rwtll --- Mitteilungen Interaktionen zwischen Schnee und Permalrost Eine Grundlagenstudie im Oberengadin Felix Keller

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1 rwtll --- Versuchsanstalt für Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie der Eidgenössischen Technischen Hochschule Zürich Mitteilungen 127 Interaktionen zwischen Schnee und Permalrost Eine Grundlagenstudie im Oberengadin Felix Keller Zürich, 1994 Herausgeber: Prof. Dr. Dr.h.c. D. Vischer

2 3 Vorwort Zusammen mit Gletschern sind Schnee und Permafrost die wichtigsten Komponenten der alpinen Kryosphäre. Die Interaktionen zwischen diesen Komponenten sind bisher allerdings noch wenig erforscht. Ganz besonders gilt dies für Schnee und Permafrost im Hochgebirge. Seit Jahren waren zwar einzelne Aspekte bekannt - so etwa die im Winterwie im Sommer gegen atmosphärische Temperaturextreme isolierende Wirkung der Schneedecke oder der Kühleffekt von Gletschern und Permafrost auf die Winterschneedecke. Systematische Studien jedoch fehlten fast vollständig. Ein Bedarf existierte vor allem an exakter und umfassender Information über die physikalischen Eigenschaften, die Metamorphose und den Schichtaufbau derwinterlichen Schneedecke über PermaCrost im Vergleich zu permacrostfreien Gebieten. Auf derartige Information muss man sich abstützen, wenn es darum geht, die Bedeutung der entsprechenden Phaenomene im Hinblick auf praktische Aspekte (v.a. Lawinenschutz) zu beurteilen und mögliche Effekte des aktuellen Temperaturanstiegs (Permafrostdegradation, Abfluss im Hochgebirge) realistisch einzuschätzen. Die Arbeit "Interaktionen zwischen Schnee und Pennafrost: eine Grundlagenstudie im Oberengadin" wurde im Rahmen eines interdisziplinären Forschungsauftrages des Bundesamtes für Umwelt, Wald und Landschaft über Lawinenschutz im hochalpinen Permafrost durchgeführt. Sie schliesst bei den Feldbeobachtungen an Ergebnisse und Infrastrukturelemente der Permafrost-Forschungsbohrung Murtel/Corvatsch an. Ziel der Arbeit war es, die wesentlichen Elemente über die Interaktion von Schnee und PermaCrost aus der Literatur zusammenzustellen, den Aufbau der Winterschneedecke im Bereich des langfristig vermessenen Bohrlochs Murtel/Corvatsch gezielt zu beobachten, die Messwerte modellmässig zu verarbeiten und die wichtigsten Fragen für weitere Untersuchungen in dem komplexen Problembereich zu formulieren. Das Kernstück der Studie sind die Schneeprofilaufnahmen kombiniert mit Schnee- und Bodentemperaturmessungen im Gebiet mit fleckenhaftem Permafrost am Piz Corvatsch. Erstmals stehen damit Vergleichsdaten an Standorten mit und ohne Permatrost für Dichte, Temperatur, Temperaturgradient, Wärmefluss, thermischer Widerstand, Härte, Rammwiderstand, Schichtaufbau, Korngrössen und Kornformen innerhalb der Schneedecke zur Verfügung. Für die Verwaltung und weitere Bearbeitung der verschiedenartigen Daten wurde ein glaziologischcs Informationssystem (Kryo auf Are/Info) aufgebaut. Dies eröffnet die Möglichkeit der Kombination und räumlichen Extrapolation lokaler Information. So wurden etwa die nun bereits 20 Jahre alten Faustregeln über das Auftreten von PermaCrost in den Alpen für eine automatische Kartierung anhand digitaler Geländemodelle eingerichtet - eine in der Zwischenzeit bereits mehrfach an anderen Instituten nachvollzogene Pionierleistung. Dr. Felix Keller, der Autor, hat am Geographischen Institut der Universität Zürich sein Diplom erworben und danach an der Abteilung Glaziologie der VAW!ETHZ promoviert. Er legt mit der vorliegenden Mitteilung wichtige Grundlagen zur

3 4 Problematik der Schnee- und Lawinenverhältnisse in alpinen Permafrostgebieten vor. Die entscheidenden Erkenntnisse sind in prägnanten Faustregeln zusammengefasst. Auch werden wertvolle praktische Hinweise für den Lawinenschutz gemacht. Anwendbarkeit und Grenzen der oft verwendeten BTS-Methode für die Permafrostkartierung (Schneebasis-Temperaturen im Hochwinter als Indikator) werden ausführlich diskutiert. Besonders wichtig erscheint der Vorschlag des Autoren, die Schneeverhältnisse über Permafrost zukünftig im Rahmen des landesweiten Beobachtungsnetzes regelmässig und langfristig zu erfassen, hält sich doch der durch Lawinen besonders gefährdete hochalpine Skitourenfahrer oft gerade in Permafrostgebieten auf. Die Arbeit von Dr. F. Keller ist ein erster Schritt an der Schnittstelle zwei er glaziologischer Forschungsrichtungen. Sie wurde dementsprechend vom E idgenössischen Institut für Schnee- und Lawinenforschung Weissfluhjoch-Davos (Dr. H.U. G ubler) entscheidend mitbetreut. Neben der Finanzierung durch das Bundesamt für Umwelt, Wald und Landschaft (BUWAL) hat die Unterstützung durch die kantonale Forstinspektion Graubünden, den lokalen Kreisforstdienst Oberengadin, die Gemeinde Pontresina und die Luftseilbahnen Surlej-Corvatsch vor allem hinsichtlich der Feldarbeiten wesentlich zum Gelingen der Arbeit beigetragen. PD Dr. W Haeberli

4 5 Inhaltsverzeichnis Dank Inhaltsverzeichnis Figurenverzeichnis Abbildungsverzeichnis Tabellenverzeichnis Zusammenfassung Abstract Einleitung und Zielsetzung Problematik... : Permafrost und Lawinenverbau im Val Giandains (Pontresina) Zielsetzung und Vorgehen Hypothesen Permsfrost in Lawinenanrisszonen Begriffe Verbreitung des alpinen PermaCrostes Einflussgrössen der Permafrostverbreitung Faustregeln zur Abschätzung der Permafrostverbreitung in den Alpen Prozesse im Pennafrost Permafrostlcriechen Hebungs- und Setzungserscheinungen Perlglaziale Murgänge Hydrologie Pennalrostdegradation Charakteristiken des Untergrundes Methoden zur Untersuchung von PermaCrost Permafrostindikatoren Blockgletscher Frostmusterböden und SolifluJ,.-tionsdecken Perennierende Schneeflecken Quellwassertemperaturen Geophysikalische Sondierungen Bohrungen Die BTS-Methode

5 6 3. Ausgewählte Charakteristiken der alpinen Schneedecke Allgemeines Bisherige Arbeiten zu Schnee und Permairost Thermische Eigenschaften der Schneedecke Wärmeleitung in der Schneedecke Thermischer Widerstand und Thmperaturleitfähigkeit der Schneedecke Schneemetamorphose Bedeutung der Schneemetamorphose Die aufbauende Schneemetamorphose Modelle zur Simulation der aufbauenden Schneemetamorphose Modell zur trockenen Metamorphose unter einem Temperaturgefälle nach Marbouty Untersuchungsgebiet und Methoden Das Untersuchungsgebiet Blockgletscher Murtel am Piz Corvatsch (GR) Bisherige Arbeiten Versuchsanordnung Die Schneeprofilaufnahme Geographische Informationssysteme Begriff Das glaziologische lnformatationssystem KRYO Dateneingabe Die Datenverwaltung und Datenbearbeitung Automatische Kartierung der Permafrostverbreitung mit dem Programm Permakart Datenausgabe und Kartenerstellung Das Schneeinformationssytem Snowkryo Die Schnittstelle Slfarc Datenebenen der Schneeprofilverwaltung Verwaltung der automatisch erfassten Temperaturen Analyse der Schneedaten Analyse der Schneeprofile und Temperaturmessungen Berechnung des thermischen Widerstandes der Schneedecke Die Darstellung der Temperaturverhältnisse im Schnee und im Boden Die Berechnung des eindimensionalen Wärmeflusses in Bodennähe Die Berechnung der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose nach Marbouty Die Berechnung des mittleren Rammwiderstandes der einzelnen Schneeschichten Analyse der monatlichen Komformverteilungen Darstellung der Ergebnisse mit dem Programm Snowplot

6 7 5. Ergebnisse und Analyse Schneeuntersuchungen im Winter 1989/ Witterungsablauf 1989/ Der thermische Widerstand der Schneedecke im Winter 1989/ Schnee und Bodentemperaturen im Winter 1989/ Wärmefluss in Bodennähe im Winter 1989/ Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose im Wmter 1989/ Schneedeckenaufbau im Winter 1989/ Vergleich der Rammwiderstände an den 4 Standorten im Wmter 1989/ Schneeuntersuchungen im Winter 1990/ Witterungsablauf1990/ Der thermische Widerstand der Schneedecke im Winter 1990/ Schnee und Bodentemperaturen im Wmter Wärmefluss durch die Schneedecke in Bodennähe im Winter 1990/ Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose im Wmter 1990/ Schneedeckenaufbau im Winter 1990/ Vergleich der Rammwiderstände bei den 4 Standorten im Wmte.r 1990/ Schnee und Permaleost Charakteristische Unterschiede in den Wechselbeziehungen zwischen Schneedecke und Untergrund mit und ohne Permafrost Der Herbstsehneeffekt Isolationswirkung der Schneedecke Bodennaher Wärmefluss in der Schneedecke Temperaturen am Übergang Boden -Schnee Aspekte zur BTS Methode Schneedeckenaufbau Faustregeln über den Zusammenhang Permafrost und Schneedecke Aspekte zur Lawinenbildung und zum Lawinenverbau im Permalrost Permairost und Lawinen Untersuchungen über Lawinenunglücke im Permafrost Lawinenverbauungen im Permafrost Ausblic.k Instrumentierung von Lawinenverbauungen mit Temperaturfühlern Untersuchung des Herbstschneeeffektes und der Schlote durch die Schneedecke Umsetzung der neuen Erkenntnisse in der automatischen Kartierung der Permafrostverbreitung auf der Basis des digitalen Geländemodelles Regelmässige Schneeprofilaufnahme im Permafrost Literatur Lebenslauf

7 8 Figurenverzeichnis Fig.1 Fig.2 Fig.3 Fig.4 Fig.S Fig.6 Fig. 7 Fig.8 Fig. 9 Fig. 10 Fig.ll Fig.l2 Fig.13 Lage der Untersuchungsgebiete bei Pontresina Prozesse am Übergang Boden-Schnee Übersicht der wichtigsten Begriffe in Zusammenhang mit Gebirg.spermafrost Qualitative Energiebilanzfaktoren der Erdoberfläche Schlüssel zur Permafrostverbreitung (nach Haeberli, 1975) Stofftransporte im Permafrost Kryosphäre in Abhängigkeit von Temperatur und Niederschlag (aus Haeberli, 1982) Zusammenhang zwischen dem Formalismus zur Beschreibung der Dendrizität d und der Sphärizität spundder internationalen Schneeklassifikation (aus: Brun et al. 1992) Die Funktionen f(t), g(dt/dz), h(ö) und f(t) im Metamorphosemodell von Marbouty (aus: Marbouty, 1980) Dreidimensionale Darstellung des Blockgletschers MurteL Das Untersuchungsgebiet Blockgletscher Murtel am Piz Corvatsch (GR): Permafrostverbreitung, BTS-Messungen vom 26. Februar 1990 und Standorte der Messfelder. 55 Aufbau des glaziologischen Informationssystems Kryo auf Are/Info Flussdiagramm des Programms 'Permakart' , Fig.14 Fig. 15 Fig. 16 Fig. 17 Fig. 18 Fig.19 Fig.20 Fig. 21 Fig.22 Fig.23 Fig. 24 Mit dem Programm Permakart auf der Basis des Geländemodelles Rimini berechnete mulmassliehe Permafrostverbreitung im Gebiet Corvatsch-Furtschellas. Blockgletscherkartierung nach Hoelzle (1989) Verwaltung der Schneemessdaten eines Standortes eines Winters.... Flussdiagramm zur Berechnung der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose nach dem Modell von Marbouty Schneehöhenverlauf im Winter 1989/90 auf der Alp Margun (2270 m ü.m.), sowie Minima, Maxima und Mittelwert dervergangenen 18 Winter ( HN = Neuschneehöhe in m, PS = Setzungen in cm, Th = Lufttemperatur am Morgen um 8 Uhr), Grafik: EISLF.... Der thermische Widerstand der Schneedecke im Winter 1989/ Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1989/90 beim Standort 2. Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1989/90 beim Standort 3. Schneetemperaturen im Winter 1989/90 beim Standort Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1989/90 beim Standort Wärmefluss in Bodennähe im Wmter 1989/ Tägliche Wachstumsraten der aufbauenden Metamorphose im Winter 1989/90 nach dem modilizierten Modell von Marbouty (1980)

8 9 Fig.25 Fig. 26 Fig.27 Fig. 28 Fig.29 Fig.30 Fig.31 Fig.32 Fig.33 Fig.34 Fig.35 Fig.36 Fig.37 Kornformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989/90 beim Standort 1 ( Grobblockiger Permafrost beim Bohrloch 2/87) Kornformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989/90 beim Standort 2 (Muldenlage vor dem Blockgletscher Murt~!).... Kornformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989/90 beim Standort 3 (windexponierte Lage vor dem Blockgletscher Murt~!) Kornformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989/90 beim Standort 4 (Permafrost mit hohem Feinmatenalanteil) Rammwiderstände im Winter 1989/ Schneehöhenverlauf im Winter 1990/91 auf der Alp Margun (2270 m.ü.m.), sowie Minima, Max.ima und Mittelwert der vergangenen 19 Winter (HN = Neuschneehöhe in m, PS = Setzungen in cm, Ta = Lufttemperatur am Morgen um 8 Uhr), Grafik: EISLF Der thermische Widerstand der Schneedecke im Wmter 1990/ Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990/91 beim Standort 2. Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990/91 beim Standort 3. Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990/91 beim Standort 1. Schnee- und Bodentemperaturen im Winter beim Standort 4. Wärmefluss in Bodennähe im Wmter 1990/ Tägliche Wachstumsraten der aufbauenden Metamorphose im Winter 1990/91 nach dem modifizierten Modell von Marbouty (1980) Fig. 38 Fig. 39 Kornformenstatistik im Winter 1990/91 beim Standort 1 ( Grobblockiger Permafrost beim Bohrloch 2/87) Kornformenstatistik im Winter 1990/91 beim Standort 2 (Muldenlage vor dem Blockgletscher Murte!) Fig. 40 Fig.41 Fig. 42 Fig. 43 Fig.44 Fig.45 Kornformenstatistik im Winter 1990/91 beim Standort 3 (Windexponierte Lage vor dem Blockgletscher Murte!) Kornformenstatistik im Winter 1990/91 beim Standort 4 (Permafrost mit hohem Feinmaterialanteil).... Rammwiderstände bei den 4 Standorten im Winter 1990/ Simulation der Wärmeflussverhältnisse am Übergang Boden-Schnee mit verschiedenen Auftautiefen. Die Auftautiefe 0 m entspricht der permafrostfreien Situation. Lufttemperatur: -5 c Simulation der Wärmeflussverhältnisse am Übergang Boden-Schnee bei verschiedenen Lufttemperaturen, Auftau tiefe: 3m Simulation der Wärmeflussverhältnisse am Übergang Boden -Schnee mit verschiedenen Emissivitäten e des Bodens, Lufttemperatur -5 c, Auftauschicht 3 rn)

9 10 Abbildungsverzeichnis Abb. 1 Abb. 2 Abb. 3 Abb. 4 Abb.5 Zerstörte Lawinenverbauung im Grenzbereich des alpinen Permairostes am Eroshorn (VS). (Aufnahme: F. Keller, August 1992) Blockgletscher Murtel am Piz Corvatseh während der Bohrung 87(2 (Aufnahme: F. Keller, Juni 1987) Infrarot-Aufnahme vom Schafberl\ bei Pontresina mit perennierenden Schneeflecken vom 7. Sept (Aufnahme: Eidg. Verrnessungsdirektion) Schlot durch die Schneedecke beim Standort 1 (Aufnahme: F. Keller, Dez. 1989).. Schneedeckenentwicklung im Herbst 1990 am Schafberg bei Pontresina. Die vier Aufnahmen vom 28. Sept., 2. Okt., 22. Okt und 26. Okt. zeigen die verschiedenen Ausaperunj:smuster nach einem Schneefall im September. Nach 28 Thgcn sind nur noch d1e mit BTS-Messungen lokalisierten Permafrostgebiete schneebedeckt. Sie wurden im November nicht mehr schneefrei. (Aufnahmen: Automatische Kamera, Piz Mezdi) Tabellenverzeichnis Tab. 1 Tab. 2 Thb. 3 Thb.4 Tab.5 Tab.6 Wärmeleitfähigkeilen verschiedener Eis/Schutt Gemische bei Thmperaturen um 0 c [aus: Vonder Mühll, 1988) Gegenüberstellung von ausgewählten Charakteristiken der Schneedecke, vom Ubergang Boden/Schnee und und vom Untergrund (ohne Fels) in Zusammenhang mit Pennafrost Im Programm Snowsurf standardmässi!ijvcrwendete Parameter zur Berechnung ~~~fe~~~~(t~ss)~.er~~~.[ ~~~:. ~~.. e. ~~~~~'. 1 ~~~~: ~~~~~~~~~.<~~:~~ Gemessene Emissivitäten im Wellenbereich 8-12 mm [nach Gayevski (1951) und Büttner et al. (1965, 1969) in Kondratyev (1972)] In einem Winter durch einen Quadratmeter vertikal geflossene Wärme auf 15 bis 30 cm Schneehöhe Zeitpunkte der Durchnässung der Schneedecke bei den verschiedenen Standorten in den beiden Wmtern 1989/90 und

10 11 Zusammenfassung Über die Interaktionen zwischen Schnee und Permairost in den Alpen ist nur wenig bekannt. Lawinenschutz in Permairostgebieten setzt Kenntnisse über die dort vorherrschenden Schneeverhältnisse und deren Wechselbeziehungen zum Untergrund sowie auch über die speziellen Eigenschaften von eisreichem, gefrorenem Untergrund voraus. Diese Studie beschreibt diese Verhältnisse erstmals systematisch an einem Beispiel im Oberengactin (GR) und liefert somit Grundlagen für die Wahl von Lawinenschutzmassnahmen, sowie auch Ansätze für weitere Forschungsarbeiten. Der Kenntnisstand über die Verbreitung und Charakteristik von Permafrost in den Lawinenanrisszonen sowie den zugehörigen Prospektionsmethoden wurde aus der Literatur für praktische Arbeiten zusammengefasst und mit dem Einsatz eines geografischen Informationssystems leichter zugänglich gemacht. Im Untersuchungsgebiet Blockgletscher Murtel am Piz Corvatsch (GR) wurden an je zwei Standorten innerhalb und ausserhalb des Perrnafrostgebietes insgesamt 90 Schneeprofile aufgenommen und analysiert. Gleichzeitig erfasste ein automatisches Datenerfassungssystem im Intervall von 3 Stunden Schnee- und Untergrundtemperaturen. Innerhalb des hierzu aufgebauten Schneeinformationssystems Snowkryo konnten aus diesen Daten die signifikant unterschiedlichen Temperaturverhältnisse, Kornformverteilungen und Rammwiderstände dargestellt werden. Weiter wurde der thermische Widerstand der Schneedecke und der bodennahe Wärmefluss durch die Schneedecke berechnet. Innerhalb der Datenstruktur des Schnee-Informationssystems konnten die Felddaten mit dem Wachstumsmodell zur aufbauenden Metamorphose von Marbouty (1980) verknüpft werden. Die Sichtung von dokumentierten Lawinenunglücken im mutmasslichen Permafrostgebiet unter Berücksichtigung der neu erarbeiteten Grundlagen ermöglichte die Diskussion über Zusammenhänge zwischen Permafrost, Lawinen und Lawinenverbau. Mit dem Aufbau des glaziologischen Informationssystem Riyo steht nun ein Mittel zur Verfügung, um Felddaten standardmässig auszuwerten, mit Computersimulationen zu verknüpfen und kartografisch darzustellen. Insbesondere kann das Programm Pennakart auf der Basis des landesweiten GeländemodellsRimini die Permafrostverbreitung abschätzen. Damit können nun für jedes Gebiet der Schweiz Permairostkarten erstellt werden. Die Schneeuntersuchungen lieferten erste Grundlagen über die Interaktionen zwischen Schnee und Permafrost. Der bodennahe Temperaturgradient in der Schneedecke im Permafrost ist deutlich kleiner als ausserhalb der Permairostzonen. Hingegen wird die Isolationsfähigkeit der Schneedecke mit thermischen Widerständen bis 6 Cm2[W von Permairost nur schwach beeinflusst. Die bodennahen Wärmeflüsse erreichen Werte bis 4 W/m2. Die Wärmemengen, welche in einem Winter durch die Schneedecke bei mittleren Schneehöhen transportiert werden, liegen im Permafrost in der Grössenordnung von 10 MJ/m 2, ausserhalb je nach Schneehöhe bis 25 MJ/m 2. Die Durchnässung der Schneedecke erfolgt in den Permafrostgebieten einen halben bis ganzen Monat später als ausserhalb.

11 12 Die Untersuchungen zeigen neue Aspekte zur BTS-Methode (BTS = Basis Temperatur der Schneedecke). Neben der Bestätigung der Methode konnten zwei neue Effekte postuliert werden: 1.) Erstmalig beobachtete thermische Kopplungen der Atmosphäre mit der Auftauschicht in Permafrost durch Schlote bei einer weniger als 60 cm mächtigen Schneedecke könnten die Untergrundtemperaturen im Winter senken. 2.) Mehrere Hinweise deuten auf einen möglicherweise permafrostinduzierenden Herbstschneeffekt, welcher im Herbst den Untergrund stark auskühlen würde. Über die Berechnung der Energieflüsse zur Oberfläche konnte dieser Effekt simuliert und dessen Auswirkungen abgeschätzt werden. Aufgrund der Analyse der Schneeprofile entstanden Faustregeln über den permafrosttypischen Schneedeckenaufbau. Die aufbauende Metamorphose ist in den basalen Schneeschichten in Permairost verglichen mit permafrostfreiem Gelände reduziert. Im Frühling sind die Rammwiderstände im Permafrostgebiet um eine Grössenordnung höher als ausserhalb.

12 13 Abstract Very few investigations have beeo carried out to date oo the influeoce of the soow cover in high mountain permafrost areas on the thermal regime of permafrost bodies and the consequences of reduced heat flow on snow characteristic. Improved koowledge of the interactions between snow cover aod high mountaio permafrost is required in order to develop a souod avalanche protection concept for steep slopes with creeping mountain permafrost. Tbe present study describes these circumstances using an example in the Upper Engadin, eastern Swiss Alps and furnishes a basis for the choice of avalanche protection measures and new approaches for conducting further investigations. The koowledge base on the distribution and characteristics of high mountain permafrost in avalanche releasezoo es as weil as related investigation methods were summarized from the literature. In addition, computer programs within a geographic information system (GIS) facilitate the access to this koowledge. In the rock glacier area of Murtel at Piz Corvatsch, eastern Swiss Alps, 90 snow profiles at two locations with and two locations without permafrost were selected. A datalogger was used to measure snow and ground temperatures every 3 hours. For the analysis and interpretation of the data the snow information system Snowkryo was developed and used to grapbically present the temperature conditions, statistics of grain shapes and snow hardness. Fur~her, the thermal resistance ofthe snow cover and the near-ground heat flux through the snow were calculated. Witbin the snow information system a model of temperature-gradient metamorphism was applied. Tbe review of documented avalanche accidents in presumed permafrost regions permitted discussion about aspects of permafrost/avalanche/avalanche-control, taking into account this new koowledge. The development of the glaciological information system Kryo has supplied a new means to analyze standardized field data, to establish a link with computer Simulations and to provide cartographic representations of the results. In particular, the Pennakart application automatically maps the estimated permafrost distribution on the basis of an empirical model and a digital terraio model (DTM). Because the DTM Rimini is available for all of Switzerland, this new tool makes possible the estirnation of permafrost patterns over vast mountaio areas. The snow investigations yield initial basic information about the interactions between snow and permafrost. The temperature gradients are much smaller in basal snow layers above permafrost than outside of the permafrost zone. However, the thermal resistance ofthe snow cover up to 6 ocm2fw does not differ notably between permafrost and permafrost-free locations. In basal snow layers heat fluxes range up to 4 W/m 2. The amount of heat which flows through the snow cover du ring one winter is in the order of 10 MJ/m2 in the permafrost area, whereas outside oftbis area it is more dependent on snow depth and attains values up to 25 MJ/m 2. Meltwater runoff from the snow cover starts significantly Iater in permafrost areas (roughly one month) thao in permafrost-free areas.

13 14 Measurement of the Hottom Iemperature of.s.now cover (BTS) is a method for mapping the existence of permafrost. The knowledge concerning the influence of the build-up of the snow cover on the BTS has been improved by the investigations. Besides confirmating the validity of the method, two new effects have been postu Jated: 1.) Effects of direct coupling between the atmosphere and the active layer over permafrost through funnels in a Jess than 60 cm thick snow cover could be responsible for cold ground temperatures in December. 2.) Reinforced ground cooling processes due tothin snow cover in autumn could have an important influence on the existence of permafrost near the permafrost Iimit. Calculating energy fluxes to the surface this fall-snow effect was sirnulated and estirnated. Guidelines for determining snow cover cbaracteristics in the permafrost zone bave been developed based on snow profile analysis. In cantrast to permafrost-free sites with abundant formation of depth hoar in basal snow layers, snow over permaitost sites contains a high proportion of rounded grains, thus providing giving clear evidence of reduced temperature metamorpbism. In spring the snow hardness is one order of magnitude greater in the permafrost area than outside.

14 15 1. Einleitung und Zielsetzung 1.1. Problematik Im 20. Jahrhundert nahm die Zahl der Lawinenverbauungen im Hochgebirge stetig zu. Eines der vielen Probleme verursachte dabei der Permafrost, welcher wohl manchen Baumeister überraschte. So zeichnete Forstpraktikant Dorsaz bereits im Sommer 1936 in Pontresina ein Fundamentprofil mit Permafrost auf [Frehner, 1985, S.13). Im Jahr 1954 wies Kreisförster Eduardo Campeil auf die "stetigen Hangbewegungen" hin, "die sich stetig auswirken und jedes allzu starre Bauwerk mit der Zeit beschädigen" [Campen 1954, S. 112]. Treffend bemerkte Campeil weiter, dass "in ausserordentlichenhöhenlagen (oberhalb 2400 m ü.m) Dauereisbildungen im BodenstetigesAbwärtsfliessen der Bodenschichten schon an wenig geneigten Hängen bewirken kann. " Insbesondere zum Schafberg bei Pontresina schrieb Haefeli [ 1954, S. 2 J: "Bei derart hochgelegenen Lawinenverbauungen kann unter Umständen der Pennafrost den Erbauer vor ganz neue Fundationsprobleme stellen, deren Tragweite heute noch kaum überblickt wird" Obwohl bis heute über 60 Forschungsarbeiten über alpinen Permafrost geschrieben worden sind, gilt das nachfolgende Zitat nach wie vor [Haefeli, 1954, S. 5 ]: "Die bisherigen, relativ spärlichen Beobachtungen erlauben diesbezüglich noch keine endgültigen Schlüsse, umsomehr; als sehr grosse Unterschiede je nach dem Lokalklima des betreffenden Gebietes bestehen, wobei es vor allem auf dessen Exposition und Bestrahlung sowie aufseine Wind- und Schneeverhältnisse ankommt. "und weiter "Im Hinblick auf die bedeutenden baulichen Schwierigkeiten und unvorhergesehenen Mehrkosten, die der Pennafrost bei Ingenieurbauten im schweizerischen Hochgebirge oberhalb 2500 m (...) verursacht hat, ist es erwünscht, dass diese Verhältnisse auch in den Alpen genauer erforscht und diesbezügliche Erfahrungen bekannt gegeben werden." Über den Einfluss der Schneedecke auf die Wärmebilanz des hochalpinen Bodens und damit auf die Permafrostexistenz ist nur wenig bekannt. Auch umgekehrt existieren über den Einfluss des Permafrostes auf den Aufbau der natürlichen Schneedecke nur wenig Kenntnisse, obwohl heutzutage der Skitourentourismus grösstenteils in Permafrostgebieten stattfindet. Beim Lawinenverbau spieit der Schnee aus naheliegenden Gründen eine wichtige Rolle. Veränderungen in der Schneedecke könnten sich im Sinne einer Mikroklimaänderung auf den Permairost auswirken und damit eine wichtige geotechnische Untergrundcharakteristik beeinflussen. Um die von Häfeli (1954) bereits erwähnten Fundationsprobleme im Permairost langfristig lösen zu können, sind deshalb auch Kenntnisse über die Interaktionen zwischen Schnee und Permairost nötig. Weitere praktische Fragen in Bezug auf Interaktionen zwischen Schnee und Permairost betreffen a) die Früherkennung von Permairost und b) permairostspezifische Naturgefahren:

15 16 a) Fn"iherkenmmg von Perrnafrost: Trotz dem heutigen Forschungsstand besteht nach wie vor ein grosses Problem darin, dass Permafrost im Hochgebirge oft erst erkannt wird, wenn die Bauarbeiten nicht programmgernäss ablaufen. So kann z. B. ein Bagger bei eishaltigem Permafiost im Untergrund keinen Aushub durchführen. Jedes Bauwerk an der Oberfläche verändert mindestens lokal den Aufbau der natürlichen Schneedecke und damit die Wärmebilanz des Bodens. Der Permairost schafft im Untergrund spezielle Voraussetzungen. Wird in einer solchen Situation ein Bauwerk ohne besonderen Massnahmen erstellt, können bereits nach 5 Jahren erbebliebe Schäden auftreten (Abb. 1 ). Kriechbewegungen infolge Eisdeformation (vgl , Seite 29) sowie Hebungs-, resp. Setzungsvorgänge (vgl , Seite 30) bei Gefrier- und Tauprozessen können die ganze Statik in Frage stellen. Im Hinblick auf das zukünftige Verbalten des Bauwerkes helfen Kenntnisse über die Interaktionen von Schnee mit Permafrost, diese Veränderungen besser abzuschätzen. b) Pemzafrostspezifi.sche Naturgefahren: Dauernd gefrorener Schutt in Lawinenanrisszonen wird oft durch wasserundurchlässiges Bodeneis vor Erosion durch Hochwasser und Murgängen geschützt. Dadurch wird das Gefahrenpotential durch den Permafrost stark reduziert. Umgekehrt verhält es sieb in Zonen, die permafrostfrei werden. Grössere Schuttpotentiale werden dort erstmals der Wirkung von Starkniederschlägen ausgesetzt. Die Murganganfälligkeit (vgl , Seite 31) ist im Vergleich zu den bereits seit längerer Zeit permafrostfreien Gebieten, deren Schuttpotential bei früheren Niederschlägen bereits reduziert wurde, höher. Dieser Effekt wird im Hinblick aufnaturgefahren durch die zunehmende Nutzung früher gemiedener Ge- Abb. 1 Zerstöne Lawinenverbauung im Grenzbereich des alpinen Perrnafrostes am Emshom (VS). (Aufnahme: F. Keller, August 1992)

