MKL1888:Gletscher

Gletscher (in Tirol Ferner, in Glarus Firre, Firn, in Kärnten Keß, Käß, in den Tauern Kahr, franz. Glacier, in den Pyrenäen Serneille, ital. Ghiacciaja, Vedretto, norweg. Brae [Sneebrae, Jisbrae], isländ. Jökull), Eisströme, welche ihren seeartigen Ursprung in den Firnschneefeldern haben und sich langsam thalabwärts bewegen. Die Firnschneefelder (A der Figur, S. 424) bilden sich in der Region des „ewigen Schnees“ aus den atmosphärischen Niederschlägen, in den höchsten Thälern der Hochgebirge, unter großen nördlichen und südlichen Breiten im Innern des polaren Binnenlandes. Durch Druck darüber ausgebreiteter neuer Schneefälle und durch Zusammensintern wird der zuerst lockere Schnee in grobkörnigen (Firn, névé) umgewandelt, und echte Firnfelder können sich mithin nur dort bilden, wo in hoch gelegenen Kesselthälern die Schneemassen sich aufhäufen, während selbst hoch hinaufragende, aber einzeln gestellte Gipfel keine Firnfelder und deshalb auch keine G. besitzen. Im weitern Verlauf des Prozesses vereist der grobkörnige Firnschnee mehr und mehr in den tiefsten Lagen des Firnfeldes, tritt als Gletschereis an einer tiefsten Stelle (Firnlinie) aus dem Firnschneesee in Stromesform aus und fließt nun im engen Anschluß an die Konfiguration des zu Thal führenden Wegs, mit ihm sich verbreiternd oder verengernd, und Bergriegel, welche quer durch das Thal ziehen, übersteigend, langsam hinab. Trotz mannigfacher Übergänge zwischen Firnschnee, Firneis und Gletschereis sind die Substanzen in ihren typischen Varietäten gut unterscheidbar und charakterisieren sich in erster Linie durch einen abnehmenden Gehalt an eingeschlossener Luft. So fand Nicolet in 1 kg Firnschnee 64, in der gleichen Menge weißen, blasenreichen Firneises 15 und im blauen, blasenfreien Gletschereis 1 ccm Luft. Das Gletschereis hat eine von sonstigem, durch direktes Frieren aus Wasser entstandenem Eis verschiedene Struktur. Unterwirft man ein Stück Gletschereis der Abschmelzung, so zerfällt dasselbe nach einiger Zeit in einzelne Stücke, welche nach der optischen Untersuchung kristallographische Individuen sind, aus denen also die Gletschermasse in Aggregatform zusammengesetzt ist. Die Größe dieser Gletscherkörner schwankt selbst im einzelnen G., ist am obern Ende geringer als an den tiefern Stellen, wo sie bei kleinern Gletschern Walnußgröße, bei größern die eines Hühnereies erreichen, in einzelnen Fällen selbst bis zu 10 cm und darüber anwachsen kann. Es ist behauptet worden, daß die Eiskörner eines Gletschers orientiert seien, d. h. eine parallele Stellung ihrer optisch-kristallographischen Achsen zeigten; dem wird aber von neuern Forschern allgemein widersprochen. Durch den Wechsel in der Beschaffenheit der Lagen, welche sich namentlich in dem obern Teil des Gletschers als eine verschieden weit fortgeschrittene Umwandlung des Firns in Gletschereis charakterisiert, ist oben häufiger und deutlicher als weiter thalwärts eine Schichtung im Eis des Gletschers nachweisbar. Viel markierter ist aber eine Blätterstruktur im Eis, die widersinnig zur Schichtung, wenn diese überhaupt nachweisbar ist, verläuft, also eine Art falscher Schieferung (s. d.), mit welcher sie auch hinsichtlich der Entstehung durch Druck identifiziert worden ist. Sie beruht auf einem Wechsel zwischen Blättern von blasenreichem, mehr an Firneis erinnerndem weißen Eis und solchen eines blasenfreien und dichtern blauen Eises. Da das letztere schwerer schmelzbar ist als das erstere, so entstehen an der Oberfläche des Gletschers durch stärkeres Abschmelzen des weißen Eises Rillen, welche, schwächer entwickelt, eine Art Moireezeichnung auf der Oberfläche hervorbringen, tiefer eingeschnitten, eine Sammelstelle für Staub und Sand abgeben können, so daß Schmutzstreifen sich bilden, die aber (nach Heim) von denjenigen scharf zu unterscheiden sind, welche oft in konvex nach unten gebogenen Kurven von variierenden Abständen über den G. hinüberziehen. Sie sind Erzeugnisse der Gletscherstürze (s. unten) und bei dem treppenförmigen Abbrechen des Eises durch in die Stufenwinkel eingewehten Staub entstanden, welche dann nach der Regelation des Gletschers unterhalb des Bruches zunächst gerade Linien bilden und erst später infolge der stärkern Bewegung der Mittellinie des Gletschers (s. unten) kurvenartig ausbiegen.

G., welche ihr Material aus nur einem Firnfeld beziehen, heißen einfache G. (Rhônegletscher, Oberaargletscher in Bern), zweifach oder mehrfach zusammengesetzte diejenigen, bei denen zwei oder mehrere Quellströme sich vereinen; der Fietscher G. in Wallis und der Vernaggtgletscher im Ötzthal seien als Beispiel für erstere, der Gorner G. am Monte Rosa und der Aletschgletscher in Wallis für letztere angeführt. Auch ist man gewöhnt, die großen, ihr Eis tief ins Thal hinab liefernden G. als solche erster Ordnung (nach Saussure) oder Thalgletscher (Hochstetter) von denen zweiter Ordnung (Hängegletscher, Hochgletscher, Jochgletscher nach Hochstetter), den kleinern, kürzern, welche nur hoch gelegene Felsenthäler ausfüllen, zu unterscheiden, wobei freilich viele verknüpfende Zwischenformen unterlaufen. Endlich hält Heim drei Typen der G. auseinander: die alpinen, zu denen auch die des Kaukasus, des Himalaja etc. zählen, langgestreckte Eisströme von verhältnismäßig geringer Breite mit relativ nicht großen Firnfeldern als Ursprung; die norwegischen, durch ungeheure, ganze Hochplateaus bedeckende Firnfelder, von denen eine Mehrzahl von Gletschern zu Thal wandern, ausgezeichnet, und die grönländischen, radial gegen das Meer ausstrahlende Abfuhrkanäle des sanft ansteigenden Eises des Binnenlandes (Inlandeis).

Der Winkel, unter welchem der Weg, den die G. einschlagen, geneigt ist, ist ein sehr verschiedener. Sind bei Hängegletschern Winkel selbst über 30° häufig, so ist das Bett der G. erster Ordnung meist nur 5°–8°, wenig häufig 10°, ganz selten und gewöhnlich dann nur an einzelnen Stellen, an denen sich ganz analog zu den Wasserfällen Eisstürze (Rhônegletscher, Pasterze am Glockner) ausbilden, bis zu 30° geneigt. Bei den gewaltigen grönländischen Gletschern handelt es sich meist nur um einen Neigungswinkel von wenigen Minuten. Unebenheiten des Untergrundes führen zur Bildung von Querspalten und zwar Erhöhungen zu Tagesspalten, welche nach oben, Vertiefungen zu Grundspalten, welche nach abwärts weiter klaffen. Längsspalten entstehen bei Verbreiterungen des Bettes, und durch gleichzeitige Herausbildung von Längs- und Querspalten wird die Eismasse in säulenförmige Gestalten (Eisnadeln) zerspalten.

Bewegung der Gletscher.

