Quaternary Science Journal - Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern

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Ms. eing.: Mai 1951.

Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern Von H. L o u i s , Köln. Mit 3 A b b .

1. E r o s i o n s t h e o r i e

und

Theorie

der

Gletscherbewegung

I m Gegensatz zu den, v o m Relief des U n t e r g r u n d e s w e i t g e h e n d u n a b h ä n g i gen E r s c h e i n u n g e n ü b e r g e o r d n e t e r V e r g l e t s c h e r u n g , wie sie als P l a t e a u v e r g l e t s c h e r u n g oder als I n l a n d e i s e n t g e g e n t r e t e n , p a s s e n sich wie b e k a n n t , b e i m T y p u s d e r s o g e n a n n t e n u n t e r g e o r d n e t e n V e r g l e t s c h e r u n g Gletscher e i n e m schon v o r h e r a u s g e b i l d e t e n Tälerrelief ein. Die E i s b e w e g u n g w i r d h i e r b e i d u r c h die Täler dirigiert, w i r k t sich a n d e r e r s e i t s in e i n e r m e h r oder w e n i g e r k r ä f t i g e n U m f o r m u n g d e r betroffenen T ä l e r aus, so d a ß diese nach S c h w i n d e n des Eises von nicht v e r g l e t s c h e r t g e w e s e n e n T ä l e r n deutlich zu u n t e r s c h e i d e n sind.

Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern

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Die Vorstellung v o n d e n Gesetzmäßigkeiten dieser Umformung, das ist die Theorie d e r Gletschererosion in Tälern, ist besonders in d e r Zeit e t w a zwischen 1 9 0 0 u n d 1 9 3 5 lebhaft diskutiert u n d u m s t r i t t e n worden. Viele d e r n a m h a f t e s t e n Geographen u n d Geologen sind d a r a n beteiligt (vgl. das Literaturverzeichnis).

Schlägt m a n a b e r ein modernes Handbuch d e r Gletscherkunde, d e r Geomor­ phologie oder Glazialgeologie auf, e t w a die W e r k e von DRYGALSKI & MACHATSCHEK ( 1 9 4 2 ) , v o n M A U L L ( 1 9 3 8 ) u n d v o n KLEBELSBERG ( 1 9 4 8 ) , so sucht m a n vergeblich nach einer physikalischen Theorie d e r Gletschererosion in d e n Tälern. So viel m a n auch ü b e r die Gesetzmäßigkeiten des Formenschatzes dieser Täler h a t auf­ hellen können, so wenig befriedigend sind offensichtlich die bisherigen B e ­ m ü h u n g e n u m eine physikalische Theorie dieser Gletscherwirkungen.

Die Hauptschwierigkeit macht die E r k l ä r u n g d e r Stufen u n d Becken in d e n kräftig v o m Gletscher b e a r b e i t e t e n Tälern, deren Querprofil im festen Fels, w i e b e k a n n t , sofern es noch i n t a k t u n d auch nicht durch Aufschüttungen verdeckt ist, e n t w e d e r i m ganzen oder doch i m u n t e r e n Teile m e h r oder weniger g e ­ g l ä t t e t e W a n d u n g e n u n d U-ähnlichen Querschnitt aufweist, u n d die als T r o g ­ täler bezeichnet werden.

Eine physikalisch einleuchtende Theorie d e r Stufen in d e n T r o g t ä l e r n bildet zwar A. PENCK'S auf d e r W ü r d i g u n g d e r Glazialtäler als Bettformen d e r Eis­ s t r ö m e g e g r ü n d e t e L e h r e v o n d e n Konfluenz- u n d Diffluenzstufen. Auch d e r Nachweis d e r Gesteinsbedingtheit vieler Felsriegel u n d Riegelstufen in den Glazialtälern ist zweifellos wohl b e g r ü n d e t . A b e r es h a t sich seit den A r b e i t e n von DISTEL ( 1 9 1 2 ) , Otto LEHMANN ( 1 9 2 0 ) , LAUTENSACH ( 1 9 1 2 ) , d e MARTONNE ( 1 9 1 0 ) , SOLCH ( 1 9 3 5 ) i m m e r w i e d e r gezeigt, d a ß längst nicht alle Stufen u n d insbeson­ d e r e nicht die b e d e u t e n d s t e n Stufen d e r Glazialtäler Konfluenz-, Diffluenz- oder Gesteinsstufen sind. W ä h r e n d bescheidenere Talstufen oftmals durch eine d e r g e n a n n t e n Erklärungsmöglichkeiten tatsächlich i h r e einleuchtende D e u t u n g fin­ den, k n ü p f e n sich a n d e r e u n d namentlich die größten dieser Talstufen ohne Zweifel a n alte Gefällsbrüche des Tales aus d e r Zeit, bevor es vom Talgletscher erfüllt w u r d e . D e MARTONNE, LAUTENSACH, O. LEHMANN U . a. h a b e n d a h e r gelehrt, daß d e r Talgletscher die Fähigkeit habe, v o r h e r bestehende Gefällsbrüche eines Tales bei gleichzeitiger A u f p r ä g u n g des U-förmigen Bettquerschnitts so zu v e r ­ schärfen, d a ß Stufen u n d W a n n e n i m Längsprofil entstehen, u n d d a ß dieser Vor­ gang in großem A u s m a ß e z u r Ausgestaltung des spezifischen Formenschatzes d e r Glazialtäler beitrage. Diese L e h r e h a t wohl sehr allgemeine Z u s t i m m u n g erfah­ ren, w e n n auch Verschiedenheiten hinsichtlich d e r q u a n t i t a t i v e n Einschätzung der hierbei erfolgten Gletscherarbeit bestehen. Sie d r ä n g t sich u n t e r d e m Ein­ druck d e r vorliegenden F o r m e n geradezu auf. A b e r eine auch n u r i m groben befriedigende physikalische D e u t u n g dieser E r k e n n t n i s ist d e n bisherigen B e ­ arbeitern, insbesondere de MARTONNE selbst u n d BURCHARD nicht gelungen. Ich will hier davon absehen, auf die mathematisch-physikalischen Unstimmigkeiten hinzuweisen, die in d e n von de MARTONNE ( 1 9 1 0 ) u n d BURCHARD ( 1 9 2 3 ) aufgestell­ ten F o r m e l n z u r E r l ä u t e r u n g d e r Gletschererosion e n t h a l t e n sind. D a s h a b e n LAUTENSACH ( 1 9 1 2 ) u n d E. W. BURGER ( 1 9 3 3 ) z u r Genüge getan. Bei BURGER selbst finden sich Ansätze zu einer m. E. w e i t e r führenden Auffassung. A b e r sie sind, wie ich glaube, doch nicht bis zum K e r n des Sachverhaltes vorgedrungen. Dieser scheint m i r in folgendem zu liegen: Die bisherigen theoretischen Versuche z u r E r k l ä r u n g d e r Gletschererosion in d e n Tälern gehen ausschließlich v o n d e r Vorstellung aus, d a ß m a n die Eisbe­ w e g u n g a n n ä h e r n d m i t d e r B e w e g u n g einer idealen, w e n n auch sehr zähen