16 17 fahrenzonen verstärkt. Bei weiter anhaltender Erwärmung, wie sie im letzten Jahrzehnt beobachtet wurde [ Parzelt & Aellen (1990), Haeberli (1990)], helfen Kenntnisse über den Zusammenhang zwischen Klima und Pennalrost und als Teil davon die Interaktionen zwischen Permalrost und Schnee den Schutz vor Naturgefahren in den Alpen zu verbessern Permafrost und Lawinenverbau im Val Giandains (Pontresina) Die Ereignisse im Val Giandains bei Pontresina (Graubünden, Schweiz, vgl. Fig. 1) können als Beispiel der heute feststellbaren Tendenz der zunehmenden Nutzung von früher gemiedenen Gefahrenrunen und den Folgen einer ausgebliebenen Früherkennung von PermaCrost betrachtet werden. Bei Frehner (1985) findet man hierzu einen guten Überblick über die Lawinenereignisse und -verbauungsprojekte in Pontresina: Die Verbauungsprojekte am Schafberg sind im Zusammenhang mit der Dorfentwicklung von Pontresina zu betrachten. Bis 1860 bestand Pontresina aus den drei lawinenund rüfensicheren Dorfteilen Laret, San Spiert und Giarsun. Als Folge des ersten Fremdenverkehrs entstand unterhalb des Val Giandains zwischen San Spiert und Laret eine neue Dorfzone. Bereits 1887/1888 kam es zu einem Katastrophenjahr: Zwei Lawinen und mehrere Rüfen e.rreichten den neuen DorfteiL Weitere grössere Fig. 1 Lage der Untersuchungsgebiete bei Pontresina

17 18 Schadenereignisse fanden in den Jahren 1901 und 1908 statt. In der Periode von 1887 bis 1985 sind im Wechselspiel "Dorfentwicklung" und "Realisierung von Verbauungen" insgesamt 20 Jahre mit Schadenlawinen zu verzeichnen wurde auf Initiative des Hoteliers Zambail das erste Verbauungsprojekt erstellt. Im Jahre 1892 folgte das sogenannte Projekt "106 Giandains". Neben den Lawinenverbauungen sollten auch Rüfenverbauungen erstellt werden. In den folgenden Jahren kamen mehrere Projekte in den benachbarten Bereichen "Unterer Schafberg, Schafberg, Clüxer Tobel und Languardhang'' hinzu. Doch das Val Giandains blieb problematisch. Einerseits konnten viele Arbeiten aus finanziellen Gründen nicht ausgeführt werden, anderseits wiesen bereits in den dreissiger Jahren viele Werke Schäden auf, welche auf schlechte Fundation und Konstruktion zurückgeführt wurden. Der ursprünglich 1892 geplante Rüfenverbau im Val Giandains konnte nicht realisiert werden. So wollte man Ende der fünfzig er Jahre mit den knappen finanziellen Mitteln - Pontresina wies damals den höchsten Steuersatz im Kanton auf - das Gebaute erhalten und konzentrierte sich auf die Reparatur der bestehenden Werke. Erst 1978 konnte man sich wieder dem Val Giandains widmen. Durch den Einbau von leichten Stahlwerken mit Sprengankerfundationen sollte in 4 Etappen realisiert werden, was man sich 1892 wünschte. Doch bereits nach der ersten Etappe mussten die Arbeiten wieder eingestellt werden, diesmal nicht aus finanziellen, sondern aus bautechnischen Gründen. Im Herbst 1987 ergaben Ankerversuche des EISLF, dass eine Runse im Verbauungsgebiet Giandains mit den bestehenden Werktypen mit gebohrten Ankern nicht verbaubar ist [EISLF, 1988}: Wasserführende, schmierige und sehr kalte Schichten behinderten das Bohren in 2.5 m Tiefe. Da sich diese Bohrlöcher jeweils wieder rasch verschlossen, konnten in diesem Gebiet keine Probeanker versetzt werden. In der benachbarten Runse konnten hingegen Anker versetzt werden. Der hohe Mörtelverbrauch wies jedoch auf ungünstigen Untergrund aus lockergelagerten, grösseren Steinen mit wenig Feinmaterial hin. Am 23. Februar 1988, also 10 Jahre nach der Projektierungsphase, erstellte die VAW in der "foura da l'amd ursina" eine Kartierung (BTS-Messungen), welche klar die Permafrostexistenz nachwies. Der zugehörige Kurzbericht [VAW, 1988] beschreibt auch die vermutlichen Bewegungsrichtungen des Permafrostkriechens und die daraus resultierende extreme Labilität des Lockerschuttes an der Blockgletscherstim des Blockgletschers "Ursina". Somit bestätigten sich die oben zitierten Vermutungen von Häfeli (1954): 1. Der Verbauperimeter befindet sich teilweise im heiklen Bereich von eisreichem kriechendem Permafrost. 2. Eischarakteristik und Mächtigkeit des Permauostes sind nicht bekannt. 3. Interaktionen zwischen Schnee und Permafrost sind unerforscht. 4. Bis heute sind keine Lawinenschutzmethoden für Permafrostgebiete entwickelt worden. 5. Die Bauarbeiten müssen mindestens vorübergehend eingestellt werden.

18 19 6. Ein neues der Lawinen- und Murganggefahr Rechnung tragendes Schutzkonzept für das Val Giandains muss entwickelt werden. Im Februar 1989 konnte darauf das sogenannte Ergänzungsprojekt Pennafrost in Zusammenarbeit mit dem Eidg. Institut für Schnee- und Lawinenforschung gestartet werden. Aus der oben beschriebenen Situation wurden 3 Schwerpunkte gebildet, um die natürlichen Rahmenbedingungen kennenzulernen und die bautechnischen Probleme zu lösen: 1. Refraktionsseismische und geoelektrische Untersuchungen sollen die lokalen Kenntnisse über die Verbreitung und die Charakteristik des Permafrostes verbessern. Mit Sondierbohrungen können dann die glaziologisch-geotechnischen Eigenschaften definiert und beobachtet werden. 2. Die Wechselwirkungen zwischen Permafrost-Schnee-Lawinen und Lawinenverbauungen sollen beschrieben werden. Dabei sind vor allem die Aspekte Wärmefluss, Schneemetamorphose, Auswirkungen von Lawinenschutzmassnahmen auf den Permafrost und die Schneedeckenverteilung zu betrachteten. Dieser Schwerpunkt wird in dieser Arbeit behandelt. 3. In einer Bauingenieur-Studie soll aus den definierten natürlichen Randbedingungen ein geeignetes Konzept für den allgemeinen Lawinenverbau im Permafrost, sowie speziell für das Val Giandains erarbeitet werden Zielsetzung und Vorgehen Lawinenschutz in Permafrostgebieten setzt Kenntnisse über die speziellen Eigenschaften von eisreichem, gefrorenem Untergrund, über die Schneeverhältnisse in kalten Höchstlagen der Gebirge, sowie über die Wechselwirkung zwischen Schnee und Permafrost voraus. In Ergänzung zu den geophysikalischen Untersuchungen des Untergrundes {VAW, 1991], den Bohrlochuntersuchungen {VAW, 1992a] und den Studien über ein geeignetes Schutzkonzept[E/SLF, in Vorb.], werden in dieser Arbeit erstmals die Zusammenhänge zwischen Schnee und Permafrost an einem Beispiel im Oberengadin systematisch beschreiben. Dabei sollen Grundlagen für die Wahl von Lawinenschutzmassnahmen und für gezielte weitere Forschungsarbeiten (Prozess Studien, Modellierungen, Auswirkungen von Erwärmungstendenzen) bereitgestellt werden. Die folgenden 3 Aspekte werden bearbeitet: 1. Permafrostverhältnisse in potentiellen Lawinenanrisszonen: Der Kenntnisstand über Verbreitung, Charakteristik, Prospektionsmethoden von Permafrost in Lawinenanrisszonen kann aus der Literatur für praktische Arbeiten zusammengefasst werden. Durch den Einsatz eines geographischen Informationssystems können Kenntnisse aus empirischen Faustregeln und existierenden Messungen kartographisch dargestellt werden. Eine entsprechende Automatisie-

19 20 rung hilft grundsätzliche Aspekte zum Permairost in der Praxis frühzeitig miteinzubeziehen (vgl , Seite 61). Geographische Informationssysteme müssen jedoch auf entsprechende Fragestellungen eingerichtet werden. Der Aufbau des glaziologischen Informationssystems Kryo (vgl. 4.4., Seite 58) auf Are/Info soll eine koordinierte Eingabe, Verwaltung, Bearbeitung und Ausgabe der Daten ermöglichen. 2. Schneeverhältnisse in alpinen Permafrostgebieten: Im Untersuchungsgebiet Corvatsch werden Standardschneeprofile aufgenommen und mit einem automatischen Datenerfassungssystem Schnee- und Bodentemperaturen gemessen. Durch den Vergleich von Schneeprofilen mit und ohne darunterliegendem Permafrost können die charakteristischen Schneeverhältnisse in alpinen Permafrostgebieten beschrieben werden (vgl. 6., Seite 111). Grobe Quantifizierungen der beteiligten Prozesse ermöglichen Aussagen über den Einfluss der Schneedecke auf das Permafrostverbreitungsmuster. 3. Aspekte zu Lawinen und zum Lawinenverbau im alpinen Permafrost: Die Beschreibung der unterschiedlichen Schneedeckenentwicklung innerhalb und ausserhalb von Permafrostzonen sowie die Analyse der in den EISLF-Winterberichten dokumentierten Schadenlawinen in mutmasslichen Permafrostgebieten bilden eine erste Grundlage, um Aspekte von Lawinen und Lawinenverbau im alpinen Permairost zu diskutieren. Die Auswertung und Diskussion der erhobenen Daten können die komplexen Prozesse und Wechselwirkungen nicht vorbehaltlos erklären, ermöglichen aber eine erste Gewichtung der beteiligten Faktoren sowie konkrete Vorschläge für das weitere Vorgehen Hypothesen a) Die Schneedecke beeinflusst die Wärmebilanz des Bodens. Die Grössenordnung dieser Einflüsse kann über die Beobachtung der Isolationsfähigkeit des SchQees sowie über die Messung von Boden- und Schneetemperaturen und den daraus ableitbaren Wärmeflüssen in den unteren Schneeschichten abgeschätzt werden. b) Permairost verändert den Aufbau der alpinen Bodenoberfläche und senkt die Basis-Temperatur der Schneedecke (BTS). Dabei werden durch Feinmaterialauswaschung die Rauhigkeit und Porosität der Oberfläche (Grobschutt) erhöht, während der oberflächennahe Wassergehalt abnimmt (Fig. 2). Die Senkung der Basis-Temperatur der Schneedecke (BTS) könnte eine Verkleinerung des Temperaturgradienten in Bodennähe bewirken, sodass Umwandlungsvorgänge in der Schneedecke andersartig verlaufen. c) Der diskontinuierliche Permairost ist eine direkte Folgeerscheinung des Mikro-bis Regionalklirnas. Die entscheidenden Parameter sind Strahlung, Lufttemperatur

20 21 und Oberflächenbeschaffenheit. Es wäre denkbar, dass dieselben Parameter bestimmte Eigenschaften der Schneedecke, wie z.b. Temperaturgradienten in der oberen Schneedecke, und damit die Bildung von oberflächennahen Schwachschichten (Oberflächenreif, Pulverschnee) beeinflussen. Ist ein solcher Zusammenhang nachweisbar, könnte eine Permafrostverbreitungskarte als Hilfsmittel für vermehrtes Auftreten solcher Schneecharakteristiken benutzt werden. d) Schnee beeinflusst das Verbreitungsmuster des diskontinuierlichen Permafrostes. Identifizierte räumlich erfassbare Einflüsse des Schnees auf den Wärmehaushalt des Bodens können für die Vorhersage der Permafrostverbreitung auf der Basis von digitalen Geländemodellen benutzt werden. Fig. 2 Prozesse am Übergang Boden-Schnee

21 22 2. Permafrost in Lawinenanrisszonen 2.1. Begriffe Permairost ist ein zeitabhängiges thermisches Phänomen des Untergrundes, welches unabhängig von der Existenz von Eis definiert wird [Washbum, 1979]: Als Permafrost bezeichnet man Lithosphärenmateria~ das während mindestens einem Jahr Temperaturen unter 0 oc aufweist. Die Beschränl.."Ung des Begriffes auf Lithosphärenmaterial bedeutet, dass Gletscher als Bestandteile der Hydrosphäre nicht zum Permairostgebiet gezählt werden. Hingegen kann Toteis im Grenzbereich zwischen Lithosphäre und Hydrosphäre als spezielle Permafrostform betrachtet werden. Die Fig. 3 enthält die wichtigsten Begriffe im Zusammenhang mit alpinem Permafrost. Solange die mittlere jährliche Bodentemperatur (MAGT = Mean Annual Ground Temperature) unter 0 oc liegt, existiert Permairost in denjenigen Tiefen, die im Sommer nicht auftauen. So wird die Auftauschicht (active layer) als derjenige Teil des Untergrundes bezeichnet, welcher über dem Permafrostkörper im Sommer positive Temperaturen aufweist. Die Mächtigkeit dieser Schicht beträgt im Alpenraum zwischen einem und mehreren Metern. Es ist jedoch durchaus möglich, dass die Auftauschiebt in Gebieten mit reliktischem Permafrost aus früheren Kaltzeiten (Eiszeiten) mehrere Deka- bis Hektometer beträgt. Die Permafrostmächtigkeit wird oben durch den Permafrostspiegel und unten durch die Permafrostbasis bestimmt. Saisonale Temperaturschwankungen können bis in die Tiefe der ZAA (ZeroAnnualAmplitude) gemessen werden. Die meisten Permafrostkörper sind sehr alt. Bis ein Permafrostkörper aufgrundeiner Erwärmung vollständig geschmolzen ist, dürften einige Jahrhunderte bis Jahrtausende vergehen [VA W, 1992]. In Zusammenbang mit der Frage nach der Auswirkung einer möglichen globalen Erwärmung sind jedoch die rasch reagierenden, sich abbauenden oder bildenden Bereiche des Permairostes interessant. Bei einer Erwärmung nimmt die Auftautiefe praktisch unmittelbar zu, resp. bei einer Abkühlung ab. Solange dieauftauschiebt im Wintervollständiggefrieren kann, spricht man von aktivem Permafrost, d.h. der Permairost wird jedes Jahr regeneriert (Fig. 3). Sobald der winterliche Frost den Permafrostspiegel nicht mehr erreicht, ist der Permairost inaktiv. Die kritische Auftautiefe liegt dabei im Bereich von etwa 6 m. Ohne erneute Abliihlung taut ein solcher Permafrostkörper im Verlaufe der Zeit langsam auf. Die Permafrostverbreitung wird unabhängig von der zugehörigen Aktivität definiert. Flächenhaft auftretender Permairost wird als kontinuierlicher, fleckenhafter als diskontinuierlicher Permafrost bezeichnet. Im Zusammenhang mit Gebirgspermafrost

22 23 Aktiver Permafrost Inaktiver Permairost Fig. 3 Übersicht der wichtigsten Begriffe in Zusammenhang mit Gebirgspennafrost trennt die Pennafrostuntergrenze die Höhenstufe des diskontinuierlichen Permafrostes von dem sich darunter befindenden sporadischen Pennafrost mit vereinzelt auftretenden Permafrostkörpern. Der Eisgehalt und die Eisformen gehören zu den wichtigsten Eigenschaften eines Permafrostkörpers, da sie die meisten geotechnischen Eigenschaften des Untergrundes beeinflussen. Der Eisgehalt wird neben dem Bodenwassergehalt über das Verhältnis zum Porenvolumen definiert. Bei eisuntersättigtem Pennafrost beansprucht das Bodeneis nicht den gesamten Porenraum des ungefrorenen Materials. Gesättigter Permafrost füllt den gesamten beim Gefriervorgang zur Verfügung stehenden Porenraum. Sobald das Volumen des Bodeneises dasjenige des ungefrorenen Materials übersteigt, spricht man von übersättigtem Pennafrost. Eisfreier sogenannter trockener Pennafrost kommt in den Alpen wohl ausschliesslich in nicht zerklüftetem Fels vor. - Die Eisformen stehen in Zusammenhang mit den Prozessen, die zur Bildung von Permafrost führen. Bei hohen Gefriergeschwindigkeiten gefriert das Wasser in den Poren ohne Migration. Die dabei entstehenden Kristalle bilden einen dünnen Eisfilm um die Gesteinspartikel oder sogenannten Eiszemellt (pore ice). In folge der Transparenz

23 24 dieser sehr kleinen Eiskristalle ist übersättigter Eiszement von Auge kaum zu erkennen. - Bei langsamem Gefriervorgang wird bei hohem Feinmaterialanteil und hohen Dampfdruckgradienten aufgrundvon Kapillareffekten Feuchtigkeit zur Gefrierfront transportiert. So ist meistens am Permafrostspiegel extreme Eisanreicherung zu beobachten, während mit zunehmender Tiefe der Eisgehalt generell abnimmt. Bei stationärer Gefrierfront bilden sich Eislinsen oder sogenanntes Segregationseis.lnjektionseis und Spalteneis bildet sich, wenn Wasser in gefrorene Schichten, resp. in Frostrisse oder Frostspalten intrudiert. Eine spezielle Permafrostform bildet begrabenes Eis und Höhleneis. Ersteres entsteht an der Oberfläche (Toteis, Lawinenschnee) und wird später im Untergrund einsedimentiert, während Höhleneis in kalten, geschlossenen Hohlräumen gebildet wird Verbreitung des alpinen Permafrostes Elnflussgrössen der Permafrostverbreltung Die Permafrostverbreitung wird durch die räumliche Verteilung der Energiebilanzfaktoren (Fig. 4) an der Oberfläche und den zugehörigen thermischen Bedingungen des Untergrundes bestimmt. Der Einfluss der Schneedecke auf die Bodentemperaturen hängt vor allem von der Isolationswirkung der Schneedecke und von der Oberflächentemperatur ab. Die Energiebilanz (GI. 6) an der Oberfläche wird von der Strahlungsbilanz, den Wärmeaustauschvorgängen der Oberfläche mit der Atmosphäre und den Bodenwärmeflüssen bestimmt. Die Oberflächentemperatur To spielt dabei eine wichtige Rolle, da sämtliche beteiligten Komponenten von ihr abhängen, resp. sie beeinflussen. Die Sonnenstrahlung und die terrestrische Strahlung umfassen zwei voneinander getrennte Wellenlängenbereiche. Die Sonnenstrahlung liegt vor allem im kurzwelligen Bereich. Sie stellt im Gegensatz zur terrestrischen, langwelligen Strahlung einen Energiegewinn für die Erde dar. Dabei wirkt die Atmosphäre als wichtiger Energiebilanzfaktor. Die diffuse Strahlungq ist derjenige Teil der Sonnenstrahlung, weicher infolge Streuung in der Atmosphäre und Reflexionen im Gelände über einen indirekten Weg die Erdoberfläche erreicht. Der andere Teil der Sonnenstrahlung, die direkte Strahlung Q, erreicht die Erdoberfläche auf direktem Weg. Beim Durchgang durch die Atmosphäre wird sie vor allem im infraroten Teil geschwächt. Als weiterer Energiebilanzfaktor wirkt sich die Topografie auf die räumliche Verteilung der direkten Strahlung aus. Neben der Schattenbildung bestimmt sie über die Exposition und Hangneigung den Einfallswinkel der Strahlung. Die Beschaffenheit der Erdoberfläche bestimmt die Albedo a, welchen den Anteil der an der Erdoberfläche reflektierten, kurzwelligen Strahlung angibt. Für die kurzwellige Strahlungsbilanz Q* gilt: Q* (Q + q) (1 - a) [1]

24 25 / Witterung Schneebedeckung Bodencharakteristik --- Wärmetransp ort (Wärmeleitung/Sickerwasser) Bodenfeuchtigkeit Wärmefluss aus dem Erdinnem Fig. 4 Qualitative Energiebilanzfaktoren der Erdoberfläche Jeder Körper emittiert elektromagnetische Strahlung. Die von der Erde abgestrahlte langwellige Strahlung Li lässt sich als Funktion der Oberflächentemperatur und der Emissivität E durch das Stefan Boltzmann-Gesetz beschreiben (GI. 2). Die Emissivität E hängt von der Oberflächenbeschaffenheit ab. Die Schneebedeckung ( E = 0.99), der Vegetationsanteil (0.97 < E < 0.99) und die Geröllzusammensetzung (0.71 < E < 0.96) gehören somit zu den wichtigen Einflussgrössen der Emissivität. Lt [2] Während die Atmosphäre kurzwellige Strahlung verhältnismässig leicht durchlässt, wird die langwellige Strahlung stark absorbiert und dann erneut ausgestrahlt. Die Zusammensetzung der Atmosphäre (Wasserdampf und andere 1!eibhausgase) bestimmt die Emissivität der Luft EL. Als weitere Grösse (Fig. 4) spielt die Lufttemperatur TLuft eine wichtige Rolle. Die langwellige Einstrahlung L.l. oder Gegenstrahlung kann folgendermassengeschätzt werden:

25 26 L! = elarluft = ( o.os /e)atj_uf,(l + )Cn) = 0.7arLuft [ 3) e: Dampfdruck in mb (Luftfeuchte) n: Bewölkung (0-1) x: Koeff. (0-0.4) abhängig vom Wolkentyp Bis heute sind die Energieaustauschprozesse in der meistens aus Blockschutt bestehenden Permafrost-Auftauschicht in den Alpen kaum untersucht. Im Blockschutt sind neben Wärmeleitung auch Sickerwassereinflüsse und Austauschprozesse durch Luftzirkulation zu erwarten. Insbesondere wegen den kaum exakt definierbaren Oberflächen sind die Energieaustauschvorgänge, solange die Blöcke den Schnee durchstossen, schwer erfassbar. An der Schneeoberfläche kann der Austausch von fühlbarer Wärme Qn folgendermassen approximiert werden: [4] Der latente Wärmeaustausch hängt genauso wie der sensible von der Windgeschwindigkeit ab. Weiter spielt der Dampfdruckgradient eine wichtige Rolle. Bei stabilen, praktisch windstillen Verhältnissen sind diese Beiträge in der Grössenordnung um 10W/m 2. Der Bodenwärmefluss QG ist gleich dem Produk't aus Temperaturgradient und Wärmeleitfähigkeit K oder anders ausgedrückt gleich dem Quotienten aus der Temperaturdifferenz zweier Tiefenlagen und dem dazwischenliegenden thermischen Widerstand. _ or QG-K Ot [5) Aus dem Zusammenspiel aller Energiebilanzfaktoren nimmt die Oberfläche (Boden, Schutt, Fels oder Schnee) diejenige Temperatur an, bei der die Summe aller Energieflüsse gegen, resp. weg von der Oberfläche (GI 6) Null wird. Q * - L t + L ~ ± QH ± QLE ± QG 0 [6] Das Vorzeichen der einzelnen Komponenten wird durch die Richtung des Energieflusses bestimmt. Energieflüsse gegen die Oberfläche sind positiv, die anderen negativ.

26 Faustregeln zur Abschätzung der Permsfrostverbreitung ln den Alpen Aufgrund der Vielfalt der verschiedenen Einflussgrössen auf die Permafrostverbreitung ist es naheliegend, dass das Permafrostverbreitungsmuster nicht auf einfache Weise, z.b. mit einer Höbengrenze beschrieben werden kann. Trotzdem konnte Haeberli (1975) über die Gruppierung von bestehenden Messungen nach verschiedenen Geländesituationen Erfahrungen in Form von Faustregeln zusammenfassen. Dabei wurden die vier Geländesituationen, nämlich Hanglagen, Hangfusslagen, Verflachungen in Tallagen und solche in Gipfellagen unterschieden und als Funktion der Meereshöhe ( =Lufttemperaturfaktor) und Exposition ( =Strahlungsfaktor) untersucht (vgl. Fig. 5). Die gewählte Einteilung schematisiert die äusserst komplexen natürlichen Verhältnisse, berücksichtigt jedoch grob den zweifellos wichtigen Einfluss der Schneedecke auf die Permafrostverbreitung wie folgt: - Hanglagen mit Neigungen über 5-10" sind stark expositionsabhängig. Im Winter wird die isolierende Schneedecke in den Steilhängen teilweise durch Lawinenniedergänge reduziert, so dass kalte Lufttemperaturen besser in den Boden eindringen können. - Hangfusslagen unter Lawinenanrisszonen sind oft im Frühling bis in den Hochsommer hinein mit Schneeresten bedeckt. Dieser bodenabkühlende Effekt kann durch das lokale Mikroklima (Temperaturinversionen, Thermiksysteme) verstärkt werden. - Verflachungen in Tallagen und Mulden sind praktisch expositionsunabhängig und weisen infolge reduzierter Windeinwirkung im Vergleich zu den anderen Situationen grössere Schneehöhen auf, d.h. Permairost tritt dort generell erst in höheren Lagen auf. - Verjlachungen in Gipfellagen sowie Grate sind meistens windexponiert und ebenfalls expositionsunabhängig. Die kühlende Wirkung reduzierter Schneehöhen wird zu einem grossen Teil durch die fehlende Schattenwirkung der näheren Umgebung kompensiert. Innerhalb der unterschiedenen Geländesituationen kann der Fig. 5 ein Bereich mit möglichem und einer mit wahrscheinlichem Permafrost entnommen werden. Während im möglichen Bereich mit der Möglichkeit eines Permafrostvorkommens gerechnet werden muss, ist im wahrscheinlichen Bereich Permafrost mit relativer Sicherheit zu erwarten. Neben der Abschätzung der Permafrostverbreitung aufgrund der Topografie können allgemeine, im Feld oder bei der Luftbildinterpretation benutzbare Grundsätze die Abschätzungen verbessern (vgl , Seite 36). 1. Unterhalb der Waldgrenze muss in extremen Schattenlagen bis 1000 m ü.m hinunter mit sporadischem Permairost gerechnet werden [Hoelzle et al. 1993). 2. Intakte Blockgletscher sind eindeutige Hinweise auf Permafrost.