Die Schnelligkeit der thalwärts gerichteten Bewegung ist, weil von mannigfachen Faktoren abhängig, eine sehr verschiedene. Großer Nachschub aus bedeutendem Firnfeld, größere Neigung des Terrains, höhere Temperatur während des Sommers wirken beschleunigend, der Mangel dieser Bedingungen verlangsamend auf die Bewegung ein. Ferner haben die einzelnen Punkte eines und desselben Gletschers nicht gleichförmige Bewegung. Im Oberlauf wandert der G. schneller, im Unterlauf langsamer und, ganz analog einem Wasserlauf, in der Mitte schneller als an den Rändern. In toten Winkeln kann Stillstand, ja selbst ein lokales Aufwärtswandern eintreten, während die angeblich beobachtete Bewegung einzelner Teile des freien Gletschers bergauf wohl nur auf Beobachtungsfehlern beruht. Die folgende Tabelle gibt zunächst Zahlen für den mittlern täglichen Fortschritt einiger G.:

Unteraargletscher	0,140–0,211	Meter
Mer de Glace, Montblanc, Mittel von 1788 bis 1832	0,321	„
Pasterze (Tirol)	0,06–0,43	„
Tunsbergdalsgletscher (Norwegen)	0,087–0,395	„
Lodalbrae (Norwegen)	0,102–0,654	„
Torsukatak (Grönland)	6,150	„
Jakobshavngletscher (Grönland)	15,0–22,46	„

Ferner fügen wir zur Charakteristik der Differenz in der Rand- und Mittenbewegung folgende von Agassiz und seinen Genossen auf dem Unteraargletscher gewonnene Zahlen bei:

		Entfernung von der Mittellinie	Jährl. Mittel 1842–45
		Meter	Meter
nach dem nördlichen, linken, Ufer	$\left\{{\begin{aligned}\\\\\\\\\\\\\\\\\\\end{aligned}}\right.$	682	3,0
		653	5,6
		608	20,7
		533	48,7
		459	55,3
		308	62,8
		158	67,4
		22	70,0
nach dem südlichen, rechten, Ufer	$\left\{{\begin{aligned}\\\\\\\\\\\\\end{aligned}}\right.$	292	64,1
		406	47,6
		532	39,8
		622	11,9
		682	1,6
Mittl. Bewegung des Gletschers:		–	38,34

Wie aus der Tabelle ersichtlich, zeigen die grönländischen G. nach Hellands Untersuchungen eine ganz abnorme Geschwindigkeit, und doch sind sie, wie oben gesagt wurde, nur wenig geneigt. Der enorme Nachschub aus den Vorräten des Inlandeises ist es hier, welcher als beschleunigende Kraft wirkt.

Ganz besonders hervorgehoben zu werden verdienen die Beobachtungen, welche seitens der Schweizer Regierung und der Schweizer naturwissenschaftlichen Gesellschaft seit 1874 am Rhônegletscher angestellt werden. Aus farbigen Steinen hergestellte Linien durchschneiden den G. an mehreren Stellen und geben, alljährlich kontrolliert, ein getreues Bild der Bewegungsdifferenzen in verschiedener Höhe und Breite des Gletschers.

Über die letzten Ursachen der Bewegung der G. gehen die Ansichten auseinander. Während ältere

Ideale Gletscherlandschaft (nach Simony).
A Firnschneefelder, B Gletscherthor, C Gletscherbach; a Seitenmoränen, b Gufferlinie, c Gletschertisch, d Endmoräne.

Forscher sie nur auf die Ausdehnung zurückführen wollten, welche das Wasser beim Gefrieren erfährt, und im G. selbst einen ewigen Wechsel zwischen Auftauen und Gefrieren voraussetzten, stehen sich jetzt im wesentlichen zwei Theorien gegenüber: einige Forscher (Hugi, Forel) finden die Ursache ausschließlich in der Vergrößerung der den G. zusammensetzenden Eiskörner durch Ankristallisieren von Infiltrationswasser (thermische Theorie), die Mehrzahl (unter andern Tyndall, Forbes, Helmholtz, Heim, Pfaff) rekurrieren auf die eigentümlichen Plastizitätsverhältnisse, welche das Eis nach den Untersuchungen von Helmholtz, Tyndall u. a. in der Nähe des Schmelzpunktes zeigt, und führen auf diese im Verein mit Schwerewirkung das Fortschreiten zurück, das demnach am besten mit der Bewegung einer dickflüssigen Masse auf geneigter Ebene zu vergleichen wäre (mechanische od. Schweretheorie). Hinzu kommt, daß unter hohem Druck der Gefrierpunkt des Wassers sinkt; tiefer gelegene Eisteile des Gletschers können deshalb auch bei einer Temperatur unter 0° schmelzen; hierbei wird das gebildete Wasser ausgepreßt und dadurch eine Volumverminderung erzeugt, welche das Nachrücken höher gelegener Eismassen zur Folge hat.

Vermindert wird der G. zunächst durch oberflächliche Abschmelzung in Gegenden und zu Zeiten, wo und wann eine höhere Temperatur als 0° herrscht. Das dabei gebildete Wasser versinkt teils in Haarspalten, teils in größern Schlöten (Gletschermühlen, moulins) bis zum Untergrund, auf dem es sich unter dem G. thalabwärts bewegt, bis es am Gletscherthor (B der Figur), am untern Ende des Gletschers, als Gletscherbach (C der Figur) hervortritt. Diese seine untere Grenze findet der Eisstrom dort, wo die Abschmelzung durch die im Thal herrschende höhere Temperatur dem Nachschub an Eis die Wage hält, ein Punkt, welcher ausnahmslos tief unter der Schneelinie des betreffenden Territoriums liegt. Als Beispiel diene folgende Zusammenstellung (nach Heim):

	Breite	Schneegrenze	Untere Glet­schergrenze
		Meter	Meter
Justedalsbraeer (Norwegen)	61° 38′ Nord	1300	50
Felsengebirge (Nord­amerika; ob echte G.?)	52° 00′  „	ca. 3000	ca. 2000
Altai	51° 00′  „	2200	1250
Tátra (Ungarn)	49° 10′  „	2180	2115
Tiroler Zentralalpen	47° 00′  „	2820	1550
Hohe Tauern	47° 00′  „	2860	1700
Schweizer Zentralalpen	47° 00′  „	2750–2800	983–1000
Montblanc	46° 45′  „	2860–3100	1100
Kaukasus	43° 00′  „	2900–3600	1930
Pyrenäen	42° 30′–43°	2700–2800	2200
Karakorum	35° 20′ Nord	5670	3011
Himalaja	28° 00′  „	4800	2865
Chilenische Andes	35° 00′ Süd	2580	2100
Neuseeland	43° 36′  „	2300	210–845
Patagonien	46° 50′  „	?	0
Feuerland	54° 00′  „	1070	0

Die untere Grenze der G. ist keine unveränderliche. Die warme Jahreszeit schiebt sie hinauf, in der kalten wandern sie weiter thalwärts. Außer diesen jährlichen Schwankungen sind aber auch große Perioden des Vorrückens und des Rückschreitens der G. unterscheidbar. So ist der Rhônegletscher 1856–80 um 854 m, Mer de Glace 1866–78 im jährlichen Durchschnitt um 73 m zurückgegangen; 1879–80 hielt sich der letztere stabil, seit 1880 rückt er wieder vor. Und wie diese G., so sind jetzt zwölf der Schweizer G. wieder im Vorrücken, während sie in den 70er Jahren sämtlich im Schwinden waren. Ja, es stellt sich heraus, daß, soweit die allerdings nur dürftigen Notizen reichen, alle alpinen G. wenigstens ungefähr mit geringen Abweichungen in den Jahreszahlen des Eintritts des Wechsels dieselben Perioden des Vorrückens und des Schwindens gehabt haben. Solche Perioden sind: vorrückende Tendenz 1595–1610, 1677–81, 1710–16, 1760–86, 1811–22, 1840–50 oder 1855; rückschreitende Tendenz 1750–67, 1800–1812, 1822–1844, 1855–80. Im allgemeinen hat sich für diese Steigerung und Abschwächung der Gletscherthätigkeit ein Zusammenhang mit dem meteorologischen Charakter der betreffenden Zeitperiode ergeben, besonders wenn man, und zwar namentlich bei den größern Gletschern, einer gewissen Retardation der Wirkung gegenüber der Ursache Rechnung trägt und außerdem nur länger andauernde meteorologisch abnorme Perioden berücksichtigt, da erfahrungsmäßig einzelne auffallend kühle und feuchte Jahre ebensowenig einen Einfluß auf Ausdehnung der G. haben wie einzelne hervorragend warme auf ein Zurückgehen derselben. Daß eine weiter zurückliegende geologische Periode (das mittlere Diluvium) besonders günstige Verhältnisse für ein Anwachsen der G. dargeboten haben muß, wurde unter „Eiszeit“ und „Diluvium“ besprochen.

Die Meereshöhe der untern Gletschergrenze (s. obige Tabelle) ist zunächst abhängig von der mittlern Temperatur der betreffenden Gegend und nähert sich deshalb im allgemeinen in hohen Breiten mehr und mehr dem Meeresspiegel. Einen sehr wichtigen, diesen allgemeinen Satz wesentlich alterierenden Einfluß aber üben lokale Verhältnisse aus. So befördert die Kombination von kühlen Sommern und gemäßigten Wintern die Gletscherthätigkeit im Gegensatz zu heißen Sommern, selbst wenn diese mit kältern Wintern gepaart auftreten. Daß namentlich hohe Kälte allein durchaus nicht als beförderndes Moment aufgefaßt werden darf, dafür zeugen viele in hohen Breiten gelegene und doch der G. gänzlich oder doch fast entbehrende Gegenden; vielmehr ist ein um den Nullpunkt des öftern herumschwankender klimatischer Zustand wohl die geeignetste Bedingung für die Entwickelung der G. Reichliche Niederschläge sind ein weiteres Erfordernis, wie z. B. im Himalaja die Südseite, als den wasserbeladenen Meereswinden ausgesetzt, weiter hinunter vergletschert ist als die von trocknen Landwinden bestrichene Nordseite. Wohl auf ähnliche lokale Verschiedenheiten ist der Umstand zurückzuführen, daß die G. Patagoniens unter 47° noch bis an das Meer reichen, während die Schmelzlinie in den unter gleicher nördlicher Breite liegenden Alpen 1000–1700 m ü. M. liegt.

