Abschiebungen Bogenförmige, in Jahreszeitlich Ogiven Fließrichtung unterschiedlicher duktil (ogives) konvexe, hell-dunkel Eisdurchfluss durch Wechsellagerungen Eisfälle

Tabelle 5: Strukturglaziologischer Kartierungsschlüssel

Abbildung 21 gibt eine Übersicht über die Spaltenstrukturen des strukturglaziologischen Kartierungsschlüssels anhand ihrer Erscheinungsform in Luftbildern.

3. Methodik

Abbildung 21: Übersicht der spröden Strukturen des strukturglaziologischen Kartierungsschlüssels,; A) en èchelon Strukturen; B) Abschiebungen und en èchelon Strukturen; C) Überschiebungen mit Till-Transport; D) kreisförmige Abschiebungen bei der Bildung eines Einbruchstrichters (Eiszerfall); E) Seitenverschiebung; F) unregelmäßig angeordnete Abschiebungen (Eiszerfall), die blauen Pfeile zeigen die Hauptbewegungsrichtung des Eises, rote Pfeile zeigen auf die jeweiligen Strukturen und rote Ellipsen markieren en èchelon Sets

3. Methodik

3.2.2 Geometrischer Kartierungsschlüssel

Bei der Kartierung wurden die einzelnen Strukturen nicht nur auf ihre strukturgeologische Genese hin, sondern auch auf geometrische bzw. geomorphologische Charakteristika hin beschrieben.

Die grundlegenden Erscheinungsformen von Gletscherspalten auf der Zunge eines Talgletschers sind in Abbildung 22 zu sehen.

Abbildung 22: Typische Gletscherspalten auf der Zunge eines Talgletschers, (HAMBREY & ALEAN, 2004, Seite 83)

In Abhängigkeit von ihrer geometrischen Anordnung werden bei HAMBREY & ALEAN, (2004) die folgenden Gletscherspalten unterschieden.

 Transversalspalten  Randspalten (Chevron Spalten, Splaying Spalten)  Longitudinalspalten

3. Methodik

3.2.2.1 Transversalspalten (transverse crevasses)

Transversalspalten entstehen in Bereichen eines Gletschers in denen Dehnung,

Zugspannung, vorherrscht (HAMBREY & ALEAN, 2004, Seite 83). In der Mitte von Gletschern ist diese in der Regel parallel zur Fließrichtung des Gletschers. Wie schon erwähnt öffnen sich Gletscherspalten generell im rechten Winkel zur Richtung der Hauptspannung, was in diesem Fall zu einer Öffnung im rechten Winkel, zur Fließrichtung, führt. Im Falle von bogenförmigen, entgegen der Fließrichtung convexen Transversalspalten, spielt die Scherspannung an Gletscherrändern eine zweite bedeutende Rolle bei deren Entstehung. Siehe Abbildung 23.

Abbildung 23: Entstehung von Transversalspalten hervorgerufen durch longitudinale Dehnung, oben dargestellt sind die ursächlichen Kräfte (NYE, 1952)

Identifikation auf Orthophotos

Transversalspalten können auf Luftbildern durch ihre Orientierung, quer zur Hauptfließrichtung des Gletschers, identifiziert werden. Klassische, wie in der Literatur häufig beschriebene Transversalspalten, die sich über die gesamte Breite einer Gletscherzunge ausdehnen, sind einen keinem der kartierten Luftbilder zu finden. In einigen Fällen weisen sie eine beträchtliche Länge und Breite auf. In Abbildung 24 sind Transversalspalten im nordöstlichen Teil des Gletschers, quer zur Hauptfließrichtung des Eises zu sehen.

3. Methodik

Abbildung 24: Transversalspalten, Orthophotoausschnitt 2012, der blaue Pfeil zeigt die Hauptfließrichtung des Gletschereises, die roten Pfeile zeigen auf die Transversalspalten

3.2.2.2 Randspalten (marginal crevasses)

Randspalten sind an den Rändern eines Gletschers, in unmittelbarer Nähe zum angrenzenden Gestein vorzufinden und sind auf die seitliche Zugkraft bzw. den

Widerstand der Talwände zurückzuführen (BENN & EVANS, 2010, Seite 136f).

Winkel Gletscherspalten (chevron crevasses)

Eine gängige deutsche Definition für diese Art der Gletscherspalten gibt es nicht. Aufgrund der Wortherkunft aus dem Englischen können sie im Deutschen am ehesten als Winkel oder Fischgräten - Gletscherspalten bezeichnet werden. Im Folgenden wird jedoch auch im Deutschen von Chevron Spalten gesprochen.

Chevron Spalten treten von den Talwänden ausgehend, geradlinig entgegen der Fließrichtung des Gletschers, in Richtung dessen Zentrum hin, auf. Sie kommen in jenen Bereichen des Gletschers vor, in denen kontinuierliche

Eisbewegung vorherrscht (BENN & EVANS, 2010, Seite 137). Abbildung 25 zeigt eine vereinfachte Darstellung der Stressorientierung bei der Bildung von

3. Methodik

Chevron Spalten. Als Ursache für deren Entstehung kann eine laterale Scherspannung an den Gletscherrändern gesehen werden.

Abbildung 25: Entstehung von Chevron – Spalten hervorgerufen durch Scherspannung an Talwänden, oben und unten sind die jeweiligen, ursächlichen Kräfte dargestellt (NYE, 1952)

Identifikation auf Luftbildern

Auf Luftbildern können Chevron Spalten anhand ihrer soeben beschriebenen, geometrischen Erscheinung identifiziert werden. Abbildung 26 zeigt Chevron Spalten im mittleren Teil des nordöstlichen Gletscherrandes. Die Hauptfließrichtung des Eises ist von links oben nach rechts unten.

Abbildung 26: Chevron Spalten, Orthophotoausschnitt 2012,

3. Methodik

Ausschrägende Gletscherspalten (splaying crevasses)

Wie schon bei den Chevron Spalten ist auch für diese Art der Gletscherspalten keine gängige, deutsche Begrifflichkeit vorhanden. Aufgrund der Wortherkunft aus dem Englischen können sie wiederum am ehesten als Ausschrägende Gletscherspalten bezeichnet werden. Auch hier wird aber im Folgenden die Bezeichnung Splaying Gletscherspalten verwendet.

Splaying Gletscherspalten treten, im Gegensatz zu Chevron Gletscherspalten, in Bereichen eines Gletschers auf, in denen kompressiver Gletscherfluss vorherrscht. In den Bereichen weiter gletscheraufwärts ist dabei noch ein Fließen des Gletschereises festzustellen, wohingegen Bereiche weiter gletscherabwärts keinerlei bzw. geringere Fließbewegung aufweisen und so als Widerlager dienen. Splaying Spalten sind dabei gegen Gletschermitte hin, parallel zur Fließrichtung des Gletschers und biegen zu den Rändern hin nach außen. Dabei treffen sie in der Regel in einem Winkel <45°, und damit ewas

steiler als chevron Gletscherspalten, auf den Gletscherrand (BENN & EVANS, 2010, Seite 136).

Splaying Spalten sind im groben genannt die Folge einer Kombination von lateralen Scherspannungen an Gletscherrändern und einer longitudinalen Druckspannung bei sich verlangsamender bzw. stoppender Fließbewegung eines Gletschers. Siehe Abbildung 27.

Abbildung 27: Entstehung von splaying – Spalten nach NYE (1952), oben dargestellt sind die ursächlichen Kräfte

3. Methodik

Identifikation auf Orthophotos

Entscheidend für die Identifikation dieser Strukturen auf Orthophotos ist die beschriebene Geometrie. Die Spalten ziehen vom Rand Richtung Gletschermitte und verlaufen mit zunehmender Entfernung vom, Gletscherrand parallel zur Hauptfließrichtung. Abbildung 28 zeigt Spalying Spalten im Bereich des NE Gletscherrandes der Pasterze. Die Hauptfließrichtung des Eises im Bildausschnitt ist von links oben nach rechts unten.

Abbildung 28: Splaying Spalten am nordöstlichen Gletscherrand, Orthophotoausschnitt 2009, der blaue Pfeil zeigt die Hauptbewegungsrichtung des Gletschereises, die roten Pfeile zeigen auf die splaying Spalten

3.2.2.3 Longitudinalspalten (longitudinal crevasses)

Longitudinalspalten treten parallel zur Fließrichtung eines Gletschers auf. Sie treten in

der Regel als Folge einer seitlichen Ausdehnung des Eises in Erscheinung (HAMBREY &

ALEAN, 2006).