27 28 Hanglagen > 5 bis 10 Hangfusslagen unter Lawinenanrisszonen ~tt l!ljllru Permairost möglich Permairost wahrscheinlich wind exponiert: wind eschützt: wahrscheinlich > 2700m ü.m. > 3000mü.M.. Fig. 5 Schlüssel zur Pennafrostverbreitung (nach Haeberli, 1975) 3. Perennierende (ewige) Eisflecken und Lawinenreste, die regelmässig den Sommer ganz oder nahezu überdauern, induzieren Permafrost. 4. Unbewacbsene Schuttgebiete liegen oft im Permairost (>75%). Vegetationsbedeckte Gebiete enthalten eher sporadische Eislinsen [Hoelzle (in Vorb.j. 5. Quellwassertemperaturen unter 1 oc können ausser im Zusammenbang mit der Schneeschmelze nur bei Kontakt mit Permafrostkörpern entstehen. Bei Wassertemperaturen über 2 C kann in der näheren Umgebung Permairost ausgeschlossen werden. 6. Grobblockiges Oberflächenmaterial ist permafrostgünstig. Umgekehrt sind feinkörnige, wasserführende Bodenschichten permafrostungünstig. Seit 1975 fand eine rasche Zunahme der Untersuchungen zur Verbreitung von Permafrost statt. Allein im Engadin wurden z.b. über 800 BTS-Messungen, ca. 50 seismische Profile, mehrere geoelektrische Sondierungen und drei Bohrungen durchgeführt [Keller (1988a), Hoelzle (1989, 1992), Vonder Mühll und Haeberli (1990), VAW

28 29 (1988, 1991, 1992)]. Die Ergebnisse dieser Arbeiten bestätigten die fast zwanzig Jahre alten Faustregeln. Neuere Untersuchungen versuchen mögliche regionale Unterschiede innerhalb des Alpenraums zu erkennen [Lugon 1991, VAW 1993]. Neuerdings berechnet das ProgrammPennalearl die Permafrostverbreitung grösserer Gebiete [Keller; 1992](vgl. auch 4.4., Seite 58). Aktuelle Bemühungen haben zum Ziel, über die Berechnung der potentiellen Sonnenstrahlung aus dem digitalen Geländemodell die wesentlichen physikalischen Einflüsse zu modellieren [Hoelzle et al., 1993) Prozesse im Permafrost In diesem Kapitel werden ausschliesslich Prozesse in Lawinenanrisszonen mit Permafrost dargestellt. Permafrostkriechen, Hebungs- und Setzungserscheinungen wirken sich direkt auf die Bodenoberfläche aus. Periglaziale Murgänge sind eher einmalige Ereignisse, während die Permafrostdegradation und -agradation eher langsam und kontinuierlich ablaufen. Die hydrologischen Verhältnisse und andere Untergrundcharakteristiken (z.b. Eislinsenbildung) sind wichtige Eigenschaften von Permafrostzonen Permafrostkrlechen Das stark zeitabhängige Verformungsverhalten von gefrorenen Böden stellt eine der wesentlichsten Eigenschaften des Permafrostkriechens dar. Dieses Kriechen führt einerseits zur Ausbildungvon Blockgletschern (vgl , Seite36) und/oderbeeinflusst anderseits die Stabilität eines Baugrundes. Der Zusammenhang zwischen Bodencharakteristiken und Kriechverhalten ist komplex. Neben den rheologischen Eigenschaften der gefrorenen und ungefrorenen Komponenten und den Wechselbeziehungen zwischen den einzelnen Partikeloberflächen spielen Wärmeflusseffekte und Phasenwechsel eine Rolle. Diese Parameter müssen hinreichend bekannt sein, bevor die mechanischen Eigenschaften des Untergrundes auf den Massen- und Energiefluss durch ein Bodenelement modelliert werden können. Bereits ab 1950 wurden einfache lineare Modelle entwickelt, um Deformationseigenscharten von Permafrostböden vorauszusagen. Dank verbesserten Versuchsanordnungen im Labor entstanden zunehmend komplexere Modelle über Eigenschaften künstlich hergestellter Proben [Anderson wuimorgenstem, 1973]. Bei der Anwendung dieser Modelle zeigte es sich jedoch, dass die natürlichen Bedingungen zum Teil sehr stark von denjenigen im Labor abwichen. Oft beeinflussten Inhomogenitäten (Eiskeile, eisübersättigte Scherzonen oder Siltschichten) das Kriechverhalten entscheidend. Deshalb wurde mit wiederum einfacheren Modellen dem Vergleich zwischen Laborexperimenten und Ergebnisse aus Felduntersuchungen mehr Aufmerksamkeit geschenkt. In der Schweiz wurden Laboruntersuchungen in Zusammenhang mit der Entwicklung des Gefrierverfahrens beim Tunnelbau durchgeführt [Huder; 1979]. MitTriaxialversuchen wurden neben dem Deformationsverhalten auch Veränderungen des

29 30 Spannungszustandes eines Bodens durch das Gefrieren und durch die Bodenfestigkeit untersucht. So kann das Festigkeits- und Verformungsverhalten gefrorener Laborproben mit relativ guter Genauigkeit vorausgesagt werden [Herzog und Ramholt, 1979]. uiaxiale Kriechversuche mit gefrorenen, nicht gesättigten siltigen Sandproben (Wassergehalt 13% in ungefrorenem Zustand) ergaben weiter, dass bei Belastungen zwischen 20 und 22 bar auch nach 500 Stunden kein ungedämpftes Kriechen einsetzt. Langfristige ( > 1000 Jahre) Deformationen unter kleinen Belastungen können nur in der Natur, z.b. bei einem Blockgletscher, beobachtet werden. Deformationsmessungen am Blockgletscher Murtel zeigen, dass die Schichten zwischen 3 und 28 m, welche praktisch ausschliesslich aus Eis bestehen, mit einer Oberflächengeschwindigkeit von 5.5 bis 6.2 cm/jahr stationär kriechen. Die dabei auftretenden Scherspannungen liegen zwischen 0.1 und 0.5 bar. Dabei wurden 75% der Deformationen in einer Schwachschicht zwischen 28 und 30 m Tiefe in der Mitte des Permarrostes gemessen [Wagner, 1992] Hebungs- und Setzungserschelnungen Beim Gefrieren von Wasser nimmt dessen Volumen um ca. 10% zu. Dies führt zu Hebungserscheinungen, resp. beim Auftauen zu Setzungen. Das Ausmass dieser Prozesse wird entscheidend von den Möglichkeiten des Untergrundes, Volumenzunahmen mit Porenwassertransport zu kompensieren, bestimmt. Grosse Hebungs-, resp. Setzungserscheinungen treten bei gesättigten Böden auf, bei denen keine Verdrängung des Wassers möglich ist. Umgekehrt verhält es sich bei stark durchlässigen Böden mit grossen Poren. Schnelles Gefrieren verhindert die Verdrängung von Wasser. Feinkörnige Böden haben die Hihigkeit, beim Gefriervorgang grössere Unterdrücke im Porenwasser aufzubauen, wodurch Wasser an die Frostgrenze transportiert wird. Verbunden mit ausgeprägten Hebungsprozessen (primäre Hebung) führt dies zum Wachstum von Eislinsen (Segregationseis). Wachsender Überlagerungsdruck reduziert oder unterdrückt die Eislinsenbildung. Die Grenzbedingung für die Eislinsenbildung hängt nach Washburn (1979) vom Porenwasserdruck (pw ), dem Eisdruck (Pi), der Oberflächenspannung (cr) und dem Radius (r) der grössten Porenöffnung ab: Pw > P;- 2afr [7 I Typische Grenzwerte für Pi - Pw = 2a/r sind: -Sande: -Silte-Tone: -Tone: 0 bis bis mehr als N/mm N/mm2 0.2 N/mrn 2 Bei sehr feinkörnigem Material (Tone) ist die Permeabilität gering, sodass Silt und Feinsand aufgrunddes im Vergleich zu den Tonen grösseren Wassernachschubes am meisten zur Eislinsenbildung neigen. Neben der Permeabilität entscheidet der

30 31 Grundwasserabstand über den Wassemachschub. Erfolgt die Eisanreicherung hinter der Gefrierfront spricht man von sekundärer Hebung. Die in diesem Zusammenhang stehenden Abhängigkeiten sind jedoch bis heute wenig untersucht Perlglaziale Murgänge Murgänge sind eine weitverbreitete Erscheinung im gesamten Alpen- und Voralpengebiet. Vegetationsarme Zonen mit dominierender Frostverwitterung, also solche im sogenannten Periglazial, haben eine besondere Disposition für die Murgangentstehung. Oft sind Murganganrisszonen im Winter Lawinenanrissgebiete. In solchen Situationen müssen Schutzkonzepte in baulicher und gefahrenreduzierender Hinsicht sowohl Murgänge als auch Lawinen berücksichtigen. Murgänge sind schnellfliessende Gemische von Lockermaterial und unterschiedlichen, meist geringen Anteilen von Wasser [VAW, 1990). Innerhalb des Wasser-Feinfraktion-Grobmaterial Diagrammes befinden sich die Murgänge im Bereich der Schlammströme zwischen geschiebeführendem Wildbach und Felssturz. Ein Murgang weist bei Dichten _ bis zu 2.5 t/m 3 eine hohe Erosions- und Transportleistung auf {Rickenmann, 1990). Uber die Murgangentstehung ist bis heute wenig bekannt. Innerhalb lokal wassergesättigter Zonen wird die innere Reibung drastisch reduziert, sodass das inhomogene Lockermaterial in Bewegung gesetzt wird. Auf der Fliessstrecke bilden sich an den Rändern des Gerinnes markante Wälle oder sogenannte Levees aus vorwiegend grobem Material. Die Reichweite von Murgängen wird durch die Fliesseigenschaften, das Gesamtvolumen und den Materialverlust entlang der Fliessstrecke bestimmt. Die Ereignisse von 1987 wiesen stets ein Pauschalgefälle von mehr als 20% auf. Murgänge lagern ihr Material unsortiert und meist aufkegeln ab, welche bereits durch ältere Ereignisse gebildet wurden. Interessanterweise entstanden viele Ortschaften auf solchen Murkegeln. Dies hat folgenden Grund: Im Vergleich zu den relativ oftwiederkehrenden Hochwassern im Haupttal treten Murgänge in den meisten alpinen Einzugsgebieten eher selten auf. Somit wurde das kleinere Risiko eingegangen, wenn die Siedlungen ausserhalb der unmittelbaren Murganggefahrenzonen, aber doch noch auf dem Murkegel der Seitentäler gebaut wurden. Mit den grösseren, selteneren Ereignissen musste man leben. Die Murganganfälligkeit wie auch die -auslösung können durch Permafrost beeinflusst werden. Mehr als die Hälfte der aus dem Jahre 1987 kartierten 600 Murgänge starteten in der Periglazialzone. Die Anbruchzonen lagen vorwiegend in für diese Zone typischen Steilhängen und Schutthalden. Der Permafrost wirkt sich verschiedenartig auf das Verhalten von murganganfälligen Schuttkörpern aus. Kurzfristig weist gefrorener Schutt Eigenschaften wie Festgestein auf. Insbesondere wird das Einsikkern von Niederschlagswasser sowie rückwärtsschreitende Erosion verhindert. Umgekehrt verhält sich die darüberliegende instabile Auftauschicht, welche oft perennierende Schneeflecken aufweist. Besonders im Frühsommer können in solchen Zonen grössere Schmelzwassermengen vor starken Niederschlägen potentielle Anrisszonen durchfeuchten, sodass schon bei kleineren Niederschlagsereignissen ein Murgang losbrechen kann. Bei den heute sich abzeichnenden Erwärmungstendenzen

31 32 könnte die Zahl der periglazialen Murgängen zunehmen: Wärmere Niederschläge würden das Absinken der Schneefallgrenze verhindern. Da die Niederschläge nicht mehr in Form von Schnee zurückbehalten würden, entstünden grössere Spitzenabflüsse. Weiter würde bei einer Erwärmung das Schuttpotential durch Permafrostdegradation (vgl , Seite 33) und Gletscherrückzug zunehmen Hydrologie Die hydrologischen Verhältnisse in den Permafrostzonen der Alpen werden wesentlich durch die Wasserdurchlässigkeit bestimmt. Im Felsen dürfte die Gesteinsart und die Klüftung (trocken oder eisgefüllt) für grosse Unterschiede sorgen. Bei Blockschutt muss davon ausgegangen werden, dass die Feinmaterialauswaschung in der Auftauschicht und die Grundwasserstauung am Permafrostspiegel eine wichtige Rolle spielen: Bei verschiedenen Verwitterungsprozessen entsteht anorganisches Feinmaterial (Fig. 6). Zur Bodenentwicklung werden zusätzlich auch organische Substanzen benötigt. Fehlen aufgrund der klimatischen Voraussetzungen im Permafrost diese Stoffe, können keine Rohböden entstehen. Ungebundenes oberflächennahes Feinmaterial wird dadurch Erosionsprozessen ausgesetzt und abtransportiert. Durch Feinmaterialauswaschung entsteht der permafrosttypische Blockschutt Unter der Auftauschicht befindet sich der sogenannte Permafrostspiegel, welcher meistens eisübersättigt ist. Dieses eisübersättigte Material ist wasserundurchlässig und wirkt als Grundwasserstauer. Erreicht Sickerwasser den Permafrostspiegel fliesst r ~, Blockschutt 1- NiederschJag / Reg~n. Schnee ~Sickerwasser ~ Eisübersättigter ~ Permafrost '.' ' ~ ' ~-..:... ~ Rohböden ~,~... Fig. 6 Stofftransporte im Pennafrost

32 33 es hangparallel in etwa 3 bis 6 m Tiefe ( = Auftautiefe ). Sobald dieses Wasser die Permafrostzone verlässt - lokal variabel zwischen 2000 und 2800 m ü.m. - tritt der durchgehende Grundwasserstauer nicht mehr auf [Gerber und Tenthorey, 1990]. Der weitere Weg des Wassers hängt von der Durchlässigkeit des Untergrundes ab. - Über das Wasser in den permafrostfreien Zwischenschichten (Taliks) oder upter dem Permafrost weiss man sehr wenig [Vonder Mühl/, 1992]. Lawinenniedergänge vermindern die Schmelzwasserproduktion in den Anbruchzonen. Umgekehrt zeigen Bilder einer automatischen Kamera auf dem Piz Mezdi, dass lange liegenbleibende Schneereste hinter den Lawinenverbauungen am Schafberg bei Pontresina in ihrer nächsten Umgebung die Schmelzwassermengen zeitweise erhöhen. Bis heuteweiss man nicht, wie stark dieser Prozess die geotechnischen Eigenschaften der Lawinenanrisszonen verändert. Man kann jedoch davon ausgehen, dass erhöhte Wassermengen infolge ihrer Wärmetransporteigenschaften die Wärmebilanz des Untergrundes beeinflussen. Weiter könnte das Murgangrisiko beeinflusst werden, was sehr stark von der lokalen Situation abhängen dürfte. Im Zusammenhang mit Fundationsfragen beim Lawinenverbau im Permafrost könnte Schmelzwasser lokal die Eislinsenbildung fördern. So schlägt Campell (1954) zur Verhinderung der Eislinsenbildung unter Verbauungen ('frockenmauern), das Anbringen von Drainageschächten vor Permafrostdegradation Unter Permafrostdegradation versteht man die Verringerung der Perrnafrostmächtigkeit und der flächenhaften Ausdehnung des Permafrostgebietes. Neben den unmittelbaren Auswirkungen auf die Wärmebilanz an der Bodenoberfläche, erfolgen die Reaktionen des Perrnafrostes in verschiedenen Tiefenlagen. Die beteiligten Prozesse sind komplex und laufen in verschiedenen Zeitskalen ab [Haeberli, 1989}. Nehmen die Temperaturen an der Oberfläche zu, so wird die sommerliche Auftautiefe unmittelbar grösser, d.h. am Perrnafrostspiegel beginnt Eis zu schmelzen. Neben den daraus resultierenden Setzungs- und Destabilisierungserscheinungen nimmt das Geschiebepotential zu. Das weitere Verhalten des Permafrostkörpers hängt wahrscheinlich stark von der Wirkung von Wasser als Wärmetransportmittel ab. Solange kein Wasser in den Permafrostkörper eindringen kann, werden die Temperaturen im Permafrost durch die veränderte Wärmeleitung beeinflusst. Von oben her beginnt das Temperaturprofil im Permafrost vom stationären Zustand abzuweichen. Der reduzierte Temperaturgradient vermindert den Wärmefluss nach oben. Nach einer wärmediffusionsbedingten Verzögerung im Bereich weniger Jahrzehnte beginnt die Permafrostbasis mit wenigen Zentimetern pro Jahr zu schmelzen, bis ein neuer stationärer Zustand erreicht ist. Der vollständige Abbau eines 50 bis 100 m mächtigen Perrnafrostkörpers allein durch Wärmeleitung dürfte mehrere Jahrhunderte dauern. Solange der Untergrund gefroren ist, stellen sich lokal erhöhte Temperaturgradienten mit entsprechend grösseren Wärmeflüssen ein [Vonder Mühl/, 1992]. Sobald jedoch Wasser in den Permafrost eindringen kann, gelangen grössere Wärmemengen in die Tiefe. Ist der Schmelzpunkt erreicht, verzögert sich der Temperaturanstieg der Untergrundtemperaturen stark, da relativ viel latente Wärme zum Schmelzen von eisreichem Perrnafrost benötigt wird.

33 34 Seit dem letzten Gletscherhochstand um 1850 ist die mittlere Lufttemperatur im Sommer zwischen 0.5 und 1 c angestiegen. Dabei verloren die Gletscher der Alpen einen Drittel bis zur Hälfte ihrer Flächen [Patzelt undaellen, 1990 J. Leider fehlen für diese Zeit im alpinen Raum Messreihen zur Permafrostdegradation. Erste und noch sehr unsichere Schätzungen weisen darauf hin, dass die Permafrosttemperaturen in den Alpen zwischen 1880 und 1950 um 1.0 bis 1.5 C zugenommen haben und danach bis Ende der 70-er Jahre stabil geblieben sind [Haeberli, 1992}. Der damit verbundene Anstieg der Untergrenze der Permafrostverbreitung liegt demnach zwischen 100 und 250m. Seit 1987, resp werden in 3 Bohrlöchern am Piz Corvatsch [Vonder Mühll und Haeberl~ 1990}], resp. oberhalb Pontresina {VAW, 1992} regelmässig Permafrosttemperaturen in verschiedenen Tiefen gemessen. Die nun bereits sechs Jahre umfassende Messreihe auf dem Blockgletscher Murtel am Piz Corvatsch widerspiegelt in 10m Tiefe die Erwärmung der achtziger Jahre. Neben der beobachteten kurzfristigen Erwärmung um ungefähr 0.4 c;5 Jahre zeigen die gemessenen Temperaturen die vorher erwähnte, von oben her eintretende Abweichung aus dem quasi stationären Zustand mit den entsprechenden Folgen auf den Wärmefluss [Vonder Müh/4 1993} Charakteristiken des Untergrundes Die thennischen EigeiiSchaften des Untergrundes können durch die Temperaturen, Wärmeleitfähigkeiten und die daraus resultierenden Wärmeflüsse in verschiedenen Tiefen beschrieben werden. Im alpinen diskontinuierlichen Permairost zwischen 2000 m ü. M. und 3300 m ü.m. können möglicherweise bereits kleine Modifikationen der thermischen Bedingungen über die Permafrostexistenz entscheiden. Die mittleren Permafrosttemperaturen sind beim Permafrostspiegel am kältesten. Die Zunahme der Temperatur mit der Tiefe liegt gernäss den wenigen bestehenden Messungen zwischen und c;m [VAW, 1992}. Ist die Oberflächentemperatur To bekannt, können die Permafrosttemperaturen in jeder Tiefe sowie die Permairostmächtigkeit hp geschätzt werden: [8} Jahreszeitliche Temperaturschwankungen können bis in eine Tiefe von ungefähr 20m nachgewiesen werden (ZAA). Die Wärmeleitfähigkeit des Untergrundes wird durch die Zusammensetzung und durch die Temperatur bestimmt (vgl. Tab. 1). Gefrorene Böden haben eine grössere Wärmeleitfähigkeit als ungefrorene. In gefrorenem Untergrund nimmt die Wärmeleitfähigkeit bei abnehmender Temperatur zu. Beim Blockgletscher Murtel liegt der Wärmefluss mit 116 mw/m 2 deutlich über dem schweizerischen Mittelwert. Dies dürfte jedoch auf eine Wämequelle (Talik) in 52 m Tiefe zurückzuführen sein, sodass auch in Permafrostgebieten generell mit durchschnittlichen Wärmeflüssen zwischen 50 und 100 mw/m2 gerechnet werden kann.

34 35 Tab. 1 Wärmefeitfähigkeiten verschiedener Eis/Schutt Gemische bei Temperaturen um 0 c [aus: Vonder Mühl~ 1988] Schuttgemisch (94% Eis/ 6% Gestein): Schuttgemisch (43% Eis/57% Gestein): Eisgesättigter Sand Eisgesättigter Kies 2.40 ± 0.24 Wtm c 2.49 ± 0.40 Wtm c 2.55 ± 0.23 Wtm c 2.94 ± 0.23 Wtm c Die geotechnischen Eigenschaften werden durch den Eis- und Wassergehalt und das Gesteinsmaterial bestimmt {Rieder et al., 1980]. Generell muss zwischen gefrorenen Schutthalden und anstehendem Fels unterschieden werden: Gefrorene Schutthalden unterscheiden sich von ungefrorenen bezüglich den geotechruschen Voraussetzungen wesentlich. Bei eisübersättigtem Schutt setzt bereits unter sehr kleinen Spannungen Permafrostkriechen ein (vgl , Seite 29). Unterhalb besonders steilen Hängen mit Neigungen in der Nähe des kritischen Reibungswinkels, z. B. Blockgletscherstirnen, ist dabei mit erhöhtem Steinschlag und je nach lokaler Situation mit Rutschungen zu rechnen. Weiter beeinflusst der Permairost den Wasserhaushalt einer Schutthalde wesentlich. Grundwasserstauung 2 bis 4 m unter der Oberfläche am wasserundurchlässigen Permairostspiegel führt zu permafrosttypischen hydrologischen Verhältnissen (vgl , Seite 32). Grössere Schuttmengen sind auf diese Weise vor Erosion bei Hochwasser geschützt Die geotechnischen Voraussetzungen sind mit den thermischen Bedingungen gekoppelt Schmilzt in einer Schutthalde der Permafrost, resp. rummt die Auftautiefe zu, steigt das ErosionspotentiaL Bis dieses Potential wieder abgebaut ist, steigt in solchen Situationen die Gefahr für ein grösseres Naturereigrus. Weiter wird bei der Permafrostdegradation die Hangstabilität verändert Die Kohäsion und damit das Permafrostkriechen nehmen ab. Solange innere Reibungskräfte in Abhängigkeit des kritischen Reibungswinkels die auftretenden Scberspannungen übernehmen können, bleibt der Hang stabil. Im anstehenden Fels spielt wiederum das Wasser, resp. Eis eine entscheidende Rolle. Vor allem in Oberflächennähe beeinflusst Eis die Felsqualität Gebiete mit hober Sonneneinstrahlung zeichnen sich durch grosse Frostwecbselhäufigkeiten aus [Vomdran, 1972]. Solange Wasser vorbanden ist, wird das Material bei jedem Frost durch Frostsprengung beansprucht Dadurch nimmt die Verwitterung und Schuttproduktion zu. Gleichzeitig wird der Fels in den obersten10m stark geklüftet, was wiederum das Eindringen von Wasser und damit Eisanreicherungen und Frostsprengung begünstigt. Die Anwesenheit von Wasser spielt jedoch auch in grösseren Tiefen für die Felsstablität eine wichtige Rolle. Neben den geologisch-tektonischen Eigenschaften (Durchlässigkeit, Störungszonen) könnte in den obersten 70 bis 100 m auch der Permairost den Wassergehalt beeinflussen. Unter Permafrostbedingungen kann man dabei annehmen, dass das Wasserangebot wegen den gefrorenen Klüften reduziert ist Überschreiten die Felstemperaturen den Gefrierpunkt, nimmt in solchen Situationen die Wasserpermeabilität zu.

35 Methoden zur Untersuchung von Permalrost Das Spektrum der Methoden zur Unersucbung von alpinem Permairost hat sich in jüngster Vergangenheit stark erweitert. Je nach Situation können flächendeckende oder detaillierte Einzeluntersuchungen im Sommerwie auch im Winterdurchgeführt werden. Im diskontinuierlichen Permairost der Alpen variieren jedoch die Verhältnisse lokal stark (vgl , Seite 27). Dort sind deshalb die Ergebnisse ausser bei direkten Aufschlüssen oder Bohrungen oft nicht eindeutig. Deshalb ist es notwendig verschiedene Methoden einzusetzen Permafrostlndlkatoren Aufgrund des Auftretens permairosttypischer geomorphologischer Formen kann man sich mit relativ geringem Aufwand ein gutes Bild über die regionale Permairostverbreitung und den damit verbundenen Prozesse verschaffen Blockgletscher Im Hochgebirgspermafrost kann man eine besonders auffällige geomorphologiscbe Form beobachten: den Blockgletscher. Als solche bezeichnet man eine permanent gefrorene Schuttmasse, die unter dem Einfluss der Schwerkraft langsam bangabwärts kriecht. Die minimale Hangneigung für die Entwicklung eines Blockgletschers beträgt etwa s, die maximale etwa Aktive Blockgletscher fliessen hangabwärts und können aktiven oder inah.'iiven Permafrost enthalten. Die durch die Kriechbewegung verursachte Instabilität der randliehen Böschungen verhindert das Aufkommen einer Vegetation. Inaktive Blockgletscher bewegen sich nicht mehr, enthalten aber noch Permafrost [Barsch, 1973, p.143]. In fossilen Blockgletscher ist das Eis geschmolzen. Sie sind kollabiert. Blockgletscher erinnern ihrer Form nach an zähflüssige Lavaströme (vgl. Abb.2 ). Sie sind durch Wälle und Gräben gegliedert. Im unteren Teil sind Blockgletscher durch steile Böschungen von der Umgebung abgegrenzt. Diese Böschungen sind meistens m hoch und sehr steil (30-40 Hangneigung). Die Oberfläche eines Blockgletschers wird durch grobe Gesteinsblöcke gebildet. Blockgletscher treten in kalten, trockenen Gebirgsregionen auf. Fig. 7 zeigt die Ausdehnung der Kryosphäre in Abhängigkeit von Temperatur und Niederschlag. Schutt in grösserem Ausmass existiert

36 37 Abb. 2 Blockgletscher Murtel am Piz Corvatsch während der Bohtung 87!2 (Aufnahme: Juni 1987, F. Keller) nur unterhalb der Gleichgewichtslinie der Gletscher (unterhalb der Fläche A). Die Verbreitung der Blockgletscher ist also gegen oben begrenzt. Gegen unten wird die Verbreitung durch die Permafrostuntergrenze bestimmt, welche in etwa der -1 bis - 2 c Isotherme der Jahresmitteltemperatur folgt. Mit Hilfe der aktiven Blockgletscher (Fläche C) besteht damit die Möglichkeit, die untere Grenze des diskontinuierlichen Permafrostes zu bestimmen. An Südhängen entwickeln sich nur kjeine Blockgletscher, da Permafrost in den Alpen unter 3000 m ü.m. eher im Bereich von Hangfusslagen zu erwarten ist. An Nordhängen können sich hingegen mächtige Formen entwickeln [Barsch, 1978]. Unterhalb der Permafrostuntergrenze (Fläche B) können fossile Blockgletscher aus kälteren Zeiten beobachtet werden. Weiter zeigt Fig. 7, dass in Gebieten mit Kontinentalklima häufiger Blockgletscher zu erwarten sind, als in maritimen. Nach Barsch (1978) ist in der Schweiz die Dichte der aktiven Blockgletscher im Raum Südwallis und Engadin am grössten. Beide Gebiete weisen relativ kontinentale Verhältnisse auf Frostmusterböden und Solifluktionsdecken Frostmusterböden und Solifluktionsdecken sind auffällige Frosterscheinungen des Periglazials. Die meisten dabei beteiligten Prozesse werden über tägliche und saisonale Frostwechsel sowie durch die Vegetationsbedeckung gesteuert [Camper, 1980}.

37 38 Jahresm llel der Lufuemperatur kalt T warm Fig. 7 kontinental t.oomm0 maritim I 1 Jahresniederschlag I mm Kryosphäre in Abhängigkeit von Temperatur und Niederschlag (aus Haeberl~ 1982) Zusammenhänge zwischen Schnee, Soliflutkionsformen und Vegetationsentwicklung wurden von Steuri (1988) untersucht. Solifluktion kann auch ausserhalb des Permafrostgebietes beobachtet werden. Ausgeprägte Formen entstehen jedoch häufig in Zusammenhang mit Permafrost [Veit, 1988). Für die Entstehung von Strukturböden wie auch für die Solifluktion wird Feinmaterial benötigt, welches in den höher gelegenen Gebirgspermafrostzonen infolge Feinmaterialauswaschung (vgl , Seite 32) oft fehlt. Demnach sind Frostmusterböden und Solifluktionsdecken eher im Bereich der Permafrostuntergrenze und etwas darunter zu erwarten. Obwohl hierzu Untersuchungen fehlen, würde diese Aussage von Graf (1971) bestätigt. Der von ihm angegebene Höhenbereich von 2300 bis 2600 m ü.m. für das Auftreten von Solifluktionsströme in Graubünden stimmt generell mit den Faustregeln über die Permafrostverbreitung in den Alpen (vgl , Seite 27) überein Perennierende Schneeflecken Schneeflecken, die im Sommer nicht schmelzen, bezeichnet man als perennierende Schneeflecken. DieBodenoberfläche ist an diesen Stellen während des ganzen Jahres nie wärmer als 0 c, sodass definitionsgernäss Permafrost mindestens lokal vorkommt. Die Aussagekraft von perennierenden Schneeflecken im Hinblick auf das lokale Permafrostverbreitungsmuster hängt von der Entstehung ab: l.)ausserhalb des diskominuierlichen Pennafrostes können nur sehr grosse Schneemassen (z.b. Rückstände von Grosslawinen) bei durchschnittlicher Einstrahlung den Sommer überstehen. Die daraus resultierenden Permafrostkörper sind wohl lokal eng begrenzt und je nach Auftretenshäufigkeit der perennierenden Schneeflecken eher geringmächtig. 2.) Im diskontinuierlichen Pennafrost können auch kleinere Schoeemassen, z. B. von

38 39 kleinen Lawinen in Hangfusslagen [Haeberli, 1975] oder Windakkumulationen in Schattenlagen, den Sommer überdauern. In solchen Situationen treten perennierende Schneeflecken häufig gruppenweise auf. Form und Auftreten varüeren stark, da sie direkt jeweils vom vorangegangenen Winter abhängen. De Graaf (1992) erfasste photogrammetrisch 493 perennierende Schneeflecken im Untersuchungsraum St. Moritz (Landeskarte Nr. 1257). 90% dieser Schneeflecken befanden sich in den mit dem Programm Permalearl ausgeschiedenen Zonen mit möglichem oder wahrscheinlichem Permafrost. Weitere 8% waren 1973 noch als Teile eines Gletschers in der Landeskarte dargestellt. Lediglich 2% der perennierenden Schneeflecken zeigten gernäss diesem Vergleich sporadischen Permafrost Quellwassertemperaturen Die Messung von Quellwassertemperaturen im Spätsommer ist ein einfaches und zuverlässiges Mittel um die Existenz von Permairost in der näheren Umgebung nachzuweisen. Liegen die Quellwassertemperaturen unter 1 oc muss davon ausgegangen werden, dass das Quellwasser mit Permafrost in Kontakt war. Temperaturen zwischen 1 und 2 C weisen auf Bodentemperaturen um 0 oc hin. Wärmere Quellwassertemperaturen geben keine Hinweise auf möglichen Permafrost. Abb 3 Infrarot-Aufnahme vom Schafberg bei Pontresina mit perennierenden Schneefleckeil vom 7. Sept. 1988(Aufnahme: Eidg. Vermessungsdirektion)

39 Geophysikallsehe Sondierungen Geoelek.-trik und Seismikgehören zu den kjassischen Methoden für die Untersuchung gefrorener und ungefrorener Lockergesteine im Hochgebirge. Bei beiden Methoden überlappen sich die Wertebereiche stark. Zudem treten zwischen den einzelnen Materialkategorien graduelle Übergänge auf. Vor allem im Grenzbereich des alpinen Permalrostes können stark abweichende Werte auftreten. So kann schmelzender Permalrost mit hohem Wassergehalt seismische Geschwindigkeiten aufweisen, die kaum von Grundwasserwerten zu unterscheiden sind. Um die entsprechenden Unsicherheiten der Interpretation soweit wie möglich zu reduzieren müssen Geoelektrik und Seismik kombiniert werden. Bei einer geoelektriscben Tiefensondierung wird der elektrische Widerstand des Untergrundes anband von Potentialdifferenzen mit unterschiedlichen Elektrodenabständen gemessen. Dabei weist eishaltiger Untergrund einen charakteristischen Widerstand im Bereich von einigen kqm bis max. wenige MQm auf. Diese Werte liegen zwischen denjenigen der Oberflächenschichten und alpinem Gletschereis mit Widerständen in der Regel über 10 MQm. Bei refrak-tionsseismischen Untersuchungen werden Fortpflanzungsgeschwindigkeiten seismischer Wellen bestimmt, welche sieb von eishaitigern und eisfreiem Untergrund signifikant unterscheiden. Eisfreier, sogenannter 'trockener' Permalrost (dry permafrost) kann von permalrostfreiem Schutt nicht unterschieden werden. Im Fels lässt sich Permairost wegen den ohnehin hohen seismischen Geschwindigkeiten ebenfalls nicht erkennen. Im Jahre 1968 wurde refraktionsseismisch die Obergrenze des gefrorenen Schuttkörpers in verschiedenen Blockgletschern Graubündens bestimmt [Barsch, 1973]. King (1984) führte in Skandinavien ausgedehnte geoelektrische und seismische Untersuchungen durch. Im Alpenraum führte Vonder Mühll (1993) die zur; Zeit detailliertesten geophysikalischen Untersuchungen auf Blockgletschern durch. Neben den kjassiscben Untersuchungen führte er auch Georadar-, VLF-R-, und gravimetrische Messungen durch Bohrungen Bohrungen ergeben die detailliertesten Informationen über den Untergrund. Neben den hohen Kosten sind sie in der Regel technisch schwierig realisierbar. Im meistens äusserst heterogenen Untergrund aus Gesteinsblöcken und Eis-Schutt-Gemiseben treten oft Bohrlochstabilitätsprobleme auf. Besondere Beachtung muss der Kühlung geschenkt werden. Nicht selten kann kein Kühlwasser verwendet werden, weil Bohrkerne nicht kontaminiert werden sollen oder weil das Wasser fehlt oder schwer zugänglich ist (z.b. am Permafrostspiegel unter der Auftauschicht). Ein Bohrloch liefert auf drei verschiedenen Ebenen Informationen über die lokalen Permafrostverhältnisse [Vonder Müh/1, 1993]:

40 41 1. Mittels Bohrlochgeophysik kann die Zusammensetzung des Untergrundes untersucht werden. Die Messung der Bohrlochdurchmessers mit der Calipersonde gibt Auskunft über Einbrüche und Zustand des Bohrlochs. Mit der natürlichen, wie auch der Absorption künstlicher Gamma-Strahlung kann der Eisgehalt in den verschiedenen Tiefen berechnet werden. Werden innerhalb des Bohrlochs in verschiedenen Tiefen der geoelektrische Widerstand und seismische Ausbreitungsgeschwindigkeiten gemessen, können lokale geophysikalische Oberflächensondierungen, die mit Vorteil vor einer Bohrung durchgeführt werden, besser interpretiert werden. Mit dem Neutron-Neutron-Log kann der Wasserstoffgehalt der verschiedenen Formationen rund 15 cm um das Bohrloch ermittelt werden. 2. Die Instrumentienmg eines Bohrlochs ermöglicht die Beobachtung langfristiger Entwicklungen. In einem sogenannten Sloperohr mit frei beweglichen Magnetringen können horizontale und vertikale Bewegungen als Folge von Permafrostkriechen sowie Hebungs- und Setzungserscheinungen gemessen werden. Die Installation von Temperaturfühlern ermöglicht neben der Erfassung der Auftautiefe und Permafrosttemperaturen, die Bestimmung des Erdwärmeflusses und der Temperaturleitfähigkeiten. In Zusammenhang mit möglichen Erwärmungstendenzen des globalen Klimas ist die Überwachung und Dokumentation von Permafrosttemperaturen wichtig, da auftauende Schuttkörper ihre Festigkeitseigenschaften ändern. 3. Die kostspielige Enmahme von Bohrkemen, welche gekühlt aufbewahrt werden müssen, liefert neben der Bohrlochstratigrafie zahlreiche z.t. sich noch in Entwicklung befindende Analysemöglichkeiten. Bis heute existieren nur wenige Permafrostbohrungen in den Alpen. In den siebziger Jahren wurden zwei kleinere Bohrlöcher von jeweils ungefähr 10m erstellt [Barsch et al., 1979]. Anfangs der achtziger Jahre wurde beim Bau der Klein-Matterhorn-Bahn die gefrorene Moräne des Theodulgletschers analysiert [Keusen und Haeberli, 1~83). Dank der Instrumentierung des bereits erwähnten Bohrlochsam Blockgletscher Murtel und den beiden Bohrlöchern am Schafberg bei Pontresina existieren nun erstmals drei Standorte mit detaillierten bohrlochgeophysikalischen Untersuchungen und fortlaufenden Beobachtungen [Vonder Mühll, 1993] Die BTS-Methode Temperaturschwankungen in der Schneedecke werden mit zunehmender Tiefe gedämpft und durch die Wärmeleitfähigkeit der Schneedecke bestimmt. Ab einer hochwinterlichen Schneehöhe von ungefähr 0.8 m sind tägliche Temperaturschwankungen und mehrere Tage andauernde Kälteeinbrüche an der Basis der Schneedecke so stark gedämpft, dass die Basis Temperatur der Schneedecke (BTS) nur noch wenige Zehntelgrade schwankt (vgl. 6.4., Seite 121). In solchen Situationen wird die BTS in erster Linie durch den Wärmefluss aus dem Untergrund bestimmt und kann deshalb als Indikator für die Existenz von Permairost verwendet werden [Haeberli, 1973]. Anband von bezüglich Permafrostexistenz geophysikalisch bereits untersuchten Standorten

41 42 konnten empirisch permafrosttypische BTS-Werte ermittelt werden. Demnach ist die BTS im Februar bei mehr als 80 cm Schnee über Permairost kälter als -3 c, während BTS-Werte ohnepermafrost im Untergrund über-2 c liegen. Dazwischen liegt der Unsicherheitsbereich. Seit 1973 wurden in den Alpen [Haeberli und Patzelt, 1982, Hoelzle, 1989, Veit, 1988, Klummenacher und Budmiger, und in Skandinavien [King, zahlreiche Untersuchungen durchgeführt, welche diese Grenzwerte generell bestätigen. Heutzutags zählt die Messung der BTS zur effizientesten und meist angewandten Untersuchungsmethode für die Kartierung von Permafrost im Hochgebirge. Allein aus dem Raum Oberengadin existieren zur Zeit über 800 Messungen. Haeberli und Patzeil (1982) konnten die BTS-Methode im Gebiet der Hochebenkar-Blockgletscher weiterentwickeln. Dabei konnte eine statistische Beziehung zwischen der sommerlichen Auftautiefe (z) und der hochwinterlichen BTS gefunden werden: z = BTS [9 1 Diese Beziehung gilt unter der Annahme, dass der Wärmefluss aus dem Untergrund über Permairost und die zugehörigen Wärmeleitfähigkeiten sich überall in derselben Grössenordnung bewegen. Weiter muss die Abkühlung der Auftauschicht im Herbst alljährlich ähnlich erfolgen. Haeberli und Epifani (1986) untersuchten deshalb den Zusammenbang zwischen Schneehöhe und BTS auf Gletschereis, also homogenem Untergrund. Gernäss der daraus abgeleiteten Beziehung reduziert eine geringmächtige, schlecht isolierende Schneedecke die Basistemperatur der Schneedecke, während ab etwa 4 m Schneehöhe die BTS nicht mehr starkvon oben her beeinflusst wird: BTS = 5.36 SH [ 101 Indem alle BTS Werte auf 1 m Schneehöhe standardisiert werden, können auch umgekehrt Effekte der aktuellen Schneedeckenentwicklung korrigiert werden: BTS 1 m = BTS SH [111 Hoelzle (1992) untersuchte die potentielle Direktstrahlung in den Monaten Juli bis Oktober als Mass für die Wärmemenge, welche im Sommer in die obersten Bodenschichten eindringt. Dabei fand er eine signifikante statistische Beziehung zwischen dieser sommerlichen potentiellen Direktstrahlung und der hochwinterlichen BTS: rad = 0.81(9 - BTS) [ 121 wobei: rad = tägliche potentielle kurzwellige Einstrahlung in MJ/m2d

42 43 Diese Beziehung zeigt einerseits, dass die sommerliche kurzwellige Einstrahlung im Gegensatz zur winterlichen mit hoher Albedo als eine wichtige Einflussgrösse für die Verbreitung von Permairost betrachtet werden muss. Anderseits bleiben der Einfluss der mittleren, höhenabhängigen Lufttemperatur und der winterliche Verlauf der Schneedecke noch weitgehend unberücksichtigt. In einem nächsten Schritt betrachten deshalb Hoelzle et al. (1993) den kritischen BTS-Wert zwischen -3 und -2 c in Abhängigkeit der sommerlichen potentiellen Sonnenstrahlung und der mittleren Lufttemperatur.

43 44 3. Ausgewählte Charakteristiken der alpinen Schneedecke 3.1. Allgemeines Schneeuntersuchungen stellen Grundlagen und Methoden zur Erkennung der aktuellen und potentiellen Lawinengefahr bereit. Bei forstlichen Fragestellungen spielt der Schnee als Umweltfaktor eine wichtige Rolle. Schnee als fester Niederschlag beeinflusst u.a. die Massenbilanz der Gletscher, sowie das Wasserrückhaltevermägen der Einzugsgebiete der Stauseen. Schnee wird als Niederschlag in Form von Eiskristallen bezeichnet [Seligmann, 1936]. Diese einfache Formulierung verdeckt den äusserst komplexen Vorgang der Bildung des atmosphärischen Schnees, der zu einer fast unbegrenzten Vielfalt der Neuschneeformen führt [Bentley & Humphreys, 1931}. Doch auch der Niederschlag, sei es Schneefall, Windverfrachtung oder Reifbildungstellt ein vielschichtiges Problem dar. Unterschiedliche Temperaturen und Luftfeuchtigkeiten in den verschiedenen Luftschichten verändern Grösse und Formen der einzelnen Kristalle. Mehrere Kristalle können zu Flocken oder beim Durchgang durch warme Schichten zu Graupel aggregieren. Wind ist eine bedeutende Einflussgrösse: Einerseits ist windgepresster Schnee eine spezielle Schneeart. Anderseits sind Windverwehungen neben den Auswirkungen auf die Lawinengefahr für die Permafrostverbreitung von Bedeutung, da die Schneehöhe die Isolationsfähigkeit der Schneedecke direkt beeinflusst. Infolge der nahe beim Schmelzpunkt liegenden Schneetemperatur finden bereits kurze Zeit nach Schneefällen bereits Veränderungen in der Schneedecke statt. Bis zum Abschluss der Schneeschmelze im Frühling verursachen Energie- und Massenaustauschvorgänge an der Schneeoberfläche mit der Atmosphäre sowie an der Basis der Schneedecke mit dem Untergrund andauernde Energie- und Massenflüsse in der Schneedecke Bisherige Arbeiten zu Schnee und Parmafrost Ausser in Zusammenhang mit der Entwicklung der BTS-Methode (vgl , Seite 40) wurden bis heute nur wenige Untersuchungen über die Interaktionen zwischen Schnee und PermaCrost durchgeführt. Für den Lawinenverbau im kritischen Übergangsgebiet der Permafrostuntergrenze spielen jedoch Veränderungen der natürlichen Schneedecke wegen den jeweiligen labilen thermischen Verhältnissen eine wichtige Rolle. Im Vordergrund stehen die isolierende Wirkung der Schneedecke, die

44 45 erhöhte kurzwellige Albedo und die langwellige Emissivität. Der zeitliche Verlauf der Schneehöhen und die Schneebedeckungsdauer sind deshalb wesentliche Einflussgrössen der Schneedecke auf den Permafrost. Qualitativwurden von Haeberli (1975) die Zusammenhänge folgendermassen beschrieben: Frühe Wintereinbrüche mit grossen Schneehöhen schützen den Boden vor kalten atmosphärischen Einflüssen, während trockene schneearme Winter hohe Frosteindringtiefen bewirken. Lokalitäten mit kleinen Schneehöhen infolge Windeinfluss (z.b. Grate) oder Lawinenabgängen sind eher kalt. Lange liegenbleibende Schneeverwehungen oder Lawinenreste im Frühjahr und Sommer verursachen neben dem Strahlungsdefizit Temperaturen um den Nullpunkt, wodurch die "Zero curtain" verlängert wird [Vonder Mühll und Haeberli, 1990]. Interessant sind die Temperaturmessungen, die am Grubenblockgletscher im Saastal (Wallis) gemacht werden konnten [Haeberli, 1985}. Während sechs Jahren wurden u.a. Bohrlochtemperaturen in 3m Tiefe und die Schneehöhen beim Bohrloch erfasst. Das jährliche Temperaturmaximum in 3m Tiefe wurde jeweils im November gemessen und wies jedes Jahr ähnliche Werte wenige Zehntel unter 0 c auf. Das Temperaturminimum, welches jeweils in den Wintermonaten gemessen wurde, schwankte von Jahr zu Jahr zwischen ca und -4.5 c. Diese Schwankungen, charakterisiert durch das arithmetische Mittel der beiden Temperaturmittel im Februar und im Mai in 3m Tiefe (T3 (FM)), konnten mit dem arithmetischen Mittel der beiden Schneehöhenmittel im November und Februar korreliert werden: T,(FM) ~ SH(NF) wobei: T,(FM) = Arithmetisches Mittel der beiden Temperaturmittel im Februar und im Mai in 3m Tiefe SH(NF) =Arithmetisches Mittel der beiden Schneehöhenmittel im November und Februar [ 131 Grave (1967) [aus: Washbum, 1979] schlug eine Beziehung zur Abschätzung der Permairosttemperaturen in der Tiefe der ZAA (Zero Annual Amplitude) unter der Berücksichtigung der mittleren jährlichen Lufttemperatur und der mittleren Schneehöhe vor: wobei: Ts mittlere jährliche Permafrosttemperatur TA am x z mittlere jährliche Lufttemperatur Differenz des max. und min. Monatsmittel der Lufttemperatur Temperaturleitfähigkeit von Schnee mittlere Schneehöhe 1

45 46 Anband von Daten einer automatischen Messstation auf der 'fuorcla da Ia föglia' im Schweizerischen Nationalpark[F/ury, 1988] kann demnach die mittlere jährliche Permafrosttemperatur (MAGT) als rund 3 C wärmer als die mittlere jährliche Lufttemperatur (MAAT) angenommen werden (am = 14 C, z= 1 m,x = 3.3 w-7 Jm 2 /s). Dieser Wert stimmt mit der allgemeinen Faustregel, dass die MAAT rund 3.5 oc ± 3.5 Ckälter ist als die MAG'!: überein und zeigt, dass mit dieser Faustregel vor allem die Wirkung der Schneedecke beschrieben wird. Seit anfangs der Sechziger Jahre finden in Schefferville (Kanada) Untersuchungen zur räumlichen Dynamik von Schnee - Permafrost Beziehungen in der Tundra statt. In dieser Periode sind grosse Datenmengen über die Permafrostverbreitung, Bodentemperaturen, Auftautiefen sowie topographische und geologische Verhältnisse erhoben worden [Nicholson und Granberg, 1973]. Dies ermöglichte einen Vergleich der Schneeakkumulationen und Wärmetransportverhältnisse zwischen Waldgebieten und Tundra. Unter der Bedingung, dass die Schneeverhältnisse die wichtigste Einflussgrösse für Permafrost darstellen, kann man aufgrund der Schneedeckenverteilung in der Tundra die Permarrestverbreitung kartieren[granberg, 1988]. Hierzu leiteten Nieholsen und Granberg (1973) eine empirische Beziehung her, worin die Bodentemperaturen in linearer Abhängigkeit der Schneehöhe unddes Grundwassereinflusses berechnet werden. Mit diesem Verfahren wird hauptsächlich die isolierende Wirkung des Schnees berücksichtigt, während die anderen Energiebilanzfaktoren, wie z.b. Lufttemperatur und expositionsbedingte Strahlungsunterschiede vernachlässigt werden. Diese Faktoren varüeren in den Alpen jedoch sehr stark, sodass ein Verfahren zur Vorhersage der Permafrostverbreitung, welches sich hauptsächlich auf die Schneehöhe abstützt, nicht eingesetzt werden kann Thermische Eigenschaften der Schneedecke Wärmeleitung in der Schneedecke Bereits vor hundert Jahren untersuchte Abels (1892) thermische Eigenschaften der Schneedecke. In zahlreichen späteren, vorwiegend experimentellen Arbeiten nahmen die Kenntnisse über Wärmekapazität, latente Wärme, Wärmediffusion, Wärmetransport durch Dampfdiffusion und Konvektionsprozesse ständig zu. Diese Kenntnisse fasste Mellor (1977) in seiner Arbeit über die ingenieurtechnischen Eigenschaften des Schnees zusammen. Im Gegensatz zu nicht porösen Festkörpern mit reiner Wärmediffusion sind bei den Wärmetransporten im Schnee verschiedene Effekte beteiligt. Reine Wärmeleitung k erfolgt vor allem entlang der Eisstruktur über die einzelnen Kristalle und Komverbindungen (kporenluft = 0.01 keis)- Von eher untergeordneter Bedeutung sind Konvektion und Strahlungsaustausch innerhalb der Poren. Bei zunehmenden Temperaturgradienten und Temperaturen um 0 C steigt die Wasserdampfdiffusion im

46 47 Porenraurn. Damit wird der Beitrag zur effektiven Wärmeleitung durch latenten Wärmetransport wesentlich. Für Wärmeflussberechnungen im Schnee wird deshalb die effektive Wärmeleitfähigkeit ke!f benutzt, welche alle schneecharakteristischen Wärmetransporteffekte beinhaltet. Da ke!f neben der Dichte von den Temperaturverhältnissen und von der Schneestruktur abhängt, ist deren Bestimmung nicht einfach. So existieren zur Zeit mehr als 12 empirische Formeln, welche die effektive Wärmeleitfähigkeit von Schnee ausschliesslich aus der gemessenen Dichte berechnen. In dieser Arbeit wurde nach Mellor (1977) die von Devaux im Jahre 1933 vorgeschlagene Beziehung verwendet: keif= 2.93(e o.01) [ 15} wobei: keif = elf. Wärmeleitfähigkeit (m~c) e = Dichte in ( k~) m Bei stationärem Wärmefluss gilt die eindimensionale Wärrneleitungsgleichung: d9 q = - kff dz wobei: CZ = Temperaturgradient [ 16} Die experimentell ermittelten Werte für keifweichen vor allem bei kleinen Schneedichten bis um den Faktor 2 voneinander ab. In Analogie zu den klassischen Maxwell-Modellen für die elektrische Leitfähigkeit berechnete Schwerdtfeger (1963) Wärrneleitfähigkeiten, indem er ausschliesslich Wärmeleitung im Eis und in der Luft berücksichtigte. Dabei zeigte sich, dass bei Dichten über 150 kgtm3 der Anteil reiner Wärmeleitung in unbewegter Luft vernachlässigbar ist. In detaillierteren theoretischen Studien wurden weiter die Wasserdampfdiffusion sowie der Temperatureinfluss studiert. Die daraus entwickelten Modelle ergeben im Vergleich zu den empirischen Formeln ähnliche Ergebnisse Thermischer Widerstand und Temperaturleitfähigkelt der Schneedecke Schnee ist ein schlechter Wärmeleiter und schütztdeshalb den Boden vor kalten Lufttemperaturen. Lufttemperaturschwankungen werden innerhalb der Schneedecke gedämpft. Die Isolationsfähigkeit der Schneedecke hängt von deren Wärmeleitfähigkeit und der Schneehöhe ab. Der thermische Widerstand der Schneedecke ist definiert als:

47 48 Q =.il keff [ 171 wobei: d = Schneehöhe Die Temperaturleitfähikgeit oder Wärmediffusivitäta ist definiert als der Koeffizient der allgemeinen Wärmeleitungsgleichung und kann als Quotient aus der Wärmeleitfähigkeit und dem Produkt aus Dichte und spezifischer Wärmekapazität folgendermassen beschrieben werden: k a =...:!!. ec wobei: c = spez. Wärmekapazität e =Dichte [ 18] Die Temperaturleitfäh~gkeit gibt die Temperaturänderung an, welche durch eine zugeführte Wärmemenge in einer gewissen Zeit erfolgt. Sie ist somit ein Mass für die Erwärmbarkeit eines Materials. Wird z.b. ein trockener, ungefrorener Boden durchnässt, wächst die Wärmeleitfähigkeit schneller als die spezifische Wärmekapazität, sodass die Temperaturleitfähigkeit bei zunehmendem Wassergehalt abnimmt. Da sich die Wärmeleitfähigkeit von Schnee ungefähr proportional zum Quadrat der Dichte (GI. 15) verhält, ist die Temperaturleitfähigkeit ungefähr proportional zur Schneedichte Schneemetamorphose Bedeutung der Schneemetamorphose Neuschnee besteht aus einem Gerüstvon Schneekristallen, einem mehr oderweniger grossen Anteil Wasser und umgebender Porenluft Je nach Feuchtigkeitwird das Wasser kapillar gehalten oder füllt bei nassem Schnee teilweise den Porenraum. Bei kalten Temperaturen ist der Schnee trocken. Der Gleichgewichtsdruck zwischen je zwei koexistenten Phasen von Wasser ist stark temperaturabhängig. Als fein verteiltes Material hat die Eisphase im Schnee eine grosse spezifische Oberfläche mit hoher spezifischer Oberflächenenergie, welche durch die Bildung sphärischer Körner und durch Kornwachstum verringert wird. Die Struktur und Eigenschaften der Eisoberfläche eines Schneekristalls sind stark temperaturabhängig und können sich schnell ändern. So findet bei jeder Schneeart eine permanente Umwandlung statt, das heisst die

48 49 Schneeart und deren Zustand ändert sich dauernd. Die daraus resultierenden zeitlieben Veränderungen der Verformbarkeit, der Festigkeit sowie die Schichtung bestimmen die Stabilität der Schneedecke und die Lawinengefahr. Das Verständnis der Schneemetamorphose ist deshalb eine der wichtigsten Bedingungen um die Bildung von Schneebrettlawinen zu verstehen. Bereits in den dreissiger Jahren wurde die Bedeutung der Schneemetamorphose erkannt sowie die unterschiedlieben Arten sehr sorgfältig beschrieben [Seligmann, 1936]. Das dabei erarbeitete theoretische Grundgerüst bat nach wie vor seine Gültigkeit. Bei kleinen bis verschwindenden Temperaturgradienten findet die abbauende Umwandlung statt. Durch Verringerung der spezifischen Oberflächenenergie entstehen stabilere, kleine ( ~ < 0.5 mm), kugelförmige Korn formen. Bei der aufbauenden Metamorphose bei hohen Temperaturgradienten in der Schneedecke ( > ca. 5 C/m) entstehen kantige und becherartige Formen. Die Erwärmung des Schnees zum Schmelzpunkt führt zur Scbmelzumwandlung. Komformen werden abgerundet, resp. Hohlformen ausgefüllt, wobei durchwegs die Komgrösse zunimmt. Die maximale Feuchtigkeit von saisonalem Schnee beträgt etwa 10%. In Permafrostgebieten sind die Temperaturverhältnisse am Übergang Boden Schnee grundsätzlieb anders als ausserhalb (vgl , Seite 41). Generell kältere Schneetemperaturen und eher kleinere Temperaturgradienten dürften sich vor allem auf das Ausmass der aufbauenden Metamorphose auswirken Die aufbauende Schneemetamorphose Wie erwähnt, verursachen hohe Temperaturgradienten die aufbauende Scbneemetamorphose. Weiter gehören die Temperatur selbst und die Dichte zu den wichtigen Einflussgrössen. Die aufbauende Schneemetamorphose verringert bei der Bildung von becherartigen (Tiefenreif), resp. kantigen Formen (Pulverschnee), die mittlere Anzahl Bindungen zwischen den Schneekristallen. Im Mittel sind die Wachstumsraten innerhalb der Schneedecke klein. Mit guter Näherung kann Gleichgewichtsthermodynamik vorausgesetzt werden. Die Entwicklung der verschiedenen Komformen ist allerdings eine Folge von Oberflächenprozessen und lokaler Übersättigung, d.h. Abweichungen vom lokalen Gleichgewicht. Für die Berechnung der Massenflüsse sind diese Abweichungen vernachlässigbar Modelle zur Simulation der aufbauenden Schneemetamorphose Schon kurze Zeit nachdem die ersten grundlegenden Schneemetamorphosegesetze qualitativ formuliert waren [de Quervain, 1963], wurden die ersten quantitativen Zusammenhänge gesucht. Colbeck (1973, 1980, 1983, 1989) entwickelte Theorien über die Metamorphose von nassem und trockenem Schnee, welche neben den Temperaturgradienten verschiedene partikuläre Effekte beinhalten. Damit konnten Krümmungsradien, Wasseranteile und Kapillardruckeffekte berücksichtigt werden. Diese vorwiegend theoretischen Modelle halfen das Verständnis über die ablaufen-

49 50 den Prozesse zu verbessern. Die Ergebnisse dieser Simulationen stimmten mit Beobachtungen aus Experimenten überein. Meistens konnten jedoch wegen den Verwendung von Geometriefaktoren nicht alle Schneetypen, wie sie in der Natur vorkommen, betrachtet werden. Weitere Komplikationen verursacht der stark inhomogene Schneedeckenaufbau. Q) E i= l :go :~., <> _ 0 C>-.: -- E ~ 2 c.- ü ~ 0 (d- 0. sp-0. sz-0.4 mm)... (d sp mm) (d O. sp-1. sz- 0.3 mm) " l Sphcricity variation from 0 to 1 N ;;; f i3.!: / 1\ (d O. sp-0. sz from 0.4 to 5 mm) li /0 (d O. s~-1. sz from 0.3 to 2 mm) d: dendr~city sp:sphericity sz: grain - size Fig. 8 Zusammenhang zwischen dem FonnaZismus mr Beschreibung der Dendrizität d und der Sphärizität spundder internationalen Schneeklassifikation (aus: Bnm et al. 1992) In Zusammenhang mit der Vorhersage von Bruchzonen in der Schneedecke wurden Massen- und Energieaustauschvorgänge zunehmend modelliert. Das schweizerische Modell DAISY [ Baderund Weilenmann, 1992] wie auch das französische CRO CUS [Brun et al,l989] können Energieaustauschvorgänge an der Schneeoberfläche sowie am Übergang Schnee/Boden, Absorption von Strahlung, Wassermigrationen und Setzungen berechnen. Als eine Teilaufgabe des Operationellen Lawinendienstes wurde von Brun et al. (1992) ein numerisches Modell zur Simulation der Schneemetamorphose als Funktion der Temperatur, Dichte und Feuchtigkeit entwickelt. Zur Behebung der Schwierigkeiten bei der Verwendung von Geometriefak-toren wurde ein neuer Formalismus entwickelt. Auf der Basis statistisch analysierter Schneeaufnahmen wurden eine kornformabhängige Sphärizität und Dendrizität als kontinuierliche Grössen definiert und deren zeitliche Veränderungen empirisch beschrieben. Die Sphärizität beschreibt die 'Kugelförmigkeit' der Kornformen. Rundformen und Schmelzformen haben die Sphärizität 1, Neuschnee 0.5 und kantige, resp. becherartige Formen 0 (vgl. Fig. 8). Die Dendrizität beschreibt die 'Verästelung' der Kornformen. Neuschnee hat die Dendrizität 1, welche in der weiteren Entwicklung abnimmt. Sobald die Dendrizität 0 erreicht wird, liegen je nach Sphärizität Rundformen, Über-

50 51 gangsformen zwischen kantigen und Rundformen oder kantige Formen vor. Die weitere Entwicklung hängtvom Temperaturgradienten und von der Feuchtigkeit ab. Sobald die Sphärizität 0 erreicht wird, kann bei trockenem Schnee der weitere Verlauf der Metamorphose durch die von Marbouty (1980) entwickelten Funktionen beschrieben werden. Zur Beschreibung des weiteren Verlaufs der Metamorphose bei nassen Schneeverhältnissen wurden ebenfalls neue empirische Funktionen bestimmt. Aus folgenden Gründen wurde zur Berechnung der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose ausschliesslich der von Marbouty (1980) entwickelte Teil zur Beschreibung der trockenen aufbauenden Metamorphose ohne Neuschneeformen eingesetzt: -Die abbauende Metamorphose ist in den ersten Stunden nach Schneefällen bei grossen Dendrizitäten wesentlich. Bei langer Beobachtungsdauer (mehrere Tage) kann diese erste Phase der Schneeumwandlung vernachlässigt werden. -Bei der vorliegenden Arbeitwurde nur ein kleiner Anteil Neuschnee-, resp. filzige Formen beobachtet Modell zur trockenen Metamorphose unter einem Temperaturgefälle nach Marbouty Experimentelle Untersuchungen in der Kältekammer zeigten, dass die Kristallwachstumsgeschwindigkeit und die dabei entstehenden Komformen ausser vom Temperaturgradienten, von der Temperatur selbstund von der Dichte abhängen. Dies erlaubte den Aufbau eines stark vereinfachten Modells zur Beschreibung des zeitabhängigen Verhaltens des Korndurchmessers a(t) [Marbouty, 1980} : ä(t) = a 0 +!(1) g~;) h(4>) f!>(t) [in mm] Tag [ 191 Das von Marbouty (1980) vorgeschlagene Modell definiert jede Schneeart ausschliesslich aufgrund der vorliegenden Korngrösse und der Dichte, d.h.. es wird von einer Kugelform ausgegangen. Mit den einfachen, linearen Beziehungenf,g,h werden Faktoren zwischen 0 und 1 berechnet (vgl. Fig. 9), mit denen die zeitabhängige Wachstumsfunktion <1> (t), entsprechend dem Einfluss der Temperatur, des Temperaturgradienten und der Dichte korrigiert werden. Der Einfluss der Temperatur wird durch die Funktion f(t) beschrieben. Bei -5.7 cerhältfden Wert 1. Bei wärmeren wie auch kälteren Temperaturen nimmt demnach die Wachstumsrate ab. Dabei spielt der temperaturabhängige Dampfdruck über einer Eisoberfläche und die Oberflächenspannung der flüssigkeitsähnlichen Oberflächenschicht von Eis um 0 c eine Rolle. Der Einfluss des Temperaturgradienten wird durch die Funktion g(öt/öz) beschrieben. Gernäss diesen Untersuchungen setzt die aufbauende Metamorphose erst ab einem Temperaturgradienten von 17 C/m bis 25 C/m ein. So erhält g bei einem Temperaturgradienten von weniger als 17 c1m den Wert 0. Erst bei Temperaturgradienten über 25 Cfm setzt die aufbauende Metamorphose ein. Die Funk-tion h bringt zum Ausdruck, dass ab Dichten über 150 kg!m 3 die aufbauende Metamorphose bei zunehmenden Dichten abnimmt, bis über 400 kg/m 3 keine mehr erfolgt.

51 52 F H oc Kg/m 3 G C/cm days Fig. 9 Die Funktionen f(t), g(ot/oz), h(cp) und <j>(t) im Metamorphosemodell von Marbouty (aus: Marbouty, 1980) Die Schwierigkeiten des vorliegenden Metamorphosemodelles bestehen in den einfachen sphärischen Geometrien, die nur für spezifische Schneetypen verwendet werden dürfen. Gubler (1985) zeigt, dass lokale Dampfdruckunterschiede infolge unterschiedlichen Oberflächenkrümmungen eine wichtige Rolle spielen. Weiter sind in Bezug auf Grösse und Form der einzelnen Kristalle die einzelnen Schneeschichten sehr heterogen. In der Natur scheint die aufbauende Metamorphose schon bei wesentlich kleineren Temperaturgradienten aufzutreten als bei den Untersuchungen von Marbouty (1980) in der Kältekammer beobachtet wurde. So mussten bei der-anwendung des Modells von Marbouty auf die eigenen Schneeprofilaufnahmen die Funktion g und <1> (t) korrigiert werden, damit die beobachteten Profile mit der simulierten Kornformentwicklung verglichen werden konnten (vgl , Seite 81).