Geographische Verbreitung der Gletscher.

Die am meisten vergletscherten Gebiete Europas sind, abgesehen von Island und Spitzbergen, welche Inseln, ihrer Lage unter hohen Breiten entsprechend, bedeutende G. besitzen, auf die Alpen, die Pyrenäen und die norwegischen Gebirge beschränkt, unter denen die Alpen weitaus die zahlreichsten und gewaltigsten aufzuweisen haben. Hier werden 1155 G. gezählt und das vergletscherte Territorium auf 3000–4000 qkm geschätzt. Speziell in einzelnen Schweizer Kantonen entfallen bedeutende Bruchteile des Gesamtterritoriums auf die G. und Firnfelder, wie die folgenden Zahlen zeigen:

	Gletscher QKilom.	Gesamtfläche QKilom.	Proz. der Gesamtfläche
Wallis	971,7	5247,1	18,5
Uri	114,8	1076,0	10,6
Glarus	36,1	691,2	5,2
Graubünden	359,9	7184,0	5,0
Bern	288,0	6889,0	4,2
Unterwalden	13,5	765,3	1,8
Tessin	34,0	2818,4	1,2
St. Gallen	7,4	2019,0	0,37
Waadt	11,2	3222,8	0,35
Appenzell	1,1	419,6	0,26
Schwyz	1,3	908,5	0,14

Der längste unter den Alpengletschern ist der große Aletschgletscher mit 24 km Länge und einer Breite von 1,8 km, was einer Gesamtoberfläche von etwa 130 qkm entspricht. Hinsichtlich der Mächtigkeit der Eismasse ist man meist auf nicht zuverlässige Schätzungen angewiesen, da sich direkte Messungen nur an kleinern Hängegletschern vornehmen lassen. Immerhin ist man berechtigt, für die größten G. 200–400 m und in einzelnen Fällen noch mehr Mächtigkeit anzunehmen, woraus dann Heim für den Aletschgletscher eine Eismasse von 10,800 Mill. cbm berechnet. Den Alpen sind die Pyrenäen nur wenig ebenbürtig, denn unter den etwa 100 Gletschern, welche angegeben werden, dürfte sich eine Mehrzahl von bloßen Schneefeldern befinden. In der Sierra de Gredos und der Sierra Nevada in Spanien sollen ebenfalls kleine G. vorkommen. Norwegens Hauptgletschergebiet sind die Justedalsbraeer, von denen 24 G. erster Ordnung und mehrere Hundert zweiter Ordnung entspringen. Von Europas Grenzgebirgen ist der Ural gletscherfrei, der Kaukasus dagegen in seinen höhern Gipfelgruppen stark vergletschert. Als größter G. wird der Kaltschidon oder Karagan von etwa 8 km Länge angegeben. Asiens größte G. liegen im Himalajagebirge (und hier wieder in erster Linie im Transhimalaja von Kaschmir), im Hindukusch und im Karakorumgebirge. Aus letzterm wird ein G., der Baltoragletscher, von 56 km Länge beschrieben. Die Gletscherarmut, ja das fast gänzliche Fehlen derselben in Zentralasien, welches gegen diese großartige Vergletscherung der südlichen Ketten so absticht, wird auf dieselben Ursachen zurückgeführt, die, wie oben schon bemerkt, den Südabhang des Himalaja stärker vergletschern lassen als den Nordabhang: die südlichen Bergriesen fangen die Seewinde ab, und im Innern erhalten nur die höchsten Ketten noch einen Teil dieser mit Wasser geschwängerten Zufuhr. Afrika ist nach allem, was man weiß, vollkommen gletscherfrei, ebenso das australische Festland; dagegen besitzt Neuseeland eine große Anzahl sehr bedeutender G. In Nordamerika konzentriert sich die Gletscherthätigkeit in Grönland, wo eine große Anzahl gewaltiger G. die Massen des Binnen- (Inland-) Eises dem Meer zuführen; erzählt doch Helland, daß er bei einer starken Tagesreise deren 47 zu überschreiten hatte. Als großartigster wird der Humboldtgletscher genannt, der in einer Mächtigkeit von über 200 m und einer Breite von 70 km in das Meer mündet. Ein großer Teil der mitunter weit südwärts wandernden Eisberge wird durch das Abbrechen der Stirnen grönländischer, in das Meer mündender G. geliefert („Kalben“ der G.). Im übrigen Nordamerika tragen die bedeutenden Bergzüge im Westen vom Norden an bis etwa zum 44. Breitengrad zahlreiche G., von da ab nach Süden fast gar nicht mehr. Angaben von Gletschern aus dem Felsengebirge lassen nicht vollkommen klar erkennen, ob es sich um wirkliche, in ununterbrochener Thätigkeit begriffene G. handelt. Die G. fehlen ferner in dem tropischen Teil Amerikas, und nur an einzelnen Stellen der zwischen den Wendekreisen gelegenen Kordilleren sind Spuren der Gletscherthätigkeit nachweisbar; weiter nach Süden aber mehren sich die G. rasch und steigen schon in der chilenischen Provinz Colchagua (unter 34° südl. Br.) bis zu 1800 m Meereshöhe herab. Daß unter 47°, also unter der Breite der Alpen auf der nördlichen Halbkugel, dort die untere Grenze das Meer erreicht, wurde schon oben erwähnt.

Wirkungen der Gletscher.

Die geologische Wichtigkeit der G. beschränkt sich aber nicht auf den im obigen geschilderten Transport des Eises von Bergeshöhen hinab in das Thal. Es dient vielmehr zugleich der G. als Vehikel für bedeutende Felsmassen, welche von den Felswänden längs des Gletscherbettes durch die Einwirkung der Atmosphärilien, besonders aber durch Frost abgelöst werden und auf den G. niederfallen. Durch die langsame, aber stetige Bewegung thalabwärts ordnen sich die Blöcke zu zwei Reihen an, parallel zur Längsachse des Eisstroms, nahe den beiderseitigen Ufern (Seitenmoränen, Gandecken in Bern, moraines latérales, a der Figur). Bei Gletschern, welche aus der Vereinigung zweier Einzelströme entstanden sind, legen sich zwei Seitenmoränen zu einer Mittelmoräne (Gufferlinie, bandes, moraines médianes, b der Figur) zusammen, welche in Mehrzahl sich wiederholen, wenn sich drei oder mehr G. vereinen. Sie überragen oft bedeutend die Oberfläche des Gletschers, eine Erhöhung, die nicht ausschließlich auf das Gestein selbst zurückzuführen ist, sondern zum Teil ihren Grund darin hat, daß der durch die Gesteinsbedeckung vor der Einwirkung der Sonne geschützte Gletscherstreifen weniger abschmilzt als der übrige ungeschützte Teil. Besonders deutlich ist dieses Verhältnis bei den sogen. Gletschertischen (Champignons, c der Figur) nachweisbar, einzelnen in die Mitte des Stroms geratenen Blöcken, unter deren Schutz sich Eissäulen, meist 0,5–1 m, mitunter selbst 2–4 m hoch, erhalten haben, denen nun das Gesteinsstück wie der Hut eines Pilzes aufsitzt. Im Gegenteil zu solcher schützenden Einwirkung größerer Gesteinsstücke befördert aufgeflogener Staub und Sand durch seine dunklere Färbung die oberflächliche Abschmelzung, wie oben bei den Schmutzstreifen besprochen wurde. Aber auch am Grunde des Gletschers bewegt sich Gesteinsmaterial, vorwiegend in Form eines Zerreibungspulvers, welches in den dort sich bewegenden und als Gletscherbach austretenden Wassern suspendiert wird und denselben je nach der Natur der pulverisierten Gesteine verschiedene intensive Farben (Gletschermilch) erteilt. Daneben kommen auch größere Gesteinsstücke, mitunter fest im Eis eingewachsen, am Grund vor, die bei ihrer Wanderung thalwärts den felsigen Untergrund und die Seitenwände des Gletschers ritzen und polieren (Gletscherstreifen), dabei selbst aber geritzt und gestreift werden (geritzte Gerölle, Scheuersteine). Unebenheiten des Untergrundes werden geebnet, Felszacken allmählich entfernt und namentlich in der Richtung des anstoßenden Gletschers, also thalauf, gerundet u. dadurch die eigentümlichen, mit Streifung versehenen runden Formen erzeugt, die man als Rundhöcker (roches moutonnées) bezeichnet. Wo der G. sein Ende findet, dort wird grobes u. feines Material (letzteres, soweit es nicht im Bachwasser suspendiert weiter transportiert wird) zum Absatz kommen (Endmoränen, Stirnmoränen, moraines frontales, d der Figur), untermeerisch als Gletscherdelta dann, wenn der G. in das Meer mündet. Eine besondere Wichtigkeit besitzen diese Gletscherstreifen, geritzten Gerölle, Rundhöcker und Stirnmoränen als bleibende Signale, wenn sich der G. zurückzieht, und von ihrem Nachweis ist die Kenntnis der weiten Verbreitung der G. in geologischer Vorzeit ausgegangen. Immerhin ist bei der Ausdeutung solcher Anzeichen eine wohl nicht immer geübte Vorsicht zu empfehlen, da die an ehemalige Gletscherthätigkeit geknüpften Erscheinungen recht ähnlich auch durch fließendes Wasser erzeugt werden können. So ist es sicher zu weit gegangen, wenn man die sogen. Riesentöpfe (s. d.) als untrügliche Anzeichen eines in prähistorischen Zeiten an der Stelle befindlichen Gletschers auffaßt. Dieselben setzen zu ihrer Bildung strudelförmig bewegtes Wasser voraus, welches aus einer Gletschermühle stammen kann, aber nicht zu stammen braucht. In ähnlich extremer Weise ist neuerdings die erodierende Thätigkeit der G. aufgefaßt worden. Vorschreitende G. können (dafür gibt es Beispiele) ein lockeres Erdreich mit der Grasnarbe vor sich herschieben, falten und aufrollen, sie können ihre Stirn- und Grundmoränen in ein wenig festes Alluvium einwühlen; aber zwischen solchen Thatsachen und der Annahme, daß Thäler, Fjorde, Seebecken durch G. im festen Gestein „ausgehobelt“ worden seien, liegt noch ein großer Sprung – nicht jeder ist geneigt, mitzuspringen!