Einige longitudinale Strukturen auf der Gletscherzunge der Pasterze sind auf Seitenverschiebungen zurückzuführen. Diese sind an den Grenzen zwischen, in

3. Methodik

früheren Arbeiten zur Struktur der Pasterze beschriebenen, Fließeinheiten aufzufinden

(vgl. HERBST et al. 2006; HERBST & NEUBAUER, 2000).

Identifikation auf Orthophotos

Longitudinalspalten können auf Orthophotos durch ihre Orientierung parallel zur Fließrichtung erkannt werden. Abbildung 29 zeigt Längsspalten im unteren Teil der Pasterze, die in Folge seitlicher Ausdehnung im Zuge von abschmelzenden Eismassen und daraus resultierender, fehlender Einengung durch den Fels der seitlichen Gletscherränder entstanden sind. Die Fließrichtung des Eises ist dabei spaltenparallel von links oben nach rechts unten. Quer dazu verlaufende Gletscherspalten sind als Abschiebungen infolge voranschreitenden Eiszerfalls zu sehen.

Abbildung 29: Längsspalten, Orthophotoausschnitt 2012, der blaue Pfeil zeigt die Hauptfließrichtung des Gletschereises, die roten Pfeile zeigen auf die Longitudinalspalten

3.2.2.4 Eiszerfall (icedisintegration)

Eiszerfall tritt durch starke Abschmelzprozesse hervor. GRAVENOR & KUPSCH (1959) beschreiben Eiszerfall als starke Verfallserscheinung bei der es durch physikalische und chemische Prozesse zum Zerbrechen des Eises in unzählige kleinere Blöcke kommt. Als „stark individuelle und nicht einheitliche Veränderungen in der Gletscher-Geometrie“ 56

3. Methodik

werden die Prozesse des Eiszerfalls bei PAUL et al. (2004) beschrieben. Eiszerfall kann einerseits durch unregelmäßige Spaltenbildung charakterisiert sein, andererseits auch in Form von kreisförmigen Strukturen auftreten. Bei Zweiterem ist als Ursache das, durch die Schwerkraft bedingtes, Einbrechen von Eis oberhalb von subglazialen Hohlräumen zu sehen. Hierbei spricht man von Einbruchstrichtern, da diese, einem Trichter ähnlich, stufenförmig nach unten abbrechen. Eine genaue Beschreibung eines

Einbruchstrichters auf der Gletscherzunge eines Alpinen Talgletschers ist bei STOCKER-

WALDHUBER et. al (2015) zu finden.

Identifikation auf Orthophotos

Die Identifikation auf Orthophotos ist durch die Größe und markante, kreisförmige Struktur relativ einfach. Im Falle unregelmäßiger Spaltenbildung ist dies meist auch der Fall, da solche Strukturen gut von anderen, regelmäßigeren Strukturen unterschieden werden können. In Abbildung 30 ist ein Einbruchstrichter im Bereich des nordöstlichen Gletscherrandes im Jahr 2009 zu sehen. Der Durchmesser dieser Struktur beträgt ca. 100m.

Abbildung 30: Eiszerfall, Einbruchstrichter, Orthophotoausschnitt 2009,

3. Methodik

In untenstehender Tabelle 6 sind die Strukturen des Strukturglaziologischen Kartierungsschlüssels anhand ihrer Bezeichnung (Struktur), ihrer Identifikation auf Luftbildern sowie ihrer Genese, zusammengefasst.

Struktur Identifikation Genese Spalten im Dehnung + Randspalte Randbereich der seitlicher Versatz (marginal crevasse) Gletscherzunge (Scherung) geradlinige, gegen Chevron Spalte die Fließrichtung Dehnung + (chevron crevasse) und in Richtung seitlicher Versatz (Randspalte) Gletschermitte (Scherung) verlaufende Spalten

Splaying Spalte Zuerst parallel zur (splaying crevasse) Fließrichtung danach Dehnung + (Randspalte) nach außen seitlicher Versatz biegende Spalten Quer zur Transversalspalte Flierichtung Dehnung (transverse crev.) verlaufende Spalten Parallel zur Longitudinalspalte Fließrichtung Seitlicher Versatz+ (longitudinal crev.) verlaufende Risse Dehnung oder Spalten Unregelmäßige oder Eiszerfall kreisförmige Ice disintegration Dehnung Spaltenbildung Tabelle 6: Geometrischer Kartierungsschlüssel

3. Methodik

3.2.3 Kartierungsschlüssel supraglazialer Entwässerungssysteme

3.2.3.1 supraglaziale Gletscherbäche (supraglazial streams)

Da intaktes Gletschereis nicht permeabel ist, bilden sich mit zunehmendem

Schmelzwasseraufkommen supraglaziale Schmelzwasserbäche (BENN & EVANS, 2010, Seite 62). Analog zu Flüssen und Bächen außerhalb von Gletschern können sich auch auf Gletschern mäandrierende Strukturen verschiedener Größe bilden.

Identifikation auf Orthophotos Auf Orthophotos können supraglaziale Gletscherbäche anhand ihrer, gleich normalen Bächen und Flüssen, identifiziert werden. Abbildung 31 zeigt einen Luftbildausschnitt der Pasterze 2012 mit dem Hauptgletscherbach direkt an der Grenze zwischen schuttbedecktem und schuttarmem Gletscherteil.

Abbildung 31: supraglazialer Gletscherbach, Orthophotoausschnitt 2012

3.2.3.2 Gletschermühlen (moulins)

Gletschermühlen sind vertikale Schächte im Gletschereis die bis an die Oberfläche reichen. Sie entstehen durch die Entwässerung supraglazialer Gletscherbäche ins

3. Methodik

Innere des Gletschers. Ihre Entstehung ist häufig an Gletscherpalten gebunden, in die das Schmelzwasser hinabstürzt und so zur Ausbildung einer Gletschermühle führt

(BENN & EVANS, 2010, Seite 64).

Identifikation auf Orthophotos

Gletschermühlen treten auf Orthophotos in Form dunkler Löcher auf. Oftmals sind in sie führende Gletscherbäche als eindeutiges Erkennungsmerkmal vorhanden. Schwierig ist die Identifikation ohne Vorhandensein dieses erwähnten Erkennungsmerkmals. Teilweise handelt es sich um nicht mehr aktive Gletschermühlen, deren Wasserzufuhr durch ein verändertes Entwässerungssystem abgeschnitten wurde. Bei ungenügender Auflösung der Luftbilder ist die Gefahr einer Verwechslung mit Ablationskegeln und Schatten großer Steine und Felsen vorhanden. Abbildung 32 zeigt eine, an einer Gletscherspalte gebildete Gletschermühle mit einem heranführenden Gletscherbach auf der Pasterze im Jahr 2012.

Abbildung 32: Gletschermühle mit heranführendem Gletscherbach, Orthophotoausschnitt 2012

3. Methodik

In Tabelle 7 sind die Merkmale der beiden soeben beschriebenen Strukturen im Kartierungsschlüssel supraglazialer Entwässerungssysteme zusammengefasst.

Struktur Identifikation Genese mäandrierende Supraglazialer Struktur, analog zu oberflächlicher Gletscherbach Flüssen und Schmelzwasserabfluss Bächen In die Tiefe Fließen Gletschermühle dunkles Loch im Eis von oberflächlichem Schmelzwasserabfluss

Tabelle 7: Kartierungsschlüssel supraglaziale Entwässerungssysteme

3. Methodik

3.3 Datengrundlage

Als Datengrundlage für die vorliegende Arbeit dienten Orthofotos, Digitale Geländemodelle (DGMs) und Digitalisierungen der Ausdehnung der Vergletscherung zu den jeweiligen Gletscherständen. Für den am längsten zurückliegenden Gletscherstand, 1998, war eine genaue Datierung der einzelnen Aufnahmen oft nicht mehr möglich. Ebenso konnte das genaue Datum für die Erstellung des DGM 2012 nicht eruiert werden. Für alle sonstigen Daten war eine Datierung auf den Tag genau möglich. In untenstehenden Tabellen ist eine genaue Auflistung aller, in dieser Arbeit verwendeten Daten vorzufinden. DGMs in entsprechend hoher Auflösung sind erst ab dem Jahr 2003 vorhanden.

