Brockamp, B.

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Herausgegebenvon der Deutschen Gesellschaft für Polarforschungund dem Deutschen "Archiv für PolarforschungPräsident des wissenschaftlichen Beirates: Prof. Dr. Bernhard Brockamp, Münster1. Vorsitzender: ORR.Kapitän Alfred Ritscher, Hamburg2. Vorsitzender und Schriftleiter: Studienrat Kurt Ruthe, Holzminden"Schatzmeister: Senator Max Naumann, AchimGeschäftsführer: Karl-Heinz Tiedemann, KielGeschäftsstelle: Kiel, Eckernförder Str. 1. Verlag: Weserland-Verlag, HolzmindenVersand der Zeitschrift nur an MitgliederPostscheckkonto: Senator Max Naumann, Achim, Hannover 3110~,Der Bezugspreis ist im Mitgliedsbeitrag enthaltenIV - Jahrgang 29 .: 1959 - Heft 1!2 - Erschienen: Mai 1961Zur Erfassung des Aggregatzustandes von Morünen und GletschernVon B. Brockamp, Münster *)Nachstehend seien einige überlegungen zur Feststellung des Ag g,r e g a t -zu s t a n des von Grundmoränen unter alpinen Gletscherzungen mittels geophysi-kalischer Methoden mitgeteilt.Die er führen bekanntlich Gesteinsmaterial als Ober-, Innen- undGrundmor e mit sich.Bei der Grundmoräne handelt es sich1. um Material, das aus der Umrandung des Firngebietes stammt, das sozu-n als Markierungszeichen einer St inie mit dieser an die Sohle des Glet-ers gelangt ist, und das teilweise als d-' oder Stirnmoräne endet;2. um Material, das der Gletscher du h Gefrieren oder Hobeln am Untergrundsgelöst hat oder, als Sonderfall zu 2.,(um alte Gletscher-Ablagerungen, die bei einem Gletschervorstoß überfahrennach 2. aufgearbeitet worden sind.)Kriecht ein trockener Geröltstrom langsam talwärts, so erwärmt sich hierbei1 kg Geröll bei einer spezifischen Wärme des Gerölls von 0,25 cal!g um 0,94 0 Cpro 100 m Abstieghöhe,' weil praktisch die ganze Fallarbeit in Wärme umgewan-delt wird. Der durch die Unterlage des Geröllstromes kommende Erdstrom wirdin den langsam fließenden Geröllstrom eintreten.Fließt statt des Geröllstromes ein Gletscher aus Gebieten mit negativer Tem-peratur talwärts, so wird sich 1 kg Eis (spezifische Wärme von Eis 0,5 cal!g) bei100 in Abstieg zunächst um 0,47 0 erwärmen (~ dem vertikalen Temperatur-Gradient der Luft). Hat das Eis Schmelztemperatur angenommen, so herrschtin jedem Punkt des Gletschers die dem jeweiligen Druck entsprechendeSchme1ztemperatur. Der Wärmestrom von unten (30-50 cal/cm2 im Jahr) kann nurin die Partien des Gletschers eintreten, in denen negative Temperatur bis zum*) Prof. Dr. B. Brockamp, Münster/W., Geophysikalisches Institut,Boden herrscht, in Partien von Schmelztemperatur wird er zum Schmelzen von~ Yz cm Eis pro Jahr verbraucht.Wird .einc G run d m 0 r ä n e mit einem Gletscher talwärts bewegt, so wirddas Moränenmaterial, da seine spezifische Wärme zwischen der des Eises und derdes Gerölles liegt, um mehr als Yz 0 C pro 100 m Abstieg seine Temperatur erhöhen.In einer solchen Grundmoräne dürfte 0 0 (resp. Schmelztemperatur) früher erreichtwerden als bei einem talwärtsfließenden Gletscher. Auch der Abschmelzprozeß ander' Basis der Moräne dürfte entsprechend schneller vor sich gehen.Stößt ein Gletscher von Schmelztemperatur über eine gefrorene ä I te r eMo r ä n e na b lag er u n g vor, so wird durch den Wärmestrom von unten und ausdem Gletscher von oben zunächst das Eis der Moräne auf die dem Druck entsprechendeSchmelztemperatur !lebracht, dann erst greift der Schmelzprozeß von der Basis der Mo-räne her Platz; bei gleichmäßiger Durchsetzung des Eises mit Gesteinsmaterial