Geschichte der Gletscherforschung.

Unter den alten Geographen kennt schon Strabon die Eisberge und G.; unter den neuern gibt Sebast. Münster 1543 in seiner „Kosmographie“ die erste Kunde davon, genauer Simler 1574, der schon Firn und G. unterscheidet. Hottinger und Scheuchzer stellten im Anfang des 17. Jahrh. die erste Theorie über das Vorrücken der G. auf, welches sie aus der Ausdehnung des in den Gletscherspalten gefrierenden Wassers und der Ausdehnung der im Gletschereis eingeschlossenen Luft herleiteten. Christen und Altmann (1751) verbreiteten die phantastische Vorstellung eines den höchsten Rücken der Alpen von der Rheinquelle bis nach Grindelwald bedeckenden wirklichen Eismeers, aus dem die Gletscherströme sich in die Nachbarthäler verbreiteten, erklärten aber ihr Vorrücken richtiger aus den Wirkungen der Schwere. Gruners 1760 erschienenes Werk über die Eisgebirge der Schweiz faßt die ganze damalige Kenntnis der G. zusammen. Von großer Wichtigkeit für die Kenntnis der G. wurden Saussures Untersuchungen der G. von Chamonix in den Jahren 1760 und 1761, wenn auch, verdunkelt durch das Ansehen jenes verdienstvollen Physikers und Geologen, die von Bordier 1773 zuerst über das Vorrücken der G. ausgesprochene Ansicht, daß sie sich wie eine zähflüssige Masse bewegen, unbeachtet blieb und erst in unsrer Zeit durch Messung und Experiment als die richtige zur Geltung kommen konnte. In Kuhns Werk „Versuch über den Mechanismus der G.“ (1787) werden zum erstenmal die über das heutige Eisgebiet hinausragenden Moränen verfolgt und so der Grund zur Kunde eines in prähistorischen Zeiten größern Umfanges der Gletscherthätigkeit gelegt. Ramond, Studer u. a. brachten manche neue Thatsachen über G. zur Kenntnis der Physiker, L. v. Buch, Wehlenberg über ihre Verbreitung. Aber erst in die Jahre 1830–45 fällt die rastlose Thätigkeit in der Erforschung der Natur der G. Wie Saussure einst auf dem hohen Col de Géant Tage zugebracht hatte, um meteorologische Beobachtungen zu machen, so beginnen mit Hugis kühnen Forschungsreisen auf den Gletschern und firnbedeckten Gipfeln des Berner Oberlandes, deren Beschreibung 1830 erschien, die Gletscherexpeditionen, welche 1841–43 von Agassiz in Begleitung von Wild (dem Bearbeiter der vortrefflichen Karte des Unteraargletschers), Désor, K. Vogt u. a., von Forbes und den Gebrüdern Schlagintweit fortgesetzt wurden. Gleichzeitig entbrannte der heftige wissenschaftliche Streit über die frühere größere Ausdehnung der G., welche schon Kuhn (1787) und Playfair (1802) behauptet hatten, ohne daß man ihren Untersuchungen Beachtung geschenkt hätte. Venetz regte durch 1816 und 1821 erschienene Arbeiten die Frage wieder an, welche in Charpentier einen warmen Vertreter fand. Von den neuern Gletscherforschern nennen wir: Heim, Forel, Hagenbach, Simony, Gastaldi, Favre, Kjerulf, Torell, Erdmann, Credner, Berendt, Koch, Klocke, Pfaff, Hochstetter, Ramsay, Geikie, Hall, Dana, Whitney.

Aus der umfangreichen Litteratur sind im folgenden nur einige größere oder für die Geschichte der Gletscherkunde besonders wichtige Werke (soweit sie nicht schon oben erwähnt wurden) herausgegriffen: Hugi, Alpenreise (Soloth. 1830); Charpentier, Essai sur les glaciers et sur le terrain erratique (Laus. 1841); Agassiz, Études sur les glaciers (Neuchât. 1840, deutsch 1841) und „Nouvelles études“ (Par. 1847); Désor, Excursions et séjours dans les glaciers, etc. (Neuchât. 1844); Forbes, Travels through the Alps (2. Aufl., Lond. 1845; deutsch; Stuttg. 1845); Derselbe, Norway and its glaciers (Lond. 1853; deutsch, Leipz. 1855); Mousson, Die G. der Jetztzeit (Zürich 1854); Dollfus-Ausset, Matériaux pour l’étude des glaciers (Par. 1863–73, 13 Bde.); Ramsay, Old glaciers of North Wales and Switzerland (Lond. 1860); Tyndall, Glaciers of the Alps (das. 1860); Kjerulfs zahlreiche Arbeiten über norwegische G. (Christ. 1869–1881); Penck, Vergletscherung der deutschen Alpen (Leipz. 1882); Partsch, G. der Vorzeit (Bresl. 1882); Heim, Handbuch der Gletscherkunde (Stuttg. 1885).