52 53 4. Untersuchungsgebiet und Methoden 4.1. Das Untersuchungsgebiet Blockgletscher Murtel am Piz Corvatsch (GR) Bisherige Arbeiten Im Raum Oberengadin wurden von Hoelzle (1989) 170 Blockgletscher kartiert und raumanalytisch beschrieben. Allein auf dem markanten, aktiven Blockgletscher Murtel I im Raum Chastelets nördlich des Piz Corvatsch fanden seit über 15 Jahren zahlreiche Untersuchungen statt. Dies vor allem dank der idealen Lage in der Nähe der Permafrostuntergrenze, der grossen Schuttproduktion aus der Chastelets-Serie [Kündig, und der Corvatschbahn, deren Infrastruktur Arbeiten mit grossem Materialeinsatz überhaupt erst ermöglicht. In den siebziger Jahren wurde die Auftautiefe auf dem Blockgletscher Murtel refraktionsseismisch bestimmt [Barsch, Innerhalb derselben Forschungsgruppe entstand photogrammetrisch ein hochauflösender Höhenkurvenplan des Blockgletschers Murtel mit einer Äquidistanz von 2m [Barsch und Hen 19761, welcher 1989 für die Erstellung eines digitalen Geländemodells Verwendung fand (vgl. Fig. 10). Mittels einer 10.4 m tiefen Bohrung wurden die ersten Erkenntnisse über die Stratigraphie der Auftauschicht und die obersten Meter des Permafrostkörpers gewonnen [Barsch, Im Verlauf der vergangeneu 10 Jahre entstand mit über 300 BTS-Messungen ein detailliertes Bild über das Permafrostverbreitungsmuster in der näheren Umgebung (vgl. Fig.10) wurde mit einer kaltluft-gekühlten Kernbohrung zum erstenmal ein Blockgletscher in den Alpen 62 m tief durchbohrt [Haeberli et al Bohrlochuntersuchungen [Vonder Mühll und Holub, [Wagner, 19921, Flirbversuche [Tenthorey, sowie die Installation einer automatischen Kamera zur täglichen Beobachtung des Blockgletschers ergänzen die Kenntnisse über die lokale Permafrostsituation. Neben den Präzisionsvermessungen der Oberflächenbewegungen und Bohrlochmessungen wurden neuere geophysikalische Untersuchungen des ganzen Blockgletschers von Vonder Mühll (1993) durchgeführt. Somit besteht eine breite Datenbasis für die Untersuchung der thermischen Zusammenhänge zwischen Schnee und Permairost sowie der spezifischen Schneecharakteristiken Versuchsanordnung An vier verschiedenen Stellen wurden während den beiden Wintern 89/90 und 1990/91 vier Messfelder (vgl. 4.2., Seite 56) betrieben, wobei je zwei innerhalb (Nr. 1 & 4) und zwei ausserhalb (Nr. 2 & 3) des Permafrostgebietes Jagen. Während die

53 m Fig. 10 Dreidimensionale Darstellung des Blockgletschers Murte/. Standorte 3 und 4 windexponiert sind, befanden sich die beiden anderen Standorte 1 und 2 eher in windgeschützter Lage. Im Abstand von zwei Wochen wurde bei jedem Messfeld eine Schneeprofilaufnahme gernäss der neuen internationalen Schneeklassifikation [Colbeck, 1990] durchgeführt. Mit einem automatischen Datenerfassungssystem (CAMPELL CRlO) wurden bei jedem Messfeld im Intervall von 3 Stunden Schnee- und Bodentemperaturen registriert. Im Winter 1989/90 lagen die Schneetemperaturfühler (CSL 107-Proben) 5, 30, 60, 100 und 140 cm über der Bodenoberfläche. Im folgenden Winterwurde statt 140 cm, 45 cm über der Bodenoberfläche gemessen. Die Bodentemperaturfühler konnten nicht überall in denselben Tiefenlagen positioniert werden. Beim Standort 1 bestand die Schwierigkeit, dass die Oberfläche wegen den grossen Blöcken schwer definierbar ist und die Fühler nur in den Porenräumen positioniert werden konnten. Als Mass für die Tiefe können die gemessenen Kabellängen von 30, 65 und zweimal110 cm betrachtet werden. Aufgrund der möglichen Luftzirkulation zwischen den Blöcken sind Wärmeleitungsbetrachtungen ohnebin nicht angebracht. Beim Standort 2 wurden die Bodentemperaturfühler in 20, 50, 90 und 130 cm Tiefe positioniert. Im Winter 1989/90wurden bei diesen beiden Orten ANDERAA-Fühler eingesetzt und mit entsprechenden Loggern betrieben. Im Winter 1990/91 wurden sie durch Fenwall-Thermistoren vom Typ UUB31Jl ersetzt und

54 55 wie die übrigen Schnee- und Bodenfühler mit dem CAMPELL-Logger gemessen. Bei den Standorten 3 und 4 kamen im Boden die gleichen Temperaturfühler (CSL 107) wie im Schnee zum Einsatz. Bei beiden Standorten wurden die Bodentemperaturen in 30, 60 und 100 cm Tiefe gemessen. Die vier Messfelder können folgendermassen beschrieben werden: Der Standort 1 befindet sich auf einem markanten Blockgletscherwulst etwa 10 m nördlich vom Bohrloch 2/1987. Unter der Schneedecke sind die Porenräume zwischen den grossen Blöcken (Durchmesser ca. 1 m) miteinander verbunden. Die Schneehöhen varüeren aufgrunddes unruhigen Reliefs stark. So können in den Mulden zwischen den Wulsten Schneehöhen bis über 4 m auftreten. 0 Ptrmal:ost [I) Uncertainty raj&e ITD No permatms!. 0 tio m=re:nents IZJI.ocaüoos of sno11 pits X -3"c >BIS (pennalrost)!-==-o:::::jo~=====:=! -3 C < BIS < -2 c 0 50m 100m 0-2"C < BIS (no permalrts\) ~ II AU Rock ~acier llur'.el. Fig. 11 Das Untersuchungsgebiet Blockgletscher Murtel ampiz C01vatsch (GR): Permafrostverbreitung, BTS-Messungen vom 26. Februar 1990 und Standorte der Messfelder.

55 56 Der Standort 2liegt etwa30m vor der Blockgletscherstim in einer leichten Senke ausserbalb des Permafrostgebietes. Diese Muldenlage hatte im Winter jeweils im Vergleich zu den anderen Standorten grössere Scbneehöhen. Alpine Rasengesellschaften werden zum Teil von Blöcken, die von der Blockgletscherstim binuntergefallen sind, unterbrochen. Im Frühjahr konnte sieb jeweils aus dem Schmelzwasser ein kleiner See bilden. Der Standort 3 befindet sich auf einer flachen, windexponierten Felsrippe mit schwach ausgeprägter Bodenbildung ausserhalb des Permafrostgebietes. Aufgrund der Windeinwirkung ist die Variation der Schneehöben innerhalb des Messfeldes z.t. erheblich. Der Standort 4 liegt auf dem linken Rand des Blockgletschers und somit innerhalb des Permafrostgebietes. Im Gegensatz zum Standort 1 enthält die Oberfläche viel Feinmaterial, was fü r den Blockgletscher nicht charakteristisch ist (Bemerl.'llng: Ursprünglich war ein feinmaterialreicher Permafrostboden ausserhalb vom Blockgletscher als Standort vorgesehen, ein solcher konnte aber nicht in näherer Umgebung gefunden werden). Infolge der windexponierten Lage waren die Schneehöben jeweils kleiner als beim benachbarten Permafroststandort Die Schneeprofilaufnahme Bereits 1954 wurde erstmals von der Internationalen Komission für Schnee und Eis (ICSI) eine Schneeklassifikation erarbeitet (Technical Memorandum Nr. 31, National Research Council, Ottawa, Canada). Im Jahre 1985 wurde eine neue Arbeitsgruppe gebildet mit dem Ziel, diese bestehende internationale Klassifikation zu aktualisieren [Colbeck, 1990]. Das breite Anwendungsspektrum (Forschung, Lawinendienste, Alpinismus) musste berücksichtigt werden. Insbesondere müssen die Beobachtungsmetboden den jeweils zur Verfügung stehenden Messinstrumenten angepasst werden, d.h. neben der instrumentellen Erfassung muss jeweils eine visuelle Klassierung möglich sein. Weiter wurde die bisherige morphologisch orientierte durch eine prozessorientierte Kornformklassifikation ergänzt In der Schweiz besteht der Lawinenwarndienst aus der Zentralstelle Weissfluhjoch und aus Beobachtungsstationen. Auf diesen Stationen werden täglich die wesentlichsten Parameter sowie periodisch in einem 100 m 2 grossen Messteid der Stand der Schneedeckenentwicklung beobachtet Zu den periodischen Beobachtungen gehört die Aufnahme eines Scbneeprofils. Dabei wird nach der Aufnahme des Rammprofus mit der inzwischen weltweit verwendeten 'Swiss rammsonde' ein Schacht bis zum Boden ausgehoben. An der daraus entstehenden Profilwand wird gernäss der internationalen Schneeklassifikation das Schiebtprofil aufgenommen. Uber die Messung der Schneedichte mit der Wasserwertsonde sowie der Luft- und Schneetemperaturen werden neben dem Wasserwert die thermischen Eigenschaften der Schneedecke bestimmt Die Gesamtschneehöhe wird im Messfeld anband eines Schneepegels gemessen. Zur Beobachtung der Setzung der verschiedenen Schichten werden bei jeder

56 57 Profilaufnahrne, sofern Neuschneeschichten vorliegen, sogenannte Neuschneefäden gelegt. Nach jeder Schneeprofilaufnahme wird ein 40 x 40 cm grosses, sogenanntes Neuschneebrett auf die Schneeoberfläche gelegt. Dies ermöglicht bei der folgenden Schneeprofilaufnahme, die in der Zwischenzeit gefallenen Neuschneehöhen und deren Wasserwerte zu bestimmen Geographische Informationssysteme Begriff Die zunehmende Erfassung und Anwendung von raumbezogenen Daten in verschiedenen Disziplinen, wie zum Beispiel Geographie, Raumplanung, Glaziologie und Hydrologie, lassen sich ohne den vermehrten Einsatzvon elektronischen Hilfsmitteln nicht mehr bewältigen. Die rasche Entwicklung und Einführung moderner EDV-Technologien hat in den vergangeneo Jahren weltweit dazu geführt, dass auf den Gebieten der computergestützten Kartographie, der Datenbanksysteme und der Datenstrukturen neue Möglichkeiten eröffnet wurden, die zur Entwicklung leistungsfähiger Geographischer Informationssysteme (GIS) geführt haben. Solche Systeme sind in der Lage, geometrische Informationen (Vektor- und Rasterdaten) sowie thematische Sachverhalte simultan darzustellen und für die Problemlösung bereitzustellen. Man verzichtet auf wichtige Information in einer Datenbank, wenn man Merkmale ohne ihren Raumbezug speichert und für die Auswertung verwendet. Geographische Informationssysteme ermöglichen durch die Speicherung beider Datenschlüssel, Angaben über die reale Welt in ihrer räumlichen Ausprägung je nach möglichem Aufwand beliebig differenziert zu speichern, um dann Analysen und Modellrechnungen damit auszuführen. Ein Geographisches Informationssystem verknüpft somit digitale Kartographie mit der Datenverwaltung der Raumattribute. Ein wesentliches Merkmal eines GIS stellt das Geländemodell oder kurz DTM (Digital Terrain Model) dar. Dabei wird jedem verwendeten XY-Koordinatenpunkt die zugehörige Höhe in Form eines Attributes (bei zweidimensionalen Systemen) oder einer 3. Koordinate (bei dreidimensionalen Systemen) zugeordnet. Während früher die Koordinatenpunkte gitterförmig anzuordnen waren, spielt dies heute keine Rolle mehr. Dieser Umstand ermöglicht die Bereitstellung der Geländeinformation über terrestrische Einzelmessungen, Umsetzung von Höhenlinienkarten am Digitalisiertisch oder über die photogrammetrische Auswertung von Luftbildern. Als Endprodukt entsteht eine digitale, geometrische Geländebeschreibung als Grundlage für die Interpolation von Höhenlinienkarten, Bewegungsmessungen, Berechnungvon Sichtbarkeiten, Hangneigungen, Expositionen und relativer Geländelage sowie für die Visualisierung von Oberflächeninformation durch 3-dimensionale Darstellungen. Neuerdings wird versucht Informationen aus der Bildverarbeitung den Geländemodellen zu überlagern, um Geländeeffekte zu verdeutlichen [Rentsch et al. 1990] oder auch um zusätzliche Rauminformation ins GIS einzuspeisen [Senn und Russi. 1984].

57 Das glaziologische lnformatationssystem KRYO Die durchgeführten Untersuchungen führten zu Datensätzen mit unterschiedlichem qualitativem und quantitativem Charakter. Automatisch erfasste Schnee- und Bodentemperaturen, digitalisierte Protokolle der Schneeprofilaufnahmen mit Beobachtungsgrössen (Schichtbcschreibungen) und Messgrössen (Wasscrwcrte, Schneehöhcn, Ramrnwiderstände) aber auch Geländedaten über Standorte von Eingabe Ausgabe Verwaltung ' Bearbeitung Fig. 12 Aufbau des glaziologischen bifonnationssystems Kryo auf Are/Info.

58 59 BTS-Messungen und digitale Geländemodelle mit verschiedenen Auflösungen müssen miteinanderverknüpftwerden können. Auf der Basis des GISAre/Info wurde deshalb das glaziologische Informationssystem Kryo mit den folgenden Eigenschaften entwickelt: a) Überverschiedene Schnittstellen können sämtliche zur Verfügung stehenden Daten unterschiedlichster Art auf Arc//nfo-Arbeitsebenen übertragen und darin weiterverarbeitet werden. Solche sogenannte 'Coverages' weisen neben dem systembedingten Datenformat eine inhaltsorientierte einheitliche Struktur auf. Damit wird die Übersicht über das gesamte Datenmaterial gewährleistet. b) Die einheitliche Datenverwaltung ermöglichte den Aufbau einer zentralen Programmumgebungzur Analyse der erhobenen Daten und die Darstellung der Ergebnisse. c) Die Programmierung von Routineabläufen, wie z. B. Ansteuerung eines bestimmten Ausgabegerätes, Zugriff auf Daten fremder Rechner oder auch die Vereinfachung von Digitalisierarbeiten für ungeschulte Benutzer erleichtern die Bearbeitung der Daten. Das GIS Kryo ist in vier Blöcke unterteilt (Fig.l2): einerseits in Eingabe und Ausgabe von verschiedensten Daten, andererseits in die Verwaltung und Bearbeitung Dateneingabe Programmierte Schnittstellen standardisieren die Einspeisung in das einheitliche Datenverwaltungssystem. Mit den bereitgestellten Programmen können alle erhobenen Daten dem glaziologischen Informationssystem Kryo übergeben werden (vgl. Fig. 12): 1. Cslarc: Die von CSL-Geräten ( Campeil Scientific Logger) automatisch erfassten Temperaturen liegen wie die Schneeprofile in ASCII-Code vor. Gernäss der Konfiguration der Versuchsanordnung werden die gemessenen Temperaturen in einem ersten Schritt den verschiedenen Standorten und Messniveaus zugeordnet. Anschliessend führt die Schnittstelle Cslarc wiederum die Zeitcodierung Permadßy durch, um schlussendlich jeden einzelnen Datensatz bestehend aus Temperatur, Zeitcode Permadßy und zugehöriges Messniveau über das Standardeingabeformat, das sogenannte Generate-Format, ins Are/Info zu übertragen. DieArc//nfo Arbeitsebene TEMPERATUR enthält nun jeweils von einem Standort sämtliche Temperaturmessungen eines ganzen Winters, wobei eine Messung aus einem Koordinatenpaar aus Zeit (x-richtung) und Messniveau über, resp. unter der Bodenoberfläche und der zugehörigen Temperatur in der Datenbank Info besteht. 2. Kryoedit: Zur Zeit bestehen die meisten kartographischen Unterlagen aus konventionellen Karten. Damit solche Karten sowie auch Feldkartierungen, wie z.b. Standorte von BTS-Messungen, rechnerisch verarbeitet werden können, müssen sie zuerst

59 60 in eine vom Computer lesbare Form gebracht werden. Heutzutage erfolgt diese Arbeit vorwiegend am Digitalisiertiscb. Diese Aufgaben werden jedoch in Zukunft vermehrt von vorerst halbautomatiscben Scannerverfahren übernommen. Das Programm Klyoedit ermöglicht einen menügesteuerten Einstieg in das DigitalisierprogrammArcedit von A re/info. So können alle Startparameter ohne A re/ Info-Kenntnisse gesetzt werden. Die ansebliessenden Digitalisierarbeiten erfolgen über das bereitgestellte Digitalisiermenü. 3. verarc: Passpunktnetze für die Luftbildauswertung, Geschwindigkeitsmessungen an Messpegeln sowie Lokalitäten von geophysikalischen Sondierungen, Schneeprofilen und Bohrungen sind wichtige Grundlagedaten aus der Vermessung. Die Schnittstelle verarc überträgt neben den Koordinatenpaaren und zugehörigen Höben auch Attribute wie Namen und Pegelhöhen vom Ausgabeformat der Vermessungsprogrammeder VAW ins glaziologische Informationssystem Klyo. 4. Fixarc: Die SchnittstelleFixare baut aus einer beliebigen Matrize aus Geländedaten, welche in einem Textfile gespeichert sind, ein koordinatenorientiertesarc//nfo-coverage auf. So können Ausschnitte aus dem landesweiten Geländemodell Rimini oder Ergebnisse aus Simulationsprogrammen, wie z.b. die Berechnung der potentiellen Sonnenstrahlung, innerhalb des glaziologischen Informationssystems Klyo mit Feldmessungen in Beziehung gebracht werden. 5. A utarc: Mit dem an der VAW installierten Autographen Wild DSR-15 können Geländedaten über die Topographie und die Oberflächenbedeckung digital erfasst werden. Mit der geplanten ScbnittstelleAutarc können in Zukunft solche Daten direkt ins Klyo übertragen werden. 6. Btsarc: Die Effizienz der BTS-Methode zur flächenhaften Kartierung wird gesteigert, indem die Feldunterlagen (Karte und Messprotokoll) digitalisiert und ansebliessend mit der Prozedur Btsarc verarbeitet werden. Neben der Umrechnung der gemessenen Widerstandswerte in Temperaturen und deren ansebliessende Reduktion auf 1m Schneehöbe (vgl , Seite 41) entsteht eine einheitliche, übersichtliche Verwaltung sämtlicher BTS-Messdaten innerhalb des glaziologischen Informationssystems Die Datenverwaltung und Datenbearbeitung Im glaziologiscben Informationssystem Klyo werden geographische und nivologische Daten verwaltet. Die Letzteren liegen nicht in geographischen Koordinaten vor und sind deshalb im dafür geschaffenen Schneeinformationssystem Snowkryo zu finden (vgl 4.5., Seite 64). Die geographischen Daten sind nach den verschiedenen Untersu-

60 61 chungsräumen geordnet. Innerhalb eines solchen Arbeitsbereiches werden sämtliche verfügbaren geographischen Informationen aufbewahrt und bearbeitet. Digitalisierte Kartengrundlagen, Geländemodelle, Feldmessungen sowie Ergebnisse aus internen und externen Modellrechnungen weisen darin eine einheitliche Struktur auf. Mittels Triangulationsverfahren können punktuelle oder linienförmige Elemente (Messwerte, Höhenkoten und -Iinien, Isolinien) flächenhaft interpoliert werden. Weiter können über statistische oder physikalische Beziehungen verschiedene Ebenen miteinanderverknüpft werden. Dies kann einerseits durch Festlegen einer Beziehung zwischen zwei oder mehreren Attributstabellen (Info-Tabellen) erfolgen. Anderseits kann durch die geometrische Berechnung von gemeinsamen Schnittflächen (Verschneiden) mit oder ohne einseitig vorkommenden Teilflächen, resp. Linien oder Punkten eine neue Informationsebene generiert werden. Neben den Standard-Werkzeugen, die dafür von Are/Info bereitgesteilt werden, wurde eine zentrale Programmbibliothek aufgebaut, die alle Programme für die Eingabe, Bearbeitung und Ausgabe bereitstellt. Die hierzu verwendete Programmiersprache AML höherer Ordnung ist ein Bestandteil von Are/Info. Innerhalb des Programmablaufs können zusätzlich GIS-Funktionen, wie auch kompilierte Programme auf Betriebssystemebene eingesetzt werden. Neben dem im folgenden Abschnitt besprochenen Programm Pennakart, erstellt die Bearbeitungsfunktion Btskart eine Permafrostkarte innerhalb eines Untersuchungsgebietes aus BTS-Messungen. Die Programmbibliothek Snowrool enthält die Werkzeuge, welche die verschiedenen Ebenen des Schneeinformationssystems physikalisch oder statistisch untereinander verknüpfen, analysieren oder graphisch darstellen. Die Berechnung der potentiellen Sonnenstrahlung (Strahleale) auf der Basis des digitalen Geländemodelles erfolgt ausserhalb vonare/lnfo. Hierzu werden die digitalen Geländemodelle im GIS vorbereitet und nachträglich die berechneten Strahlungswerte wieder eingelesen und weiter verarbeitet Automatische Kartierung der Permafrostverbreitung mit dem Programm Permakart Mit der automatischen Kartierung der Permarrestverbreitung durch das Programm Permakart wurde ein Instrument entwickelt, um die mögliche Permafrostexistenz rasch und grassflächig beurteilen zu können. Dabei wird als einzige Eingabe ein digitales Geländemodell benötigt. Die nachfolgende Reliefanalyse erfolgt auf der Basis der bereits 1975 publizierten Faustregeln über die Permarrestverbreitung (vgl , Seite 27). Das Programm Pemtakart ist innerhalb des Geographischen Informationssystems Are/Info in der Systemsprache AML geschrieben worden (Fig. 13). Das zu bearbeitende digitale Geländemodell muss auf der Basis von Höhenlinien oder Höhenkoten vorliegen. Die Strukturvon Permakart basiert auf3 Blöcken. Im ersten Block wird aus dem eingegebenen Geländemodell ein Punktmodell berechnet. Diesen Punkten werden in der zugehörigen Datenbank die Attribute Höhe, Exposition, Hangneigung und relative Geländelage (Hangfusslagen) als Ergebnis einer Reliefanalyse zugefügt. Im zweiten Block wird über das Datenbanksystem Info eine neue Permafrostoberfläche generiert. Die Höhenangabe aus dem digitalen Geländemodell wird gernäss der Ex-

61 62. DTM (Geländemodell) l Verwaltung der Topologie ~ Oberflächenanalyse Höhe, Neigung, Exposition + Datenbank aus Geländeparametern.. - f-+ Analyse der relativen Geländelagen Empirisches Modell über die Permafrostverbreitunq _ Thematische "Permafrost- Oberfläche" -- '~. - ~"~l' L'hc_'>-;; I Permafrostkarte '._._,,lfl~ ~":f?'~f I Fig. 13 Flussdiagramm des Programms 'Permakart '_ position und H anglage jedes einzelnen Punktes derartver ändert, dass für jeden Punkt die Grenzen zwischen möglichem und wahrscheinlichem Permairost bei einem Wert von 2000, resp liegen. Nach dieser bildlich gesprochenen Deformation des Geländemodelles ist es nicht mehr sinnvoll von Höhen zu sprechen. Im Datenbankfeld, welches ursprünglich die Höhen verwaltete, sind nun die E rgebnisse der Reliefanalyse und der Faustregeln in einer stetigen Grösse integriert. Damit enthält dieses Datenbankfeld mehr als die diskrete Aussage, ob der betreffende Punkt keinen oder möglichen, resp. wahrscheinlichen Perrnafrost aufweist. Räumliche Interpolationen

62 63 I::::: :I Permairost wahrscheinlich c=j Permairost möglich ~ 0 1 km ~ Aktiver Blockgletscher ~ Inaktiver Blockgletscher V""V"V"V"V Fossiler Blockgletscher Fig. 14 Mit dem Programm Pennakan a11j der Basis des Geländemodelles Rimini berechnete mutmassliche Pennalrostverbreitung im Gebiet Corvatsch F~tnsche/las. Blockgletscherkal1ienmg nach Hoelzle ( 1989). Reproduzien mit Bewilligung des Bundesamtes für Landestopografie vom 14. Febmar 1994 zwischen den berechneten Stützpunkten werden mit diesem Vorgehen verbessert. Im dritten Block muss nun die entstandene Permairostoberfläche trianguliert werden, damit die Grenzlinien in Landeskoordinaten vektorisiert werden können. Zur Zeit existiert in der Schweiz landesweit das Geländemodell Rimini, welches in absehbarer Zukunft vom sogenannten DHM25, einem25m Rastermodell, abgelöst wird. Das Rimini wurde ursprünglich im 250 m, resp. im Alpenraum teilweise im 500 m Raster digitalisiert und ansebliessend am Geographischen Institut der Universität Zürich auf100m interpoliert. DieFig. l4 zeigt die daraus berechnete mutmassliche Permarrestverbreitung und die von Hoelzle (1991) kartierten Blockgletscher. Bis auf zwei Ausnahmen befinden sich alle inaktiven und al--tiven Blockgletscher innerhalb der Gebiete mit möglichem oder wahrscheinlichem Permairost Berücksichtigt man

63 64 die ursprüngliche Erhebungsgenauigkeit, die in diesem Gebiet wahrscheinlich 500 m beträgt, darf dieses Ergebnis nicht überinterpretiert werden. Trotzdem darf festgestellt werden, dass das ProgrammPennakan im Hinblick auf die für praktische Fragen dringend notwendige Früherkennung von möglichem Permafrost einen wichtigen Beitrag leisten kann. Zudem kann es überall, wo topographische Kartengrundlagen existieren, eingesetzt werden, indem aus diesen Grundlagen ein digitales Geländemodell erstellt wird. Für lokale Baugrundabklärungen [Keller 1988b, 1989, 1990] werden auch beim Einsatz von genauen Geländemodellen nach wie vor geophysikalische Untersuchungen [VAW, 1992b] notwendig sein, da die zugrundeliegenden Modellvorstellungen noch sehr grob sind. Sobald jedoch mehr physikalisch orientierte Modelle vorliegen [Hoelzle et al., 1993], können mit diesem Vorgehen punktuelle geophysikalische Sondierungen besser räumlich interpretiert werden Datenausgabe und Kartenerstellung Grundlagendaten und Ergebnisse können in digitaler Form oder auf einem Drucker, resp. Plotter graphisch ausgegeben werden. Die Ausgabe von Daten in digitaler Form wechselt von Fall zu Fall und kann deshalb nur selten standardisiert werden. Umgekehrt drängt sich bei der Erstellung von kartographischen Darstellungen ein programmgesteuerter Standard (Kryoplot) beinahe auf. Neben der einheitlichen Gestaltung in Bezug auf Schriftart, Legende und Symbolgebung können auch spezifische Eigenschaften der eingesetzten Zeichengeräte, resp. weiterverarbeitende Systeme wie z.b. Desktopprogramme berücksichtigt werden. Die wesentlich erleichterte Eingabe von Kartenparametern wie Blattgrösse, Massstab, Koordinatenbegrenzung, Beschriftungen und Ausgabegerät steigert die Effizienz, indem Fehlerquellen eliminiert werden. Dank der zusätzlich geschaffenen Möglichkeit, digitale Karten direkt mit Tusche auf eine Landeskarte übertragen zu können, entstehen Produkte, die kaum noch als Computergraphik erkannt werden Das Schneeinformationssytem Snowkryo Zur Beschreibung der Schneedecke werden Methoden mit unterschiedlichen Datenformaten eingesetzt. Während einige physikalische Grössen, wie z.b. Temperaturen, Wasserwerte oder auch Komgrössen, gemessen werden können, bestimmt man Kornformen und Schichtgrenzen qualitativ. Härte und Feuchtigkeit können über indirekte Messungen (Messung der elektrischen Leitfähigkeit, resp. Rammsondierung) oder qualitativ mit Handtests erfasst werden. Trotz dieser Verschiedenartigkeit der erhobenen Daten müssen alle Grössen gemeinsam analysiert werden, damit eine sinnvolle Charakterisierung der Schneedecke erfolgen kann. Für die Interpretation einer einzelnen Schneeprofilaufnahme bewährt sich die graphische Darstellunggernäss der internationalen Schneeklassifikation [Colbeck, 1990]. Neben der gemeinsamen Dar-

64 65 stellungvon qualitativen und quantitativen Daten können auch voneinander unabhängige Messhöhen in einer 2-dimensionalen Grafik korrekt wiedergegeben werden. Der Nachteil der graphischen Darstellung liegt in der weiteren Verwendung: Die Analyse von mehreren Profilaufnahmen am gleichen Ort oder von verschiedenen Messstellen wird schnell unübersichtlich. Der Einsatz von Datenbanksystemen ist wegen der Verschiedenartigkeit der Daten wohl für einzelne Grössen möglich, doch die Verknüpfung dieser Grössen, wie es in der Darstellung eines Profils graphisch erfolgt, ist äusserst aufwendig. Mit den Methoden der geographischen Informationssysteme können diese Schwierigkeiten umgangen werden, sodass erstmals auf GIS-Basis eine Schneedatenverwaltungsstruktur entwickelt wurde, welche diese Problematik löst. Das daraus entstandene Schneeinformationssystem Snowlayo bildet einen Bestandteil des glaziologischen Informationssystems Kryo. Sämtliche Schneedaten haben analog zu den geographischen Koordinaten über die Zeitachse und Schneehöhe einen gemeinsamen Bezugspunkt. Die Idee des Schneeinformationssystems liegt nun darin, dass für jeden Profilstandort jeweils für einen Winter nach dem klassischen GIS-Konzept ein System aus Arbeitsebenen aufgebaut wird, wobei die Koordinaten der einzelnen Ebenen statt den räumlichen Koordinaten eine 'Zeitkoordinate' und eine 'Scbneehöhenkoordinate' beinhaltet. Mit diesem Vorgehen können sämtliche gemessenen wie auch beobachteten Daten in einer einheitlichen Struktur verwaltet werden. Über physikalische Gesetzmässigkeiten können die einzelnen Ebenen miteinander verbunden werden, sodass neue Ebenen entstehen. Doch auch für statistische Auswertungen können Ebenen durch die Berechnung von Schnittmengen, dem sogenannten 'Verschneiden', miteinander verknüpft werden. Dank einer solchen Verknüpfung der Temperaturen, der Temperaturgradienten und aneinander gehängter Schneeprofile war es möglich, mit dem von Marbouty (1980) entwickelten Modell für das Kornwachstum bei der aufbauenden Metamorphose (vgl , Seite 51) die zugehörigen täglichen Wachstumsraten zu berechnen Die Schnittstelle Slfarc In den vorliegenden Untersuchungen wurden die Schneeprofile gernäss dem Standard des Schweizerischen Lawinenwarndienstes aufgenommen. Allerdings entsprachen die natürlichen Bodenverhältnisse keineswegs den Anforderungen eines Messteides einer Vergleichsstation. Vor allem die grossensteine des Blockgletschers sorgten für eine sehr unruhige Oberfläche. So mussten die aufgenommenen Schneeprofile gernäss den Schneehöhen, welche am Schneepegel gemessen wurden, proportional gestreckt, resp. gestaucht werden. Auf diese Art und Weise konnte soweit wie möglich die Vergleichbarkeit mit den Messfeldern des Lawinenwarndienstes realisiert werden. Sämtliche Schneeprofile wurden im Eidg. Institut für Schnee und Lawinenforschung (SLF) digitalisiert und graphisch dargestellt. Diese Daten konnten mit der im SLF erstellten Schnittstelle in ein spezifisches Textfile (ASCII-Code) umgewandelt werden. Bevor diese Profildaten inarc/lnfo-coverages eingelesen werden konnten, musste das Datum der Profilaufnahme in eine rationale Zahl, den hierzu geschaffenen Pennadtzy umgewandelt werden. Der Pennadtzy gibt die Anzahl Tage nach dem 1. Januar 1989 multipliziert mit dem Faktor 10 an. Dieser Faktor musste, wie später