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Flüssigkeit bei ungefähr l a m i n a r e m Abfluß vergleichen dürfe. Das ist die Vor­ stellung, welche einst Sebastian FINSTERWALDER ( 1 8 9 7 ) mit so großem Erfolg sei­ n e r geometrischen Theorie der Gletscherbewegung z u g r u n d e legte, u n d welche auch WEINBERG ( 1 9 0 7 ) , SOMIGLIANA ( 1 9 2 1 , 1 9 3 1 ) u n d LAGALLY ( 1 9 3 3 , 1 9 3 9 ) benutzten.

Diese Vorstellung umschließt a b e r einige sehr schwerwiegende Vorausset­ zungen, bei denen es sich lohnt zu überlegen, ob sie in der N a t u r wirklich i m m e r wenigstens a n n ä h e r n d erfüllt sind. Das n o r m a l e V e r h ä l t n i s einer Flüssigkeit, auch einer zähen zu i h r e n G e f ä ß u m w a n d u n g e n besteht darin, d a ß die innere Reibung der Flüssigkeit d. h. die Reibung der Flüssigkeitsteilchen an einander geringer ist als die Reibung der Flüssigkeit an den Gefäßwandungen. Bei l a n g ­ s a m e m l a m i n a r e m Abfluß m u ß bei solcher Voraussetzung die Grenzschicht der Flüssigkeit an der G e f ä ß w a n d u n g wegen der dort v e r s t ä r k t e n Reibung fast be­ wegungslos haften oder wenigstens sehr langsam fließen. Die Bewegungsge­ schwindigkeit der Flüssigkeit m u ß also vom I n n e r e n der Flüssigkeit gegen die G e f ä ß u m w a n d u n g hin a b n e h m e n , u n d dabei m e h r oder weniger gegen den Wert Null hinstreben.

U n t e r der Voraussetzung einer gegen die B e t t w a n d u n g e n fast erlöschenden Eisbewegung ergibt sich theoretisch folgerichtig die ja auch tatsächlich von m a n ­ chen Forschern v e r t r e t e n e Auffassung, daß der Gletscher eine n a h e z u konser­ vierende W i r k u n g auf seinen U n t e r g r u n d ausübe oder doch ausüben könne. Die gleiche Voraussetzung hat a b e r auch schwerwiegende Folgen für die Vorstellung der Gletscherbewegung in einem Bett mit von Ort zu Ort wechselnd großem Quer­ schnitt. Wo z. B. Stufen im U n t e r g r u n d e eines zähen Flüssigkeitsstromes vor­ h a n d e n sind, da w e r d e n sie sich oberflächlich etwas, aber nicht m i t der vollen Höhe der im U n t e r g r u n d e verborgenen Stufe abbilden. Über der Stufe ergibt sich d a h e r notwendigerweise eine V e r r i n g e r u n g des Durchflußquerschnitts u n d d a m i t zur Aufrechterhaltung der G e s a m t s t r ö m u n g eine V e r m e h r u n g der m i t t ­ leren Durchflußgeschwindigkeit. Diese m u ß zwangsläufig auch eine etwas er­ höhte Bodengeschwindigkeit des zähen Flüssigkeitsstromes hervorrufen. A m F u ß e der Stufe hingegen m ü ß t e n ein v e r g r ö ß e r t e r Querschnitt u n d damit ver­ l a n g s a m t e r Durchfluß a n g e n o m m e n werden. U n t e r solchen Voraussetzungen m u ß jeder Formelansatz im Gebiet der Stufen v e r m e h r t e , a m F u ß e der Stufen v e r m i n d e r t e Erosionsleistung ergeben. Denn das ü b e r der v e r b o r g e n e n Stufen­ k a n t e v e r m e h r t e Oberflächengefäll der zähen Flüssigkeit beweist, daß hier pro Flächeneinheit m e h r an potentieller Energie der Flüssigkeit für den Fließvor­ gang benötigt wird als talauf u n d talab. Dieses M e h r an Energieverbrauch k a n n n u r auf e r h ö h t e Reibung beim Fließvorgang, u n d ein Teil davon natürlich auch auf e r h ö h t e Bodenreibung v e r w e n d e t werden. Nach diesem Ergebnis m ü ß t e n im U n t e r g r u n d des Gletschers v o r h a n d e n e Gefällsbrüche beseitigt, a b e r nicht zu Talstufen verschärft werden. Darauf h a t schon LAUTENSACH hingewiesen. Das gleiche w ü r d e n auch, berichtigt, die F o r m e l a n s ä t z e von de MARTONNE u n d BURCHARD besagen. Diese Theorie erfordert also das Gegenteil dessen, was nach den Be­ obachtungseindrücken augenscheinlich ist.

Mancherlei Beobachtungstatsachen weisen n u n aber darauf hin, daß m a n die Eisbewegung nicht oder zum mindesten vielfach nicht als B e w e g u n g einer nor­ malen zähen Flüssigkeit auffassen darf. (DEMOREST 1 9 3 4 , S T R E I F F - B E C K E R 1 9 3 8 , SELIGMAN 1 9 4 7 ) .

In dieser Richtung bewegen sich auch die Diskussionen u n d die Ergebnisse von L a b o r a t o r i u m s a r b e i t e n , welche vor allem in England v o r g e n o m m e n worden sind. M. F. PERUTZ ( 1 9 4 7 ) führt aus, daß die Theorie der zähen Flüssigkeiten auf

Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern

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die Gletscherbewegung n u r in Ausnahmefällen a n g e w a n d t w e r d e n könne, weil das Eis keine k o n s t a n t e sondern eine mit den Spannungsverhältnissen, der T e m ­ p e r a t u r u n d der K r i s t a l l o r i e n t i e r u n g erheblich schwankende Viskosität habe u n d sich danach m e h r wie ein plastischer K ö r p e r verhalte. Auch E. OROWAN ( 1 9 4 9 ) glaubt der Wirklichkeit n ä h e r zu kommen, i n d e m er an die Stelle der zähen Flüssigkeit die Vorstellung eines plastischen K ö r p e r s setzt. U n t e r b e s t i m m t e n Bedingungen ist Eis bis zu einer b e s t i m m t e n kritischen Scherspannung praktisch k a u m deformierbar, bei deren Überschreitung jedoch sehr weitgehend defor­ mierbar. Diese G e d a n k e n k o m m e n der Auffassung nahe, die seit l a n g e m E. v. DRYGALSKI ( 1 8 9 8 , 1 9 4 2 ) v e r t r e t e n hat.