Gletscher. Der Stand der G. unterliegt im Laufe von kürzerer oder längerer Zeit mannigfachen Veränderungen, je nachdem der Zufluß von neuem Material aus dem Firngebiet oder die Abschmelzung des Gletschereises vorherrscht. Zunehmende Ernährung und verminderte Abschmelzung bedingen eine Vergrößerung des Gletscherstroms in vertikaler und horizontaler Richtung, im umgekehrten Fall wird die Eismasse schwinden. Die klimatischen Faktoren, welche diesen Wechsel von Ernährung und Abschmelzung hervorrufen, sind je nach der Jahreszeit von verschiedener Wirksamkeit: im Sommer herrschen die aufzehrenden Kräfte vor, im Winter haben die ernährenden Momente das Übergewicht. Deshalb ist der G. im Frühling am stärksten, im Herbst ist er auf ein Minimum reduziert. Weit großartiger und auffallender sind aber die Schwankungen des Gletscherstandes im Verlauf von längern Perioden. Zeitweise nimmt ein G. ohne ersichtliche Ursache an Länge, Dicke und Breite zu, bis er ein Maximum seiner Ausdehnung erreicht hat, es tritt ein Zustand ein, in dem sich Ernährung und Ablation (s. d., Bd. 17) das Gleichgewicht halten; dann beginnt der Rückzug, indem vom Gletscherende mehr durch Schmelzen verzehrt, als durch Zufuhr ersetzt wird, bis auch das Schwinden ein Ende erreicht und abermals eine Zunahme beginnt. Die Zeit zwischen zwei aufeinander folgenden Minimen der Gletscherausdehnung bezeichnet man als eine Periode, den Beginn des Vorstoßes zeigen als Vorläufer die Zunahme der vertikalen Mächtigkeit des Firns und des Gletschers an sowie größere Gletscherbreite. Innerhalb einer solchen Periode machen sich häufig untergeordnete Schwankungen geltend, indem entweder ein Stillstand oder ein Jahr umgekehrter Veränderung eintritt. In den Alpen ist die Beobachtung gemacht, daß bei allen Gletschern die Veränderung gleichzeitig und in gleichem Sinn vor sich geht. Indessen kommen einzelne Ausnahmen vor nicht nur innerhalb des Gebiets eines Gebirges, sondern sogar unter den Gletschern eines und desselben Gebirgsstockes. Im großen und ganzen folgen auch solche G. der allgemeinen Schwankung und tritt der Umschlag aus dem einen Zustand in den andern entweder um einige Jahre verspätet oder verfrüht im Vergleich mit der Mehrzahl der G. ein; letzteres ist gewöhnlich bei kleinen und steilen Gletschern der Fall. So stieß der Unteraargletscher noch 1870 eine alte Moräne vor sich her, während alle übrigen Alpengletscher teilweise schon seit Jahrzehnten im Rückzug begriffen waren, anderseits rückten 1880 der Glacier de Bosson und der Glacier du Trient schon seit einiger Zeit vor, während die große Mehrzahl der Alpengletscher sich noch im Schwinden befand. Soweit die Berichte reichen, war der Verlauf der Perioden des Vorstoßes und des Rückzugs für die Alpengletscher folgender:

Hauptvorstoß	Hauptrückzug
1595–1610	–
1677–1681	–
1710–1716	–
–	1750–1767
1760–1786	–
–	1800–1812
1811–1822	–
–	1822–1844
1840–1850(55)	–
–	1855–1880

Seit Anfang der 80er Jahre nahm die Zahl der vorrückenden G. von Jahr zu Jahr zu, der Vorstoß begann in dem Massiv des Montblanc und machte sich dann immer weiter nach O. zu bemerkbar; der Eintritt des Maximums scheint sich von den Westalpen gegen die Ostalpen zu um ca. 40 Jahre zu verzögern. In den Zeiten des Vorrückens ist die fließende Bewegung des Eisstroms bedeutend größer als in den Abschnitten des Rückganges; damit hängt der Umstand zusammen, daß der Vorstoß sich stets in ganz kurzer Zeit vollzieht, während die Periode des Rückzugs viel länger andauert. Da die Schwankung der G. nicht bloß in Veränderungen der Länge sich kundgibt, sondern auch in der Breite und Dicke, so sind die Volumveränderungen bisweilen ganz bedeutende. Von 1856 bis 1880 hat der Rhônegletscher im ganzen fast vollständig 2 qkm an Oberfläche und 175 Mill. cbm, d. h. fast 7 Mill. cbm jährlich, an Inhalt verloren; der Obersulzbachgletscher in den Tauern ist von 1850 bis 1880 mit seiner Zunge um fast 500 m zurückgegangen, die mittlere Dickenabnahme beträgt 80–100 m, der Volumverlust in diesen 30 Jahren 60 Mill. cbm.

Als nächste Ursache des Schwankens im Gletscherstand ist die verschiedene Geschwindigkeit des Eisstroms anzusehen, die je mit der Vermehrung oder Verminderung der Dicke des letztern variiert. Die Schwankungen in der Dicke des Gletschers können eine doppelte Ursache haben, entweder eine Veränderung in dem Maß der Ernährung durch Schneefall im Firngebiet oder eine Veränderung in dem Betrag der Ablation an dem Eisstrom. Wäre nur die stärkere Abschmelzung infolge größerer Sommerwärme die Veranlassung zum Rückgang der G., dann müßten in den letzten 30 Jahren alle Sommer verhältnismäßig warm gewesen sein und den Grad des Rückzugs in jedem Jahr geregelt haben, einige kühle Sommer in diesem Zeitraum müßten einen Stillstand veranlaßt haben. Eine solche Wirkung ist aber nicht beobachtet worden. Es kann also nur eine Verminderung der Niederschlagsmenge die Ursache der Erscheinung sein. Ein einzelner schneereicher Winter hat keinen Einfluß auf die Gletscherbewegung, sondern diese regelt sich nach dem Durchschnitt einer ganzen Reihe von Jahren. Eine Verminderung der durchschnittlichen Niederschlagsmenge in einer größern Periode ruft eine Verlangsamung der Gletscherbewegung hervor; durch Anhäufung von Schnee in der Firnmulde nimmt die Stromdicke schon im Sammelbecken zu, und infolge des vermehrten Druckes steigt die Geschwindigkeit thalabwärts. Entsprechend der geringern Ablation in den Sommern einer naßkalten Periode, der größern Menge von Winterschnee, welche aufgezehrt werden muß, und der größern Geschwindigkeit, welche zur Ablation weniger Zeit als früher läßt, muß die Dicke des Eisstroms und infolge davon die Geschwindigkeit im ganzen Lauf des Gletscherstroms sich steigern. In einer Periode verminderter Ernährung sinkt das Eis im Sammelbecken und damit die Geschwindigkeit, die Ablation ist intensiver in dem warmen Sommer und kann bei der verminderten Bewegung länger wirken. Der gesamte Verlauf des Prozesses erklärt endlich, daß die Veränderung sich nicht unmittelbar geltend machen kann, sondern daß die Schwankungen des Gletscherstandes immer mehrere Jahre später eintreten müssen als der Beginn derjenigen Witterungsverhältmsse, durch welche dieselben bedingt sind. Vgl. Heim, Handbuch der Gletscherkunde (Stuttg. 1885); Neumayr, Erdgeschichte, Bd. 1 (Leipz. 1887); Forel im „Jahrbuch des Schweizer Alpenklubs“, Bd. 17–23; E. Richter, Die G. der Ostalpen (Stuttg. 1888).

Gletscher. Jede Theorie, welche die fließende Bewegung des Gletschers erklären will, muß sich auf die Veränderungen gründen, welche mit dem Gletscherkorn im Verlauf der Wanderung vom Firnfeld bis zur Gletscherzunge vor sich gehen. Diese Körner sind das wichtigste Element in der Struktur des Gletschers. Das Gletschereis besteht bekanntlich aus kristallinischen, unregelmäßig geformten Eiskörnern, deren Größe vom Firnfeld durch die Zunge hinab stetig zunimmt. Über den Vorgang selber, durch welchen aus dem winzigen Eiskristall im pulverigen Hochschnee zuerst ein Firn-, dann ein Gletscherkorn wird, welches aber trotz einer Große von mehreren Kubikzentimetern doch immer nur ein Kristall bleibt, sind verschiedene Ansichten geäußert. Nach der einen sollen die Gletscherkörner unter Druck sich in dem Falle zu einem Kristall verbinden, wenn ihre Kristallisationsachsen parallel liegen. Beim Verschieben der Gletscherkörner im G. abwärts werde dieser Fall um so häufiger eintreten, so daß im Gletscherende nur große Körner vorhanden sind. Nach Forels Ansicht dagegen wächst das Gletscherkorn durch das Schmelzwasser, welches von der Oberfläche durch Spalten und die feinen Zwischenräume zwischen den einzelnen Körnern in die Tiefe dringt und, seines geringen Wärmeüberschusses bald beraubt, immer neue Eisschichten um die bereits vorhandenen Kristalle lagert. Die so stattfindende Wärmezufuhr werde von der winterlichen Durchkältung völlig paralysiert. Durch die Volumvermehrung eines jeden einzelnen Eiskornes muß aber auch die ganze Eismasse des Gletschers wachsen und sich aufwölben, und die Eisbewegung, das Fließen der G., würde nicht, wie man allgemein annimmt, von der Schwere, sondern von der Wärme herrühren. Um diese Ansicht auf ihre Richtigkeit hin zu prüfen, benutzte Forel eine ausgedehnte Eisgrotte im Arollagletscher im Kanton Wallis, welche gestattete, tief im Innern des Gletschers Untersuchungen über die physikalische Beschaffenheit des Eises anzustellen.