65 66 ersichtlich wird, eingeführt werden, da Schneehöben und Zeitabstände über die Massstabszahl im Schneeinformationssystem Snowkryo ( vgl. 4.5., Seite 64) miteinander verknüpft werden und deshalb ähnliche Grössenordnungen aufweisen müssen. Die Schnittstelle Slfarc erstellt neben dieser Zeitcodierung aus den digitalen Schneeprofildaten die spezifischen Schneedatenebenen innerhalb des Schneeinformationssystems. Bei einer Schneeprofilaufnahme erfolgen die Schichtprofilaufnahme und die Messung des Wasserwertes nicht gleichzeitig. Obwohl im Feld jeweils die Wasserwertsonde entlang den Schichtgrenzen ausgestochen wurde, konnte niemals eine genaue Übereinstimmung erreicht werden, wie sie für die weitere analytische Verarbeitung notwendig ist. Weitere Probleme bestehen darin, dass vor allem im Permafrost die Oberfläche sehr unruhig ist und deshalb die untersten Schichten mit der Wasserwertsonde meistens nicht vollständig erfasst werden. Im Programm Slfarc werden nun die Wasserwerte dem Schichtprofil zugeordnet, indem aus der Wasserwertbestimmung für jede Schicht die gewichtete mittlere Dichte und damit aus der Schichtdicke wieder der Wasserwert berechnet werden. Mit diesem Vorgehen werden die später für die Berechnung der Wärmeleitfähigkeit benutzten Daten der Schneedichten nicht verändert. Hingegen kann der berechnete Gesamtwasserwert der Schneedecke etwas modifiziert werden, wobei diese Grösse in unruhigem windexponierten Gelände ohnehin problematisch ist Datenebenen der Schneeprofilverwaltung Eine Datenebene des Schneeinformationssystems hat denselben Aufbau wie eine digitale Karte, resp. besteht aus einem Are/Info Coverage. Wie im geographischen Raum können die verschiedenen Daten eine punkt-, Iinien- oder flächenartige Verwaltung verlangen. So haben z. B. Temperaturmessungen punktuellen Charakter, da sie zu einer bestimmten Zeit in einer bestimmten Schneehöhe erfolgen. Die daraus abgeleiteten Isothermen sind als Linien zu betrachten. Bei der Schichtprofilaufnahme wird die Verwaltung etwas komplizierter. Eine Schneeprofilaufnahme erfolgt Verwaltung der Schneeprofile eines Winters von einem Standort Fig. 15 Venvalnmg der Schneemessdaten eines Standortes eines Winters

66 67 zu einem bestimmten Zeitpunkt, d.h. in horizontaler Richtung (x-achse) haben die Elemente einer Schichtprofilaufnahme denselben Wert, nämlich den Permaday (vgl , Seite 59). In vertikaler Richtung gelten jeweils von einer Schichtgrenze bis zur nächstfolgenden dieselben Angaben betreffend Schichtaufbau (Kornformen, Korngrösse, Härte, Feuchtigkeit, Dichte, Wasserwert). Somit besteht eine Schichtprofilaufnahme geometrisch aus mehreren aufeinanderfolgenden vertikalen Linienstükken. Sobald jedoch die Schichtgrenzen in ihrem zeitlichen Verlauf, z. B. durch Interpolation zwischen den Profilaufnahmen, betrachtet werden, müssen die einzelnen Schichten flächenartig verwaltet werden, da sie eine zeitliche (horizontale) und eine vertikale Ausdehnung aufweisen. Fig. 15 zeigt die Grundlagenebenen des Schneeinformationssystems, wie sie über die Schnittstelle Slfarc und Cslarc und aufgrundder nachfolgenden Aufbereitung vorliegen. Die Coverages FADEN und PEGELsind Ebenen mit Punktstruktur. lm Coverage FADEN sind die Höhen der Neuschneefäden gespeichert. Diese Information wurde ausser als Hilfe für die Erkennung der Schichtgrenzverläufe zwischen den Profilen nicht weiter verwendet. Im Coverage PEGELsind die Pegelhöhen, welche jeweils bei den Profilaufnahmen gemessen wurden. Anband dieser Punkte wurde das Polygoncoverage SNOW erstellt, welches aus dem Schneehöhenver lauf, den zeitlichen Begrenzungen der Schneeprofilaufnahme (Anfangs und Ende Winter) und der 'Nullinie' als Bodenoberfläche aus einer Fläche besteht. In diesem Coverage wurde somit graphisch der zulässige 'Raum' für Schneedaten definiert. Damit können Temperaturen, die keine zugehörigen Schneeprofildaten aufweisen, wieder mit GIS-Methoden eliminiert werden. Im Coverage RAMM werden wiederum in vertikalen Liniensegmenten, welche durch die Ablesung von der Rammsonde definiert werden, die gemessenen Rammwiderstände verwaltet. Im Coverage PROFIL sind die Schichtprofile und Wasserwertaufnahmen des ganzen Winters als vertikale Linienelemente gespeichert. Die darin enthaltene Linienattribut-Datenbank verwaltet alle schichtweise aufgenommenen Informationen: Feuchtigkeit, Kornforrn, Komgrösse, die von Hand bestimmte Härte, Dichte und Wasserwert Aus dem Coverage PROFIL wurde zur Erstellung der Ebene SCHICHT eine Arbeitsgraphik erstellt. In diese Grafik wurde anband der einzelnen Profilaufnahmen manuell der mutmassliche Verlauf der Schichtgrenzen ermittelt. Das Auffinden der Schichtgrenzen war nicht immer unproblematisch. Geländeunebenheiten und Luftkammersysteme sorgen für örtlich differenzierte Schneeprofile. Geländeunebenheiten bewirken, dass bei Windeinfluss einzelne Schichten verschwinden während nebenaneine Akkumulation stattfindet. Luftkammersysteme sorgen insbesondere bei Perrnafrost für grosse Unterschiede im Ablauf der Schneemetamorphose, womit auch eine andere Problematik des Verfolgens einer Schichtgrenze im zeitlichen Verlauf angesprochen ist. Schichtgrenzen können aber, statt Schneeablagerungen zu trennen, Prozesse abgrenzen, wie z.b. Schmelzprozesse und die aufbauende Metamorphose. Dadurch wird die Unterscheidung der lokalen Ausprägungen einer einzelnen Schicht und der zeitlichen Verschiebung von Schichtlinien erschwert. Weiter muss beachtet werden, dass die Schichtprofllaufnahme, die ja durch den Beobachter erfolgt, nicht immer exakt reproduzierbar erfolgen kann, obwohl fast alle Profile durch die gleiche Person aufgenommen wurden. Nachdem die eingezeichneten Schichtgrenzen am Digitalisiertisch eingegeben wurden, musste in der neugeschaffenen Ebene SCHICHT eine fehlerfreie Polygontopologie aufgebaut werden, sodass eine Flächenattributtabelle erzeugt werden konnte.

67 68 Diese Tabelle wurde im Programm Schichtinfo mit der Linienattributtabelle der Ebene PROFIL verknüpft, sodass letztlich sämtliche Profildaten in die Ebene SCHICHT übertragen werden konnten Verwaltung der automatisch erfassten Temperaturen Die Temperaturdaten werden im separaten Arbeitsbereich CSL-DATEN in Info-Tabellen aufbewahrt. Dabei mussten die mit dem CAMPELL-(CSL) Logger CRlO aufgenommen Messdaten mit dem bereits oben beschriebenen Zeitcode Permaday versehen werden. Die Umrechnung der vom Logger gelieferten Daten erfolgte direkt in denjeweiligen Info Tabellen MRTyyx, wobeiyy das Jahr und x den Profilstaodort bezeichnet. Für jeden Fühler wurde ein Datenbankfeld mit der Bezeichnung F<Fühler-Nr> angelegt, wobei die Numerierung von oben entsprechend der Anordnung der Fühler erfolgte (vgl , Seite 53) Analyse der Schneedaten Analyse der Schneeprofile und Temperaturmessungen Die Analyse der Schneeprofile und Temperaturdaten kann im Schneeinformationssystem praktisch ausschliesslich mit GIS-Operationen erfolgen. Mit GIS-Methoden kann Information mitunterschiedlicher räumlicher Auflösung quantitativverarbeitet werden, d.h. Messwerte und qualitative Beobachtungen (z.b. Komformbestimmungen) können miteinander in Beziehung gebracht werden. Dies erfolgt entweder durch die Verknüpfung über physikalische Gesetzmässigkeiten oder mit statistischen Methoden, indem für eine oder mehrere Grössen die zeitliche und räumliche Auflösung aufeinander abgestimmt wird Berechnung des thermischen Widerstandes der Schneedecke Das Programm Calcrsi berechnet den thermischen Widerstand der Schneedecke. In einem ersten Schritt wird in der Arbeitsebene PROFIL das Datenbankfeld 'k-eff' erzeugt und aus der Dichte die effektive Wärmeleitfähigkeit nach Devaux (vgl , Seite 47) berechnet. Eine Zeile der dabei bearbeiteten Linienattributtabelle bezieht sich jeweils auf eine in einem bestimmten Schneeprofil beobachtete Schicht. In einem weiteren Datenbankfeld wird nun der Quotient aus der in derselben Datenbank abgespeicherten Schichtdicke (Feld 'length') und dem Feld 'k-eff' einem neuen Feld 'rsi' zugewiesen, welches nun den thermischen Widerstand einer einzelnen Schicht enthält. Für jedes Datum einer Schneeprofilaufnahme können die thermischen Widerstände der einzelnen Schichten aufsummiert und in eine neue Tabelle RSiyy.DAT (yy: '89' für den Winter 89/90; '90' für den Winter 90/91) geschrieben werden, in welcher für jeden Profilstandort ein Datenbankfeld vorliegt.

68 Die Darstellung der Temperaturverhältnisse Im Schnee und Im Boden Das Programm Calctempera berechnet im Arbeitsbereich CSL-DATEN aus den Tabellen MRTyyx vorerst für jeden Fühler die Tagestemperaturmittel und speichert diese Daten in den Tabellen MRTyyxRED. Diese Tabellen können über eine ASCII-Schnittstelle (Generate-Format) in eine neue A re/info Ebene im graphischen Arbeitsbereich GRAF u_mgewandelt werden, mit welcher die gemittelten Temperaturverläufe der verschiedenen Fühler graphisch dargestellt werden können. Zur Berechnung des Wärmeflusses in Bodennähe und der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose werden in einem ersten Schritt wiederum ASCII-Files im Generate-Format erzeugt. Im Gegensatz zu den Ersteren werden die Temperaturen, resp. Temperaturgradienten nicht einer Koordinate, wie sie für die graphische Darstellung gebraucht wird, sondern in den sogenannten Identifikationscode verpackt. Die aus diesen Übergabefiles hergestellten Arbeitsebenen TEMPRED und GRAD RED enthalten analog zu den Ebenen als Koordinaten die Zeit und die Scbneehö henachse, während die zugehörigen Temperaturen und -gradienten in der Punktattributstabelle verwaltet werden Die Berechnung des eindimensionalen Wärmeflusses ln Bodennähe Zur Berechnung des eindimensionalen Wärmeflusses in Bodennähe müssen Temperaturgradienten mit den zugehörigen Wärmeleitfähigkeiten über die Wärmeleitungsgleichung (vgl , Seite 46) miteinander verknüpft werden. Die Wärmeleitfähigkeiten der einzelnen Schichten können in einem neuen Datenbankfeld der Attributstabelle der Ebene SCHICHT wie bei der Arbeitsebene PROFIL nach Devaux direkt berechnet werden. In einem weiteren Schritt werden auf den drei Niveaus 22.5, 37.5 und 52.5 mit einer zeitlichen Auflösung von 2 Tagen die Temperaturgradienten linear zwischen den Fühlerhöhen 5, 30 und 60 cm (im Winter 90/91 auch 45 cm) berechnet. Gleichzeitig wird die Ebene FLUX aufgebaut, welche aus einem regulären Gitter mit Flächentopologie besteht. Die Breite, resp. Höhe einer solchen Teilfläche ist mit 20 Permadays auf2 Tage, resp. 15 cm Schneehöhe mit unterer Begrenzung auf 15 cm auf die räumliebe und zeitliebe Auflösung der linear interpolierten Temperaturgradienten abgestimmt. Somit können die berechneten Temperaturgradienten direkt in die zugehörige Flächenattributtabelle aufgenommen werden. Im nächsten Schritt wird diese Ebene FLUX mit der Ebene SCHICHT verschnitten. Die daraus entstandene Ebene Calcflux enthält nun Information über die Temperaturgradienten und die zugehörigen Wärmeleitfähigkeiten, wobei die einzelnen Teilflächen durch die Schichtgrenzen und das Gitter aus der Ebene FLUX bestimmt werden. So können innerhalb dieser Ebene Calcflux nun die Wärmeflüsse innerhalb jeder einzelnen Teilfläche berechnet werden. Z ur Ermittlung des mittleren Wärmeflusses über zwei Tage wird im letzten Schritt für jede Teilfläche der ursprünglichen Arbeitsebene FLUX das flächengewichtete Mittel des Wärmeflusses aller jeweiligen Teilflächen berechnet und die Ergebnisse in der Info-Tabelle 'FLUX.dat' gespeichert. Aus dieser Tabelle kann nun eine graphische Ebene FLUX89, resp. FLUX90 im Arbeitsbereich GRAF erstellt und ansewiessend mit dem Programm Snowplot graphisch dargestellt werden.

69 Die Berechnung der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose nach Marbouty Die Berechnung der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose auf der Grundlage des Modelles von Marbouty (1980) (vgl , Seite 51) erfolgt in verschiedenen Teilschritten (Fig. 16). Das Programm Calcgrad erstellt eine temporäre Arbeitsebene TEMP, welche linear interpolierte Temperaturgradienten als regelmässig angeordnete Punkte im Zeit/Schneehöhen-Raum verwaltet. Aus dieser Arbeitsebene werden innerhalb des Programmes GENMAR Thiessenpolygone berechnet und mit der Ebene SCHICHT verschnitten. Die dabei entstandene Ebene MAR BOU enthält sämtliche Daten über den Schichtaufbau, sowie mit einer zeitlichen Auflösung von einem Tag linear zwischen den Niveaus der Fühler interpolierte Temperaturgradienten. Die zugehörigen Schneetemperaturen werden mit dem Programm Calctempera wiederum vorerst punktförmig in einer temporären Arbeitsebene TEMPRED gespeichert Da diese Temperaturdaten die gleiche zeitliche Auflösung wie die Temperaturgradienten aufweisen, können sie innerhalb des Programmes Gentempera direkt im Zeit/Schneehöhenraum trianguliert und ansebliessend mit dem Programm Joinmar in ein neues Datenbankfeld TEMPERATUR der Flächenattributtabelle der Ebene MARBOU geschrieben werden. Nach diesem Schritt sind alle Grundlagen, die das Metamorphosemodell von Marbouty (1980) benötigt, in einer Ebene (MARBOU) zusammengeführt worden. Das ProgrammMarbouty kann in der zugehörigen Flächenattributtabelle entsprechend der Wachstumsfunktion von Marbouty (1980) die Felder H-Wert, F-Wert und G-Wert kreieren und die entsprechenden Werte aus den in der gleichen Tabelle gespeicherten Temperaturen, Temperaturgra- J.Plllwäi ~----~ SCHICHT I IMARBOUI,...IJ~ I.4W!! lq@'_j ~o;;c(~ ~~r... IMARCLASS I Fig. 16 Flussdiagramm zur Berechnung der Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose nach dem Modell von Marbouty.

70 71 dienten und Dichtewerten mit den in Fig. 9 (Seite 52) dargestellten Funktionenf(T), g(ot/oz) und h (cp) berechnen. Dabei wurden aufgrundvon neuen, empirischen Erfahrungen [Gubler, pers. Mitt.1 folgende Näherungen verwendet: 1. Die Funktionf(T) wurde parallel nach links verschoben, sodass der Wert 1 bei -1 c erreicht wird: T > - 1 c: - 1 c > T > - 17 c : T < - 17 c: f(t) = - f(t) T T !(1) = 0.01 T [ Die Funktion g( ot/oz) wurde folgendermassen neu definiert: g(otfoz) (otfoz) [ Die lineare Funktion <j>(t) wurde anband von einzelnen aufeinanderfolgenden Schneeprofilen neu bestimmt: <l>(t) 1.8 mmftag [ Die Berechnung des H-Wertes wurde unverändert übernommen und folgendermassen umgesetzt: 1/J < 150 : 150 < 1/J < 400: 1/J > 400: h(tp) = 1 h(l/j) /J h(l/j) = 0 [231 Die täglichen Wachstumsraten können für jede einzelne Teilfläche der Ebene MAR BOU in das Datenbankfeld MARBOU2 durch die Multiplikation des F-, G-, H-und <j>-wertes berechnet werden. Zur graphischen Darstellung der berechneten Wachstumsraten werden letztlich mit dem Programm Genelass 7 Klassen gebildet.

71 Die Berechnung des mittleren Rammwiderstandes der einzelnen Schneeschichten Die Berechnung des mittleren Rammwiderstandes der einzelnen Schichten enthält drei Schritte. Nachdem die Liniensegmente des Coverages RAMM mit den Flächen des CoveragesSCHICHTverschnitten werden (1. Schritt), enthält die Linienattributtabelle des resultierenden Coverages Information über die Rammwiderstände, wie auch über die Schichtprofilaufnahme. Aus dieser Tabeile lässt sich der mittlere Rammwiderstand jeder einzelnen Schicht berechnen (2. Schritt). Dieses Mittel wurde nach der Länge der einzelnen Segmente, welche ursprünglich den Vortrieb der Rammsonde, resp. die Schichtgrenzen darstellten, gewichtet. Diese berechneten mittleren Rammwiderstände können über die Schichtnummer in ein neues Datenfeld des Coverages SCHICHT übertragen werden (3. Schritt) Analyse der monatlichen Kornformverteilungen Das Programm Snowstat berechnet aus den Daten der Ebene SCHICHT die monatlichen Kornformverteilungen. Hierzu wurde diese Ebene mit einer als Maske dienenden Arbeitsebene Calcmonth, welche den Zeit/Schneehöhenraum in die verschiedenen Monate unterteilt, verschnitten. In der dabei entstandenen temporären Ebene SCHICHTMONTH können die verschiedenen Schichten nun monatsweise ausgewählt und für jeden Monat in einer eigenen Tabelle abgelegt werden. Die absoluten Anteile der verschiedenen Kornformen werden ansewiessend durch Aufsummieren der Flächen getrennt nach den 8 möglichen Kornformen ermittelt. Da bei der Schneeprofilaufnahme jeweils zwei Kornformangaben möglich waren, muss diese Summe für beide Angaben berechnet werden. Zusätzlich werden zur Gewichtung dieser beiden Felder Fl und F2 zwei Felder WEIGTHl und WEIGI1I2 eingeführt. Diese Felder erhalten bei den Schichten, bei welchen die beiden Kornformangaben gleichwertig waren, je den Wert 0.5. Bei den übrigen Schichten war jeweils die zweitgenannte Kornform bei der Schneeprofilaufnahme in Klammer gesetzt worden, sodass dem Feld WEIGTHl der Wert 0.8 und dem Feld WEIGTH2 der Wert 0.2 zugewiesen wird. Die für beide D atenbankfelder Fl und F2 für jeden Monat berechneten gewichteten absoluten Flächenanteile sind nun in einzelnen Tabellen gespeichert, welche zum Abschluss miteinander verknüpft werden müssen. Dies geschieht über das gemeinsame Feld, welches den Code für die Kornform enthält. Die Ermittlung der Kornformverteilung über den ganzen Winter erfolgt auf die gleiche Art und Weise, jedoch direkt in der Arbeitsebene SCHICHT Darstellung der Ergebnisse mit dem Programm Snowplot Das Programm Snowplot stellt eine schneespezifische Oberfläche des Programmes Kryoplot dar. Nach der menügesteuerten Eingabe der zur Erstellung der gewünschten Grafik notwendigen Parameter (Begrenzung, Grösse, Beschriftung etc.) schreibt das Programm ein Programm in der Are/Info-Sprache AML. Spezielle Programme wie

72 73 z.b. Snowgrid erstellen die schneespezifischen Grafikelemente wie Zeitachsen, Schneehöhebalken oder Achsen für physikalische Grössen. Die mit Snowplot kreierten Rohprogramme Plotflux, Plotmar. Plottempera, Plotrsi und Plotramm wurden ansebliessend für die verschiedenen Darstellungen modifiziert und ebenfalls in der Programmbibliothek des Schneeinformationssystems untergebracht, sodass die graphischen Darstellungen der Ergebnisse der verschiedenen Analyseprogramme standardisiert wurden.

73 74 5. Ergebnisse und Analyse 5.1. Schneeuntersuchungen im Winter 1989/ Witterungsablauf 1989/90 Der Winter 1989/90 zeichnete sich im Engadin durch 3 extreme Charakteristiken aus [EISLF, Winterbericht 1989!90]: Nach zum Teil noch nie gemessenen warmen Herbsttemperaturen (1) baute sich eine durchschnittliche Schneedecke auf. Im warmen Februar wurde ein Teil der Schneedecke durch gewaltige Stürme umverteilt (2). Im ausserordentlich trockenen Frühling (3) verschwand die Schneedecke früh. ml ~ r , Schneehöhenverlauf im 2 Winter 1989/90 \ 0 Cal Fig. 17 Schneehöhenverlauf im Winter 1989!90aufderAlpMargun (2270m ü.m.), so wie Minima, Maxima und Mittelwert der vergangenen 18 Winter ( HN = Neu schneehöhe in m, PS = Setzungen in cm, Ta = Lufttemperatur am Morgen urr. 8 Uhr), Grafik: EISLF Im Herbst 1989 wurden Temperaturen zwischen 1.5 und 3.5 o C über dem langjährigen Mittel gemessen. Vereinzelte Polarluftvorstösse unterbrachen längere trockene Wärmeperioden, die im Alpenraum im November zu bis zu 150% der normalen Beson-

74 75 nung führten. Am 5. November baute sich im Untersuchungsgebiet (Messfeld Alp Margun, Corvatsch) infolge eines umfangreichen Tiefes über der Nordsee eine 50 cm mächtige Neuschneedecke auf. Bei andauernder Trockenheit und überdurchschnittlichen Temperaturen reduzierte sich bis Mitte Dezember die mittlere Schneehöhe auf 27 cm. Der folgende 10-tägigeEinbruch feuchter und sehr milder Luftmassen prägten den Schneedeckenaufbau des ganzen Winters. Währentl in den Alpen Föhnstürme Geschwindigkeiten um 140 km!h erreichten, wurden in Genf und Basel in der Nacht Temperaturen um 20 c gemessen. Auf dem Blockgletscher Murtel wurde in dieser Zeit die Nullgradgrenze knapp überschritten, was sieb auch im Schneedeckenaufbau manifestierte (Graupel mit vereinzelten Scbmelzformen). Trotz dieser intensiven, stürmischen Schlechtwetterperiode fiel der mittlere Neuschneezuwachs von 45 cm bescheiden aus. Im beinahe niederschlagsfreien Januar betrug die mittlere Schneehöhe auf der Alp Margun 65 cm. Mit Thmperaturüberschüssen von 3-5 C war der Februar 1990 in weiten Teilen des Alpengebietes der wärmste seit Messbeginn im Jahre Mit diesem Monat zählt der Winter 1989/90 zu den mildesten Wintern seit mehr als hundert Jahren. Mitte Februar fiel die letzte grössere Neuschneemenge (50 cm) bis anfangs April. Am 26. Februar 1990 entstanden im gesamten schweizerischen Alpenraum infolge des Wirbelsturms 'Vivian' grosse Sturmschäden. Auch der ~ärz wies wiederum 3 bis 4 c über dem Durchschnitt liegende Temperaturen auf. Trotz dem kleinen Anteil von nur 10% der mittleren Märzniederschläge lag die mittlere Schneehöhe von 80 bis 100 cm (Alp Margun) über dem gesamtschweizerischen Mittel in vergleichbarer Höhenlage. Die letzten grösseren Schneemengen {46 cm) des Winters 1989/90 fielen in der ersten Aprilhälfte. Im April schmolz aufgrund der c unter dem Mittelliegenden Temperaturen nur wenig Schnee. Hingegen stieg anfangs Mai die Nullgradgrenze bereits auf3200 m ü.m., sodass die Schneedekke innerhalb von 2 Wochen verschwand Der thermische Widerstand der Schneedecke Im Winter 1989/90 Der Verlauf des thermischen Widerstandes als Summe der Schichtwiderstände wurde für alle 4 Standorte berechnet (Fig. 18). Beim Schneedeckenaufbau Mitte Dezember bestand die Schneedecke aus leichtem, schwach wärmeleitendem Schnee. Gleich zu Beginn der Messperiode im Dezember ergab dies trotz kleiner Schneehöbe hohe thermische Widerstände. Wegen den darauf folgenden Setzungen, welche zu grösseren Schneedichten führten, nahmen die hohen Wärmewiderstände im Januar rasch ab. Den ganzen Winter hindurch wies der Standort 2 eine im Mittel40% mächtigere Schneedecke auf als die üprigen Standorte mit jeweils ähnlichen Schneehöhen. Mitte Januar wurden deshalb bei diesen Lokalitäten mit Schneehöhen zwischen 58 cm und 70 cm thermische Widerstände zwischen 3 und 4 cm 2!W berechnet, während die 91cm mächtige Schneedecke beim Standort 2 einen entsprechenden Wert um 6 cm2fw aufweist. Die Schneefälle gegen EndeJanuar führten infolge zusätzlichen, schwach wärmeleitenden Neuschneeschichten zu einem Wärmewiderstand von 4.5 cmzjw beim Standort 1 und 3. Eine deutliche Zunahme war beim Permairoststandort 4 zu beobachten, sodass dieser Standort mit 8 cm 2 /W ähnlich hohe Wärmewiderstände wie der Standort 2 mit 30 cm mehr Schnee aufwies. Sehr schwach wärmeleitende Schwimmschneeschichten in der oberen Hälfte der Schneedecke beim

75 76 Standort I ~ermafrost) Standort 2 ohne Pcnnafrost) Stando rt 3 ohne Pcrmafrost) Standort 4 mit Pcrmafrost) anuar Fig. 18 Der thermische Wuierstand der Schneedecke im Winter 1989/90. Standort 4 können als Ursache für diesen grossen Wärmewiderstand betrachtet werden. Im Februar nahm die Schneehöhetrotz Niederschlägen nur beim Standort 2 zu, während bei den anderen Profilen infolge Windverwehungen kein Zuwachs erfolgte. Besonders markant war der Schneehöhenzuwachs beim Standort 2 während dem Sturm 'Vivian' am 26. Februar, welcher sich auch im thermischen Widerstand äusserte. Die ständig zunehmenden Schneedichten, insbesondere beim Standort 4, bewirkten eine kontinuierliche Abnahme der Isolationsfähigkeit der Schneedecke bei allen Lokalitäten bis anfangs April. Trotz dem folgenden Schneedeckenzuwachs nahmen die Wärmewiderstände nur langsam zu, da erste Schmelzprozesse im März die Wärmeleitfähigkeiten der Neuschneeschichten jeweils schnell wieder erhöhten. Infolge von wenig intenisiven Schmelzprozessen wiesen die beiden Pennalroststandorte in der ersten Aprilhälfte etwas grössere Zunahmen der thermische Widerstände auf als die anderen Standorte. Generell kann jedoch aufgrundder maximalen Schneehöhen von einem zweiten, mit den frühwinterlichen thermischen Widerständen vergleichbaren Maximum gesprochen werden. Ab Ende April sanken die Widerstandswerte in Zusammenhang mit der Schneeschmelze rasch Schnee- und Bodentemperaturen Im Winter 1989/90 Die im folgenden Teil beschriebenen Temperaturen bei den Standorten 2 und 3 (vgl. Fig. 19 und 20) zeigen generell einen ähnlichen Verlauf. Ein entscheidender Unterschied zwischen diesen beiden permalrostfreien Standorten liegt im durch kleinere Schneehöhen deutlich kleineren Wärmewiderstand beim Standort 3 als beim Standort 2. Die Auswirkungen dieses Unterschiedes zeigen sich klar im Verlauf der Bodentemperaturen. Während des ganzen Winters wurden beim Standort 2 keine negativen Bodentemperaturen gemessen. Offenbar konnte der Boden im Herbst nicht durch-

76 n c c r ~..::.. V - k\~.. ri?.; \'' " ~ '..../1 I. - \." \ / -.../... Jr ii1 \,-.f,;.._/. '\...--./ if i,j I \\.. '---../..... y r /'v! r'j! i i - ~ II. :.... I I Ir"' I'\ j i \\_. ~ I i ~~ \ I I.. i I ~ - I. \..;; : ~\ ii it' /- '-t \I! ~...-:"\ f1... }. I. 'I I I 1 '..!ii l cl>.\\'1!! i I. Ir. I, I I I A I ~ i I -! t i I.. I I,. 'I I. - I \... "Ii I I " V I I i I. I - I I!'.i/ \i II \ i.. I I \ ( I 1 l \h /j Schneefühler Bodenfühler ~ - I \ /\, I X' 'I cm _ cm - - \ '"\!,J i ---- loocm cm \ I} ( 't... 60cm o cm - I I cm o cm I - I,... l\: -- 5cm - I -15 I I \1 I Januar I Februar I März I April I Fig. 19 Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1989!90 beim Standcrt 2. frieren, d.h. die latente Wärme konnte nicht vollstaändig entzogen werden. Im Januar schützte dann die Schneedecke mit einem thermischen Widerstand von mehr als 5 cm 2 /W vor den kalten Lufttemperaturen. Ganz anders verhalten sich die Bodentemperaturen beim Standort 3. Bereits Mitte Dezember konnte der Boden mehr als 60 cm tief gefrieren. Bei einer nur 60 cm mächtigen Schneedecke mit einem mittleren Wärmewiderstand von 3.5 cm 2 /W kühlte sich der Boden weiter ab, sodass die Gefrierfront tiefer als 1 m lag. Erst Mitte März wurde der Boden von oben her wieder langsam erwärmt. Ebenfalls infolge kleiner Schneehöhen sind alle einander entsprechenden Schneefühler beim Standort 3 im Mittel um 1 c kälter als beim Standort 2. Deutlich sind die warmen Lufttemperaturen um Weihnachten auch im Schnee erkennbar. Beide Standorte kühlten anfangsjanuarstark ab, sodass im Schnee Temperaturgradienten bis zu 17 ctm gemessen wurden. Wegen der kleinen Schneehöhe beim Standort 3 waren die Schwankungen der Lufttemperatur in Bodennähe schwach gedämpft. So schwankten die Temperaturen 5 cm über Boden um 3 c, während beim Standort 2 in derselben Lage die Temperaturen nur um ein halbes Grad schwankten. Beim Standort 3 massen die beiden obersten, resp. zeitweise auch der drittoberste Fühler keine Schneetemperaturen, da die mittlere Schneehöhe bis in den April hinein zwischen 60 und 70 cm lag. Ausser vereinzelten Wärmeeinbrüchen im März und April zeigten bei beiden Standorten die Temperaturgradienten durchwegs gegen oben und wurden naturgernäss im Frühling kleiner. Die Durchnässung der Schneedecke erfolgte bei beiden permafrostfreien Standorten in der ersten Maiwoche. - 15

77 78-15 Januar Schneefühler cm loocm 60cm 30cm Sem cm,..._..._.,.._ -60cm --100cm -15 Fig. 20 Schnee- und Bodentemperaturen im Wmter 1989/90 beim Standort 3. Die Temperaturen bei den Standorten 1 und 4 im Permafrostgebiet unterschieden sich untereinander und vor allem im Vergleich zu den vorher besprochenen Standorten ohne Permafrost wesentlich. In erster Linie sind der thermische Widerstand der Schneedecke und die Porosität der Auftauschicht beim Standort 1 und 4 verschieden. Fig. 21 Schneetemperaturen im Winter 1989!90 beim Standort 1.