tretenAbschmelzbeträgebis zu einigen Zentimtern pro JahrauL An der Bewegung nichtbeteiligtes Moränenmaterial kann sich also im gefrorenenZ u s t an d e u n t e r e i.n e m G let s c her I a n g e Z e i t haI t e n.j In Gletscher und Moränen negativer Temperatur dringen Temperatur-Schwin-gL111gen [Tagcs-, J ahrcs-großperiodische Klimaschwankungen] entsprechend ihrerPeriode und Amplitude gemäß der Gleichung der Wärmeleitung ein. Bei tempe-rierten Gletschern ist der Vorgang durch Schmelz- und Gefriervorgänge kompli-zierter.Zum Erfassen des A g g r e g atz u s t an des einer Moräne - auch unterGletschern oder Inlandeis - kommen besonders die seismischen und elektrischenMethoden der Geophysik in Frage; auf die Voraussetzungen für die Anwendbarkeitdieser Methoden für das vorliegende Problem sei nachstehend besonders in An-schluß an (3) und (4) eingegangen.Die seismische Methode: Abbildung 1 bringt die Geschwindigkeit longitudinalerWellen in Wasser und Eis in' Abhängigkeit von der Temperatur, in Eis nach Landolt-Börnstein, in Eis nach W. Lotze (5) 1957 und G. de Q. Robin (6) 1958. Bei den Mes-sungen Lotzes handelt es sich um Laboratoriums-Untersuchungen an Eisproben, die1955 in Münster, bei den Messungen Robins um solche, die 1955 in Cambridge und1956 im Eisstollen des Jungfraujoches durchgeführt wurden. Die Unterschiede inden Geschwindigkeitswerten beider Autoren sind daraus zu erklären, daß Robinbei den benutzten Frequenzen und den Abmessungen der Proben Geschwindig-keiten im Kontinuum, Lotze aber nicht reine Stabgeschwindigkeiten erhält.Die für unsere Fragestellung wesentliche Änderung der Geschwindigkeit liegtbeim Übergang von der festen zur flüssigen Phase. Die Geschwindigkeit ändert sichsprunghaft von 1,38 km/sec für Wasser von 0 0 C auf 3,3 rsp. 3,6 km/sec für Eisvon 0 0 C. Die Temperaturabhängigkeit der Schallgeschwindigkeit ist im Wasserklein, von der gleichen Größenordnung ist sie in Eis unterhalb - 2 0 C.; fürEis erfolgt die größte Geschwindigkeitsänderung von rv 0 0 bis rv 0,5 0 C. Dief - - \Schallgeschwindigkeit ist bestimmt für Flüssigkeiten durch v = l l/K Q, für Fest-.. .../K + 4fs Ukorper durch v = V . (K Kompressinonsmodul, f1 Righeit, Q Dichte).QIn Abbildung 1 ist die Dichte Q von Wasser und Eis in Abhängigkeit von derTemperatur mit eingetragen. Die wesentliche Änderung von 9 % liegt auch für Qbeim Übergang festlflüssig. *)Da die Grundmoräne aus Gestein und Wasser, bzw. Gesteinkomponente undEis besteht, ist beim Übergang von nicht gefrorener Grundmoräne in gefrorene je*) Das Auftreten des großen Valenzwinkels von ~ VO 0 bedingt ein großes Dipolmomentdes Wassermolel\üls, das wiederum eine starke Schwarmbildung von [H20J1; [H,OJ,;lH,Oj. und [H,Oj, nach sich zieht. [H,Oj, bis [H,O]s treten in unterschiedlichen Kristall-Aggregaten auf; diese zeigen eine starke Temperatur-Abhähgigkeit. [H20j1 herrscht beihohen Temperaturen vor, [H,O], bei tiefen. [H,OJs besitzt ein besonders weitmaschigesGitternetz. Beim Gefrieren gehen alle Wassermoleküle in diesen sperrigen tridymit-artigen Kristall-Gitterverband über und bedingen die Dichteabnahme von 9 %.120Abb. 1: SchallgeschwmdigkeIt v - - -, DIchte Q - m Wasser und EIS m Abhängtgkertvon der Temperaturnach dem Gesteinsanteil eine entsprechende Geschwindigkeitserhöhung zu erwar-ten. (1. S, 90) Für nichtgefrorene Grundmoräne mit starken Ton- und kleinemGesteinsanteil liegt die Geschwindigkeit bei 1,5 - 1,7 km/sec; sie dürfte in gefro-renem Zustand - je nach Gesteinsanteil - bei 4,0-4,5 