1) Bei den Untersuchungen über die Infiltrierbarkeit des Eises stellte sich heraus, daß das Eis im Innern der G. für Wasser nicht durchlässig ist. Die Spalten zwischen den Gletscherkörnern sind nur dort offen, wo der G. der Wärme und Abschmelzung ausgesetzt ist; im gesunden Eise sind dieselben geschlossen. Dieser Thatsache der Undurchdringlichkeit des gesunden Gletschereises gegenüber sind die Theorien, welche die Vergrößerung des Gletscherkornes durch Gefrieren des in den G. eindringenden Wassers erklären, unhaltbar geworden. An den Eiswänden der Grotte waren überall die sogen. Forelschen Streifen (oberflächliche Schmelzstreifen) zu sehen. Es sind das feine parallele Vertiefungen, welche auf dem Gletscherkorn sichtbar werden, wenn dasselbe im Abschmelzen begriffen ist. Ihre Breite beträgt 0,25–0,5 mm. Sie geben dem Eisstück ein Aussehen, als ob es aus Platten von der angegebenen Dicke zusammengesetzt wäre. Ein bestimmtes Verhalten dieser Platten zur optischen Achse des Eiskristalls konnte bisher nicht nachgewiesen werden.

2) Temperatur im Innern der G. Nimmt man an, daß die G. von der Isotherme von 0° geschnitten werden, so muß es auf dem G. eine oberflächliche Schicht von einigen Metern Dicke geben, in welcher sich die Temperaturschwankungen der äußern Luft noch bemerkbar machen. In einer gewissen, bei der schwachen Wärmeleitung des Eises geringen Tiefe wird sich dann eine unveränderliche Schicht finden, deren Temperatur im allgemeinen der mittlern Jahrestemperatur der Luft entsprechen wird, jedoch mit der Abweichung, daß das Gletschereis sich niemals über 0° erwärmen kann. Unterhalb der Isotherme von 0° wird also der G. in der Tiefe eine konstante Temperatur von 0°, oberhalb derselben aber eine solche von weniger als 0° besitzen, und zwar je weiter aufwärts, um desto tiefer wird die Temperatur sein. Bei den Temperaturmessungen im Eise des Arollagletschers ergab sich nun, daß die Temperatur des Eises im Mittel 0,01–0,02° unter dem Gefrierpunkt liegt, obgleich das Eis im Schmelzen begriffen war. Diese Erniedrigung des Gefrierpunktes findet ihre hinreichende Erklärung in dem Druck, welcher durch die hier 40–50 m betragende Mächtigkeit des Eises ausgeübt wird. Ja das Eis befindet sich thatsächlich über dem ihm zukommenden Schmelzpunkt, welcher bei dem angenommenen Druck auf −0,03° stehen müßte. Das Ergebnis ist also, daß die Eismasse an den Gletscherenden sich im Hochsommer in einem Temperaturzustand befindet, welcher Schmelzung bedingt, wenn auch der faktische Schmelzpunkt unter 0° liegt.

Rückschreiten und Vorrücken der Alpengletscher. Die Rückzugsperiode, welche um die Mitte des laufenden Jahrhunderts begann, hat für einen Teil der Alpengletscher ihr Ende erreicht. Im W. der Schweiz hat sich seit einigen Jahren sogar ein Gebiet des Gletscherwachstums entwickelt. Es dehnt sich aber nur sehr langsam nach O. aus. Im ganzen sind 55 G. bekannt, bei denen ein Anwachsen der Eismasse mit mehr oder minderer Gewißheit konstatiert ist. Nur für das Massiv des Montblanc läßt sich mit Bestimmtheit sagen, daß alle G. in der Zunahme begriffen sind; bei andern Massiven ist es wenigstens für die Mehrzahl der G. der Fall, während gleichzeitig sich andre in stationärem Zustand oder sogar noch in der Abnahme befinden. Letzteres gilt besonders von denen der Walliser und Berner Alpen. Alle vorstoßenden G. liegen westlich von der Gotthardlinie und verteilen sich auf folgende Massive: Pelvoux, Grand Paradis, Montblanc, Dent du Midi, Mont Colon, Weißhorn, Monte Rosa, Mischabel, Weißmies, Galenstock, Blümlisalp, Finsteraarhorn und Wetterhorn. In den Ostalpen sollen im Ortlergebiet einige G. Zeichen eines beginnenden Vorstoßes gegeben haben.

Gletscher. Nach den bisherigen Beobachtungen über die Natur der Gletscherbewegung ging die allgemeine Ansicht dahin, daß ein G. sich wie eine zähflüssige, plastische Masse bewege. Daraus ergab sich der ganz natürliche Schluß, daß Eis plastisch sei. Da jedoch ein einzelnes Eisstück keine Spur von Plastizität erkennen ließ, im Gegenteil einen hohen Grad von Starrheit zu besitzen schien, so gab man die Annahme von Plastizität auf und suchte nach einer andern Erklärung für die bei der Gletscherbewegung beobachteten Erscheinungen. Daß dieselben nicht auf die Wirkungen der Regelation zurückzuführen sind, haben die Versuche von Forel dargethan, nach denen die Wasser enthaltenden kapillaren Spalten nur auf die Oberflächenschicht beschränkt sind (s. Gletscher, Bd. 18). Neuere Untersuchungen, welche MacConnel und Dudley A. Kidd anstellten, haben jedoch auf das entschiedendste dargethan, daß Gletschereis plastisch ist. Durch einen Zufall wurde gleich beim ersten Experiment der Beweis geführt, daß nicht bloß das Maß, sondern überhaupt das Vorhandensein der Ausdehnung durch die Struktur des Eises bedingt ist. Zugleich wurde durch die Untersuchungen die Ansicht widerlegt, daß Regelation bei dem Bewegungsvorgang eine wesentliche Rolle spiele. Infolge der verwickelten Struktur des Gletschereises ließ sich eine Beziehung zwischen der Anordnung der Eiskristalle und der Geschwindigkeit der Ausdehnung nicht nachweisen. Ganz anders als Gletschereis verhielt sich das Eis, welches sich auf stehendem Wasser gebildet hatte. Die einzelnen Stücke bestehen aus vertikalen Säulen in einer Länge von 30 cm bei einem Durchmesser von 1 cm. Wurde solches Seeeis einer Spannung ausgesetzt, und zwar parallel den Säulen, so zeigte es eine äußerst langsame und geringe Ausdehnung. Ein einzelner Kristall dehnt sich also nicht in der Richtung rechtwinkelig zur optischen Achse aus. Dieselbe Erscheinung zeigte sich, wenn statt des Zuges ein Druck parallel den Eissäulen angewandt wurde. Wurden hingegen fast kubische Eisstücke einem Druck ausgesetzt, so schwankte zwar die Plastizität bedeutend in den verschiedenen Stücken, doch war das Maß der Verzerrung von derselben Größenordnung, gleichviel ob die angewandte Kraft ein Zug oder Stoß war. Demnach ist heterogenes Eis, d. h. solches, welches aus einem Aggregat von unregelmäßigen Kristallen besteht, plastisch unter Druck wie Zug bei Temperaturen, die weit unter dem Nullpunkt liegen, während homogenes Eis oder ein einzelner gleichförmig gestalteter Kristall den genannten Kräften nicht nachgibt, sofern diese rechtwinkelig zur optischen Achse angewandt werden. Sehr lehrreich ist ein Vergleich zwischen den bei den Versuchen gewonnenen Resultaten und den in der Natur bei der Gletscherbewegung beobachteten Plastizitätsgraden. Das größte Maß der Ausdehnung zeigt der Rhonegletscher, und doch besitzt nur eins von den bei den Experimenten verwandten Gletschereisstücken ein geringeres Maß. Je größer das Stück, desto größer die mittlere Plastizität. Daraus folgt, daß der G. selber viel plastischer sein muß als ein Stück seiner Masse. Wenn also ein aus unregelmäßig gestalteten Eiskristallen bestehendes Stück Eis sich ausdehnt, dabei aber doch kompakt bleibt, so müssen notwendigerweise die Kristalle ihre Gestalt ändern. Es ist demnach wahrscheinlich, daß die Moleküle, welche die Kristalle voneinander trennen, sich auf den Zwischenräumen von einem zum andern bewegen. Dabei ist die Frage, wie sich die für die Bewegung der Eismasse erforderliche Plastizität aus der Kornstruktur des Eises erklärt.