In diesen auf L a b o r a t o r i u m s v e r s u c h e n u n d der I n t e r p r e t a t i o n von Feldbe­ obachtungen g e g r ü n d e t e n Anschauungen bejaht R. FINSTERWALDER ( 1 9 5 0 ) vor allem die H e r a u s a r b e i t u n g eines im einzelnen noch von besonderen B e d i n g u n ­ gen z. B. der T e m p e r a t u r abhängigen, kritischen Wertes der Scherspannung des Eises, oberhalb dessen das Eis durch Ü b e r b e a n s p r u c h u n g seine Konsistenz än­ dert. Beobachtungen an Gletschern mit im Verhältnis z u m Querschnitt hohen Fließgeschwindigkeiten aus den verschiedensten Gegenden der Erde lassen eine Bewegungsform e r k e n n e n , welche FINSTERWALDER ( 1 9 3 1 , 1 9 3 7 , 1 9 3 9 ) als Block­ schollenbewegung bezeichnet hat. F ü r diese ist vor allem charakteristisch eine sehr große Geschwindigkeitszunahme u n m i t t e l b a r a m Rande, wahrscheinlich auch a m Boden des Gletschers, so daß sich die H a u p t m a s s e des Eises mit ziem­ lich gleichmäßiger Geschwindigkeit ähnlich wie eine s t a r r e Masse v o r w ä r t s ­ bewegt, w ä h r e n d , durch schmale P a r t i e n e r h ö h t e r Schmiegsamkeit von ihr ge­ t r e n n t , Teile des Eises, z. B. am R a n d e oder in toten Winkeln, an der B e w e g u n g k a u m teilnehmen. Die Blockschubmasse selbst zerbricht bei der B e w e g u n g stel­ lenweise in Schollen, namentlich über Unregelmäßigkeiten des U n t e r g r u n d e s , gelegentlich bis zur Serac-Bildung.

Der Unterschied der beiden Anschauungsweisen von plastischer Def o r m i e r u n g bzw. von Blockschollenbewegung ist vielleicht weniger groß, als er im ersten Augenblick erscheint. D e n n örtliche P a r t i e n e r h ö h t e r Flexibilität des Eises, b e ­ sonders in den randlichen und den b o d e n n a h e n Teilen der Eismasse, sind ja ge­ r a d e auch von R. FINSTERWALDER ( 1 9 3 9 , 1 9 5 0 ) als begünstigende Begleiterschei­ n u n g e n der, in u n r e g e l m ä ß i g geformtem Felsbett vor sich gehenden, Blockschol­ l e n b e w e g u n g beobachtet bzw. erschlossen worden. Andererseits entwickeln DEMOREST ( 1 9 4 3 ) u n d S T R E I F F - B E C K E R ( 1 9 3 4 , 1 9 4 1 ) die Auffassung plastischer Deformierung u n d Ausquetschung des Gletschereises gerade für die tiefer u n t e r der Oberfläche befindlichen Teile von Plateaueismassen, weil sie die oberfläch­ lichen P a r t i e n des Eises, angesichts des festgestellten laufenden Substanzzu­ wachses u n d u n t e r der Voraussetzung eines stationären Gesamtzustandes, zu wenig bewegt finden.

Charakteristisch für die Gletscher ist f e r n e r das A u f t r e t e n sehr beträcht­ licher S c h w a n k u n g e n des Oberflächengefälles. Die von O r t zu Ort verschieden s t a r k geneigte Eisoberfläche bildet in vielen Fällen die im U n t e r g r u n d e vor­ h a n d e n e n Unregelmäßigkeiten wie Stufen u n d dergl. w e n n auch in abge­ schwächtem Maße förmlich ab. Dabei ist die Fließgeschwindigkeit auf den stei­ len P a r t i e n v e r h ä l t n i s m ä ß i g wenig v e r m e h r t .

Das ist wohl n u r zu v e r s t e h e n u n t e r der A n n a h m e , daß die i n n e r e Zähigkeit des Gletschers im ganzen außerordentlich groß u n d jedenfalls größer ist als die ä u ß e r e Reibung an den B e t t w a n d u n g e n . Denn w ä r e die äußere Reibung a n den B e t t w a n d u n g e n größer als die i n n e r e Reibung der fließenden Masse, so m ü ß t e

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wohl bei dem gedachten laminaren, jedenfalls nicht w i r b e l n d e n Abfluß die fließende Masse i m U n t e r g r u n d e v o r h a n d e n e K o n k a v i t ä t e n im wesentlichen auf­ füllen u n d mit m e h r oder w e n i g e r ausgeglichenem Oberflächengefälle ü b e r i m U n t e r g r u n d e v o r h a n d e n e Stufen hinwegziehen. Durch die a n g e f ü h r t e n Eigen­ tümlichkeiten stellt sich im Gegensatz hierzu die Gletscherbewegung m e h r als ein k o m p a k t e s Hindurchschieben durch das Bett u n t e r v e r h ä l t n i s m ä ß i g gerin­ gen Ä n d e r u n g e n des Gletscherquerschnitts u n d u n t e r Entlanggleiten, bzw. E n t ­ langpressen an Boden u n d W a n d u n g e n des Gletscherbettes dar, wobei dieses Hindurchschieben durch Plastischwerden u n d erhebliche Verquetschungen ge­ wisser R a n d - u n d Bodenpartien des Eises erleichtert zu w e r d e n scheint. Dies Bild h a t m e h r Ähnlichkeit mit einem z w a r in der Längsrichtung biegsamen, u n d auf einer A r t Schmiermittel im L a g e r sitzenden, a b e r i m Querschnitt u n ­ veränderlichen Gebilde, wie es durch einen aus m e h r oder weniger s t a r r e n E i n ­ zelkörpern geformten, u n d m i t v e r m i n d e r t e r W a n d r e i b u n g gebetteten, S t r o m r e p r ä s e n t i e r t wird, als mit einer zähen, a n den U f e r w a n d u n g e n anhaftenden Flüssigkeit.