Gletscherstand Aufnahmedatum Auflösung Quelle 1998 Sommer 1998 50cm NP Hohe Tauern 2003 13.8.2003 50cm Viktor Kaufmann 2006 22.9.2006 50cm Viktor Kaufmann 2009 24.8.2009 50cm Viktor Kaufmann 2012 18.8.2012 20cm KAGIS

Tabelle 8: Orthophotos des Arbeitsgebietes zu den jeweiligen Gletscherständen, (NP Hohe Tauern; V. KAUFMANN; KAGIS)

Gletscherstand Aufnahmedatum Auflösung Quelle 1998 - - - 2003 13.8.2003 50cm Viktor Kaufmann 2006 22.9.2006 50cm Viktor Kaufmann 2009 24.8.2009 50cm Viktor Kaufmann 2012 Sommer 2012 20cm KAGIS

Tabelle 9: DGMs des Arbeitsgebietes zu den jeweiligen Gletscherständen, (NP Hohe Tauern; V. KAUFMANN; KAGIS)

3. Methodik

Gletscherstand Aufnahmedatum Quelle Andreas Kellerer- 1998 - Pirklbauer 2003 13.8.2003 Viktor Kaufmann 2006 22.9.2006 Viktor Kaufmann 2009 24.8.2009 Viktor Kaufmann Andreas Kellerer- 2012 18.8.2012 Pirklbauer

Tabelle 10: Ausdehnung der Vergletscherung in den jeweiligen Jahren der Gletscherstände, (A. Kellerer- Pirklbauer; V. Kaufmann)

3. Methodik

3.4 Kartierung der Spaltenstrukturen

Anhand der soeben unter Kapitel 3.2 beschriebenen Kartierungsschlüssel wird eine digitale Kartierung der einzelnen Luftbilder vorgenommen.

Primäres Ziel dieses Teils der Arbeit ist es, die räumliche Verteilung der erwähnten Arten von Gletscherspalten und Überschiebungen, wie auch der duktilen Strukturen (Ogiven) zu erfassen.

Hierzu wurden die einzelnen Strukturen eingezeichnet und deren Eigenschaften, sprich Zugehörigkeit zu den im Kartierungsschlüssel definierten Klassen, mittels Eintragung in einer entsprechenden Attributtabelle, erfasst. Für die Ermittlung der Eigenschaften der einzelnen Strukturen wurden, die jeweils unter „Erkennung auf Luftbildern“ beschriebenen, Kriterien herangezogen.

3.5 Bearbeitung der Digitalen Geländemodelle (DGMS)

Für die Interpretation der Entwicklung verschiedener Spaltenstrukturen wurden ab dem Jahr 2003 Digitale Höhenmodelle, in der Folge kurz DGMs genannt, herangezogen. Vor dem Jahr 2003 standen leider keine DGMs zur Verfügung. Die Erkenntnisse aus den Vergleichen mit den jüngeren DGMs können jedoch in Verbindung mit den Ergebnissen und morphologischen Beschreibungen der jährlichen Gletschermessungen auf die Kartierungen aus den Jahren 1998 und 2003 ausgeweitet werden.

Dabei wurde jeweils die Differenz zwischen dem DGM aus dem Jahr der vorangegangenen Kartierung und dem Jahr der Kartierung erstellt. Die Ergebnisse (DGMdiffs) wurden in weiterer Folge mit der räumlichen Verteilung der Spaltenstrukturen verglichen.

Um die DGMs für die Interpretation der Verteilung der Spaltenstrukturen heranziehen zu können, wurden in weiterer Folge die Differenzen der zeitlich aufeinanderfolgenden DGMs erzeugt. Mit Hilfe des Spatial Analyst und des Raster Calculators konnten so die DGMdiffs erzeugt werden.

4. Ergebnisse

Im nachfolgenden Teil werden die kartierten Gletscherstrukturen, sowie Veränderungen in Fließverhalten und allgemeiner Morphologie des Gletschers, in den einzelnen Jahren der Kartierungen beschrieben. Eine Beschreibung aller Strukturen würde den Umfang dieser Arbeit bei weitem übersteigen. Aus diesem Grund sollen jeweils nur die markantesten bzw. als entscheidend bewerteten Strukturen, berücksichtigt werden. Hinsichtlich der supraglazialen Entwässerungssysteme beschränkt sich die Darstellung der Ergebnisse auf eine graphische Darstellung sowie eine quantitative Auflistung der Länge der kartierten Entwässerungsstrukturen sowie der kartierten Gletschermühlen.

4. Ergebnisse

4.1 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 1998

Abbildung 33: Strukturelle Beschreibung der Zungenoberfläche 1998; a) unregelmäßige und kreisförmige Zerfallserscheinungen sowie Überschiebungen im vorderen Zungenbereich; b) longitudinale, zum Gletscherrand konkave Abschiebungen; c) transversale Abschiebungen bedingt durch extensionales Fließen und Reliefunterschiede; d) Dehnungsrisse in typischer en échelon Anordnung, sowie überlagernde Abschiebungen, als Ursache ist extensionalen Fließens mit zum NE Gletscherrand hin abnehmender Fließgeschwindigkeit; e) Abschiebungen in chevron-Orientierung durch bremsende Wirkung der Talwände auf die Fließgeschwindigkeit des Eises, die rote Linie zeigt die für diese Arbeit definierte, obere Begrenzung der Gletscherzunge, die rote Linie stellt die in dieser Arbeit definierte, obere Abgrenzung der Gletscherzunge dar

Generell ist eine Häufung von Gletscherspalten an den Rändern der Gletscherzunge festzustellen. Besonders häufig sind Gletscherspalten am nordöstlichen Gletscherrand anzutreffen.

Der vorderste Bereich der Gletscherzunge ist, wie für einen im Rückzug befindlichen Gletscher typisch, sehr flach ausgeprägt. In unmittelbarer Nähe zum Ausfluss des Hauptgletscherbaches, sind radial angeordnete Abschiebungen anzutreffen. (Ausschnitt a in Abbildung 33)

4. Ergebnisse

Im nordöstlichen Bereich des Terminus sind ebenfalls beginnende Zerfallserscheinungen der Gletscherzunge festzustellen. Eine zum Gletscherrand parallele Orientierung dieser Abschiebungen ist jedoch noch feststellbar.

Weiters sind mehrere Überschiebungen vorzufinden, die in Bereichen größerer Entfernung zum Terminus, über die gesamte Breite des orographisch linken, schuttfreien Gletscherteils verfolgt werden können. In Richtung nordöstlichen Gletscherrand dürften diese über die gesamte Mächtigkeit der Gletscherzunge, bis auf den Grund reichen. Als Anzeichen hierfür kann der Transport von Till an die Gletscheroberfläche gesehen werden. (Ausschnitt a in Abbildung 33)

In untenstehender Abbildung 34 ist ein vergrößerter Ausschnitt des vordersten Bereichs der Pasterze aus dem Jahr 1998 dargestellt. Sehr gut zu sehen sind darin die unregelmäßig angeordneten Abschiebungen die im Zuge des Eiszerfalls entstehen. In Grün gehalten sind die erwähnten Überschiebungen. Die vordersten Überschiebungen dürften inaktiv sein, da sich ein gleichzeitiges Vorkommen von Überschiebungen und Abschiebungen aufgrund ihrer tektonischen Genese ausschließt.

Abbildung 34: Kartenausschnitt Gletscherterminus 1998; Überschiebungen mit teilweisem Tilltransport an die Gletscheroberfläche (grün); unregelmäßig sowie radial angeordnete Abschiebungen (Zerfallserscheinungen), (rot)

4. Ergebnisse

In Ausschnitt b Abbildung 33 sind, über weite Strecken zum Gletscherrand parallele, Abschiebungen anzutreffen.

In Ausschnitt c der Abb. 33 sind zwei Bereiche mit Abschiebungen, orthogonal zur Hauptfließrichtung, zu sehen. Sie sind bis zu mehrere Meter breit und weisen eine Länge von bis zu 160m auf. Aufgrund ihrer geometrischen Anordnung können sie als Transversalspalten bezeichnet werden.

In Ausschnitt d der Abb. 33 sind en èchelon Spalten vorzufinden. Diese en èchelon Spalten werden von gletscherabwärts häufiger auftretenden Abschiebungen überlagert.

An den von HERBST & NEUBAUER (2000) und HERBST et al. (2006) beschriebenen Grenzen zwischen den Fließeinheiten, sind Longitudinalspalten zu finden. Diese können als, in der Praxis nur selten auftretende, reine Seitenverschiebungen gesehen werden.

Im nordöstlichen Teil des Gletschers sind Ogiven bis in eine Entfernung von ca. 3350m vom oberen Ende der Gletscherzunge verfolgbar. Anders als bei HERBST et al. (2006) beschrieben, konnte bei dieser Kartierung eine weitere Reihe von Ogiven, im mittleren Teil der Gletscherzunge, vorgefunden werden. Diese ließ sich bis in eine Entfernung von ca. 1910m nachweisen. Siehe Abbildung 35.