Über die Art der Entstehung und das Wachstum des Gletscherkornes standen sich bisher zwei Anschauungen einander gegenüber. Die von Forel vertretene thermische Theorie, nach welcher das Korn durch Gefrieren des eingesickerten Wassers wächst, ist als abgethan zu betrachten; nach der andern entnimmt der Eiskristall das Material zum Wachstum seinem Nachbar. Über die Art und Weise, wie die Kristalle auf Kosten ihrer Nachbarn wachsen, hatte Heim die Theorie aufgestellt, daß bei gleicher Stellung der optischen Achsen benachbarter Eiskristalle Totalregelation eintrete, d. h. ein Zusammenfrieren zu einem einheitlichen Kristall; bei ungleicher Stellung der Achsen solle nur eine partielle Regelation statthaben. Durch Versuche, welche Hagenbach teilweise mit Heim zusammen ausführte, ist auch diese Ansicht widerlegt. Die Regelation zweier Eisstücke ist nämlich eine vollkommene und von der gegenseitigen Richtung der Hauptachsen ganz unabhängige, d. h. eine solche, daß die Festigkeit in der Verwachsungsfläche ebenso groß ist wie im Innern des Kristalls. Diese Thatsache erklärt auch das Verhalten des in der Natur

Fig. 1. Verwachsene Eiskristalle mit Tyndallschen Schmelzfiguren.

vorkommenden, aus größern zusammengewachsenen Kristallen bestehenden Eises, indem die natürliche Verwachsungsfläche sich genau so verhält wie die Regelationsfläche zweier zusammengepreßter Kristalle. Diese Bemerkung gilt ebensowohl für Seeeis wie für Gletschereis. Totalregelation zu einer Einheit bei Parallelstellung der Kristallachsen ist aber schon aus theoretischen Gründen unmöglich, da zur Bildung eines einheitlichen Kristalls auch die Nebenachsen parallel sein müßten. Daß zwei mit parallelen Hauptachsen verwachsene Kristalle nicht in einen einheitlichen Kristall übergehen, sobald die Nebenachsen gegeneinander geneigt sind, läßt sich auch experimentell nachweisen. Wenn man eine einige Millimeter dicke, planparallele Platte aus Seeeis, welche senkrecht zur Kristallachse herausgeschnitten ist, im Nörrembergschen Polarisationsapparat für konvergentes Licht hindurchschiebt, so kann man die Verwachsungsflächen nur dann erkennen, wenn die Hauptachsen der miteinander verwachsenen Kristalle gegeneinander geneigt sind, weil dann, wenn die Verwachsungsfläche durch das Gesichtsfeld geht, die farbigen Ringe mit dem schwarzen Kreuze sich plötzlich etwas verschieben. Noch besser ergibt sich die Verschiedenheit der beiden Kristalle, wenn man die Tyndallschen Schmelzfiguren hervorruft, indem man eine senkrecht zu den Hauptachsen geschliffene Eisplatte in die mit elektrischem Lichte versehene Projektionslampe bringt und vermittelst einer vor das Eis gehaltenen Glaslinse ein vergrößertes Bild der Platte auf einen Schirm wirft (Fig. 1). Man sieht in dem Bilde einen Stern neben dem andern, deren jeder sechs Strahlen zeigt. Bei längerer Dauer des Vorganges werden die Blätter tief eingekerbt und breiten sich farnkrautähnlich aus. Geht man von der durch die Schmelzung hervorgerufenen Verwachsungsfläche der beiden Kristalle aus, so erkennt man deutlich, daß innerhalb ein und desselben Kristalls die den Nebenachsen parallelen Strahlen der Sternchen genau parallel sind, während sie von einem Kristall zum andern um einen Winkel von 25° abweichen. Die Wahrscheinlichkeit, daß beim Übereinanderrollen zwei nebeneinander liegende Kristalle genau in solche Lage kommen, daß sie sowohl in Bezug auf die Haupt- als Nebenachsen parallel sind, ist nun bei der verhältnismäßig langsamen Bewegung des Gletschers so gering, daß es unmöglich ist, auf diese Weise die Entstehung der großen einheitlichen Kristalle zu erklären. Die Kristallisation beruht vielmehr nach Hagenbach darauf, daß die Moleküle sich gegenseitig richten; das kann nur durch die Kräftepaare bewirkt werden, mit denen die einzelnen Moleküle einander angreifen. Nun wird ein Molekül mitten in einer Reihe beidseitig durch Kräftepaare gehalten, während ein solches am Ende einer Reihe nur einseitig angefaßt wird. Das erstere befindet sich also in einer festern und stabilern Gleichgewichtslage als das letztere. An der Stelle, wo auf der Oberfläche eines großen Kristalls zwei kleine aneinanderstoßen, wird ein Molekül des großen Kristalls durch die umgebenden Moleküle fester gehalten sein als die Moleküle der kleinen Kristalle an den vorspringenden Ecken. Bei der Temperatur des Schmelzpunktes, wo die Beweglichkeit der Moleküle groß ist, wird der große Kristall das Bestreben haben, die Moleküle aus den kleinen Kristallen in sich aufzunehmen und so auf deren Kosten zu wachsen. Diese Auffassung erhält noch eine Stütze durch die Beobachtung, wie der große Kristall mit vorspringendem Winkel zwischen zwei kleine anliegende sich eindrängt oder auch wie einzelne kleinere Kristalle die Ecken zwischen den großen ausfüllen, offenbar Reste, die nach und nach ganz verschwinden. Wenn diese Ansicht von der Bildung der großen Eiskristalle im Gletschereis richtig ist, so hängt die Entstehung des Gletscherkorns gar nicht mit der Bewegung des Gletschers zusammen, und es muß ein solches Wachstum des Kornes durch Überkristallisieren überall da stattfinden, wo Eiskristalle bei der Temperatur von 0° fest aneinanderliegen. Die Bildung des Gletscherkorns ist keine nur dem G. eigentümliche, sondern eine Folge der ganz allgemeinen physikalischen Thatsache, daß ein Aggregat von Eiskristallen mit der Zeit stets grobkörniger wird, indem die Moleküle aus den kleinern Kristallen in die größern überkristallisieren. Dieser Prozeß geht auch in ganz unbeweglichem Eise vor sich. Der einzelne Eiskristall besitzt nun zwar, besonders nahe dem Schmelzpunkt, eine gewisse Plastizität, dieselbe kann jedoch für die Deformation des Gletschers infolge seiner Bewegung nicht in Betracht kommen, da eine optische Untersuchung der einzelnen Körner keine wesentliche Veränderung in Bezug auf die optischen Achsen erkennen läßt. Die Hauptursache der für die Bewegung nötigen Plastizität muß also wohl in Vorgängen liegen, die sich auf den Verwachsungsflächen der Kristalle abspielen. Versucht man nämlich eine aus mehreren Kristallen bestehende Eisplatte unter Anwendung einer äußern Kraft zu krümmen, so entsteht auf der konkaven Seite Kompression, auf der konvexen Dilatation zwischen den Kristallen. Befindet sich überdies die Platte bei der Schmelztemperatur, so erniedrigt der Druck den Schmelzpunkt an der konkaven Seite und veranlaßt eine Verflüssigung an den Stellen der Verwachsungsflächen; auf der konvexen öffnet die Ausdehnung die Verwachsungsflächen in Spalten und Risse, in welche das verflüssigte Wasser der konkaven Seite eindringt. Dieses Wasser gefriert sofort, sobald der Druck nachläßt: die Platte nimmt eine permanente Krümmung an. Die Körner verändern gleichzeitig ihre Gestalt, indem sie sich auf der konvexen Seite vergrößern und auf der konkaven zusammenziehen. Wenn nun auch infolge der unregelmäßigen Gestalt der Körner die Kräfte im G. ungleichmäßig verteilt sind, so wird doch zufolge einer beständigen Kompensation zwischen den Differenzen des Druckes und der Ausdehnung im Innern sich eine Veränderung in der allgemeinen Konfiguration der Masse vollziehen.