78 79 Beim porösen, grobblockigen Standort 1 wurden von allen Standorten die kältesten Schneetemperaturen des Winters 1989/90 gemessen (Fig. 21). Wie später gezeigtwird (vgl. 6.5., Seite 123), dürften Prozesse im Porensystem der Auftauschiebt dafür verantwortlich sein. Weiter führten kleine Schneehöhen dazu, dass der oberste Fühler nie und der zweitoberste Fühler erst anfangs April im Schnee lag. Bereits zu Beginn der Messperiode betrugen die Schneetemperaturen 5 cm über den Blöcken ca. -4 oc. Die folgende Abkühlung lief in der ganzen Schneedecke sehr schnell ab. Bereits einen Monat später kühlte sieb die Basis der Schneedecke um weitere 5 oc auf -9 oc ab. Bei einem Temperaturgradienten von 16 C/m wurden im Januar in den obersten Schneeschichten Temperaturen um -15 C registriert. Die starken Schwankungen des Fühlers 60 cm über Boden sind durch Tagesschwankungen, welche 10 cm unter der Schneeoberfläche auftreten, begründet. Bei durchwegs kalten Schneetemperaturen unter -6 ocwurden in den folgenden Monaten die Temperaturgradienten immer kleiner. Ab und zu weist der "30 cm-fühler" wärmere Temperaturen als derjenige 5 cm über Boden auf. Ab AnfangApril wechselt das Vorzeichen des Temperaturgradienten. Die Schneedecke bleibt bis Mitte Mai im Gegensatz zu den permafrostfreien Standorten weiterhin trocken und kalt. So erfolgte die Durchnässung der Schneedecke fast ein halber Monat später als ausserhalb der Permafrostzone. Da vom Datenerfassungsgerät, welches bei diesem Standort die Bodentemperaturen mass, die Zeitmarken fehlen, sind von diesem Winter keine Messwerte über die Temperaturen in der Auftauschicht vorhanden. Der Permafroststandort 4 mitfeinmaterial gefüllten Porenräumen, zeigt ebenfalls einen permafrosttypischen Verlauf der Bodentemperaturen (vgl. Fig. 22). Im Gegensatz zu den Messstellen ausserhalb der Permafrostzone war der Boden bei diesem oc oc cm ---- loocm 60cm 30cm 5cm cm,..._,..., cm - - loocm - 15 Fig. 22 Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1989!90 beim Standort 4.

79 80 Standort Mitte Dezember über 1m tief gefroren. Nahezu gleichzeitig erwärmten sich der Fühler 30 cm unter und derjenige 5 cm über der Bodenoberfläche über die Weihnachtszeit von -3 C auf -2 C. Bei einer geringmächtigen Schneedecke zwischen 60 und 70 cm mit einem stark varüerenden thermischen Widerstand zwischen 3 und 8 ocm2/w kühlte sich der oberste Meter der Auftauschicht bis Ende Februar auf -4 oc ab. Erst bei Frühlingsbeginn stabilisierten sich die Bodentemperaturen auf-3 oc und blieben bis zur Schneeschmelze im Mai konstant. Infolge der nie mehr als 100 cm mächtigen Schneedecke registrierten die beiden obersten Fühler auf 100 cm und 140 cm den ganzen Winter keine Schneetemperaturen. Da Ende Dezember und Anfang Januar keine direk-te Sonnenstrahlung die Messstelle erreichte, wurden damit überschlagsmässig Lufttemperaturen gemessen, welche sich von denjenigen des Standortes 1 kaum unterscheiden. Bei beiden Standorten mit Permafrost wurden dieselben Schneehöhen wie auch derselbe Schneedeckenaufbau anfangs Winter beobachtet. Trotzdem unterscheiden sich die Schneetemperaturen des Standortes 1 und 4 im Januar wesentlich. Während der Fühler 5 cm über Boden praktisch denselben Verlauf wie die drei Bodenfühler aufweist und sich somit kaum abj...iihlt, geben die Fühler auf den Niveaus 30 cm und 60 cm interessante Ergebnisse: Wie beim grobblokkigen Standort 1 kühlten sich die obersten Schneeschichten Ende Dezember bis auf -20 oc ab. Dieser Vorgang lief in Bodennähe stark gedämpft ab, sodass sich die Schneetemperaturen 30 cm über Boden lediglich um 3 oc auf- 6 oc abkühlten. So herrschte zwischen 30 cm und 60 cm über Boden ein Temperaturgradient von über 40 C/m bei einer Schneehöhe zwischen 70 cm und 80 cm. Im weiteren Verlauf des Winters wurden die Temperaturgradienten in der Schneedecke immer kleiner, das heisst die Schneetemperaturen näherten sich immer mehr den -3 oc kalten Bodentemperaturen. Zur gleichen Zeitwie beim Standort 1 kehrte das Vorzeichen des Temperaturgradienten in der Schneedecke anfangs April um, sodass Wärme von der Schneedecke in den Boden floss. Nach einer beinahe isothermen Phase erwärmte sich der Schnee von oben her, bis Mitte Mai die Durchnässung der Schneedecke und die Erwärmung des Bodens auf 0 o C durch Schmelzwasser praktisch gleichzeitig erfolgte Wärmefluss ln Bodennähe Im Winter 1989/90 Der Wärmefluss in den untersten Schneeschichten zwischen 15 cm und 30 cm wird durch den thermischen Widerstand der gesamten Schneedecke und dem örtlichen Temperaturgradienten bestimmt (Fig. 23). Entsprechend dem grossen thermischen Widerstand beim Standort 2 wurde im ganzen Winter ohne grössere Schwankungen ein kleiner Wärmefluss von max 1.5 W/m 2, welcher gegen Frühling immer kleiner wurde, gemessen. Die beiden Permafroststandorte unterschieden sich in der ersten Januarhälfte bezüglich dem thermischen Widerstand kaum, jedoch in der Lage der maximalen Temperaturgradient (vgl , Seite 76). Infolge der grossen Temperaturunterschiede in der Nähe der Schneeoberfläche beim Standort 4 ist der Wärmefluss in Bodennähe mit 1.5 bis 2 W/m2 nur halb sogrosswie beim Standort 1, obwohl beide ähnliche Lufttemperaturen aufwiesen. Beim windexponierten permafrostfreien Standort 3 wurden aufgrundder grossen Temperaturgradienten über dem beinahe 0 oc warmen Boden die grössten Wärmeflüsse im Bereich von 4 W/m 2 gemessen. Bedingt durch die eher kleinen thermischen Widerstände bei den Standorten 1,

80 81 Standort 1 (Permafrost) Standort 2 (ohne Permairost) Standort 3 (ohne Permafrost) Standort 4 (mit Permafrost) Januar März April Fig. 23 Wärmefluss in Bodennähe im Winter 1989!90. 3 und 4 reagieren die Wärmeflüsse auch in Bodennähe auf Schwankungen der Lufttemperatur schnell. Während sich diese Schwankungen im Hochwinter z. T fast nicht unterscheiden, sind ab anfangs März die Wärmeflüsse bei den beiden Permafrostlokalitäten durchwegs kleiner als beim Standort 3 mit ähnlichen Schneehöhen. Im Frühling kehrte bei den Permafroststandorten das Vorzeichen des Temperaturgradienten um (vgl Fig. 21 und 22), sodass der Wärmefluss nach unten gerichtet war Wachstumsraten bel der aufbauenden Metamorphose im Winter 1989/90 Wachstumsraten bei der aufbauenden Metamorphose können aufgrund von gemessenen Temperaturen und Dichten abgeschätzt werden [Marbouty 1980] (vgl , Seite 51). Die kombinierte Darstellung des Schneehöhenverlaufs und der zugehörigen Wachstumsraten innerhalb der Schneedecke ermöglicht es, Auswirkungen der Schneehöhe, der Temperatur- und der Dichteverhältnisse auf die aufbauende Metamorphose zu diskutieren (Fig. 24). Auf den ersten Blick ist klar ersichtlich, dass die aufbauende Metamorphose in Bodennähe bei den beiden Standorten mit Permairost (1 und 4) während dem ganzen Winter weniger stark ausgeprägt ist

81 82 0 < mm/d mm/d lß mm/d ~ mm/d I!B mm/d ffi Bereich ohne Thmperaturmessungen ll2j mm/d I > 0.2mm/d 0 Dendritische Formen (nicht im Modell berücksichtigt) Fig. 24 Tägliche Wachstumsraten deraufbauenden Metamorphose im Wimer 1989!90 nach dem modifizierten Modell von Marbouty (1980).

82 83 Alle Standorte ausser Nr. 2 hatten einen ähnlichen Schneehöhenverlauf. Die Dichtewerte bewegten sich im Januar zwischen 100 und 220 kg/m 3, waren also in Bezug auf die aufbauende Metamorphose günstig. Kleine Schneehöhen und kalte Lufttemperaturen sorgten zu dieser Zeit bei grossen Temperaturgradienten für die grössten Wachstumsraten in der Schneedecke während des Winters. Bei den beiden Permafroststandorten (1 und 4) wurden in Bodennähe infolge der kalten Basistemperaturen bei der Schneeprofilaufnahme ein sehr kleiner Temperaturgradient in den untersten 40 cm gemessen. Oft fand in den untersten 10 cm sogar eine Temperaturinversion statt. Diese Tatsache kann auch in den berechneten kleinen Wachstumsraten wiedergefunden werden. So wurden bei beiden Permafroststandorten auch die höchsten Wachstumsraten im Januar in den Lagen oberhalb 30 cm über Boden berechnet, wobei im Vergleich zu den beiden permafrostfreien Standorten kleinere Beträge vorliegen. Ab EndeJanuar liegen die Wachstumsgeschwindigkeiten bei den Permairoststandorten praktisch durchwegs unter 0.05 mm/d, während ausserhalb des Permafrostgebietes infolge leicht grösserer Temperaturgradienten und wärmerer Bodentemperaturen die Wachstumsraten der aufbauenden Metamorphose rund doppelt so gross sind. Im weiteren Verlauf des Winters tritt die aufbauende Metamorphose infolge der abnehmenden Temperaturgradienten und zunehmenden Schneedichten immer mehr in den Hintergrund Schneedeckenaufbau Im Winter 1989/90 Die Häufigkeit des Auftretens der verschiedenen Kornformen gernäss der internationalen Schneeklassifikation (vgl. 4.2., Seite 56) wird in den Figuren 25 bis 28 dargestellt. Für jeden Monat wurde anband der Daten aus der Ebene SClllCHT des Schneeinformationssystems der Flächenanteil der einzelnen Formen in den beiden Dimensionen Schneehöhe und Zeit mit dem Programm KORNSTAT berechnet (vgl , Seite 72). Infolge der kleinen Ausdehnung der Oberflächenreifschichten wurden sie in der Statistik nicht berücksichtigt. Der Legende der Signaturen können die prozentualen Anteile der verschiedenen Kornformen in Bezug auf den ganzen Winter entnommen werden. Obwohl alle vier Messfelder in der gleichen Umgebung und maximal 200 m auseinander liegen, unterscheiden sie sich grundsätzlich, so dass jeder Standort seine eigenen Charakteristiken aufweist: Standort 1 ( Grobblockiger Permafrost beim Bohrloch 2!87) Bereits im Dezember konnten wegen dem Weihnachts-Tauwetter auf dem Blockgletscher Murtel Schmelzformen entstehen. Stürmische Niederschläge, welche zeitweise auch in Form von Regen fielen, führten zur Bildung einer 5 bis 10 cm mächtigen Graupelschicht. Diese Schicht wies während des ganzen Winters einen etwas erhöhten Rammwiderstand auf und konnte bis zur Schneeschmelze verfolgt werden. So bestand die Schneedecke um den Jahreswechsel aus einem Fundament aus umgewandeltem Herbstschnee, einer Zwischenschicht aus Graupel und Schmelzformen sowie darüberliegenden Schichten aus nicht verfestigten Rundformen. Bis Ende Januar

83 I I ß ~ ~ ' ' ' ' ' -.::; " ~ - I I: I.. : '. d :I ' X '. ~ ~ ~ n J c. 0 ~ i X ~'11 - ~ t c 0 Q ~ ~ fil p """ ~ ' e!:."' E ' ~~ 1!' ~"' "'' z c : ;; c ~., "0 "i E.. a: ß ' - r -n~ r~. f l o o I," I ~. i " 0 z c I - " "0 c ~., :!;! ;t E E.. a: Fig. 25 Komformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Wimer 1989/90 beim Standort I ( Grobblockiger Permafrost beim Bohrloch 2/87).

84 85 konnten in der näheren Umgebung bis 60 cm hohe Schlote (Löcher durch die Schneedecke 0 ca cm) in unregelmässiger Anordnung beobachtet werden (Abb. 4 ). Schöne, ausgeprägte bis zu 4 cm lange Oberflächen-Raubreifkristalle zeugen von feuchten Luftströmungen innerhalb dieser Schlote. Da dieses Phänomen ausschliesslich im groben Blockschutt mit seineo durchgehenden Luftkammersystemen unter der Schneedecke auftrat, kann vermutet werden, dass Luftströmungen in der Auftauschicht diese Schlote verursachen. Dieser Effekt könnte eine sehr wichtige Bedeutung für den Wärmehaushalt des Bodens enthalten. Im allgemeinen wies die Schneedecke einen kompakten, stark geschichteten, inhomogenen Aufbau mit im Vergleich zu den anderen Standorten grosseo Rammwiderständen auf. Vor allem im Frühling konnten über 20 cm dicke Schichtpakete mit mittleren Rammwiderständen von 200 N beobachtet werden. Allerdings variierten jedoch Schichtverläufe und Schneetemperaturen innerhalb von wenigen Metern wegen dem stark heterogenen Untergrund aus Luftkammern und groben Blöcken sehr. Besonders Oberflächenreifschichten und Eislamellen waren selten durchgehend und konnten deshalb zeitlich nicht immer verfolgt werden. Ausser im Mai dominierten in allen Monaten die feinkörnigen Rundformen mit Durchmessern bis zu 0.25 mm. Der entsprechende, über den ganzen Winter gemittelte Anteil von 51% weist auf eine stark reduzierte aufbauende Metamorphose hin. Das heisst, dass abbauende Prozesse dominieren. So konnten im Februar sogar abgebaute Aufbauformen beobachtet werden. Abb. 4 Schlot durch die Schneedecke beim Standorl1 (Aufnahme: 31. Dez. 1989, F. Keller).

85 I: ' ~ I ' ~ -- 0!!l ~ :il z :r> : a-= ~ " e "' c p!~.. ~"' r: uu> "'' =~ E -.. : E a: ;;! ~.-. I : I : 0 1 A I I: I ~ 0!!l ~ I :il ~.Ii.,. ~ 0 e., ~ ~"' j7 u u> "'' z c 8- " "' c ; ~ :;; g :2-3: E i ~ a: ;; I ' ' ' ' ' ' ' 0 0!!l Q :il :r>.s.,. 31!<:> ~"' j7.x~ z!.= "' c!l.. e! "' 'i!.. E a: w' U! a~g4aau~ops Fig. 26 Komtonnenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989!90 beim Standort 2 ( Muldenlage vor dem Blockgletscher Murte!).

86 87 Standort 2 ( Muldenlage vor dem Blockgletscher Murtet) Beim windgeschützten Standort 2 vor der steilen Blockgletscherstirn wurden innerhalb des Untersuchungsgebietes im Winter 1989/90 die grössten Schneehöhen und Neuschneemengen gemessen. Im Gegensatz zu den anderen Standorten nahm die mittlere Schneehöbe während des ganzen Winters bis Ende April zu. Bereits im Dezember wurde beim Pegel eine 1 m mächtige Schneedecke gemessen (Fig. 26). Die geringen Niederschläge im Januar vermochten lediglich die Abnahme der Schneehöhe durch Setzungen zu kompensieren. Am 26. Februar sorgte der Wirbelsturm 'Vivian' für eine Umverteilung der obersten Schneeschichten im gesamten Untersuchungsgebiet Dabei lagerte sich beim Standort 2 windgepresster Schnee ab, während bei den anderen Messfeldern der Schnee weggeblasen wurde. Die Schneefälle in der ersten Aprilhälfte führten zum Schneemaximum des Winters 1989/90. - Innerhalb des Messfeldes variierten sowohl die Schneehöhe als auch der Schneedeckenaufbau nur gering. Die Schneestratigraphie wurde durch aufbauende Metamorphose geprägt. Mit einem über den ganzen Winter gemitteltem Anteil von 43% Tiefenreif und 16% kantigen Formen bestand die Schneedecke mehr als zur Hälfte aus Aufbau formen. Die kleinsten Rundformen waren mit einen halben Millimeter Durchmesser doppelt sogrosswie beim Permafroststandort 1. Praktisch in allen Neuschneeschichten wurde jeweils nach kurzer Zeit die abbauende durch die aufbauende Metamorphose überdeckt. Während im Dezember lediglich die untersten 30 cm aus 2 5 mm grossen Becherkristallen bestand, nahm die Mächtigkeit dieser Schwimmschneeschichten stetig im Laufe des Winters zu und erreichte im März ihr Maximum mit 90 cm mit bis 7 mm grossen Becher kristallen. Im April nahm der Anteil der Rundformen wegen den Schneefällen wieder zu. - Es konnte lediglich eine einzige Oberflächenreif-Schicht im Januar beobachtet werden, wobei durch schwachen Schneefall eingeschneite Reifschichten möglicherweise übersehen worden sind. - Die Festigkeit der Schneedecke war bis zur Ablagerung der Windverfrachtungen Ende Februar äusserst gering. So betrug der gemessene Rammwiderstand im ganzen Profil ausser den untersten 5 cm weniger als 50 N. Ab März wurden bei den Schichten über dem Schwimmschnee Rammwiderstände im Bereich von 100 bis 200 N gemessen. Im April wurden teilweise Werte bis 600 N erreicht. - Die Schneedichten nahmen von 100 kgtm3 im Dezember auf200 bis 250 kgtm3 im Februar zu. Ab Mitte Märzwurden in folge weiteren Setzungen und ersten Schmelzprozessen Schneedichten über 350 kg/m 3 gemessen. Nach der Durchnässung der Schneedecke am 3. Mai verschwand die Schneedecke relativ früh und schnell, d.b. innerhalb von 3 bis 4 Wochen. Standort 3 (Windexponierter Standort ohne Pennafrost) Der Standort 3 weist in Bezug auf die Entwicklung der Schneestratigraphie viele Parallelen zum Standort 2 auf. Wie beim Nachbarstandort 2 dominierte die aufbauende Metamorphose. Im Mittel bestand 62% der Schneedecke aus Aufbau formen, wovon 45% aus Tiefenreif (Becher kristaue) und 17% aus kantigen Formen (Fig. 27). Auch die Grössen der Becherkristalle sind mit 4 bis 5 mm ähnlich wie beim Nachbarstandort Die Schneehöhen sind hingegen beim Standort 3 in folge der Windexponiertheil der dort vorliegenden Felsrippe kleiner als beim Standort 2. Da bei beiden Standorten ähnliche Luft und BTS-Temperaturen gemessen wurden, lag somit beim Standort 3 ein grösserer mittlerer Temperaturgradient in der Schneedecke vor. Im Februar resultierte daraus eine intensive aufbauende Metamorphose, so dass zu dieser Zeit

87 88 I. I. - I 7171 I.. "", 1 I i:. ~ I ~ 1~ 1. I I r~ i = I! ::i I ~ I 0 Q :il 0. 1-' -~ ~. ~ ä f'? ~~ l!. ~~ z c: : -. " c:! ~! ~ 3: E ~ E... 0: E ~ ~ I ~ I z I.... ~ I~ I I ' ~~ I 0 0 :il!!2 Q 1-' -~.,.!~ ~. tt ö " c: u - ~ ' '5<D g E "' : ' z ~ E Cl g :s! 3: I ' ' ' ' ' ' 0 0 ' 0!!2 Q "' w~ U! i4q4iiulp$ 1-' -~ ~ ~. 2<0 z!e: " c: ~ ~ ~~r!. - ~ \!! I ~, E., 0: F{g. 27 Komformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989/90 beim Standort 3 ( windexponierte Lage vor dem Blockgletscher Murte/).

88 89 bei den Schneeprofilaufnahmen keine Rundformen mehr beobachtet werden konnten. Bei den Stürmen um den 26. Februar erfolgte im Gegensatz zu den Ablagerungen in der benachbarten Muldenlage (Standort 2) eine intensive Winderosion, sodass im März weiterhin kleine Schneehöhen um 50 crn beobachtet wurden. Nach den Schneefällen im April wurde die maximale Schneehöhe von 98 crn arn Pegel gemessen. Im allgerneinen war die Schneedecke im Hochwinter (Januar/Februar) mit Rammwiderständen von 20 bis 40 N schwach verfestigt. Ab März wiesen diejenigen Schichten aus kantigen Formen oberhalb der nahezu kohäsionslosen Schwimmschneeschichten (Tiefenreif) einen etwas höheren Rammwiderstand zwischen 100 und 200 N auf.. - Die Schneedichten lagen mit 250 bis 300 kg!rn3 im Hochwinter und 250 bis 400 kg/rn3 im Frühling in denselben Grössenordnungen wie beim Standort 2. - Die Durchnässung der Schneedecke erfolgte bei beiden Standorten vor der Blockgletscherstirn (2 und 3) am 3. Mai. Die darauf folgende Schneeschmelze fand in den folgenden 3 Wochen statt. Standort 4 (Pemtafrost mit grossem Feinmaterialanteil in der Auftauschicht) Der zweite Standort mit Permairost zeigt eine eigenartige Entwicklung der Schneestratigraphie, die sich im völlig anders verlaufenden, folgenden Winter wiederholte. Zwar fällt, wie beim anderen Perrnafroststandort, der hohe Anteil ( 42%) an Rundformen auf, doch tritt bei diesem Standort wesentlich mehr Tiefenreif (Becherkristalle) auf. Der Anteil Tiefenreif ist mit 16% viermal grösser als beim Standort 1 (Fig. 28). Der grösste Teil dieser Becherkristalle wurde anfangs Januar infolge sehr grosser Temperaturgradienten um 40 c;rn nahe an der Oberfläche gebildet. Diese Schwimmschneeschichten konnten bis zur Schneeschmelze verfolgt werden. Hingegen wurde der bodennahe, umgewandelte Herbstschnee im Verlauf des Winters teilweise wieder abgebaut. Offenbar dominierte die abbauende Metamorphose in Bodennähe, denn ebenso wie beim Perrnafroststandort 1 konnte auch die markante Graupelschicht vorn 18. Dezember 1989 bis zur Schneeschmelze beobachtet werden. Zwei im Januar gebildete Oberflächenreifschichten wurden identifiziert. Ausser in Bodennähe ist die Verfestigung der Schneedecke im Januar, wie bei den Standorten ohne Permafrost, mit Rammwiderständen von 20 bis 40 N klein. Ab Februar stiegen die Rammwiderstände in den untersten Schichten aus Rundformen bis auf350 N. Unterdessen war der unverfestigte Schwimmschnee eingeschneit und und bildete eine schwache Zwischenschicht mit kleinen Rammwiderständen um 40 N. Die Schneedichten waren im Januar mit Werten um 230 kg!rn3 ähnlich derjenigen der 3 Nachbarstandorten. Bei den bodennahen Schichten stiegen im Verlauf des Winters die Werte auf über 400 kg!rn3, d.h. die Wärmeleitfähigkeit der Schneedecke nahm zu. Umgekehrt wies der an der _Oberfläche gebildete, schwach wärmeleitende Schwimmschnee bis Ende März Dichten um 250 kg/rn3 auf. In folge der stark reduzierten, aufbauenden Metamorphose in Bodennähe und den kalten Schneetemperaturen bestand die Schneedecke arn 1. Mai vorwiegend aus Rundformen mit, im Gegensatz zu den Nachbarstandorten, klar identifizierbaren Schichtgrenzen. Die Durchnässung der Schneedecke erfolgte am 14. Mai, d.h. 11 Tage später als bei den beiden perrnafrostfreien Standorten.

89 , z c g -.." c!~ g:!! 3: E... s E a: Fig. 28 Komformenstatistik und ausgewählte Schneeprofile im Winter 1989/90 beim Standort 4 (Pennafrost mit hohem Feinmaterialanteil).

90 Vergleich der Rammwiderstände an den 4 Standorten Im Winter 1989/90 Bei der Aufnahme eines Rammproffis wird mit der sogenannten 'Swiss Rammsonde' eine kontinuierliche Härtemessung durch die Schneedecke ohne Graben eines Schachtes durchgeführt. Eine eindeutige Beziehung zwischen dem gemessenen Rammwiderstand und der Festigkeit, insbesondere der Scherfestigkeit der Schneedecke, besteht nicht. Der Rammwiderstand kann aber als Mass für die Viskosität der Schneedecke betrachtet werden, welches die Übertragbarkeit von Kräften in einer Schicht angibt. Da der Rammwiderstand von verschiedenen, z.t. schwer definierbaren Grössen abhängt, kann er lokal starkschwanken und darfdeshalb nicht überinterpretiert werden. So werden im folgenden Teillediglich bodennahe (Fundament) und oberflächennahe Schichten unterschieden. Für die beiden Winter 1989/90 und 90/91 sind die mittleren Rammwiderstände schichtweise berechnet und in sieben Klassen eingeteilt worden (Fig. 29 und 42). Beim Vergleich der Rammwiderstände der Standorte mit und ohne Permairost zeigten sich wiederum Effekte der reduzierten aufbauenden Metamorphose im Permafrostgebiet: Bei denpennafrostfreien Standorten 2 und 3 wurden während dem ganzen Winter in Bodennähe keine Rammwiderstände über 50 N gemessen: Der Neuschnee zu Beginn des Winters wies keine Festigkeit auf, ebenso die später daraus entstandenen Aufbauformen. Die Unterschiede zwischen den oberflächennahen Schichten der Standorte 2 und 3 können auf Windeinfluss zurückgeführt werden: Wie bereits erwähnt, fanden beim Standort 2 durch den Sturm 'Vivian' am 26. Februar grössere Schneeablagerungen statt, während bei den übrigen Standorten bis zu drei Neuschneefäden wieder freigelegt wurden. Damit lassen sich die grossen Rammwiderstände (> 300 N) der aus windgepressten, oberflächennahen Schichten beim Standort 2 begründen. Nach der bei beiden Standorten gleichzeitig erfolgten Durchnässung der Schneedecke am 3. Mai sanken die Rammwiderstände in allen Schichten unter 50 N. Bei den Pennafroststandonen 1 und 4 nahm in der Nähe des Übergangs Boden-Blockschutt während des ganzen Winters der Rammwiderstand kontinuierlich zu und der Durchmesser der Rundformen infolge der abbauenden Metamorphose ab. So wurden Ende April an der Basis der Schneedecke mehr als fünfmal härtere Rammwiderstände als bei den permafrostfreien Standorten gemessen. In Oberflächennähe zeigten sich zwischen den beiden Permafroststandorten keine Unterschiede in der Entwicklung des Rammwiderstandes. Einzig beim Standort 4 konnte die im Januar an der Oberfläche entstandene Schwachschicht aus Becherkristallen bis in den Frühling hinein verfolgt werden. Im Gegensatz zu den permafrostfreien Standorten wurden wegen der später erfolgten Durchnässung der Schneedecke bis Mitte Mai Rammwiderstände bis über 200 N beobachtet. Generell kann festgestellt werden, dass die bodennahen Rammwiderstände in den Permafrostgebieten signifikant grösser sind als ausserhalb. Unterschiede in der Entwicklung des Rammwiderstandes in den oberflächennahen Schichten hängen von der lokalen Schneedeckenentwicklung inkl. Schmelz-/Gefrierprozessen ab und scheinen vom Permairost nicht beeinflusst zu werden.

91 92 Standort 1 Standort 2 anuar e ruar arz n 0 < 50N l N!!J N ~ N I N IJl N I > 300N Fig. 29 Rammwiderstände im Wimer 1989!90.