I n die gleiche Richtung weisen namentlich auch die b e r ü h m t e n B o h r s t a n g e n ­ ergebnisse von H E S S ( 1 9 2 4 , 1 9 2 9 ) a m Hintereisferner. Die v e r h ä l t n i s m ä ß i g ge­ ringe Schrägstellung des im 2 1 4 m tiefen Bohrloch v e r s e n k t e n Gestänges beim A u s t a u e n nach 1 8 J a h r e n zwingt H E S S zu der A n n a h m e einer h i n t e r der Oh,erflächengeschwindigkeit n u r v e r h ä l t n i s m ä ß i g wenig zurückbleibenden Bodenge­ schwindigkeit des Gletschers. D. h. die i n n e r e Reibung des Gletschers m u ß gegenüber der A u ß e n r e i b u n g recht groß sein. Bei einer idealen zähen Flüssig­ keit in l a m i n a r e r B e w e g u n g sollte ja die Fließgeschwindigkeit mit A n n ä h e r u n g a n den Boden wegen d e r s t a r k e n B o d e n r e i b u n g gegen n u l l gehen. Auch hierin b e k u n d e t die Gletscherbewegung Ähnlichkeit mit d e m Hindurchschieben eines gedachten Stroms aus s t a r r e n Einzelkörpern durch sein Bett.

2. Z u r T h e o r i e d e r B o d e n b e a n s p r u c h u n g Blockschollenstromes

eines

Diese Ü b e r l e g u n g führt uns dazu, zu untersuchen, welche theoretisch zu e r ­ w a r t e n d e Beanspruchung des U n t e r g r u n d e s ein S t r o m aus s t a r r e n Einzelkör­ p e r n ausüben w ü r d e *). W i r d e n k e n also, daß eine Reihe von a n e i n a n d e r g r e n zenden quaderähnlichen K ö r p e r n durch eine ü b e r a l l v e r t i k a l w i r k e n d e Kraft (die Schwerkraft) ü b e r eine' geneigte u n d mit Gefällswechsel v e r s e h e n e Bahn v o r w ä r t s gedrückt w i r d (vgl. Abb. 1). I n jedem der s t a r r e n Quader k a n n die Kraft im S c h w e r p u n k t angreifend gedacht werden. Eine e l e m e n t a r e Zerlegung dieser Kraft in die beiden K o m p o n e n t e n senkrecht u n d parallel zur U n t e r ­ stützungsfläche zeigt dann, daß in einem solchen System, je steiler die U n t e r ­ stützungfläche geneigt ist, umso m e h r eine D r u c k ü b e r t r a g u n g der h a n g p a r a l ­ lelen K r a f t k o m p o n e n t e n von Einzelquader zu Einzelquader nach a b w ä r t s m i t einem Summierungseffekt e i n t r e t e n m u ß . Die senkrecht auf den Steilhang drückende K r a f t k o m p o n e n t e ist dagegen bei ihnen allen gleich groß.

Wesentlich a n d e r s wird das Bild jedoch für den u n m i t t e l b a r a m F u ß e des Steilhanges, a m Beginn der Verflachungsstrecke liegenden Q u a d e r (Block 4 in Abb. 1). Bei i h m n i m m t ein großer Teil der von h a n g a u f w ä r t s h e r h a n g p a r a l l e l ü b e r t r a g e n e n Kraft n u n m e h r plötzlich an der E i n w i r k u n g senkrecht zur fla­ cher g e w o r d e n e n Unterlagerungsfläche teil u n d k o m m t als s t a r k e Zusatzkom*) Der nachstehende Gedankengang wurde schon 1938 in einer Diskussionsbemer­ kung auf dem Internationalen Geographenkongreß zu Amsterdam kurz angedeutet.

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1

ponente zu der örtlich sich ergebenden, im rechten Winkel auf den Boden d r ü k k e n d e n Kraft hinzu. Schon der nächste nach a b w ä r t s folgende Q u a d e r e m p ­ fängt a b e r von oben h e r n u r noch die in Bezug auf die n e u e Bodenneigung bodenparallele K r a f t k o m p o n e n t e und weist als Bodendruck n u r den rechtwink­ lig stehenden Anteil der örtlichen Vertikalkraft auf.

M a n k a n n die Verhältnisse auch etwas a n d e r s ausdrücken. Infolge der großen Rigidität des Eises u n d seiner v e r h ä l t n i s m ä ß i g geringen Bodenreibung lastet die am Steilhang schräg liegende Eissäule fast so, als w e n n sie s t a r r w ä r e , auf d e m F u ß p u n k t . Hier findet d a h e r beim Weitergleiten eine besonders s t a r k e Be­ anspruchung des U n t e r g r u n d e s u n d damit Erosionswirkung u n d auch U n t e r ­ g r a b u n g statt.

Natürlich ist das Eis nicht völlig starr. In der Wirklichkeit verdickt sich die am Schräghang liegende Eissäule nach unten. A b e r die Tatsache, daß sie nicht völlig auseinanderfließt bis zum Spiegelausgleich zwischen der Gletscherober­ fläche oberhalb und u n t e r h a l b der Gefällssteile, im Verein mit der Tatsache der verhältnismäßig geringen Reibung des Eises am Boden, zwingt zu der A n n a h m e , d a ß eine D r u c k ü b e r t r a g u n g gegen die Basis der Säule ähnlich wie in einem s t a r r e n K ö r p e r tatsächlich stattfindet.

Aus u n s e r e r Vorstellung eines sich bewegenden Stromes s t a r r e r Einzelblöcke ergibt sich also hinsichtlich der R e i b u n g s e i n w i r k u n g auf den U n t e r g r u n d eine sehr b e d e u t e n d erhöhte Bodenbeanspruchung u n m i t t e l b a r u n t e r dem Fuße einer Gefällssteile. Dies theoretische Ergebnis steht offensichtlich in g u t e m Einklang mit den in glazial gestalteten Tallandschaften a m F u ß e von K a r w ä n d e n u n d Talstufen zu beobachtenden Übertiefungswannen. Es e r ü b r i g t sich hinzuzu­ fügen, daß solche Übertiefung am Stufenfuß in i h r e m A u s m a ß letzten Endes natürlich begrenzt ist. Das mit z u n e h m e n d e r Übertiefung der W a n n e vor dem Stufenfuß a m Bettboden sich ergebende Gegengefälle m u ß schließlich zu so s t a r k e r V e r m e h r u n g der Bodenreibung führen, daß die B e w e g u n g der boden­ n a h e n Eisschicht u n d damit die dort vor sich gehende A b n u t z u n g des U n t e r ­ g r u n d e s ganz gering werden.