Abbildung 35: Kartierung der Ogiven auf der Oberfläche der Gletscherzunge 1998

4. Ergebnisse

Abbildung 36 zeigt die supraglazialen Entwässerungsstrukturen der Gletscherzunge 1998. Insgesamt wurden 8 Gletschermühlen sowie supraglaziale Gletscherbäche mit einer Gesamtlänge von 6207 Metern kartiert.

Abbildung 36:Kartierung der supraglazialen Entwässerungssysteme 1998

Abbildung 37 zeigt die Gesamtlänge der einzelnen Spaltenstrukturen sowie die Gesamtlänge aller kartierten, supraglazialen Spaltenstrukturen 1998.

Abbildung 37: Länge der Länge der kartierten Strukturen 1998 kartierten Spaltenstrukturen 1998 70000

60000 50000 38309 40000 32158

30000 20000

Gesamtlänge in Gesamtlänge Meter 10000 2693 2119 1339 0

4. Ergebnisse

4.2 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2003

Abbildung 38: Strukturelle Beschreibung der Zungenoberfläche 2003; a) erstmaliges Auftreten beginnender Bildung eines Einbruchstrichters (radiale Abschiebungen) in der Mitte der Gletscherzunge; b) longitudinale bzw. zum Gletscherrand konkave Abschiebungen breiten sich reliefbedingt weiter aus; c) transversale Abschiebungen bedingt durch extensionales Fließen; d) deutliche Erweiterung der en èchelon Strukturen sowie der überlagernden Abschiebungen, die rote Linie stellt die in dieser Arbeit definierte, obere Abgrenzung der Gletscherzunge dar

Im vorderen Teil der Gletscherzunge ist eine Vergrößerung der von Eiszerfall betroffenen Bereiche festzustellen. Auch der Bereich in dem Überschiebungen angetroffen werden können, hat sich gegenüber 1998 vergrößert. Überschiebungen treten jetzt bis in deutlich größere Entfernungen zum Gletscherterminus auf. Vergleiche Abbildung 33 und 38. Generell ist die Gletscherzunge um einiges spaltenreicher als bei der letzten Kartierung. Im Bereich des gesamten nordöstlichen Gletscherrandes haben sich die Spaltenzonen in ihrer räumlichen Ausdehnung vergrößert. Die beschriebenen Abschiebungen sind teils deutlich breiter geworden. Auffallend ist diese Entwicklung besonders um die von HERBST & NEUBAUER, (2000) beschriebene Depression. Siehe Ausschnitt c und d in Abbildung 38. Im Vergleich zur Kartierung 1998 ist vor allem der Bereich mit den deutlich ausgeprägten Dehnungsrissen in typischer en èchelon Struktur und den, diese Strukturen überlagernden Abschiebungen, 70

4. Ergebnisse nordwestlich dieser Depression, viel stärker ausgeprägt bzw. stärker von Abschiebungen überlagert als bei der Kartierung 1998. Rein visuell betrachtet erscheint dieser Bereich viel Spaltenreicher als 1998. Die statistische Auswertung in Abbildung 43 lässt jedoch eine geringere Anzahl an en èchelon Strukturen erkennen. Die Abbildungen 39 und zeigen diese en èchelon Strukturen und die überlagernden Abschiebungen im Jahr 2003.

Abbildung 39: Darstellung von mehreren en èchelon Sets, 1-5, und überlagernden Abschiebungen nordwestlich der bei HERBST et al. (2006) beschriebenen Depression.

In Abbildung 40 sind die erwähnten Strukturen auf einem kartierten Orthophotoausschnitt zu sehen. In Grün dargestellt sind die Dehnungsrisse in ihrer typischen Anordnung, der en èchelon Struktur. Rot sind Abschiebungen die diese Strukturen überlagern.

4. Ergebnisse

Abbildung 40: Kartierung der Spaltenstrukturen im Bereich nordwestlich der bei Herbst et al. (2006) beschriebenen Depression. In Grün gehalten die en èchelon Sets, in Rot die überlagernden Abschiebungen

Auch die zum Gletscherrand parallelen Ausdehnungserscheinungen, in Form longitudinal angeordneter Abschiebungen, haben sich in ihrer Anzahl und Breite erhöht. Zusätzlich haben sich diese Strukturen, gletscheraufwärts, bogenförmig in Richtung nordöstlichen Gletscherrand erweitert. (Ausschnitt b in Abbildung 38)

Neu aufgetreten ist eine halbkreisförmige Struktur in der Mitte des schuttfreien Gletscherteils, südwestlich der Hoffmannshütte. (Ausschnitt a in Abbildung 38) werden.

Im Vergleich zur letzten Kartierung 1998 sind die Ogiven im nordöstlichen Gletscherteil deutlich weniger weit in Richtung Gletscherende verfolgbar. Neu zu erkennen ist diesmal allerdings eine dritte Reihe von Ogiven, südwestlich der zwei bereits 1998 kartierten Ogiven- Reihen. Siehe Abbildung 41.

4. Ergebnisse

Abbildung 41: Kartierung der Ogiven auf der Oberfläche der Gletscherzunge 2003

Abbildung 42 zeigt die supraglazialen Entwässerungsstrukturen der Gletscherzunge 1998. Insgesamt wurden 33 Gletschermühlen sowie supraglaziale Gletscherbäche mit einer Gesamtlänge von 11691 Metern kartiert.

Abbildung 42: Kartierung supraglazialer Entwässerungsstrukturen 2003

4. Ergebnisse

Abbildung .. zeigt die Gesamtlänge der einzelnen Spaltenstrukturen sowie die Gesamtlänge aller kartierten, supraglazialen Spaltenstrukturen 2003.

Abbildung 43: Länge der kartierten Länge der kartierten Strukturen 2003 Spaltenstrukturen 2003 70000 60000 49382 50000 39096 40000 30000 20000 10000 5221 Gesamtlänge in Gesamtlänge Meter 1987 2996 0

4. Ergebnisse

4.3 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2006

Abbildung 44: Strukturelle Beschreibung der Zungenoberfläche 2006; a) radiale Abschiebungen im Zuge von Eiszerfall am Terminus; b) zum Gletscherrand konkave Abschiebungen und zunehmende Ausbreitung der Zerfallserscheinungen in Form unregelmäßiger und radialer Abschiebungen (Einbruchstrichter) erstmals auch abseits der Gletscherränder; c) gletscheraufwärts gerichtete Erweiterung der zum Gletscherrand parallelen bzw. konkaven Abschiebungen; d) beginnende Ausbildung halbkreisförmiger, zum Gletscherrand konkaver Abschiebungen; e) abnehmende Spaltendichte und Häufigkeit der en èchelon Strukturen und Abschiebungen, die rote Linie stellt die in dieser Arbeit definierte, obere Abgrenzung der Gletscherzunge dar

Der Gletscherterminus, im schuttfreien Teil des Gletschers, ist stark von Zerfallserscheinungen geprägt. Diese zeigen sich in Form von bogenförmigen, teilweise radialen, gletscherabwärts konkaven Abschiebungen. Siehe Ausschnitt a in Abbildung 44 und in Abbildung 45.

4. Ergebnisse

Abbildung 45: Kartenausschnitt 2006, Bereich a aus Abbildung 49.

Weitere Zerfallserscheinungen sind entlang des nordöstlichen Gletscherrandes zu sehen. Teilweise weisen diese, eine soeben beschriebene, bogenförmige bis kreisförmige Erscheinung auf. In einigen Fällen kann darin allerdings keinerlei Struktur erkannt werden und die Zerfallsbereiche können bestenfalls als Bereiche mit unregelmäßiger Spaltenbildung beschrieben werden. (Ausschnitt b in Abbildung 44) Allen Zerfallserscheinungen gemein, ist das alleinige Auftreten von Abschiebungen als dominierende strukturglaziologische, spröde Erscheinungsform.

