Inhaltsverzeichnis

1.  EINLEITUNG.  2

2.  DER PERIGLAZIALBEGRIFF  2

3.  PERMAFROST  3

3.1  ALLGEMEINES.  3

3.2  PERMAFROST IN DEN ALPEN.  3

4.  PERIGLAZIALE PROZESSE.  4

4.1  PERIGLAZIALE VERWITTERUNGSVORGÄNGE  4

4.1.1  Physikalische Frostverwitterung.  4

4.1.2  Chemische Verwitterung.  6

4.2  WEITERE FROSTDYNAMISCHE PROZESSE  6

4.2.1  Frosthub und Frostschub.  6

4.2.2  Kammeisbildung.  6

4.2.3  Kyroturbation.  7

4.3  MASSENBEWEGUNGEN.  7

4.3.1  Solifluktion.  7

4.3.2  Frostkriechen und Kammeis-Solifluktion.  8

4.3.3  Lawinen und Rutschungen.  9

4.4  WEITERE PROZESSE DER EROSION, DENUDATION UND AKKUMULATION  9

4.4.1  Nivation.  9

4.4.2  Fluviale Prozesse  9

4.4.3  Äolische Prozesse.  9

5.  PERIGLAZIALE FORMEN  10

5.1  BLOCKGLETSCHER ALS BODENFROSTFORM  10

5.2  SOLIFLUKTIONSFORMEN.  11

5.3  FROSTMUSTERSTRUKTUREN.  13

5.3.1  Strukturböden.  13

5.3.2  Texturböden.  14

5.4  RASENSCHÄLEN ALS WEITERE FORM.  14

6.  VERBREITUNG DER PERIGLAZIALGEBIETE  15

6.1  REGIONALE ABGRENZUNG.  15

6.2  REGIONALE DIFFERENZIERUNG.  15

6.3  DIE PERIGLAZIALE HÖHENSTUFE.  15

6.4  VERTIKALE GLIEDERUNG UND PERIGLAZIALE HÖHENGRENZEN.  16

6.5  DIFFERENZIERUNG IN DEN ALPEN.  17

6.6  AKLIMATISCHE ENTSTEHUNGS- UND VARIANZFAKTOREN.  18

6.6.1  Relief.  19

6.6.2  Gestein  19

6.6.3  Vegetation.  20

6.6.4  Anthropogene und zoogene Aktivitäten.  20

7.  VERÄNDERUNG  20

7.1  ENTWICKLUNG SEIT DEM PLEISTOZÄN.  20

7.2  AKTUELLE ENTWICKLUNG.  21

8.  LITERATURVERZEICHNIS  22

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1. Einleitung

Bereits früh wurde erkannt, dass rezente periglaziale Erscheinungen auch außerhalb der (sub)polaren Zonen anzutreffen sind, und zwar oberhalb einer gewissen Höhengrenze in den Hochgebirgen. Die Alpen sind ein solches Gebiet, in dem kaltes Klima geomorphologisch wirksam wird und dabei einen diesem Raum eigenen periglazialen Formenschatz schafft. Auf den folgenden Seiten soll nun - nach einer begrifflichen Einführung - zunächst ganz allgemein auf die periglazialen Prozesse und Formen und die wichtige Erscheinung des Permafrosts eingegangen werden, so weit sie für die Alpen relevant sind. Mit der Verbreitung dieser Phänomene im Raum sowie ihrer Varianzfaktoren befasst sich ein weiterer Abschnitt meiner Arbeit. Zum Abschluss komme ich auf vergangene und noch zu erwartende Veränderungen hinsichtlich des Auftretens periglazialer Erscheinungen zu sprechen.

2. Der Periglazialbegriff

„Periglazial“ bedeutet wörtlich übersetzt „das Eis umgebend, im Umkreis der Gletscher“ (griech. peri = um herum, lat. glacies = Eis). In diesem engeren Sinne wurde der Begriff 1905 von dem Polen Walery von Lozinski in die Wissenschaft und Literatur eingeführt: er wandte ihn speziell auf Klima und Morphologie in der Umgebung der pleistozänen Inland svereisung an. Der Terminus ist vom Wortursprung her jedoch unglücklich gewählt und führt mitunter zu fa lschen Vorstellungen. Periglaziale Prozesse erfordern keinerlei Beziehung zu Gletschern ¹ , bleiben also nicht auf deren nahe Umgebung beschränkt, sondern können unter bestimmten Voraussetzungen auch in weit von Gletschern entfernten, eisfreien Gebieten wirken. So wurde der Be griff in der Folge inhaltlich erweitert und bezeichnet im heute gebräuchlichen Sinn Prozesse, die unter kaltklimatischen Bedingungen ablaufen. Der Frost, vor allem die Bodengefrornis, steuert die Morphodynamik und schafft einen typischen Formenschatz. In manche Definitionen werden zusätzlich frostklimabeeinflusste Aspekte äolischer und fluvialer Vorgänge miteinbezogen.

Weiter gefasst wurde der Begriff zudem in der Hinsicht, dass er sinngemäß auf die heutigen Kaltklimate übertragen wurde und nun sowohl fossile, vorzeitliche als auch rezente, gegenwärtige Phänomene und Gebiete umfasst.