Besondere Verhältnisse herrschen d a n n wieder an dem obersten Q u a d e r am Beginn einer neuerlichen Gefällsversteilerung (Block 7 in Abb. 1). Bei ihm w i r d 2 Eiszeit und Gegenwart

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H. Louis

die von oben h e r parallel zum oberen, flacheren G e h ä n g e ü b e r t r a g e n e K r a f t ­ k o m p o n e n t e n u n zu einer von d e m sich v e r s t e u e r n d e n H a n g weg gegen die Luft gerichteten Kraft. Diese von oben her zusätzlich ü b e r t r a g e n e K r a f t m u ß sich deswegen hier in Gestalt einer V e r m i n d e r u n g des Bodendrucks dieses Quaders auswirken. Ja, theoretisch k ö n n t e sie zu einem A b k i p p e n dieses Quaders von der Unterstützungsfläche führen, wovon m a n sich auch praktisch überzeugen k a n n , w e n n m a n die hier besprochene A n o r d n u n g in der gedachten Weise z. B. mit Spielzeugklötzchen nachahmt.

Auch dieser Sachverhalt ist zweifellos wichtig für das Verständnis der ü b e r die Glazialerosion in T ä l e r n vorliegenden Beobachtungstatsachen. Er dürfte eine erhebliche B e d e u t u n g für die E r k l ä r u n g der Karschwellen u n d der sonsti­ gen, so oft auf d e r K r o n e glazialer Talstufen zu beobachtenden Schwellen als Zeugnissen einer lokal v e r m i n d e r t e n Eiserosion a m obersten P u n k t einer Ge­ fällssteile besitzen.

V e r m i n d e r t e Eiserosion auf der Stufenkrone, gesteigerte am Stufenfuß sind aber die G r u n d v o r a u s s e t z u n g e n der im Hinblick auf die morphologischen T a t ­ sachen so bestechenden Theorie einer Verschärfung v o r h e r bestehender Gefälls­ unregelmäßigkeiten durch den Talgletscher. Mit der Vorstellung der Gletscher­ b e w e g u n g nach A r t einer zähen Flüssigkeit ist diese Theorie nicht verträglich.

So hing sie bisher gewissermaßen in der Luft. Die Vorstellung einer Gletscher­ b e w e g u n g nach A r t eines Stromes aus s t a r r e n Blöcken liefert dagegen, wie zu zeigen versucht w u r d e , eine wirkliche B e g r ü n d u n g der zur D e u t u n g der vor­ liegenden Beobachtungen von der glazialmorphologischen Theorie gemachten A n n a h m e n . Darin scheint m i r ihr besonderer W e r t zu liegen.

Es erscheint nötig darauf hinzuweisen, daß die Vorstellungen ü b e r die U n ­ t e r g r u n d b e a n s p r u c h u n g eines aus s t a r r e n Einzelkörpern bestehenden Stromes a n Gefällsknicken seines Bettes in den G r u n d z ü g e n u n a b h ä n g i g davon sind, ob dieser Blockschollenstrom seinem Bett u n m i t t e l b a r aufliegt, oder ob entsprechend den A n n a h m e n von DRYGALSKI'S u n d der n e u e r e n Glaziologen eine plastische Zwischenzone zwischengeschaltet ist. Wo der Boden- oder W a n d u n g s d r u c k des Blockschollenstromes nach den Gefälls- oder Querschnittsverhältnissen sich als örtlich besonders groß ergibt, da m ü ß t e das plastische Zwischenmittel e n t w e d e r weggequetscht werden, so daß d e r s t a r r e Block selbst das Bett berührt. Oder es m ü ß t e n a n solchen Stellen die plastischen oder plastisch g e w o r d e n e n Massen mit e r h ö h t e r Geschwindigkeit vorbeigedrückt werden. In beiden Fällen w ü r d e sich an den betreffenden Stellen eine e r h ö h t e Beanspruchung der B e t t w a n d u n g ergeben, jedenfalls nach allen ü b e r die W i r k u n g von Gletschereis auf Fels bisher gemachten Erfahrungen.

Auch die von AMPFERER ( 1 9 0 4 ) entwickelte Vorstellung, daß der Gletscher namentlich in T a l v e r e n g u n g e n wie eine mit Gewölbedruck auf den beidersei­ tigen T a l h ä n g e n lastende u n d dabei sich talab bewegende s t a r r e Masse a n z u ­ sehen sei, steht d e m G e d a n k e n eines Blockschollenstromes, dessen W i r k u n g e n auf sein, in g e w u n d e n e m Zuge u n d mit wechselndem Querschnitt verlaufendes, B e t t durch V e r k l e m m u n g e n bei der A b w ä r t s b e w e g u n g u. a. erheblich beein­ flußt werden, nicht sehr fern.

Hiermit soll n u n keineswegs b e h a u p t e t werden, daß der Gletscher tatsäch­ lich ein S t r o m aus s t a r r e n Einzelkörpern sei. Vielmehr soll zum Ausdruck ge­ bracht werden, daß die Talgletscher eine eigentümliche Zwischenstellung ein­ n e h m e n zwischen den Idealbildern einer zähen Flüssigkeit und eines Stromes aus s t a r r e n Einzelkörpern. Sie vereinigen Eigenschaften von beiden theoreti-

Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern

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sehen Grenzfällen. U n d z w a r scheinen sie sich nach d e n Ergebnissen von bei relativ zum Eisquerschnitt langsamer Eisbewegung m e h r wie zähe Flüssigkeiten, bei relativ schneller B e w e g u n g m e h r wie Block­ schollenströme zu verhalten. F ü r die Erosionsleistungen d e r Talgletscher sind a b e r gerade die der Analogie zu einem S t r o m aus s t a r r e n Einzelkörpern ent­ sprechenden u n d bisher weniger beachteten Eigentümlichkeiten von besonderer Bedeutung.

R . FINSTERWALDER ( 1 9 5 0 )

Die auf G r u n d d e r Geschwindigkeitsmessungen u n d d e r geometrischen T h e o ­ rie der Gletscherbewegung bei langsam fließenden Gletschern erzielten Erfolge hinsichtlich der E r g r ü n d u n g des Gletschervolumens u n d seines gesamten S u b ­ stanzhaushaltes lassen k a u m einen Zweifel d a r ü b e r zu, d a ß bei ihnen das Bild der zähen Flüssigkeit d e r Wirklichkeit sehr n a h e kommt. Folgerichtig w i r d m a n auch schließen, daß d e r a r t i g e Gletscher n u r eine bescheidene u m f o r m e n d e W i r ­ k u n g auf i h r e n U n t e r g r u n d ausüben u n d jedenfalls nicht a n der Verschärfung der in i h r e m U n t e r g r u n d e verborgenen Gefällsbrüche arbeiten werden.