Der riesige Bereich mit, zum Gletscherrand parallelen bis konkaven Abschiebungen südöstlich bis südwestlich der Hoffmannshütte hat sich zu einer zusammenhängenden Struktur ausgebildet. (vgl. Abbildung 38 und Abbildung 44) Die 2003 beinahe normal zur Hauptfließrichtung stehenden Abschiebungen sind rotiert und bilden nun eine durchgehende, bogenförmige Struktur. Auffallend ist auch, die im Vergleich zur letzten Kartierung, weniger weite Verbreitung dieser Abschiebungen in Richtung Gletschermitte. (vgl. Ausschnitt c in Abbildung 38 und Ausschnitt c in Abbildung 44) Erstmals treten innerhalb dieser Strukturen auch Zerfallserscheinungen in Form unregelmäßiger Abschiebungen auf. Abbildung 46 zeigt die Differenz der DGMs 2003 und 2006. Deutlich zu sehen sind darauf die hohen Einsinkbeträge in den soeben erwähnten Regionen der Gletscherzunge, dem Terminus und dem vorderen NE Gletscherrand.

4. Ergebnisse

Abbildung 46: Differenz der DGMs 2003 und 2006: Veränderung der Höhe der Gletscheroberfläche zwischen 2003 und 2006. Rote Bereiche kennzeichnen Höhenverlust, blaue Bereiche Höhenzuwachs.

In Abbildung 47 ist der räumliche Zusammenhang zwischen der Verbreitung der kartierten Spaltenstrukturen und den stark negativen Werten der Höhenveränderungen der Gletscherzunge deutlich erkennbar. Die Verbreitung der Strukturen ist klar mit den Randbereichen der höchsten Einsinkbeträge (rot) in Verbindung zu bringen.

4. Ergebnisse

Abbildung 47: Differenz der DGMs 2003 und 2006. Ausschnitt vom vorderen Bereich der Gletscherzunge mit der Verteilung der Gletscherspalten und Überschiebungen von 2006, deutlich zu erkennen ist ein räumlicher Zusammenhang zwischen den Bereichen mit den höchsten Einsinkbeträgen und der Ausbildung von Spaltenstrukturen.

Überschiebungen sind in ihrer Anzahl deutlich häufiger aufzufinden als 2003. Auch deren Verbreitung gletscheraufwärts hat sich, wenn auch weniger deutlich als deren Anzahl, vergrößert. (vgl. Abbildung 46 und Abbildung 48)

4. Ergebnisse

Abbildung 48: Kartenausschnitt vom vorderen Bereich der Gletscherzunge 2006

Die 2003 erstmals beschriebene, kreisförmige, beginnende Ausbildung eines Einbruchstrichters (Ausschnitt a in Abbildung 38 bzw. unten links in Ausschnitt c in Abbildung 44) hat sich seither unmerklich verändert. Eher ist sogar zu sagen, dass diese Struktur etwas weniger deutlich in Erscheinung tritt als drei Jahre zuvor.

Neu hinzugekommen ist eine weitere halbkreisförmige Struktur im Bereich des nordöstlichen Gletscherrandes. (Ausschnitt d in Abbildung 44)

Im Vergleich zur Kartierung 2003 deutlich verringert haben sich sowohl die Anzahl als auch die Breite der Gletscherspalten, meist Abschiebungen, in Bereich e in Abbildung 44.

Deutlicher erkennbar, da weniger von Abschiebungen überlagert, sind im Vergleich zu 2003 en èchelon Strukturen in Ausschnitt e (oben links) in Abbildung 44. Insgesamt ist es, im Vergleich zu 2003, zu einer Abnahme der Spaltendichte und -Häufigkeit sowie der räumlichen Ausbreitung dieser Strukturen gekommen.

Die Ogiven im nordöstlichen Teil der Gletscherzunge sind wieder weiter gletscherabwärts verfolgbar als im Jahr der letzten Kartierung. Die dritte, 2003 erstmals kartierte, Reihe von Ogiven konnte 2006 nicht mehr deutlich identifiziert werden. Siehe Abbildung 49.

4. Ergebnisse

Abbildung 49: Kartierung der Ogiven auf der Oberfläche der Gletscherzunge 2006

Abbildung 50 zeigt die supraglazialen Entwässerungsstrukturen der Gletscherzunge 2006. Insgesamt wurden 15 Gletschermühlen sowie supraglaziale Gletscherbäche mit einer Gesamtlänge von 10870 Metern kartiert.

Abbildung 50: Kartierung der supraglazialen Entwässerungssysteme 2006 80

4. Ergebnisse

Abbildung 51 zeigt die Gesamtlänge der einzelnen Spaltenstrukturen sowie die Gesamtlänge aller kartierten, supraglazialen Spaltenstrukturen 2006.

Abbildung 51: Länge der Länge der kartierten Strukturen 2006 kartierten Spaltenstrukturen 2006 70000

60000 53326 50000 41436 40000 30000 20000 9284 10000 Gesamtlänge in Gesamtlänge Meter 915 1691 0

4. Ergebnisse

4.4 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2009

Abbildung 52: Strukturelle Beschreibung der Zungenoberfläche 2009; a) zunehmende Ausbreitung von Zerfallserscheinungen (Abschiebungen) gletscheraufwärts und in die Mitte der Gletscherzunge; b) beginnende Ausbildung eines Einbruchstrichters in Form radialer Abschiebungen; c) deutliche Ausweitung der longitudinalen bzw. zum Gletscherrand konkaven Abschiebungen in Richtung Zungenmitte; c) deutlichere Ausbildung der halbkreisförmigen Abschiebungen und beginnende Ausbildung einer weiteren halbkreisförmigen Struktur aus Abschiebungen, direkt nordwestlich der ersten Struktur; e) Häufung reliefbedingter Abschiebungen als Folge verminderter Abschmelzung durch die Schuttbedeckung des orographisch rechten Gletscherteils; f) Verschwinden der en èchelon Strukturen, es sind lediglich noch Abschiebungen vorzufinden, die rote Linie stellt die in dieser Arbeiet definierte, obere Abgrenzung der Gletscherzunge dar

Im Vergleich zu den Kartierungen 1998, 2003 und 2006 erweist sich die Gletscherzunge 2009 als am bisher spaltenreichsten. Der Bereich unmittelbar am Terminus ist zwar weniger von Gletscherspalten durchzogen als in den Jahren zuvor, insgesamt hat sich die Anzahl der Gletscherspalten jedoch deutlich erhöht. Siehe Abbildung 58. Jene Bereiche des Gletschers, in denen die Spaltenbildungen als Eiszerfallserscheinungen beschrieben werden können, haben sich merklich vergrößert und beschränken sich nicht mehr nur auf den nordöstlichen Gletscherrand. Zerfallserscheinungen in Form von kreisförmig bzw. unregelmäßig

4. Ergebnisse angeordneten Abschiebungen breiten sich sichtlich auch in die Mitte der Gletscherzunge aus. (Ausschnitt a in Abbildung 52)

Erstmals ist 2009 auch die beginnende Entstehung eines Einbruchstrichters im zentralen Bereich der Gletscherzunge, am Übergang zwischen orographisch rechtem, schuttbedeckten und orographisch linken, schuttfreien Teil zu sehen. (Ausschnitt b in Abbildung 52)

Im Gegensatz dazu ist die bereits 2003 und 2006 beschriebene, beginnende Ausbildung einer kleineren, ebenfalls als Einbruchstrichter beschriebenen Struktur, 2009 nicht mehr sichtbar.

Der Bereich in dem Überschiebungen anzutreffen sind hat sich wiederum weiter gletscheraufwärts erweitert. Im Vergleich zur Kartierung 2009 ist deren Anzahl und Länge jedoch um einiges geringer geworden. Siehe Abbildung 58.

Die zum Gletscherrand annähernd parallelen, leicht bogenförmigen Abschiebungen im Ausschnitt c der Abbildung 52, haben sich wieder weiter in Richtung Zungenmitte ausgebreitet. Weiter gletscherabwärts werden diese zunehmend von Zerfallserscheinungen überlagert bzw. ersetzt.

Nordwestlich der 2006 erstmals aufgetretenen, kreisförmigen Abschiebungen ist eine weitere halbkreisförmige Struktur in Entstehung. Wiederum handelt es sich um, zum Gletscherrand konkave, Abschiebungen. Die 2006 entstandene Struktur bildete sich deutlicher aus und ist nun klar als kreisförmig erkennbar. Insgesamt ist dieser Teil der Gletscherzunge (Ausschnitt d in Abbildung 52) deutlich spaltenreicher als vor drei Jahren.

Wie schon bei der Kartierung 2006, wurde auch für 2009 die Differenz der DGMs berechnet. In Abbildung 53 ist das Ergebnis der DGMdiff von 2006 und 2009 zu sehen. Deutlich zu sehen sind wiederum die hohen Oberflächeneinsinkbeträge im Bereich des nordöstlichen Gletscherrandes und des Terminus.