km/sec liegen.Robin rechnet mit gleichen Werten für gefrorene Moränen in der Antarktis.Aber auch anstehendes Sediment ergab nach Robin bei -10 0 C 4,60 rn/sec, an-stehendes, gabbroides Material 6,47 km/sec. (Im Labor bei -10 0 C 6,39 km/sec,eine andere Probe 6,52 km/sec, Sediment 4,92 km/sec; leider sind die Werte beipositiven Temperaturen nicht angegeben). Bei den seismischen Refraktions-Mes-sungen der EPF (1949-1951) in Grönland wurden Geschwindigkeitswerte für dieSchichten unter dem Eis von 4,2 - 6,6 km/sec gefunden. Die Geschwindigkeit vonl IOichta 9t11SchallgeschwindigkeitJ,0,9998h--01980, ,'>~-o-o-o..! 1-'0--0-__)- -0-000-0 :\,80 km/sek- 1tEis C1-0-0--0--0--0 -o-~II.970 3.00tO -30 0 -200 -10.0 +10 0 +20 0 +300 tO, Q .l;n t') l) n-'1.40 km/sek I,930 e: -- ------- V'Wosser----;< -23 9 ~i5. 917 Ä..1214,2 - 4,8 ktnJsec interpretiert J.J. Holtzscherer (7) als einer gefrorenen Grund-moräne zugehörig. Für gefrorenen Boden in Rußland und Alaska werden Geschwin-digkeitswerte von 4,0 - 4,8 km/sec angegeben. Förtsch und Vidal (8) fanden beiihren Untersuchungen auf dem Gurgler-Ferner eine das Eis unterlagernde Schichtmit der Geschwindigkeit von 4,07 - 4,47 km/sec, die die Verfasser als gefroreneMoräne deuten; als Mächtigkeit dieser Schicht folgt 50-100 m, größer als die der-zeitige Dicke des Gletschers. Die Geschwindigkeitsunterschiede in "gefrorener undnichtgefrorener Moräne sind so groß, daß eine klare Entscheidung über ihren Aggre-gatzustand zunächst leicht erscheint.Seismische Geschwindigkeiten sind aber bekanntlich nicht eindeutig nurein e m Material zuzuordnen. In diesem Sinne sind auch die vorstehenden Aus-führungen zu werten. Eine Einengung, ob es sich bei der den Gletscher unter-lagernden Schicht um Grundmoräne handelt oder nicht, läßt sich dadurch gewin-nen, daß seismische Geschwindigkeits-Bestimmungen auch in der Umgebung desGletschers im Anstehenden ausgeführt werden. (Die Hänge alpiner Gletscher z. B.Pasterze) tragen vielerorts Seitenmoränen der vorhergehenden Hochstandslagen(1850), die im Sommer ungefrorendem Fels aufliegen. Ein Blick unter die Pasterzevom Gletscherrande her, zeigte, daß der Fels in diesem Gebiet nicht von einetGrundmoräne überlagert ist; des weiteren, daß das Eis nur auf einigen Füßen, ohneZwischenschaltung von Moränen dem Fels, aus dem Wasser austritt, "aufsteht".Diese Darstellung, die z, Z. für die seitliche Felsunterlage der Pasterzehänge gilt,braucht für das flacher verl,aufende Gletschertal nicht zuzutreffen.)Auch Reflexions-Seismogramme können einen weiteren Beitrag zur Inter-pretation, ob es sich überhaupt um eine Moräne handelt, geben (1). Zeigt die Re-flexion 2 gut unterscheidbare Einsätze (1. Einsatz Eis/Moräne; 2. Einsatz Moräne/Fels)deren zeitlicher Abstand zum Gletscherrand und längs der Zunge in bestimmterWeise als Ausdruck einer Dickenänderung dieser Schicht sich ändert, so kann auchdieses zur Diskussion mitherangezogen werden (1). Wichtig ist ferner das Ampli-tuden-Verhältnis dieser Einsätze. Unter sonst gleichen Bedingungen hängt dieAmplitude der Reflexion von dem Schallwellenwiderstand Qi Vi und Q2 V2. DerReflexionskoeffizient R ist bei senkrechtem Einfall und bei Vernachlässigung derAhsorbtion in beiden Medien bestimmt durch:R = Qi Vi - Q2 V2, Qi Vi + Q2 'V2Aus den Werten für:a) für Eis Qi 0,9; Vi 3,6 km/sec,b) .Iür ungefrorene Moräne Q2 1,5; V2 1,7 km/sec,c] für gefrorene Moräne (12 1,5; V2 4,2 km/sec,d) für Fels Qs 2,6; vs 5,5 km/sec.folgt R (a/b) F = - 0,12, R (a/c) = 