Wesentlich anders v e r h a l t e n sich die Gletscher mit Blockschollenbewegung.

In ihnen müssen die eigentlichen Schöpfer des e x t r e m e n Formenschatzes d e r Glazialtäler gesucht werden. I h r e großartigen Leistungen k ö n n e n dem t h e o ­ retischen Verständnis durch die vorstehenden Überlegungen m. E. n ä h e r gerückt werden. Vor allem a b e r eröffnet die mitgeteilte Betrachtung, wie ich glaube, n e u e Möglichkeiten, das N e b e n e i n a n d e r b e s t e h e n v e r h ä l t n i s m ä ß i g schwach w i r k ­ s a m e r Talgletscher einerseits u n d sehr a k t i v e r andererseits zu verstehen. Auf diese Weise k a n n sie vielleicht zu einem Ausgleich d e r Anschauungen beitragen, indem sie jedem d e r teilweise noch recht verschiedenen S t a n d p u n k t e in der B e u r t e i l u n g d e r Gletschererosion in den Tälern seine Berechtigung zuweist.

3. Ü b e r d a s Q u e r p r o f i l

von

Glazialtälern

Die vorstehenden B e t r a c h t u n g e n richteten sich vor allem auf die D e u t u n g derjenigen Besonderheiten, die im Längsprofil der durch Gletschererosion u m ­ geformten Täler auftreten. Sie h a b e n aber m. E. auch eine B e d e u t u n g für die B e u r t e i l u n g d e r Querschnitte solcher Täler. Die m e h r oder weniger deutliche U - F o r m k a n n nicht w u n d e r n e h m e n als Idealquerschnitt eines u n t e r unvoll­ k o m m e n e r Deformierbarkeit durch seine B e t t r i n n e sich pressenden Stromes, dessen Righeit zum mindesten u n t e r bestimmten, vielfach verwirklichten Ver­ hältnissen so groß ist, daß die innere Reibung d e r Teilchen a n e i n a n d e r größer ist als die ä u ß e r e Reibung an der G e f ä ß w a n d u n g . Diese Eigenschaft b r i n g t es mit sich, d a ß ein solcher S t r o m nicht ü b e r a l l den G e f ä ß w a n d u n g e n gleich fest anliegt. Zeigt sich doch sogar a m Z u n g e n e n d e vielfach, d a ß der Eiskörper dort d e m Boden n u r u n v o l l k o m m e n aufliegt, d a ß also seine L a s t u n d auch seine Bodenreibung hier n u r von einem Teil seiner U n t e r l a g e aufgenommen werden.

Nach den Beobachtungen aus d e n Gletscherstollen a n d e r Marmolata von L. H A N D L ( 1 9 1 7 ) und den weiteren Mitteilungen h i e r ü b e r von R. v. KLEBEI.SBERG ( 1 9 4 8 ) gilt dies in gewissem Umfange auch für das obere Firnfeldgebiet.

H . CAROL'S wichtige Feststellungen ü b e r Vorgänge bei d e r Rundhöckerbildung a m G r u n d e des oberen Grindelwaldgletschers ( 1 9 4 3 , 1947) lassen v e r m u t e n , daß bei der Gletscherbewegung ü b e r u n e b e n e m G r u n d der von O r t zu O r t wech­ selnde B e r ü h r u n g s d r u c k des Eises, gesteigert durch das E i n t r e t e n von Druck­ verflüssigung und Plastischwerden des Eises, allgemein in erheblichem A u s m a ß schwankt. Das Gesamtergebnis d e r von Ort zu O r t zweifellos ungleich h a r t e n

• 2 *

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H. Louis

B e r ü h r u n g des sich bewegenden Eiskörpers mit seinen B e t t w a n d u n g e n m u ß ohne F r a g e die H e r a u s a r b e i t u n g einer U-ähnlichen Querschnittsform sein.

Viel ist d a r ü b e r gestritten worden, ob der U-Querschnitt aus einem ehemals V- o d e r \ / -förmigen Talquerschnitt m e h r durch Erosion an den S e i t e n w a n ­ dungen oder a m Boden zu d e u t e n sei. Eine generelle A n t w o r t auf diese F r a g e ­ stellung gibt es schwerlich. Sicher sind Fälle vorwiegender Tiefenerosion der Gletscher und vorwiegender Erosion a n i h r e n S e i t e n w a n d u n g e n in von Ort zu O r t wechselnder Häufigkeit und Großartigkeit neben einander verwirklicht, ohne daß in jedem Falle ein Beweis des Vorwiegens der einen oder anderen möglich w ä r e (daher die A n d e u t u n g beider Möglichkeiten in d e m Idealprofil Abb. 2). Ist doch einerseits die A u s a r b e i t u n g einer übertieften F e l s w a n n e u n t e r einer Talstufe in einem Glazialtal ein untrüglicher Beweis s t a r k e r Tiefenerosion des Gletschers. A b e r es gibt bekanntlich auch Fälle, in welchen a m Boden eines Troges eine mit M o r ä n e n m a t e r i a l zugefüllte, nicht m e h r U-förmig ausgearbei­ tete Talkerbe e r h a l t e n ist. In diesen Fällen w i r d die Ausgestaltung des Troges eher auf Erosion des Gletschers a n seinen S e i t e n w a n d u n g e n zurückzuführen sein. Im Hinblick auf die Theorie der glazialen Verschärfung v o r h e r existieren­ der Gefällsbrüche wird m a n v e r m u t e n dürfen, daß die Ausformung der Trog­ gestalt ü b e r einer Talstufe vorzugsweise der Erosion des Gletschers an seinen Seitenwandungen, am Fuße der Talstufe dagegen in s t ä r k e r e m Maße der gla­ zialen Tiefenerosion zuzuschreiben ist.

Es erscheint vorteilhaft, die von der B e t r a c h t u n g der Konsistenz der Glet­ scher ausgehenden Überlegungen auch auf die Unregelmäßigkeiten im Quer­ profil der Glazialtäler anzuwenden. Diese t r e t e n uns mit den Begriffen Schliff­ grenze u n d Schliffkehle, Schliffbord u n d Trogschulter entgegen. Im Hinblick auf sie besteht ü b e r die Auffassung der Schliffgrenze als oberer Grenze des seitlich an den Talflanken dahinbewegten u n d scheuernden Eisstromes wohl Einigkeit. Weniger allgemein aber scheinen die sich a u f d r ä n g e n d e n Folgerungen aus dem besonderen Formenschatz a n der Schliffgrenze bisher beachtet zu sein.