4. Ergebnisse

Abbildung 53: Differenz der DGMs 2006 und 2009: Veränderung der Gletscheroberfläche zwischen 2006 und 2009. Rote Bereiche kennzeichnen Höhenverlust, blaue Bereiche Höhenzuwachs.

In Abbildung 54 ist wiederum der räumliche Zusammenhang zwischen dem Auftreten von Spaltenstrukturen und großen Veränderungen der Oberflächenhöhe zu sehen.

4. Ergebnisse

Abbildung 54: Differenz der DGMs 2006 und 2009:: Ausschnitt vom vorderen Bereich der Gletscherzunge mit der Verteilung der Gletscherspalten und Überschiebungen von 2009, deutlich zu erkennen ist ein räumlicher Zusammenhang zwischen den Bereichen mit den höchsten Einsinkbeträgen und der Ausbildung von Spaltenstrukturen.

In Ausschnitt e in Abbildung 52 sind, wie schon in früheren Kartierungen, Abschiebungen ohne genaue Zuordenbarkeit zu Strukturen aus dem geometrischen Kartierungsschlüssel, zu sehen. Ein Orthophotoausschnitt dieser Strukturen und ihre Lage auf der Pasterze aus dem Jahr 2009 sind in Abbildung 55 zu sehen.

4. Ergebnisse

Abbildung 55: reliefbedingte Abschiebungen im orographisch rechten, schuttbedeckten Teil der Pasterze, 2009

Die Ogiven im nordöstlichen Bereich der Gletscherzunge sind bis in eine Entfernung von ca. 1900m vom oberen Ende der Gletscherzunge verfolgbar. Vor allem die am weitesten gletscherabwärts liegenden Wechselfolgen sind jedoch nur noch in ihren Randbereichen kartierbar und können nicht vollständig verfolgt werden. Die kleinere Ogiven-Reihe in der Mitte der Gletscherzunge wird zunehmend schlechter erkennbar, da sie, wie schon jene bis 2006 kartierbare, dritte Ogivenreihe, zunehmend von supraglazialem Schutt überlagert wird. (Abbildung 56)

4. Ergebnisse

Abbildung 56: Kartierung der Ogiven auf der Oberfläche der Gletscherzunge 2009

Abbildung 57 zeigt die supraglazialen Entwässerungsstrukturen der Gletscherzunge 2009. Insgesamt wurden 17 Gletschermühlen sowie supraglaziale Gletscherbäche mit einer Gesamtlänge von 18116 Metern kartiert.

Abbildung 57: Kartierung supraglazialer Entwässerungsstrukturen 2009

4. Ergebnisse

Abbildung 58 zeigt die Gesamtlänge der einzelnen Spaltenstrukturen sowie die Gesamtlänge aller kartierten, supraglazialen Spaltenstrukturen 2006.

Abbildung 58: Länge der Länge der kartierten Strukturen 2009 kartierten Spaltenstrukturen 2009 70000 64232 60000 53666 50000 40000

30000 20000 8316 10000 Gesamtlänge in Gesamtlänge Meter 0 2250 0

4. Ergebnisse

4.5 Beschreibung der Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme 2012

Abbildung 59: Strukturelle Beschreibung der Spaltenstrukturen der Zungenoberfläche 2012; a)massive Zerfallserscheinungen (unregelmäßige und radiale Abschiebungen) im gesamten vorderen Bereich der Gletscherzunge, Ausbildung mehrerer Einbruchstrichter in Form radialer Abschiebungen auch im zentralen Teil der Gletscherzunge; b) weiterhin zum NE Gletscherrand konkave Abschiebungen in geringerer Ausdehnung Richtung Zungenmitte als 2009; c) weitere Abnahme der Häufigkeit der Spaltenstrukturen in diesem Ausschnitt, weiterhin sind keine en èchelon Strukturen sichtbar; d) große, reliefbedingte Abschiebungen als indirekte Folge der Schuttbedeckung, die rote Linie stellt die in dieser Arbeit definierte, obere Abgrenzung der Gletscherzunge dar

Das Bild der Gletscherzunge ist vor allem im vorderen Bereich von starker Spaltenbildung geprägt. Auffallend sind auch mehrere kreisförmige Spaltenstrukturen. Die Zerfallserscheinungen der Gletscherzunge haben sich räumlich stark ausgeweitet. Das Eis ist vor allem im Bereich des vordersten nordöstlichen Gletscherrandes sehr starken Zerfallserscheinungen (Abschiebungen) unterworfen. Im Gletschermessbericht 2011/2012 ist für diesen Bereich, ein Eisrückzug von 294,5m seit dem Vorjahr, beschrieben (LIEB, 2012). (Ausschnitt a in Abbildung 59) Im vordersten Teil der Gletscherzunge, zwischen den beiden deutlich erkennbaren Obermoränen im schuttarmen Teil der Gletscherzunge, ist eine Staffel gletscherabwärts konkaver Abschiebungen vorzufinden. Weiters ist die Ausbildung von insgesamt vier markanten Einbruchstrichtern in Form kreisförmig angeordneter 89

4. Ergebnisse

Abschiebungen innerhalb dieses Bereiches auffallend. In Abbildung 60 ist die Ausbildung eines zweiten großen Einbruchstrichters innerhalb des orographisch rechten, schuttbedeckten Gletscherteils zu sehen.

Die zum Gletscherrand annähernd parallelen Abschiebungen südwestlich der Hoffmannshütte

Abbildung 60: Kartenausschnitt des vorderen Bereichs der Pasterze mit Bildung von Einbruchstrichtern, 2012

sind weniger weit in Richtung Zungenmitte zu verfolgen als 2009. Allerdings sind diese im zentralen Bereich der halbkreisförmigen Struktur deutlich weiter geöffnet als vor drei Jahren. (Ausschnitt c in Abbildung 58)

Insgesamt ist wiederum, wie in Abbildung 61 dargestellt, ein sehr guter Zusammenhang zwischen den Höhenänderungen der Gletscheroberfläche von 2009 auf 2012 und der räumlichen Verteilung der Spaltenstrukturen zu erkennen.

4. Ergebnisse

Abbildung 61: Differens der DGMs 2009 und 2012:: Ausschnitt vom vorderen Bereich der Gletscherzunge mit der Verteilung der Gletscherspalten und Überschiebungen von 2012

Im letzten Jahr der Kartierungen, 2012, ist lediglich noch die nordöstliche, große Ogiven-Reihe kartierbar. Sie ist bis in eine Entfernung von ca. 1650m vom oberen Ende der Gletscherzunge verfolgbar und wie schon 2009, sind die vorderen Wechselfolgen lediglich noch in ihren Randbereichen erkennbar. Siehe Abbildung 62.

4. Ergebnisse

Abbildung 62: Kartierung der Ogiven auf der Oberfläche der Gletscherzunge 2012

Abbildung 63 zeigt die supraglazialen Entwässerungsstrukturen der Gletscherzunge 2012. Insgesamt wurden 24 Gletschermühlen sowie supraglaziale Gletscherbäche mit einer Gesamtlänge von 12071 Metern kartiert.

Abbildung 63: Kartierung der supraglazialen Entwässerungssysteme 2012 92

4. Ergebnisse

Abbildung 64 zeigt die Gesamtlänge der einzelnen Spaltenstrukturen sowie die Gesamtlänge aller kartierten, supraglazialen Spaltenstrukturen 2006.

Abbildung 64: Länge der Länge der kartierten Strukturen 2012 kartierten Spaltenstrukturen 2012 70000 60000 56925 48028 50000

40000 30000 20000 7679 10000 Gesamtlänge in Gesamtlänge Meter 0 1218 0

5. Interpretation

Die Pasterze in ihrer Gesamtheit weist nicht zu übersehende Anpassungserscheinungen an eine sich verändernde Umwelt auf. Grob zusammengefasst sind dies, höhere Mittelwerte der Lufttemperaturen zu allen Jahreszeiten, mit den größten Erhöhungen in den Sommermonaten, und gleichzeitige Abnahmen der mittleren, maximalen Neuschneesumme sowie Gesamtschneehöhe (TAUCHER, 2010). In der Folge reagiert die Pasterze mit einem verringerten Eisnachschub aus dem Akkumulationsgebiet und daraus resultierender, abnehmender Fließgeschwindigkeit. Siehe Abbildung 65.