Neben diese klimatische und vor allem geomorphologische Komponente des Begriffs „periglazial“ trit t noch die regionale Verwendung des Adjektivs: die Periglazialgebiete, in denen sich die eben aufgeführten und später noch zu erläuternden Prozesse und Formen konzentrieren.

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3. Permafrost

3.1 Allgemeines

Eine dauerhafte, tiefgründige Bodengefrornis ist - neben häufigen Frostwechseln - die kaltklimatische Voraussetzung für periglaziale Formung. Sie ist in vielerlei Hinsicht morphodynamisch wirksam, weshalb häufig die Verbreitung von Permafrost mit der Ausdehnung des peri- glazialen Raumes gleichgesetzt wird.

Der Boden und das darunter anstehende Gestein muss über einen längeren Zeitraum hinweg gefroren bleiben, um als Daue rfrostboden (permanere = verbleiben) eingestuft zu werden. Dazu darf ab einer gewissen Tiefe die Temperatur den Nullpunkt nicht überschr eiten. Eine darüberliegende, unterschiedlich mächtige Schicht taut jährlich auf und wird als Auftauboden bezeichnet. Unterhalb des Permafrosts steht der Niefrostboden an, der entsprechend seiner Bezeichnung nie gefroren ist - er ist dem wärmeren Erdkern nä her, und der von oben eindringenden Kälte wirkt der

Permafrost isolierend entgegen. Je nach Anteil der von Dauerfrost betroffenen Fläche und Temperatur-Jahresmittel untersche idet man kontinuierlichen ² , diskont inuierlichen ³ und sporadischen ⁴ Permafrost. Außerdem ist der Übergang zu

lediglich jahreszeitlicher Bodengefrornis, sogenanntem Winterfrostboden, nicht immer eindeutig zu bestimmen.

3.2 Permafrost in den Alpen

Während der Permafrost in seinen typischen Verbreitungsgebieten wie Sibirien eine Mächtigkeit von bis zu 1500 Metern erreichen kann, ist das Vorkommen in den Alpen vorwiegend sporadischer und weniger tiefgründiger Natur. Insgesamt werden aber doch 5% der Alpenfläche

¹ periglaziale und glaziale Prozesse schließen sich i.d.R. sogar aus (Lexikon der Geographie 2002, S. 33)

² geschlossene Verbreitung; Jahresmittel unter -6°C als Faustregel (Semmel, S. 18)

³ mehr als 50% der Fläche im Untergrund dauerhaft gefroren (Semmel, S. 18); vielfach fossilen Charakters

⁴ fleckenhaft; Frostinseln in ansonsten ungefrorenem Untergrund

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von alpinem Permafrost eingenommen, und damit das Zweifache der vergletscherten Gebiete (Veit 2002, S. 111).

Nach Veit (2002, S. 111) kann Permafrost oberhalb 2400 Metern sporadisch auftreten. 300 bis 400 Meter darüber folgt der Übergang zum diskontinuierlichen Permafrost ⁵ , und ab 3300 Metern kann er unter günstigsten Umständen, wie unter Geröllhalden im hochalpinen Gelände, auch kontinuierlich vorkommen. Das tatsächliche Auftreten hängt letztendlich von der Energiebilanz und somit der Strahlungsexposition und Luft- bzw. Bodentemperatur ab. So kann es unter Umständen in extremen Schattenlagen schon ab 1000 Metern zu Bodenfrost kommen. Als Ind ikatoren für Permafrost gelten die Blockgletscher, die später noch näher erläutert werden.

4. Periglaziale Prozesse

Die meisten der nun aufgeführten physikalischen und geomorphologischen Prozesse sind in ihrem Wirkungsbereich nicht auf die periglaziale Umgebung alleine beschränkt, sondern sind auch für andere Klimaregionen typisch. Aber im periglazialen Raum laufen sie besonders aktiv, intensiv und in Kombination miteinander ab, um die so charakteristische und einzigartige periglaziale Landschaft mit ihrer Formenvielfalt zu schaffen. Frost als Sammelbegriff für eine Menge Einzelprozesse ist der entscheidende Faktor, der direkt oder indirekt sämtliche bedeutende periglazialen Formungsprozesse beeinflusst. Zusätzlich wirken weiterhin einige „normale“ Prozesse, die durch die Frostwirkung geprägt ihre typisch periglazialen Eigenschaften erha lten.

4.1 Periglaziale Verwitterungsvorgänge

Die Endprodukte dieser Gesteinszersetzung bilden den Ausgangspunkt für weitere typisch periglaziale Prozesse der Materialverlagerung und -sortierung.