Dieser besteht bekanntlich in folgendem (vgl. hierzu Abb. 2 u. 3): Das durch die scharfen F o r m e n subaerischer V e r w i t t e r u n g b e s t i m m t e G e ­ hänge, meist die vom H a u p t k a m m herabziehenden Nebengrate, n e h m e n von einer b e s t i m m t e n Höhe an a b w ä r t s z u g e r u n d e t e F o r m e n an. Jedoch ist i m m e r oberhalb der Stelle, an der die g e r u n d e t e n F o r m e n einsetzen, oft deren obersten S a u m noch mit umfassend, eine merkliche V e r s t e u e r u n g des Gehänges w a h r ­ n e h m b a r , ehe weiter a b w ä r t s wieder geringere Böschungen folgen. Dieser B e ­ fund h a t bekanntlich A. P E N C K ZU der in vielen Fällen sehr treffenden N a m e n gebung Schliffkehle veranlaßt. A b e r es ist bisher meines Wissens nicht deutlich zum Ausdruck gekommen, daß aus diesem Befund oftmals eine Vorstellung über die Mindestgröße der abscheuernden W i r k u n g des ungefähr horizontal am Ge­ h ä n g e entlang bewegten Talgletschers e n t n o m m e n w e r d e n kann. Das ist d a n n möglich, w e n n das m i t t l e r e Gefälle der K a m m l i n i e des Nebengrates oberhalb der Schliffkehlenversteilerung so mäßig ist, daß diese K a m m l i n i e durch den einspringenden Gehängeknick der Schliffkehle eine deutliche Abknickung er­ fährt (vgl. Abb. 2).

Solch plötzliche Tieferschaltung des allgemeinen Gehängeprofils an der Schliffgrenze ist sehr häufig. Die Größenordnungen, u m die es sich hierbei h a n ­ delt, bewegen sich gewöhnlich zwischen m e h r e r e n M e t e r n bis zu m e h r e r e n Zeh­ n e r n von Metern. Sie geben den B e t r a g an, u m den die abscheuernde W i r k u n g des am Gehänge entlang b e w e g t e n Talgletschers an seinem oberen Ufersaum

Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern

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der a b t r a g e n d e n W i r k u n g der subaerischen V e r w i t t e r u n g u n d Denudation in d e m ü b e r die Gletscheroberfläche aufragenden Gebiet vorausgeeilt ist, auf diese Weise den einspringenden Winkel a m Gehänge hervorrufend.

Diese, so oft feststellbare, allgemeine Tieferschaltung des Gehängeprofils u n t e r h a l b der Schliffkehle beweist im übrigen, daß die sogenannte SchwarzWeißgrenze für die Ausbildung der Schliffkehle n u r eine zusätzliche, nicht die Hauptrolle spielt. W ä r e in dem gedachten Sinne die Schliffkehle eine n u r i m Niveau der Eisstromhöhe am G e h ä n g e eingearbeitete Kerbe, d a n n m ü ß t e n in d e r a r t i g e n Hangprofilen die Schlifflächen u n t e r h a l b der K e h l e n e i n k e r b u n g u n ­ gefähr die u n t e r e n Fortsetzungen der oberhalb der Schliffkehlenversteilerung gelegenen Böschungen sein. Sie liegen aber in der Regel deutlich tiefer als diese gedachten Fortsetzungen (vgl. die A n d e u t u n g dieser Verhältnisse in Abb. 2).

y

tieferer

Troggrund

Abb. 2. Schematisches Querprofil eines Trogtales mit steilen Schliffbordflächen.

(Feingestricheltes Profil deutet den präglazialen Talquerschnitt an. Ausgezogener Troggrund entspricht der A n n a h m e geringer glazialer Tiefenerosion. Grobgestrichel­ ter Troggrund entspricht der A n n a h m e starker glazialer Tiefenerosion.)

Aus der W ü r d i g u n g der hohen S t a r r h e i t z u m mindesten der oberflächen­ n ä h e r e n Schichten des bewegten Gletschereises w ä r e auch theoretisch zu fol­ gern, daß im Nährgebiet der Vereisung, also oberhalb des Ablagerungsbereiches von M o r ä n e n m a t e r i a l , eine abscheuernde W i r k u n g der Gletschererosion schon a m Ufersaum mit einem merklichen B e t r a g einsetzen m u ß . Jedenfalls spricht in der N a t u r nichts dafür, daß diese W i r k u n g e t w a generell gegen den Ufersaum des Gletschers zum B e t r a g e null absinkt, wie es aus der Vorstellung des Glet­ schers als zäher Flüssigkeit mit gegen den Rand auf den W e r t null zurück­ gehender Bewegungsgeschwindigkeit herzuleiten wäre. Die Beobachtungen ü b e r die Schliffkehle sprechen vielmehr ebenfalls für eine Ausgestaltung der Glazial­ täler durch Gletscher, deren B e w e g u n g vom Typus der Blockschollenbewegung w a r oder ihm wenigstens v e r w a n d t war.

Setzt die erosive B e a r b e i t u n g der B e t t w a n d u n g e n in einem betrachteten Querschnitt schon am S a u m e des Gletschers mit einem merklichen Betrage ein, so ist als sehr wahrscheinlich anzunehmen, daß sie nach der Tiefe zu, in welcher ja die Eismasse u n t e r e r h ö h t e m Druck an der W a n d u n g e n t l a n g scheuert, im allgemeinen noch größere W i r k u n g e n hervorruft. M a n wird also im Querprofil des Gletscherbettes mit a n den B e t t w a n d u n g e n nach a b w ä r t s z u n e h m e n d e n Erosionsbeträgen des Eises rechnen dürfen. Freilich ist nicht allgemein zu be­ stimmen, ob die M a x i m a dieser Erosionsbeträge in der Tiefenlinie selbst liegen,

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H. Louis

oder ob sie schon v o r h e r zu beiden Seiten a n z u n e h m e n sind u n t e r Nachlassen der Erosionsbeträge gegen die Tiefenlinie selbst. Wie schon v o r h e r erörtert, k o m m e n sicherlich beide Möglichkeiten, die der vorherrschenden Tiefenerosion des Eises u n d die ü b e r w i e g e n d e r Erosion an den Seitenhängen, tatsächlich vor.