10 Fließgeschwindigkeit Fließgeschwindigkeit inm/a

Haushaltsjahr der Messungen Burgstalllinie Seelandlinie Freiwandlinie

Abbildung 65: Entwicklung der Fließgeschwindigkeit an der Gletscherzunge der Pasterze seit 1999; Die drei dargestellten Linien zeigen die mittleren Fließgeschwindigkeiten des Eises an den jeweiligen Profillinien. Aufgrund von Schneebedeckung war für das Jahr der ersten Kartierung (1998) keine vollständige Messung der Fließgeschwindigkeit aller drei Profillinien vorhanden. Als Ersatz wurden die Ergebnisse der Messungen 1998/1999 herangezogen. Die Fließgeschwindigkeiten der Freiwandlinie werden dabei nur noch anhand einer Marke im schuttbedeckten Gletscherteil gemessen, welche nur geringe Aussagekraft aufweist.

5. Interpretation

Die Zunge des Gletschers, welche primäres Ziel der Untersuchungen dieser Arbeit ist, hat sich im Zeitraum 1998 bis 2012 stark zurückgezogen. Im schuttarmen, orographisch linken Gletscherteil, um insgesamt 665 Meter und im schuttbedeckten, orographisch rechten Teil, um insgesamt 110 Meter (LIEB, 1998 – 2012). Das unterschiedlich starke Abschmelzen dieser beiden Bereiche ist auch anhand von Abbildung 66 sehr gut zu verfolgen. Darin ist der zunehmend deutlicher werdende Längenunterschied zwischen orographisch linker und rechter Seite des Gletschers beobachtbar. Die in dieser Arbeit gemessene Länge der Gletscherzunge hat sich von anfänglich 4360m (1998) auf 3740m (2012) verringert.

Deutlich negative Werte sind erwartungsgemäß auch für die Höhenänderungen der Oberfläche der Gletscherzunge für den Zeitraum 1998 bis 2012 dokumentiert. Insgesamt kam es in diesem Zeitraum, gemittelt über die gesamte Gletscherzunge, zu einem Einsinken der

Gletscherzunge um 59,5 Meter (LIEB, 1998 – 2012).

Für den gesamten Zeitraum der Kartierungen, 1998 bis 2012, lässt sich eine deutliche Zunahme der supraglazialen Spaltendichte an der Gletscherzunge der Pasterze feststellen. Betroffen von dieser Entwicklung scheint vor allem der vordere Teil der Gletscherzunge zu sein. In Abbildung 66 ist diese visuelle Abschätzung anhand der Kartierungen der einzelnen Gletscherstände nachvollziehbar.

Abbildung 66: Vergleich der Gletscherausdehnung, Schuttbedeckung und Spaltenstrukturen der Gletscherzunge der Pasterze in den Jahren 1998, 2003, 2006, 2009 und 2012.

Deutlich wird diese Zunahme der Spaltendichte auch durch den Vergleich der Gesamtlängen der kartierten Spaltenstrukturen der einzelnen Gletscherstände in Kapitel 4. Sowie in

5. Interpretation

Abbildung 67. Dabei ist bis 2009 eine starke Zunahme der Gesamtlänge der kartierten Strukturen zu sehen. 2012 ist erstmals eine Verringerung dokumentiert. Als Grund für diese Verringerung ist wahrscheinlich der massive Verlust vergletscherter Flächen zwischen 2009 und 2012 zu sehen (vgl. LIEB, 2009 – 2012).

Länge der kartierten Strukturen 1998 bis 2012

70000

60000

50000

40000

30000

20000 Gesamtlänge Gesamtlänge inMeter 10000

0 Abschiebungen Aufschiebungen en èchelon Str. Gesamt Achsentitel

1998 2003 2006 2009 2012

Abbildung 67: Darstellung der Gesamtlänge der als entscheidend für die Interpretation eingestuften, strukturglaziologischen Strukturen und der Gesamtlänge aller kartierten Strukturen zu den jeweiligen Gletscherständen

Für die Interpretation der Entwicklung supraglazialer Spaltenstrukturen an der Gletscherzunge der Pasterze wurden die Entwicklungen der strukturglaziologischen Erscheinungsformen, Abschiebung, Aufschiebung und Dehnungsrisse in en èchelon Anordnung, sowie die geometrische Erscheinungsform des Eiszerfalls, als entscheidend bewertet. Im nachfolgenden Teil soll die Entwicklung dieser Strukturen innerhalb des Kartierungszeitraumes interpretiert werden.

5. Interpretation

Abschiebungen

Abschiebungen entstehen durch horizontale Extension des Gletschereises, normal zur Richtung der größten Streckung. Meist treten sie in Form einfacher Dehnungsrisse auf. Sie sind zu allen Gletscherständen die häufigste Erscheinungsform supraglazialer, spröder Spaltenstrukturen an der Gletscherzunge der Pasterze.

Betrachtet man Tabelle 12, lässt sich innerhalb des Kartierungszeitraumes eine relative Zunahme der Abschiebungen an der Gesamtanzahl kartierter supraglazialer Spaltenstrukturen erkennen. Da Abschiebungen die alleinig auftretende, strukturglaziologische, spröde Erscheinungsform von Zerfallserscheinungen sind und in Kapitel 4 eine Zunahme von Zerfallserscheinungen im Zeitraum der Kartierungen beschrieben ist, ist somit auch die Zunahme der Anzahl von Abschiebungen als logische Schlussfolgerung zu sehen. Weitere Gründe für das vermehrte Auftreten von Abschiebungen sind, eine Entspannung, sprich seitliche Ausdehnung des Eises, als Folge von abschmelzenden Eismassen und damit einhergehendem Verlust der einengenden Wirkung des Umgebungsgesteins des

Gletscherrandes (HERBST & NEUBAUER, 2000, Seite 162), siehe Ausschnitt b in Abbildung 69, oder auch größer werdende Oberflächen-Höhenunterschiede, die zu reliefbedingten Abschiebungen führen (Ausschnitte a und d in Abbildung 69). Räumlich betrachtet sind Abschiebungen über weite Teile der Gletscherzunge, deutlich an Bereiche mit hohen Reliefunterschieden der Gletscheroberfläche gebunden. Sichtbar wird das durch die Abbildungen der Spaltenstrukturen in den der Differenzen der DGMs, in Kapitel 4. Zusätzlich spielt auch der größer werdende Reliefunterschied zwischen orographisch rechtem, schuttbedecktem und orographisch linkem, schuttarmem Gletscherteil, welcher durch die Abbildungen der Differenzen der DGMs nicht in seinem wahren Ausmaß sichtbar ist, eine Rolle für die Entstehung von Abschiebungen (Ausschnitt d in Abbildung 69). Gründe für die Entstehung dieses Reliefunterschiedes sind in Kapitel 2.4.4 erwähnt. Die dadurch im orographisch rechten Gletscherteil entstehenden Strukturen stimmen sehr gut mit den, bei

KAUFMANN et al. (2015) ermittelten, lokalen Fließrichtungen des Eises in diesem Teil des Gletschers überein.

5. Interpretation

Überschiebungen

Überschiebungen entstehen durch horizontale Einengung des Gletschereises. Sie treten bogenförmig, gletscherabwärts konvex, im vorderen Bereich der Gletscherzunge auf. (Ausschnitt a in Abbildung 69) Innerhalb des Kartierungszeitraumes ist eine gletscheraufwärts gerichtete Erweiterung des Bereiches mit auftretenden Aufschiebungen festzustellen.

Aus den Tabellen 11 und 12 lässt sich eine absolute, sowie relative Zunahme von Aufschiebungen an der Gesamtzahl der kartierten Spaltenstrukturen erkennen. Als Grund hierfür kann, wie schon bei HERBST & NEUBAUER (2006) beschrieben, die zunehmende Wirkung der vorderen Gletscherzunge als Hindernis für nachfließende Eismassen angesehen werden. Dabei dürften die vordersten Aufschiebungen, die in unmittelbarer Nähe zu Abschiebungen aufzufinden sind, inaktiv sein, da sich das gleichzeitige Auftreten beider Strukturen aufgrund ihrer strukturglaziologischen Genese ausschließt. Eine weitere Abnahme der Fließgeschwindigkeit würde in ihrem Endstadium, der vollkommenen Stagnation der gesamten Gletscherzunge, zum Verschwinden aktiver Überschiebungen führen, da die notwendige Einengung des Gletschereises dadurch zum Erliegen kommen würde. Bis dahin wird sich der Bereich mit auftretenden Überschiebungen jedoch noch weiter gletscheraufwärts erweitern.