Die Nachrichten über Gletscherschwankungen in frühern Jahrhunderten bestehen entweder in direkten Angaben über den Gletscherstand und durch dessen Veränderung veranlaßte Unglücksfälle, oder in Mitteilungen über nicht mehr gangbare Pässe, ruinierte Alpen und Wälder u. dgl., aus denen nur indirekt auf einen höhern oder geringern Eisstand geschlossen werden kann; die Ausbrüche der Eisseen dienen dazu, die Zeit des Gletscherhochstandes genauer zu fixieren. Alle diese mehr oder minder bestimmten Nachrichten über Gletscherschwankungen sind von Professor E. Richter in Graz einer kritischen Sichtung unterzogen, als deren Resultat die Behauptung aufgestellt werden kann, daß auch im 17. und 18. Jahrh. die Gletscherschwankungen sich in ganz bestimmten Perioden, und zwar in den ganzen Alpen gleichzeitig, vollzogen. Für die Zeit vom 16. bis 18. Jahrh. ließen sich Vorstoßperioden feststellen um das Jahr 1600, von 1630 bis 1640, 1680, 1715, 1740 und um 1770. Genauer sind wir über die Gletscherschwankungen des 19. Jahrh. unterrichtet. Sehen wir ab von dem Vorrücken der G., welches sich gegenwärtig besonders in den Westalpen vollzieht, so lassen sich in der ersten Hälfte des laufenden Jahrhunderts deutlich zwei Vorstoßperioden unterscheiden, von denen die erstere um 1820 stattfand, die zweite sich von 1840 bis 1850 vollzog. Der Vorstoß von 1820 zeichnet sich unter den näher bekannten durch die Regelmäßigkeit seines Verlaufs und seine Intensität aus. Von 1815 bis 1820 sind alle bekannten G. im Vorrücken begriffen, nach 1820 beginnt bei den raschesten der Rückzug. Nun ist aber aus den Temperaturbeobachtungen und den Aufzeichnungen der Regenstationen festgestellt, daß der Vorstoßperiode von 1820 eine Reihe kühler und regenreicher Jahre vorausging. Es kann demnach kein Zweifel darüber bestehen, daß die Ursache des Vorstoßes in den veränderten, dem Wachstum der G. günstigen meteorologischen Verhältnissen im Anfang unsers Jahrhunderts zu suchen ist, ebensowenig aber auch darüber, daß bei dieser Periode von 1820 der Vorstoß der G. noch während der niederschlagsreichen und kühlen Periode begann und das Maximum der Entwickelung bei den aktivern Gletschern mit dem Ende derselben und dem Beginn der warmen und trocknen Periode zusammenfiel. Diese bewirkte alsdann den Eintritt des Gletscherrückganges. Das Maximum der trägern G. fällt bereits in die trockne Periode. Der Beginn der neuen Vorrückungsperiode von 1840 bis 1850 fällt in die zweite Hälfte der 30er Jahre, zwischen 1845 und 1850 erreichen sehr viele G. ihren Maximalstand. Das Maximaljahr liegt also 12–15 Jahre vom Beginn der Periode entfernt, während das Jahr 1820 nur 6–7 Jahre nach den ersten Anzeichen der Bewegung liegt. Der Unterschied zwischen den beiden Vorstoßperioden des 19. Jahrh. besteht demnach darin, daß letztere viel langsamer und träger verläuft; einzelne G. waren noch 1865 im Vorrücken begriffen, ja der Unteraargletscher erreichte erst 1870 sein Maximum. Die Vorstoßperiode dauerte, wenn man die äußersten Grenzen in Rechnung setzt, 30–35 Jahre, um das Doppelte länger als die von 1820. Eine fernere charakteristische Erscheinung der zweiten Periode ist das Auftreten von einem zweimaligen Vorstoß um 1826 und 1833 mit dazwischen liegenden Ruhepausen. Auch in Bezug auf die Größe des Vorstoßes unterscheiden sich die beiden Perioden von 1820 und 1850 wesentlich. Von einer großen Anzahl von Gletschern wird berichtet, daß das Maximum von 1820 das bedeutendste gewesen ist, welches überhaupt nach dem Stande der Moränen jemals während der Herrschaft des jetzigen Klimas erreicht worden ist.

Daß die Gletscherschwankungen mit den periodischen Veränderungen des Klimas in nächster Beziehung stehen und durch letztere bedingt werden, ist aus folgendem Diagramm (Fig. 2, S. 400) ersichtlich. (Bei der Kurve der Temperatur sind die positiven [+] Abweichungen vom Mittel nach unten, die negativen [−] nach oben [also entgegengesetzt der Kurve des Niederschlags] eingezeichnet.) In demselben sind die Angaben über die Regenverhältnisse von 15 den Alpen nahegelegenen Stationen in eine Kurve vereinigt, welche die mittlere Abweichung der Regenmengen dieser Stationen vom Mittel in Prozenten, und zwar nach Lustra, ausdrückt. Ebenso sind die Temperaturkurven für Süddeutschland und die Schweiz eingetragen, und zwar im umgekehrten Sinne wie die Regenmengen, d. h. die positiven Abweichungen vom Mittel nach unten und die negativen nach oben. Bei dieser Art der Zeichnung finden die in gleichem Sinne auf die G. einwirkenden Größen auch in parallel gehenden Kurven ihren Ausdruck. Was oberhalb der Mittellinie liegt, sind Abweichungen, welche dem Gletscherwachstum günstig sind, die unterhalb verlaufenden ungünstig. Diese beiden Kurven sind zu einer dritten vereinigt, welche den Gang der der Gletscherentwickelung günstigen Elemente im allgemeinen ausdrückt. Diese Kurve ist auf graphischem Wege hergestellt, indem die mittlern Punkte zwischen den beiden andern festgestellt wurden. Höchst auffallend ist nun sowohl bei den beiden Einzelkurven für Niederschlag und Temperatur als bei der Mittelkurve die Übereinstimmung mit dem Gange der Gletscherbewegung. In der Zeit zwischen 1810 und 1815 treffen ein Maximum des Niederschlags mit einem ausgesprochenen Temperaturminimum zusammen. Dieser Umstand hat den großen Gletschervorstoß zur Folge, der noch während jenes Lustrums beginnt. Von 1818 bis gegen 1835 folgt eine warme und regenarme Periode, in welcher das Mittel für die Jahre 1816–20 einen für die G. ungünstigen Charakter trägt. Niederschlag und Wärme zeigen in dieser Periode einen ganz parallelen Gang, der sogar darin übereinstimmt, daß das Lustrum von 1826 bis 1830 kühler und feuchter war als das vorhergegangene und das nachfolgende. Selbst diese kleine Schwankung findet ihren Ausdruck in dem oben erwähnten zweimaligen Vorstoß um 1826 und 1833. Weiterhin nimmt der Parallelismus zwischen Regen und Temperatur ab. Das Lustrum von 1836 bis 1840 ist kühl und mäßig feucht; die drei Lustra von 1840 bis 1855 sind sehr feucht, und zwar am meisten das erste, das aber zugleich ziemlich warm ist, während die beiden letzten auch kühl sind. Kühle und Feuchtigkeit treffen also zusammen von 1835 bis 1840 und abermals von 1845 bis 1855. Dem entsprechend ist der Charakter der Vorstoßperiode: Beginn mit Ende der 30er Jahre, erstes Maximum in der Mitte der 40er Jahre und zweites um 1855. Von 1855 und 1860 bis 1875 verlaufen beide Kurven unter dem Mittel, d. h. die ganze Zeit ist trocken und

Fig. 2. Verhältnis der Gletscherschwankungen zu den Veränderungen des Klimas. (Nach E. Richter.)

seit 1860 auch warm. Man kann demnach mit vollem Recht behaupten, daß wir in den Gletschern nicht nur eine Art von integrierenden Regen- und Schneemessern, sondern sogar von Klimamessern besitzen. Stellt man die Gletscher- und Klimaschwankungen der letzten drei Jahrhunderte zusammen, so ergibt sich folgendes Bild:

Beginn der Gletscher­vorstöße	Danach an­gesetzte kühl­feuchte Periode	Zwischen­zeit von je zwei Perioden	Kalt waren die Jahre	Charakter der Vorstoß­periode
1592	1590–1600	38	1591–1600	Intensiv und rasch
1630	1625–1630		1611–1635	Wenig Rückgang, neuer Vorstoß gering
		45
1675	1670–1675		1646–1665	Intensiv und in den ganzen Alpen gleich­zeitig
		38
1712	1705–1715		1691–1715	Nicht besonders charakteri­siert
		20
1735	1730–1745		1730–1750	Schwach, aber lang­dauernd
		32
1767	1765–1770	47	1765–1775	Ziemlich intensiv
1814	1810–1817		1806–1820	Kurz und sehr intensiv
		21
1835	1835–1855		1831 oder 1836–55	Lang­dauernd, nur zum Teil stark

Die Übereinstimmung von Gletscher- und Klimaschwankungen ist hiernach eine fast vollkommene, sie fehlt nur für eine von den acht Vorstoßperioden, nämlich für die von 1675. Die mittlere Dauer der Klimaschwankungen beträgt 35 Jahre; dieselbe Zahl ergibt sich für die mittlere Periodenlänge der Gletscherschwankungen. Es liegen nämlich von 1592 bis 1875 acht Vorstoßperioden vor, zu denen noch als neunte diejenige kommt, welche sich gegenwärtig in den Westalpen bemerkbar macht. Die Länge der einzelnen Perioden schwankt dabei freilich zwischen 20 und 45 Jahren. Das frühere Eintreten des Vorstoßes in einem Alpenteile gegenüber einem andern läßt sich aus den ältern Perioden vor 1880 nicht nachweisen; wenn trotzdem gegenwärtig in den Westalpen ein solches zeitliches Vorauseilen beobachtet wird, so erklärt sich dieser Umstand vielleicht dadurch, daß die Westalpen infolge ihrer größern Steilheit die „aktivern“ G. besitzen. Vgl. E. Richter, Geschichte der Schwankungen der Alpengletscher („Zeitschrift des Deutschen und Österreichischen Alpenvereins“ 1891, Bd. 22).