Die Vorstellung von der Z u n a h m e der Gletschererosion vom R a n d s a u m nach der Tiefe erscheint wichtig für die Unterscheidung von Schliffbord u n d Trog­ schulter, welche wohl nicht i m m e r mit d e r wünschenswerten Deutlichkeit durchgeführt wird. Recht häufig findet m a n u n t e r der Schliffkehle breite, stark geneigte, geglättete Flächen entwickelt, welche dennoch merklich flacher sind sowohl als die versteilten P a r t i e n u n m i t t e l b a r oberhalb der Schliffkehle als auch als die nach u n t e n folgenden eigentlichen T r o g w ä n d e . In solchen Fällen entsteht die Frage, ob es sich u m s t a r k ü b e r f o r m t e alte Talbodenreste, also u m echte Trogschultern handelt.

Hält m a n sich vor Augen, daß der wahrscheinliche Querschnitt eines durch einen v o r b e i s t r ö m e n d e n Talgletscher ü b e r a r b e i t e t e n , vordem geraden oder schwach k o n v e x e n Hanges (vgl. Abb. 2) im oberen Teil die V e r s t e u e r u n g ober­ halb der Schliffkehle aufweisen m u ß , d a n n u n t e r h a l b der Kehle fast in P a r a l ­ lelität z u m ursprünglich v o r h a n d e n e n Böschungswinkel, a b e r nach u n t e n all­ mählich steiler werdend, sich fortsetzen m u ß , bis er schließlich in die eigent­ lichen T r o g w ä n d e übergeht, so sieht m a n die Möglichkeit, solche F o r m e n ohne Zuhilfenahme alter Talbodenreste zu erklären. Namentlich dann, w e n n die Nei­ gung jener z u g e r u n d e t e n Flächen u n t e r h a l b der Schliffkehle, aber oberhalb der T r o g w ä n d e ebenso groß oder noch größer ist als das durchschnittliche Gefälle des Gehänges bzw. der K a m m l i n i e der Nebengrate, welche oberhalb der durch die Schliffgrenze b e w i r k t e n V e r s t e u e r u n g zum H a u p t k a m m hinaufziehen, liegt keine V e r a n l a s s u n g vor, a n alte Talbodenreste als Ursachen dieser Flächen m ä ß i g e r e r Böschung ü b e r den eigentlichen T r o g w ä n d e n zu denken. Bei ihnen handelt es sich ohne Zweifel lediglich u m Schliffborde, d. h. u m vom vorbei­ s t r ö m e n d e n Eise abgehobelte Flächen, die nach a b w ä r t s infolge der nach der Tiefe gesteigerten Abschürfarbeit des Eises, für die v. DRYGALSKI (1912), P H I L I P P SON (1912) u. a. eine Reihe von A r g u m e n t e n vorgebracht haben, in die T r o g w ä n d e übergehen. D e r a r t i g e Schliffborde, die allem Anschein nach nicht auf alte Tal­ bodenreste zurückgehen, sind, wie m i r die n ä h e r e B e t r a c h t u n g vieler H a n g ­ profile gezeigt hat, in den Alpen häufiger als wohl gemeinhin a n g e n o m m e n wird.

Das d e u t e t auch v. KLEBELSBERG (1948 S. 353) an.

Erst dann, w e n n die oberhalb der T r o g w ä n d e liegenden eisüberschliffenen Verflachungen geringere Neigung besitzen als das Gehänge oberhalb der von der Schliffkehle h e r r ü h r e n d e n V e r s t e u e r u n g , bzw. als die K a m m l i n i e n der von dort zum H a u p t k a m m hinaufführenden N e b e n g r a t e (vgl. A b b . 3) ist mit einiger Sicherheit auf das Zugrundeliegen alter Hangverflachungen oder Talbodenreste zu schließen. In solchen Fällen liegen echte Trogschultern vor. Daß derartige Trogschultern sogar zu m e h r e r e n ü b e r e i n a n d e r tatsächlich v o r k o m m e n , u n d sich als überformte Reste alter Talböden erweisen lassen, ist seit L UTENSACII'S Tessinarbeit gesichert u n d ist auch in vielen a n d e r e n Fällen erwiesen.

A b e r nicht genügend beachtet scheint m i r bisher die Unterscheidung der bei­ den eben a n g e d e u t e t e n grundsätzlich verschiedenen Trogquerprofile mit V e r ­ flachungen oberhalb der T r o g w ä n d e , des echten Trogschulterprofils mit ziemlich flachen Schulterflächen u n d des Schliffbordproflls mit weit steileren Böschungen oberhalb des eigentlichen Troges. Die Trogschulterprofile finden sich am häufig­ sten in glazialen Landschaften mit a u s g e p r ä g t e m Stockwerkbau, m i t einem

Zur Theorie der Gletschererosion in Tälern

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Mittel- oder Flachrelief in der Höhe u n d j ä h e n T a l k e r b e n d a r u n t e r . Die Schliffbordprofile finden sich vor allem in Gebieten mit hohen, m ä ß i g steilen Durch­ schnittsböschungen. W e r d e n in tief z e r t a l t e n Gebirgen die G e h ä n g e gar zu steil, so ergibt sich bei s t a r k e r Talvergletscherung d e r von DISTEL ( 1 9 1 2 ) beschriebene Typus der ganztaligen Tröge.

Abb. 3 . Schematisches Querprofil eines Trogtales mit echten Trogschultern. (Die Schulterflächen sind flacher als das allgemeine Kammgefälle oberhalb der Schliff­ kehle. Ihre Entstehung ist daher durch die einfache A n n a h m e einer allmählichen Zunahme der glazialen Erosionsbeträge v o n der Schliff kehle an nach abwärts n i c h t erklärbar. Grob gestrichelt: Eine mögliche Form des zugrunde liegenden präglazialen Talprofils. Sie zeigt Talterrassen.)

Hier sollte vor allem darauf hingewiesen w e r d e n , d a ß ein Trogprofil mit steilem Schliffbord ohne w e i t e r e s aus der glazialen U m f o r m u n g eines v o r h e r bestehenden einfachen K e r b - oder Sohlentales hergeleitet w e r d e n k a n n u n t e r der physikalisch wahrscheinlichen A n n a h m e , d a ß die Erosion des Talgletschers an der Schliffgrenze mit einem b e s t i m m t e n B e t r a g einsetzt, daß sie h a n g a b w ä r t s gegen den B e t t g r u n d zunächst z u n i m m t bis zu einem M a x i m u m u n d d a ß sie d a n n u n t e r U m s t ä n d e n gegen die B e t t m i t t e w i e d e r a b n e h m e n k a n n . Die Ein­ tiefung des Profils a n der Schliffkehle gibt hierbei einen A n h a l t für die vom Gletscher a m R a n d e m i n d e s t e n s geleistete Erosionsarbeit.

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Ms. eing.: Juni 1951.