En èchelon Strukturen

Dehnungsrisse in typischer en èchelon Anordnung treten an der Gletscherzunge der Pasterze ausschließlich am nordöstlichen Gletscherrand, nordwestlich der bei HERBST & NEUBAUER (2006) beschriebenen Depression auf. (Ausschnitt c in Abbildung 69) Sie sind die Folge einer Kombination aus Abschiebung und Seitenverschiebung. (vgl. Kapitel 3.2.1.4) Für die Seitenverschiebungskomponente ist im Bereich des nordöstlichen Gletscherrandes, sicherlich dessen bremsende Wirkung auf die Fließgeschwindigkeit des Eises, maßgeblich.

En èchelon Sets bilden sich in Bereichen mit extensionalem Fließen, bei gleichzeitiger

Abnahme der Fließgeschwindigkeit im rechten Winkel zur Hauptfließrichtung (HERBST &

NEUBAUER, 2000, Seite 165). Die Spaltendichte und die räumliche Ausdehnung dieser Strukturen nehmen vom Beginn der Kartierungen 1998 kontinuierlich ab und sind ab 2009 gänzlich verschwunden. Siehe Tabellen 11 und 12 und Abbildung 68, sowie Ausschnitt c in

5. Interpretation

Abbildung 69. Diese Entwicklung korreliert sehr gut mit der gleichzeitigen, in Abbildung 65 gezeigten, Abnahme der Fließgeschwindigkeit des Gletschereises. Als Schlussfolgerung kann angenommen werden, dass die Fließdynamik der Gletscherzunge in diesem Bereich, ab 2009 soweit abgenommen hat, dass es zu keiner, durch diese bedingte, Entstehung von supraglazialen Spaltenstrukturen mehr kommt.

5. Interpretation

Abbildung 68: Veränderungen der Spaltenstrukturen nordwestlich der bei Herbst et al. (2006) beschriebenen Depression, 1998-2012. Deutlich zu erkennen ist das Verschwinden der en èchelon Sets bzw. der gesamten Spaltenstrukturen ab 2009.

100

5. Interpretation

Eiszerfall

Eiszerfall tritt entweder durch unregelmäßige oder kreisförmige Anordnung von Gletscherspalten in Erscheinung. Bei Zweiterer Ausprägung spricht man von Einbruchstrichtern, die als Einbrechen des Gletschereises oberhalb von subglazialen Hohlräumen zu interpretieren sind. Strukturglaziologisch betrachtet handelt es sich bei allen, im Zuge von Zerfallserscheinungen auftretenden Gletscherspalten, um Abschiebungen. Zerfallserscheinungen entstehen vollkommen unabhängig von der Fließdynamik eines Gletschers und sind als rein gravitative Prozesse anzusehen. Im Zeitraum der Kartierungen, 1998 bis 2012, ist eine deutliche Zunahme der Zerfallserscheinungen in beiden Ausprägungsformen beobachtbar. Bis 2006 beschränken sich diese großteils auf den nordöstlichen Gletscherrand und den jeweiligen Bereich des Terminus. Ab diesem Zeitpunkt kommt es jedoch zu einer zunehmenden Ausbreitung dieser Strukturen in Richtung Zungenmitte. 2012 ist der vordere Bereich der Gletscherzunge, ab der Seelandlinie, über weite Teile von Zerfallserscheinungen geprägt.

Die Tabellen 11 und 12 zeigen die absolute bzw. relative Anzahl der einzelnen kartierten, supraglazialen Strukturen an der Pasterze zu den jeweiligen Gletscherständen.

1998 2003 2006 2009 2012 Abschiebungen 696 680 776 747 1104 Überschiebungen 19 37 67 68 71 En èchelon Str. 130 81 52 0 0 Seitenverschiebungen 11 32 5 12 4 gesamt 856 830 900 827 1179

Tabelle 11: Absolute Anzahl kartierter supraglazialer Strukturen zu den jeweiligen Gletscherständen

1998 2003 2006 2009 2012 Abschiebungen 81,3% 81,9% 86,2% 90,3% 93,6% Überschiebungen 2,2% 4,5% 7,4% 8,2% 6,0% En èchelon Str. 15,2% 9,6% 5,8% 0% 0% Seitenverschiebungen 1,3% 3,9% 0,06% 1,5% 0,03% gesamt 100% 100% 100% 100% 100%

Tabelle 12: Relative Anzahl kartierter supraglazialer Strukturen zu den jeweiligen Gletscherständen

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5. Interpretation

Abbildung 69 zeigt einen Überblick über die, für die Interpretation entscheidenden Entwicklungen supraglazialer Spaltenstrukturen an der Gletscherzunge der Pasterze, am Beispiel des Gletscherstandes 2012.

Abbildung 69: Darstellung der markantesten Bereiche mit einer Beschreibung der jeweiligen Strukturen; a) vorderster Bereich der Gletscherzunge mit zunehmenden Zerfallserscheinungen (Abschiebungen) und Überschiebungen, die teils über die gesamte Breite des schuttarmen Gletscherteils reichen. Durch hohe Reliefunterschiede hervorgerufene Abschiebungen; b) longitudinale, zum NE Gletscherrand konkave Abschiebungen als Folge seitlicher Relaxation; c) Dehnungsrisse und Abschiebungen in einem Bereich extensionalen Fließens mit seitlicher Verringerung der Fließgeschwindigkeit; d) durch hohe Reliefunterschiede hervorgerufene Abschiebungen normal zur Hauptbewegungsrichtgung des Eises

Die angestrebte, zusätzliche Kartierung mittels geometrischer Erscheinungsformen der Spaltenstrukturen. Mit Ausnahme des Eiszerfalls, gestaltete sich schwieriger als angenommen. Nach 1998 waren Spaltenstrukturen kaum noch anhand dieser Eigenschaften kartierbar, da diese auf die Fließdynamik des Gletschers zurückgehen und genau diese im Laufe der Zeit, wie in Abbildung 65 zu sehen, stark abgenommen hat. Eine Charakterisierung der Spaltenstrukturen anhand des geometrischen Kartierungsschlüssels, erwies sich in weiterer Folge als kaum durchführbar.

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6. Conclusio

Durch die digitale Kartierung von Orthophotos, sowie der Analyse der Differenzen von DGMs der einzelnen Gletscherstände wurden die Entwicklungen supraglazialer Spaltenstrukturen und Entwässerungssysteme an der Gletscherzunge der Pasterze im Zeitraum von 1998 bis 2012 interpretiert. Daraus können folgende Schlussfolgerungen gezogen werden:

Anhand der Entwicklung der Anzahl sowie der räumlichen Verteilung unterschiedlicher Spaltenstrukturen, im speziellen der steigenden Anzahl von Abschiebungen und dem vollständigen Verschwinden von en èchelon Strukturen, sowie der gleichzeitigen Verringerung der Fließgeschwindigkeit auf annähernde Stagnation in weiten Teilen der Gletscherzunge, kann ein abnehmender Einfluss der Fließdynamik des Eises, als Ursache für die Entstehung von supraglazialen Spaltenstrukturen, angenommen werden. Unterstützend für diese Annahme zu sehen, ist die Tatsache einer zunehmenden räumlichen Verbreitung von Eiszerfallserscheinungen über den gesamten Kartierungszeitraum.

Die Aussage von Herbst & Neubauer (2006), nach der die Entwicklung und räumliche Verteilung von supraglazialen Spaltenstrukturen auf Veränderungen der Massenbilanz des Gletschers reagieren, kann in dieser Arbeit bestätigt werden. Genauer kann gesagt werden, dass die beschriebenen Entwicklungen und räumlichen Verteilungen supraglazialer Spaltenstrukturen an der Gletscherzunge der Pasterze, auf die veränderte Fließdynamik des Gletschereises, welche wiederum auf Veränderung des Massenhaushaltes des Gletschers zurückzuführen ist, reagieren.

Abschiebungen weisen eine starke Korrelation mit zunehmend größer werdenden Reliefunterschieden der Gletscheroberfläche auf.

Überschiebungen breiten sich aufgrund stagnierender Eisbewegung immer größerer Bereiche der Gletscherzunge, gletscheraufwärts aus.

Supraglaziale Spaltenstrukturen, die auf eine Fließbewegung des Gletschereises zurückgehen, im speziellen en èchelon Strukturen, werden zunehmend seltener bzw. sind kaum noch vorzufinden.

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6. Conclusio

Für eine sinnvolle Interpretation der räumlichen Verteilung von Ogiven und supraglazialen Entwässerungssysteme wäre es notwendig gewesen, weitere Untersuchungen anzustellen.

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8. Anhang

8.1 Orthophoto Clips der kartierten Gletscherstände

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8. Anhang

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8. Anhang

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8. Anhang

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8. Anhang

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