0,32, R (a/d) = 0,63; bei R (a/b) tritt ein Phasen-sprung im Reflexionseinsatz auf. Für a/b/d ist R doppelt so groß wie für a/c/d.Refraktions- und reflexionsseismische Messungen können nach vorstehendenAusführungen bei geschickter Meßanordnung und Auswertung ein Aufschlußgeben, 1. ob es sich bei der das Eis unterlagernden Schicht um eine Moränehandelt, 2. ob diese "Moräne" gefroren ist oder nicht. Eine sichere Entscheidungdürfte nicht immer mit der Seismik möglich sein.Eine weitere Einengung in der Diskussion vermag die Geoelektrik zu geben.2. Elektrische Methoden: Abb. 2 zeigt den elektrischen Widerstand Qin Abhängigkeit von der Temperatur im Bereich von _50 bis + 15 0 C für Ton undLehm nach Laboratoriums-Messungen in Münster von W. Lotze (1956) (10).Der Widerstand, der im positiven wie negativen Temperaturbereich eineschwache Temperatur-Abhängigkeit zeigt, ändert sich beim Gefrierpunkt um etwa2 Zehnerpotenzen; hierdu erscheint es möglich mittels einer der geoelektrischenMethoden (Widerstandsm ode, Induktive Methode, Tellurik, Magneto-Tellurik)eine Aussage über die Lei igkeit der darunterliegenden Schicht zu geben und so,101000Q",±q-~~~ /m0 "A\ .lehmia,rSand A"cT,,~"" Cl~o404000,Q1g-liD O· +10~Spezi!isd>er Widerstand ~ von Bodenproben (Ton 0, lehmiger Sand &.)beim Gefrieren n.w. Latzeon Eisen Fre-bei 88.unser Pro-möglichst unter Mitbenutzung der seismischen Daten, die Interpretation weiter ein-zuengen. Bestens wird man auch bei den elektrischen Arbeiten, wie oben bei denseismischen Arbeiten erwähnt, entsprechende Kartierungs- und Sondierungs-Mes-sungen in der Nähe des Gletschers ausführen. "Elektrische Messungen auf dem Aletsch-Gletscher, die durch L. tagnard ver-anlaßt wurden (C. Lefevre, A. H. Fournier, M. M. P. Albertinoli, A. Bauer, A.Blum, L. Cagnard) und gleichartige Untersuchungen auf dem Glacier Saint Sorlin(1957) (Queille-Lefevre, M. M. Bauer et Girard) ergaben sehr hohe Werte desWiderstandes für das Eis von Alpengletschern (7 Millionen Ohm/m es konn-ten auch Mächtigkeitsbestimmungen am GI. Saint Sorlin (bis 5 hgeführtwerden.V. Fritsch, der den Hintereisferner nach der Ersatzkapazitätsmethode verrnes-hat, bringt an gleicher Stelle (1949) eine Abbildung über Ab. chen Widerstandes von Temperatur (- 50 0 bis - 10°)z) die als Abb. 3 hier wiedergegeben ist. Nach Abb. 3 istdikeit des elektrischen Widerstandes von Eis im Frequenzbereic 1-7 KHz. der Widerstand zeigt zwischen 7 und 2 KHz nur eine ,kleine Frequenz-ab it unterhalb 2 KHz' wird diese immer stärker, und zwar tritt diese beihöheren emperaturen (- 10 0 ) klarer hervor.Abb. 4 bringt der Vollständigkeit halber die Dielektrizitäts-Konstanach F. von Eder in Abhängigkeit von der Temperatur bei unterschiedquenzen. Die statische Dielekirizitäts-Konstante von Wasser bei 0 0 CUn ungen, nur die unterschiedliche Dielektrizitäts-Konstante fürblem nden, sind bisher nie ekannt geworden.Zur Klärung der Frage, ob ein letscher (oder auch Inlandeis) von gefroreneroder nicht gefrorener Moräne (oder Gestein) unterlagert ist, wird man in Zukunftmit Vorteil eine Kombination von refraktions- und reflexionsseismischen Messungenmit elektrischen Methoden (beim Inlandeis besonders der magneto-tellurischen Me-thode) anstreben.Derartige kombinierte seismische und elektrische Untersuchungen sind auf derInternationalen Glaziologischen Grönlandexpedition 1959 vorgenommen, worüber inder Expeditions-Veröffentlichung (Meddelelser om Greenland) durch M. Hochsteinberichtet wird..3E 2E-c0f»'"S?'