4.1.1 Physikalische Frostverwitterung

Die mechanische Verwitterung durch Frost ist die Folge einiger grundlegender frostdynamischer Prozesse:

• Während Wasser bei 4°C die größte Dichte und das geringste Volumen aufweist, kommt es durch Gefrieren und Eiskristallisation zu einer Volumenzunahme von 9%. Auf die umgebenden Gesteinsflächen wird dabei erheblicher Sprengdruck - sogenannter kyrostatischer Druck - bis zu 2100kg/cm² ausgeübt (Schreiner 1992, S. 72), was die

⁵ für die Untergrenze des diskontinuierlichen Permafrosts in den Alpen wird eine Jahresisotherme von -1 bis -2°C

angenommen (Veit 2002, S. 111)

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maximale Gesteinszugfestigkeit von 250 kg/cm² weit übersteigt. Solche idealen Voraussetzungen und maximalen Drücke werden jedoch nur in einem geschlossenen System erreicht, wie es in der Natur nicht gegeben ist. Die Temperatur, bei der das Wasser im Gestein also tatsächlich gefriert, unterliegt zusätzlich anderen Faktoren. • Wasser wirkt als Dipol und wird von anderen Wasser- und Eismolekülen angezogen. Diese Anziehungskraft ist umgekehrt proportional zur Dielektrizitätskonstanten, die für Wasser 81 und für Eis lediglich 2 beträgt. Eis zieht Wasser dementsprechend stärker an als Wasser. Das bedeutet, „überall dort, wo im Boden Eis auftritt, wird aus den umliegenden Partien Wasser zur Frostfront angesaugt, [...] sogar Wasserdampf aus der Luft“ (Weise 1983, S. 43). Dieser auf die Gefrierfront gerichtete Wassertransport hat den dritten Grundprozess zur Folge. • Durch oben genannten Prozess wird dem noch nicht gefrorenen Boden ⁶ Wasser entzogen und lokal als klares Bodeneis (engl. segregated ice) angereichert, das in Form von Linsen, Lamellen, Körpern und Lagen den Boden durchsetzt. Auf der anderen Seite führt die Dehydratation zu einer Schrumpfung - vor allem bei vorheriger hoher Wassersättigung -und es kommt zur Riss- und Spaltenbildung.

• Das gerichtete Wachsen von Eiskristallen senkrecht zur Abkühlungsfläche spielt ebenfalls eine wesentliche Rolle; nicht nur bei der Gesteinszermürbung, sondern auch bei der späteren Sortierung und Versetzung des entstandenen Verwitterungsmaterials. • Nicht durch Volumenzunahme des Eises, sondern durch Schrumpfung ist der Tieffrost-Schwund (oder -kontraktion) an der Kornzerkleinerung beteiligt. Bei starker und gleichze itig schneller Temperaturerniedrigung bilden sich Risse und Spalten im Gestein. Von den genannten Prozessen bedingt die Bildung von Bodeneis und Eiskristallen mehr noch als die natürliche Volumenzunahme den Sprengeffekt von gefrierendem Wasser. Dieser Prozess verstärkt sich gewissermaßen selbst, indem neues Eis weiteres Wasser aus der Umgebung anzieht und anlagert.

Das Gefrieren von Wasser wird nicht allein von einer niedrigen Temperatur bedingt, sondern hängt auch ab von Faktoren wie Korngröße, Klüftung, Porenvolumen, Leitfähigkeit, Wassergehalt oder Verunreinigung. Für die Wirksamkeit der Frostprozesse von besonderer Bedeutung sind Häufigkeit und Intensität des Frostwechsels: der Wirkungsbereich der Frostsprengung ist abhängig von der Zahl und dem Tiefgang ⁷ der Frost-Tau-Zyklen. Die Frostsprengung erzeugt Material aller Größenklassen, von eckigen Gesteinsscherben (Frostschutt) über Sand bis hin zu feinstem Schluff. Dieses Material erfährt dann weitere Zerkleinerung, Versetzung oder Sortierung.

⁶ Voraussetzung ist ein verlangsamtes Eindringen der Frostfront

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4.1.2 Chemische Verwitterung

Die chemische Verwitterung der Periglazialregion wurde lange vernachlässigt und ist noch nicht ausreichend erforscht. Aufgrund niedriger Temperatur, Bindung des Wassers über Monate hinweg und geringer biotischer Aktivität wird ihr jedoch weit weniger Bedeutung als der mechanischen Verwitterung zugewiesen.

4.2 Weitere frostdynamische Prozesse

Eine wichtige Rolle, vor allem im Rahmen der Massenbewegungen, spielen die Einzelprozesse des Frosthubs und der Kammeisbildung.

4.2.1 Frosthub und Frostschub

Gefriert Bodenwasser zu Bodeneis, wird bei der Eiskristallisation Druck erzeugt. Dieser wirkt parallel zum Temperaturgradienten und damit meist senkrecht zur Oberfläche: der Boden wird gehoben, man spricht von Frosthub. Selbstverständlich kann die Frostfront auch seitlich eindringen, in diesem Falle liegt Frostschub vor.

Die Frosthebung ist für das Phä nomen des Steinauffrierens verantwortlich. Steine wandern durch Frost-Tau-Zyklen an die Oberfläche. Dafür gibt es unterschiedliche Erklärungsansätze: Frostdruck-Hypothese: Steine sind bessere „Kälteleiter“, so dass an ihrer Unterseite eine -

Frosthub-Hypothese: Der Stein friert im Feinmaterial fest und wird mit angehoben. Ein -