<-17 23 It---.. t:"requenz KHzAbb. 3: Widerstand des Eisesaus V. Fritschn. Winfsch-."~'"'""...~'"~ \ '~~--- - -- +--\ 1\' 1\ \ ~\\\ \ , \ ~-30\ ,-~5" ~:\ \ -fO~ -61~K' -ZO·\ 1\1 ,~ \. '\. \\~l\ ~"'I ,~ \. ,I~," ~ ~ ..... ;..., ~~Abb. 4: Dielektrizitätskonstante von- Eisnach F. Eder80[' ,706050IH)3020101 10 100V[KHZ}Literatur;1a. B. B r 0 c kam p und K. W ö 1c k e n ; Die seismischen Ergebnisse der Haupt-expedition;1b. B. B r 0 c kam p: Wiss. Ergebnisse der Deutschen Grönland-Expedition A.Wegener, Bd. I, Leipzig 1933. Ergänzende Untersuchungen.2. B. B r 0 c kam p: Überlegungen zur Temperaturverteilung im Inlandeis aufGrund seismischer Ergebnisse. Wiss. Ergebn. der Deutschen Grönland-Expe-dition A. Wegener, Bd. III, Leipzig 1935.3. B. B r 0 c kam p : Nachtrag zu den Wiss. Ergebn: der Deutschen Grönland-Expedition A. Wegener. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontolige, Abh.93, '1951.4. B. Brockamp: Verfahren zur Feststellung des Temperatur- und Aggregat-zustandes in Gefrierzylindern von Gefrierschächten. Dez. 1950. Patentschrift:NT. 916044, Klasse 5c.5. W. Lot z e: Schallgeschwindigkeitsmessungen von Eis in Abhängigkeit vonDruck und Temperatur. Zeitschrift f. Geophysik, Bd. 23, 1957.6. G. d e Q. R 0 bin in; Norwegian-British-Sverige Antarctic Expedition 1949-52.Scientific Results. Vol. 5, Glaziology III, Oslo 1958.7. J. J. Hol tz s c her er: Rapports scientifiques des Exped. Polaires Francai-ses, N IIh, 1954.8. O. F ö r t s c h u. H. V i d a 1: Die seismische Vermessung des großen GurglerFerners in den Ötztaier Alpen. Gerlands-Beiträge zur Geophysik, Bd. 67, H. 1,1958.9. E. von E der: Ann. der Physik, Bd, 1, 1947.10. W.L 0 tz e : Beitrag zur Methodik der Karstuntersuchungen auf geoelektrischerBasis. Dissertation Münster, 1956.11. Colette Lefevre et M. H. Fournier: Mesures et enregistrements telluriques sur leGlacier d'Aletsch. Comp. rend. 244, 1957.12. Colette Lefevre, P. Albertinoli, A. Bauer, A. Blum, 1. Cagnard, A. H. Fournier:Mesures electricues et telIuriques sur le grand glacier d' Aletsch. Ann. d.Geophysiques 13, 1957.13. 1. Ca g n a r d : Abaque pour sondage electrique sur glace. Ann. d. Geophys. 15,Nr ••w4, 1959.14. Mme C. Qu e i 11 e - L e f e v r e, M. M. Bauer et Girad: Premier essai demesure electrique .d'epaisseur d'un glacier (Glacier Saint-Sorlin) Ann. d. Geo-phys. T 15, Nr. 4, 1959.15. B. B r 0 c kam p : Erweiterter Nachtrag zu den wiss. Ergebn. der DeutschenGrönland-Expedition A. Wegener. Deutsche Geodätische Kommission bei derBayerischen Akademie der Wissenschaften. Reihe B. Angewandte Geodäsie,Heft Nr. 48, München 1959.16. V. Fr i t s c h : Grundzüge der angewandten Geoelektrik, Wien 1949.Strahlungskurve, allgemeine Zirkulation und EiszeitenVon Walter Wundt, Freiburg 1. Br. *)I. Die Strahlungskurve nach Mi I a n k 0 vi t c h - berechnet aus der' perio-disch schwankenden Stellung der Erdachse, der Lage des Perihels in der Erdbahn.und ihrer wechselnden Exzentrizität - hat als Erklärung für die Eiszeiten immerBeachtung, aber auch viele Gegner gefunden (vgl. 8, S. 154 und lOb). Im letztenJahrzehnt sind nun neue Gesichtspunkte dazugekommen, die dazu auffordern, diefrühere Beurteilung und Ausdeutung der Strahlungskurve eingehend nachzuprüfen.Va n Wo er kom (9) und B r 0 u wer haben die Kurve unter Beibehaltung der*) Prof. Dr. Walter Wundt, (17b) Freiburg i. Br., Urbanstraße 3.,

Zur Erfassung des Aggregatzustandes von Moränen und Gletschern

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