92 Schneeuntersuchungen im Winter 1990/ Witterungsablauf 1990/91 Im Winter 1990/91 wurden auf der Alp Margun (2270 m.ü.m.) am Piz Corvatsch praktisch durchwegs Schneehöhen über dem 18-jährigen Mittel gemessen (Fig. 30). Nach mehreren aufeinanderfolgenden, trockenen und warmen Wintern kann von einem klassischen, schneereichen Märchenwinter gesprochen werden {EISLF, Winterbericht 1990/91}. m ;-----~ r-----;-----_, Schneehöhenverlauf im 2 Winter 1990/ Fig. 30 Schneehöhenverlauf im Winter 1990!91 auf der Alp Margun (2270 m.ü.m.), sowie Minima, Maxima und Mittelwert dervergangenen 19 Winter (HN = Neuschneehöhe in m, PS = Setzungen in cm, Ta = Lufttemperaturam Morgen um 8 Uhr), Grafik: EISLF Bereits am 27. Oktober entstand bei einer Südföhnlage eine durchgehende Schneedecke. Der durch Polarluft geprägte Novemberanfang brachte neben kalten Temperaturen erneut Schneefälle. Nach einem längeren milden Witterungsabschnitt mit Zufuhr warmer Meeresluft kam es am 22. November wiederum bei Südföhn zu ausgiebigen Schneefällen. Danach wurden auf der Alp Macgun Schneehöhen von über 1m gemessen. Kurzvor den nächsten grösseren Schneefällen am 9. und 10. Dezember sanken die Temperaturen auf - 25 c. Aus der damals 137 cm dicken Schneedecke entstand ein ausgeprägtes Fundament, welches jeweils mehr als die Hälfte der im ganzen Winter erreichten Schneehöhe ausmachte. Nach dem nun fast schon traditionel-

93 94 Jen Weihnachts-Tauwetter war auch die erstejanuarhälfte mild. 'frotz der folgenden Abkühlung war der Januar-Mittelwert gesamtschweizerisch um 2 bis 3 oc wärmer als das mehrjährige Mittel. Im Februar wurde nach mehreren Jahren im ganzen Land wiedereinmal ein beträchtliches Wärmedefizit registriert. Während die Temperaturen auf der Alp Margun mehrmals unter -20 oc sanken, fiel die gesamthaft gefallene Neuschneemenge von 27 cm bescheiden aus. Hingegen erreichte die Sonnenscheindauer in Graubünden 140% bis 170% der Norm. Der März lässt sich durch 2 Niederschlagsperioden und ausgesprochen warme Temperaturen charakterisieren. So wurden in Samedan noch nie so hohe Monats-Temperaturwerte ermittelt. Der Witterungsablauf der ersten Aprilhälfte entsprach im wesentlichen demjenigen des vorangegangenen Monats mit häufig abwechselnden Hoch- und Tiefdruckeinflüssen. Ab 17. April herrschten nochmals während mehrerer Wochen wieder winterliche Verhältnisse. An der Ostflanke eines kräftigen Hochs im Raum Island/Grönland stiess arktische Kaltluft vom Nordmeer bis zu den Alpen vor. Dabei sanken die Temperaturen auf der Alp Margun unter -10 oc verbunden mit einem Neuschneezuwachs von 34 cm. Im Mai sorgte eine stabile, grassräumige Druckverteilung mit Nordstau für kühles Wetter mit Schneefällen bis auf 500 m.ü.m.. In der zweiten Maihälfte wurde dadurch auf dem Messfeld Alp Margun das 18-jährige Mittel der Schneehöhen übertroffen. Die Ausaperung der Schneedecke auf 2200 m.ü.m. verzögerte sich bis in den Juni hinein Der thermische Widerstand der Schneedecke im Winter 1990/91 Fig. 31 zeigt den zu jeder Schneeprofilaufnahme berechneten Wärmewiderstand im Winter 1990/91 (vgl , Seite 47). Dicke Linien wurden für die Permafroststandorte gewählt, während gestrichelte Linien die Verhältnisse an den beiden windexponierten Standorten darstellen. - Generell ist kein signifikanter Zusammenhang zwischen Permairost und dem thermischen Widerstand der Schneedecke ersichtlißh. Hingegen kann ein generell kleinerer thermischer Widerstand bei den beiden windexponierten Standorten 3 (ohne Permairost) und 4 (mit Permafrost) beobachtet werden. - Mitte Januar stieg der thermische Widerstand der Schneedecke infolge Neuschneezuwachs rasch auf 4 bisfast 9 ocm 2 /W an. Neuschnee weistwegen der geringen Dichte eine kleine Wärmeleitfähigkeit auf und bildet somit jeweils eine Schicht mit einem grossenthermischen Widerstand. Bis Ende Februar wurde die Isolationsfähigkeit der Schneedecke durch Setzungserscheinungen bestimmt. Dabei reduzierten die zunehmende Wärmeleitfähigkeit von grösseren Schneedichten wie auch die abnehmenden Schneehöhen den thermischen Widerstand der Schneedecke. Am 20. Februar Jagen bei allen 4 Standorten die Werte um 3 ocm 2 /W. Ab März konnte eine schwach unterschiedliebe Entwicklung zwischen den Standorten mit und ohne Permairost beobachtet werden. Im Vergleich zu den permafrostfreien Standorten wurde Neuschnee bei den Permafroststandorten weniger starken Schmelzprozessen (wahrscheinlich Strahlungseinfluss) ausgesetzt, was zu kleineren Schneedichten und damit zu höheren thermischen Widerständen führte. Im April und Mai verursachtengrosse Neuschneemengen ein Wiederansteigen des thermischen Widerstandes. Allerdings stieg die Wärmeleitfähigkeit dieses Neuschnees infolge rasch einsetzender Schmelzprozesse jeweils rasch an, sodass die maximalen thermischen Widerstände vom Januar ausser beim Standort 4 nicht mehr übertroffen wurden.

94 95 ' Cm2 ---w- Standort 1 (Permafrost) Standort 2 (ohne Permafrost) Standort 3 (ohne Permafrost) Standort 4 (mit Permafrost) März Fig. 31 Der thermische Widerstand der Schneedecke im Winter 1990!91 'Cm ---w- 1 uotz allen beschriebenen Effekten kann bei allen vier Standorten von ähnlichen mittleren thermischen Widerständen im Bereich von 5 cm2/ W gesprochen werden. Mit Ausnahme von einem oben erwähnten, schwachen, indirekten Effekt im März kann kein signifikanter Permafrosteinfluss festgestellt werd~n. Offenbar spielt die Schneedeckenentwicklung (Schneehöhe und -dichte) für den thermischen Widerstand jeweils eine entscheidendere Rolle Schnee- und Bodentemperaturen Im Winter 1990/91 Wie im vorangegangenen Winter unterschieden sich die Schnee- wie auch die Bodentemperaturen bei den Permafroststandorten generell von denjenigen ausseehalb der Permafrostzone. Die beiden permafrostfreien Standorte 2 und 3 wiesen einen ähnlichen Temperaturverlauf auf (Fig. 32 und 33 ): Der frühe Schneedeckenaufbau Ende Oktober schützte den Boden vor kalten Lufttemperaturen. So wurden zu Beginn der Messperiode am 25. Dezember 1990 bei allen Bodenfühlern positive Temperaturen registriert mit Ausnahme des Fühlers in 30 cm Tiefe beim Standort 2, welcher während der ganzen Messperiode 0 c warm war. Die anderen Bodenfühler kühlten sich im späteren Verlauf des Winters auf 0 C ab. Der Wärmefluss durch die Schneedecke konnte jedoch die latente Wärme des Bodens nicht abführen. Somit konnte in diesem überdurch-

95 96 c - Schneefühler -- - loo cm 60cm 45 cm 30cm Sem Bodenfühler cm,.._,._"_". - socm - -90cm > cm -~ L Januar L Februar März Aoril Mai Juni Fig. 32 Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990!91 beim Standort 2. schnittlieb schneereichen Winter der permafrostfreie Boden nicht gefrieren. - Der Verlauf der Schneetemperaturen der beiden permafrostfreien Standorte wies dieselben Charakteristiken auf, wobei beim windexponierten Standort 3 wegen den durchwegs kleineren Schneehöhen kältere Schnee-Temperaturen und grössere Temperaturgradienten gemessen wurden. Um den Jahreswechsel herum lagen alle Schneetemperaturen bei den beiden permalrostfreien Standorten zwischen 0 und -6 c. Der daraus resultierende Temperaturgradient liegt zwischen 5 und 12 ctm. Anfangs Februar kühlte sich die Schneedecke stark ab. In Schneeoberflächennähe sanken die Temperaturen auf -15 c. Dies ergab beim Standort 3 einen Temperaturgradienten in Bodennähe von 16 ctm. Mit 8 ctm war dertemperaturgradient, ebenfalls in Bodennähe, beim Standort 2 nur halb so gross. Bei reiner Wärmeleitung sind die Temperaturschwankungen an der Schneeoberfläche in Bodennähe gedämpft und verzögert. So schwankte der Fühler 5 cm über dem Boden beim Standort 2 lediglich zwischen 0 und - 1 c und beim Standort 3 zwischen 0 und-3 c. - Ab Mitte Februar nahmen die Schneetemperaturen abgesehen von kleinen Schwankungen kontinuierlich zu. Bereits im März lagen alle Temperaturen zwischen 0 und -2 c und entsprechend waren die Temperaturgradienten kleiner als 2 ctm. Die Durchnässung der Schneedecke erfolgte bei beiden Standorten nahezu gleichzeitig arn 7. und 8. Mai. Die Temperaturkurven der Permafroststandorte 1 und 4 haben wenig gemeinsames (vgi.fig. 34 und 35). Während die feinmaterialbaltige Blockgletscheroberfläche beim Standort 4 Ende Dezember über 1m tiefbei Temperaturen um -0.2 c gefroren war, lagen die Lufttemperaturen zwischen den grossen Blöcken beim Standort 1 bereits auf -4 c. Auffallend ist bei diesem Standort (1) der grosse Temperaturunterschied von 1 bis 2 c zwischen dem Porenraum und dem Fühler auf 5 cm Höhe. Im Januar kühlte sieb der Schnee infolge kalter Lufttemperaturen wie bei den permafrostfreien Standorten ab. Beim Standort 1 wurden wenig unterhalb der Schneeoberfläche (60 cm-fühler) Temperaturen von weniger als -12 c gemessen. Gleichzeitig nahm der

96 97 oc oc Schneefühler 100cm 60cm 45cm 30cm Sem Bodenfühler t cm >-+-1t-+ -6S cm o llocm,_ cm -IS anuar e ruar März Mai Juni - 15 Fig. 34 Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990/91 beim Standort I. Temperaturunterschied zwischen dem Porenraum und dem Fühler auf 5 cm Höhe weiter zu. Bei der anderen Permafrostmessstelle (4) zeigte zwar der freistehende Schneefühler ähnliche "Lufttemperaturen" wie beim Standort 1, doch der Fühler 60 cm über dem Boden war nie kälter als -6 o C. Entsprechend kleiner sind die Temperaturgradienten im Vergleich zum Standort 1, nämlich zwischen 9 und 11 C/m beim Standort 1 und 6 bis 8 C/m beim Standort 4. Bemerkenswert ist beim Standort 4 die oc Schneefühler cm 60cm 4S cm 30cm Sem Bodenfühler t cm >-+-1t cm > cm Juni Fig. 33 Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990/91 beim Standort3.

97 98 oc r-. -~ \)." oc ifl...-.-/14...!...,~- ~~ - -lo 1-- Schneefühler - - loocm 60cm 45cm 30cm Sem Bodenfühler.,..._ cm,...,...-60cm..,_-loocm -I~ I Januar I Februar I März I April I Mai I Juni Fig. 35 Schnee- und Bodentemperaturen im Winter 1990/91 beim Stando114. Mitte Februar erfolgte, markante Erwärmung der gesamten Schneedecke auf -1 bis -2 C. Diese Temperaturen liegen deutlich über der zu erwartenden BTS von maximal -3 C. Ab Mitte März wurden bei beiden Permafroststandorten in der unteren Schneedeckenhälfte sehr kleine Temperaturgradienten gemessen. So variierten die Schneetemperaturen innerhalb der untersten 50 cm jeweils höchstens um 1 C. Beim Standort 1 bewegten sich diese Schneetemperaturen um -4 o C, beim Standort 4 um -1.2 C. In diesem Zusammenhang ist die schon im vorangegangenen Winter beobachtete Umkehr des Temperaturgradienten in den untersten 20 cm bemerkenswert. Offenbar konnte sich der Boden in beiden Frühwintern so stark abj...iihlen, dass gegen Frühling jeweils Wärme von der Schneedecke nach unten floss. Dies erfolgte beim eher kalten Standort 1 bereits anfangs März, beim Standort 4 erst anfangs April. Die Durchnässung der Schneedecke erfolgte im Gegensatz zu den beiden200m entfernten permafrostfreien Standorten einen Monat später, nämlich Mitte Juni Wärmefluss durch die Schneedecke in Bodennähe im Winter 1990/91 Anders als im vorangegangenen Winter wurden die Wärmeflussverhältnisse in Bodennähe im Winter 1990/91 durch die überdurchschnittlichen Schneehöhen geprägt. Der bereits beschriebene thermische Widerstand der Schneedecke (vgl , Seite 94) sorgte dabei für kleine Wärmeflüsse in Bodennähe. Zudem waren die Schwankungen infolge stark gedämpfter Lufttemperaturen klein (vgl. Fig. 36). Einzig die sehr kalten Temperaturen in der ersten Februarhälfte vermochten den Wärmefluss beim Standort 3 zwischen 15 cm und 30 cm auf über -2 W/m 2 zu erhöhen. Die Temperaturen um 0 oc am Übergang Boden/Schnee in den permafrostfreien Zonen führten

98 99 w m' -6.5 ~,.. I \ I \,, \ \ I I \ \ \ \ \ \ \ - Standort 1 (Pennafrost) - Standort 2 (ohne Permafrost) - - Standort 3 (ohne Permafrost) - - Standort 4 (mit Permafrost) Fig. 36 Wämtefluss in Bodennähe im Winter 1990/91. dazu, dass die entsprechenden Standorte praktisch den ganzen Winter grössere Wärmeflüsse in Bodennähe, als diejenigen init Permairost aufwiesen. Besonders auffällig ist der Verlauf des Wärmeflusses beim grobblockigen Permafroststandort 1. Bereits im Januar konnte dort zeitweise in Bodennähe beinahe kein Wärmefluss festgestellt werden. Ende Februar wechselte die Richtung des Wärmeflusses, sodass ab Mitte März bis zur Schneeschmelze um 1 W/m 2 vom Schnee in den Boden floss. Ab März wurden bei allen anderen Standorte stark reduzierte Wärmeflüsse in Bodennähe berechnet. Zudem wiesen sie zunehmend ähnliche Werte auf und näherten sich letztlich 0 W/m 2. Im Gegensatz zum vorangehenden Jahr floss beim Permafroststandort 4 praktisch keine Wärme in den Boden. Wie später (vgl. 6.2., Seite 113) noch gezeigt wird, hängt dies mit dem frühen Wintereinbruch zusammen, welcher im Gegensatz zum Standort 1 eine starke Abkühlung des Bodens im Herbst verhinderte Wachstumsraten bel der aufbauenden Metamorphose Im Winter 1990/91 Im Vergleich zum vorangegangenen Winter wurden mit dem Programm MAR BOUIY im allgemeinen bei allen Standorten kleinere Wachstumsgeschwindigkeiten bei der aufbauenden Metamorphose berechnet (Fig. 37). Dabei dürfte sich der frühe Wintereinbruch in zweifacher Hinsicht ausgewirkt haben. Grössere Schneehöhen sorgten (1.) für im Vergleich zum Vorjahr generell kleinere Temperaturgradienten in der Schneedecke und (2.) für grössere Setzungen. So wurden bereits im Januar Dichten um 300 kg/m3 gemessen (Winter 1989/90: 220 kg/m 3 ). Im Winter 1990/91 wurde

99 100 Standort 1 (mit Permafrost) Standort 4 (mit Permafrost) O < 0. 00~25 mm/d mm/d IB mm/d ~ mrn!d 1!! mm/d ~ Bereich ohne Temperaturmessungen!iff:l mm/d I > 0.2mm/d [3 Dendritische Formen (nicht im Modell berücksichtigt) Fig. 37 Tägliche Wachstumsraten der aufbauenden Metamorphose im Winter 1990!9lnach dem modifizienen Modell von Marbouty (1980).

100 101 ein Schneetemperaturfühler statt auf dem Niveau 140 cm auf 45 cm positioniert. Deshalb konnten oberhalb 100 cm keine Temperaturgradienten und somit auch keine Wachstumsraten berechnet werden. Wie im Winter 1989/90 wurden bereits im Januar für die beiden Permafroststandorte 1 und 4 bereits im Januar in Bodennähe kleine Wachstumsraten ( < 0.05 mm/d) berechnet, während die anderen beiden Standorte Wachstumsraten zwischen 0.05 und 0.2 mm/d aufwiesen. In der Fig. 37 ist gut ersichtlich, dass bei allen Standorten die Zonen mit den grössten Wachstumsraten zwischen 30 und 50 cm oberhalb der Bodenoberfläche liegen. Der kalte Willerungsverlauf in der ersten Februarhälfte sorgte für eine Erhöhung der Temperaturgradienten, so dass die aufbauende Metamorphose wieder zunahm. Besonders für den Standort 4 wurden in der oberen Schneedecke Wachstumsraten von mehr als 0.2 mm/d berechnet. Dies stimmt mit den anhand der Schneeprofile gemachten Beobachtungen überein. So wurde bei diesem Standort eine mehr als 10 cm dicke Schicht aus Becherkristallen beobachtet. Auch die im Vergleich zum Vorjahr kleineren Wachstumsraten bei den Standorten ohne PermaCrost stimmen mit den Schneeprofilaufnahmen überein. Während im Winter 1989/90 die Korngrössen der Becherkristalle zwischen 4 und 6 mm lagen, wurden im folgenden Jahr nur wenige Schichten mi t Korngrösscn über 4 mm beobachtet. Ab anfangs März verlor die aufbauende Metamorphose wegen den stets zunehmenden Schneehöhen und immer kleiner werdenden Temperaturgradienten an Bedeutung, wie dies auch in Fig. 37 zum Ausdruck kommt Schneedeckenaufbau im Winter 1990/91 Standort 1 ( Grobblockiger Pennafrost beim Bohrloch 2/87) Die Fig. 38 zeigt die Kornformverteilung und ausgewählte Schneeprofile beim Permafroststandort 1. Wie im Vorjahr konnte wiederum ein hoher Anteil Rundformen (39% ), sowie wenig Tiefenreif ( 4%) beobachtet werden. Der frühe Schnecdekkenaufbau Ende Oktober und in der ersten Novemberhälfte löste wegen der grossen, damals gefallenen Schneemenge und den daraus resultierenden kleinen Temperaturgradienten keine aufbauende Metamorphose aus. Mitte Dezember lag auf dem Blockgletscher Murtel eine gesetzte Schicht aus Abbauformen mit Dichten zwischen 210 und 290 kg/m 3, welche aufgrundder Rammwiderstände zwischen 60 und 80 N als leicht verfestigt bezeichnet werden kann. Obwohl kleine Temperaturgradienten in der unteren Schneedecke verbunden mit einer leichten Temperaturinversion in den untersten 10 cm vorlagen, nahm der Anteil der kantigen Aufbauformen im Januar zu. Innerhalb des Messfeldes variierte die Intcnsitiit dieser bodennahe aufbauenden Metamorphose stark. Dabei wirkte sich vor allem aus, ob das Profil über einem grosscn Block oder übe r einem Luftkammersystem aufgenommen wurde. Über den Schichten mit kantigen Formen lag der im D ezember gefallene Schnee aus kleinen sich im Abhau befindenden Formen. Am 1. Februar konnten darüber in Oberflächennähe kantige Formen und 2 Oberflächenreifschichten beobachtet werden, welche in Z usammenhang mit den damaligen tiefen Lufttemperatu ren stehen dürften. Die 2 Wochen später zum erstenmal beobachteten Becherkristalle 10 cm unter der

101 ö N ~ ~ 3 ~ ~:::s ~~ ;. j3 ~-~ 3... t:ois ~s ~ ~ s. " ~ ~ ~ ::.. ~... '0 ~ <:::- "' " ' ~ :::.... Cl ~ <::: <:::- () '"' ;>;- o<; ~ ~ "":' Legende und jährliche Anteile: [.t.tj0.2 o/~ Neuschnee I.!39%! Rundformen ~:l4. o%! Tiefenreif.0.2%! Eis b ~j7.5o/~ Filz lg~ 34%1 Kantige Formen ~~!15% I Schmelzformen i50 \ I 5 I I -~ I ~ il.d 111 ~11iltl 1.. c); 50 Schneetemperatur in -c Rammwiderstand in N..,... ". ' - 5 -~ ~ ~ < ioo l.fllllll illi I I I I I I ~ \ Schneetemperatur in c oo aoo Rammwiderstand in N.F"" o a o, - a o,,.,.., e.. fdi.,., '... ' 150 f 5 -~ ihoo c);!.a!iii l!li I~ ~ f a o 50 e 101 X CDI Y 0101 Yl 1 ~~Olt " 0,. Schneetemperatur 11 c oo tto Rammwiderst and in N 0 0"

102 103 Schneeoberfl äche weisen daraufhin, dass im Winter 1990/91 die Bildung von Becherkristallen in Oberflächenähe nicht nur, wie im vorangegangenen Winter, beim Permairoststandort 4 abgelaufen ist. Die hochwinterliche Schneedecke bestand somit aus einem verfestigten Fundament aus schwach aufgebauten kantigen Formen, einer abgebauten Zwischenschicht und einer darüberliegenden kohäsionslosen Pulverschneeschicht aus Becherkristallen und kantigen Formen mit einem Rammwiderstand von 10 N. Nach der Kälteperiode in der ersten Februarhälfte stellten sich in der unteren Schneedecke nahezu isotherme Verhältnisse bei Temperaturen um - 5 bis -7 oc ein. Die nun vorherrschende abbauende Metamorphose führte dazu, dass am 26. Februar in den untersten 50 cm keine Aufbauformen, sondern bis zu 0.25 mm kleine Rundformen mit dazugehörenden Rammwiderständen zwischen 400 und 600 N beobachtet werden konnten. Im März wurden die oberflächennahen Tiefenreifschichten wie auch die 3 Oberflächenreifschichten zugeschneit und bildeten somit für den restlichen Winter eine schwache Zwischenschicht Wiederum charakterisierten im Frühling hohe Rammwiderstände über 500 N, teilweise sogar über 900 N, die kalte, trockene untere Schneedeckenhälfte beim vorliegenden Permafroststandort. Zahlreiche zum Teil sehr dünne Schichten, die bis am 30. Mai erkennbar waren, sind weitere Zeugen stark reduzierter Metamorphoseprozesse. Standort 2 ( Muldenlage vor dem Blockgletscher Murte!) Ähnlich wie im vorangegangenen Winterwurden beim etwas windgeschützten Standort 2 die grössten Schneehöhen innerhalb des Untersuchungsgebietes gemessen. Allerdings fanden im Winter 1990/91 keine grossen Schneeumverteilungen durch Stürme statt, sodass von einer ungestörten Schneedeckenentwicklung bei einem permafrostfreien alpinen Standort mit dominanter aufbauender Metamorphose gesprochen werden kann. Bei der ersten Schneeprofilaufnahme am 12. Dezember 1991 wurde am Pegel eine Schneehöhe von 162 cm gemessen. Unter einer frisch gefallenen 45 cm mächtigen Neuschneeschicht bestand die Schneedecke im Januar anders als beim Permafroststandort 1 zu über 75% ausaufbauformen ( 34% kantige Formen und 42% Becherkristalle) mit Dichten um 250 kg/m3 (Fig. 39). Trotz der Tiefenreifbildung wiesen diese Schichten einen etwas erhöhten Rammwiderstand um 50 N auf, da sich im November bei den kurzen Wärmeperioden mit Temperaturen um 0 oc die Schneedecke leicht verfestigen konnte. Bei stets zunehmenden Temperaturgrad.ienten zwischen dem 0 oc warmen Boden und der immer kälter werdenden Atmosphäre dominierten in der folgenden Zeit die aufbauende Metamorphose und Setzungserscheinungen. Ab Mitte Januar bestand praktisch die ganze Schneedecke ausser den Neuschneeschichten aus Aufbauformen. Die Schneedichten lagen um 300 kg/m3. Wie bei den Permafroststandorten bildeten sich im Januar nach den beiden Schneefällen zwei Oberflächenreifschichten. Auch der im Januar gefallene Schnee wurde in Aufbauformen umgewandelt. So betrug im Februar der Anteil Becherkristalle (Tiefenreif) über 65%, resp. der Anteil Aufbauformen um 85%. Da sich vor Ende Februar nicht mehr wie im November Temperaturen um 0 oc einstellten, konnten sich diese Aufbauformen jedoch nicht wie die darunterliegenden Schichten verfestigen. Der Neuschnee im März wurde infolge der ersten Frühlingsschmelzprozesse zu einer starken Deckschicht. Dieser Schneedeckenaufbau unterschied sich also in Bezug auf die Kornformen wesentlich von demjenigen des benachbarten Permafroststandortes 1. Hingegen wiesen zu dieser Zeit die Rammprofile der beiden Standorte 1 und 2 eine ähnliche

103 ... ö ~... \() ~~ 3 ::! 0:1(} g-~ ~~ ~~.. ::> g. ~ ~ ~ ~ -. ::: 3 ~- ~..;::= s ~... i... o "' ' ~ "' ~ ::: ti: ~ ~ ~ Legende und jährliche Anteile: [.t4l5%i Neuschnee I 14% I Rundformen [?':135% I Tiefenreif.0%1 Eis ~ ~ ~~ 5.7%1 Filz lg&23%l Kantige Formen ~g~o% I Schmelzformen \,/!. Fr~lff 11!1 '~"""''" / b!.ap<illl!l,, ' I I Q 150 ISO I 50 I ~.". : f-\ k I ~ I ~ I.,,., ".,.,_. " )'00~ (/) ~. -o.) Schneetemperatur in ~ I CO 4to UO.Rnmmw lderstand ln N 50 Schnee tempe ratur in c e -4 ; Rammwiderstand 1n N Schneetemperatur in c e t ' " Rammwiderstand ln N

104 105 Form auf: Zwischen einem gut verfestigten Fundament und einer stark verfestigten Oberfläche lag eine schwache Zwischenschicht Schmelzformen konnten bereits arn 2. April infolge der sich schon nahe bei 0 oc befindenden Schneetemperaturen praktisch im ganzen Schneeprofil beobachtet werden, wobei die Schichtgrenzen noch deutlich zu erkennen waren. Schneefälle und kalte Lufttemperaturen im April und Mai verzögerten jedoch danach die Schneeschmelze wesentlich. So wurden arn 30. Mai, 22 Tage nach der Durchnässung, beim Pegel immer noch 177 cm Schnee gemessen. Standort 3 Beim Standort 3 (Fig. 40) zeigt die Verteilung der verschiedenen Kornformen dieselben Grundzüge wie im vorangebenden Jahr. Wiederum steht ein über den ganzen Winter klein bleibender Anteil Rundformen (12 % ), einem stark dominierenden, zeitweise über 75% betragenden Anteil Aufbauformen (kantige Formen und Tiefenreif) gegenüber. Im Winter 1990/91überwogen hingegen innerhalb der Aufbauformen die kantigen Formen mit einem Anteil von 40 %. Weiter sind die Durchmesser der Becherkristalle (Tiefenreil) mit 2 bis 3 rnrn für diese Region eher klein. Offenbar war die aufbauende Metamorphose beim Standort 3 schwächer als beim unmittelbar benachbarten Standort 2 mit denselben Luft- und Bodentemperaturen, trotz der durch kleine Schneehöhen verursachten grösseren Ternperaturgradienten. Im Dezember bestand mehr als die Hälfte der Schneedecke aus umgewandeltem Herbstschnee mit Dichten um 250 kgtrn3 und geringer Verfestigung. Im Gegensatz zum Standort 2 fällt auf, dass der anfangs Dezember gefallene Schnee abgebaut wurde, was wahrscheinlich auf kleinere Neuschneeformen in folge von Windeinflüssen bei der Ablagerung zurückgeführt werden kann. Bis Ende Januar war ausser den Neuschneeschichten (vorwiegend filziger Schnee) die ganze Schneedecke schwach umgewandelt. Im gleichen Zeitraum bildeten sich zwei Oberflächenreifschichten. - Im Februar nahm der Anteil der Rundformen und derjenige kantiger Aufbauformen zu, währenddem nur wenige Becherkristalle vorlagen. Die Unterscheidung der Aufbau- von den Abbauformen war jedoch wegen den kleinen Korndurchmessern nicht immer eindeutig. Wie beim Permafroststandort 1 wurden fast keine Setzungen beobachtet. Die anfangs Februar stark angestiegenen Rammwiderstände im Bereich von 100 bis 150 N lieferten jedoch klare Hinweise auf eine gut verfestigte untere Schneedeckenhälfte. Die weitere Schneedeckenentwicklung im Frühling ist ausser der kleineren Gesamtschneehöhe gleich abgelaufen wie beim Standort 2. Vorerst wurde der im Januar und Februar gefallene Schnee noch zu Aufbauformen umgewandelt mit entsprechend kleinen Ramrnwiderständen. Diese Schwimmschneeschichten wurden im März mit Neuschnee zugedeck-t. Im weiteren Verlauf entstand über dieser schwach verfestigten ehemaligen oberen Schneedeckenhälfte eine starke Oberschicht aus Rundformen mit zunehmenden Anteil Schrnelzformen. Im April sorgten Schneefälle und kalte Lufttemperaturen wiederum für hochwinterliche Verhältnisse. Im Gegensatz zum benachbarten Standort 2 traten Schmelzformen vorerst nur vereinzelt auf. Trotzdem die Schneedecke schon am 7. Mai vollständig durchnässt war, verzögerte sich ansebliessend die Schneeschmelze im kühlen Mai stark, so dass noch am 30. Mai beim Pegel eine Schneehöhe von 116 cm gernessen werden konnte.

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106 107 Standort 4 Obwohl sich die beiden Winter 89/90 und 90/91 in Bezug auf den Witterungsablauf stark unterscheiden, ist im Winter 90/91die Statistik über die Häufigkeit der verschiedenen Kornformen mit Ausnahme der Oberflächenreifschichten (Fig. 41) praktisch identisch mit derjenigen des vorangegangenen Jahres. Eindeutige Unterschiede im Schneedeckenaufbau liegen neben den häufigeren Oberflächenreifschichten in den höheren Rammwiderständen in den unteren Schneeschichten, welche durch den frühen kräftigen Wintereinbruch Ende Oktober und die warmen Weihnachtstemperaturen begründet werden können. Bereits beim ersten Schneeprofil am 21. Dezember konnte eine Oberflächenreifschiebt mit bis zu 10 mm langen Raubreifkristallen über den ersten 1-2 mm grossen oberflächennahen Becherkristallen beobachtet werden. Bei nahezu isothermen Bedingungen in den unteren Schichten nahm neben der Dichte der Rammwiderstand kontinuierlich zu und erreichte im Februar Werte um 300 N. In dieser Zeit wurden die wenig ausgebildeten Tiefenreifformen in Bodennähe wieder abgebaut. Während der Kälteperiode Ende Januar I Anfangs Februar konnten sich zwei weitere Oberflächenreife über, resp. später innerhalb der oberflächennahen Tiefenreifschichten ausbilden. Wie beim anderen Permafroststandort wurden diese im Hochwinter gebildeten schwach verfestigten Schichten im März zugedeckt. Diese Neuschneeschichten bildeten einen stark verfestigten Deckel indem sie abgebaut oder bereits teilweise geschmolzen und wiedergefroren wurden. Während dem ganzen April und anfangs Mai wurde eine -3 bis -4 C kalte, trockene und stets noch zunehmende Schneedecke beobachtet. Am 15. Mai wurden innerhalb einer sehr feingeschichteten, hauptsächlich aus Rundformen bestehenden Schneedecke immer noch Rammwiderstände von über 500 N gemessen. Wie beim anderen Permafroststandort (1) konnten sogar noch am 30. Mai vor der Durcbnässung und der folgenden Schmelze solche Rammwiderstände gemessen werden.

107 ö CO ~.Q,._ if~ 3 ::; ::.>"1~ ~ :3 3 ~ ~ "' ~ - ::3. ::. ~~ ~ ~ ~3 ~~ ~._ '0 ~ <:::r "' ' ~ ::? ~.Q, ~ ~ ::l t ~ ~. :::- 9 Legende und jährliche Anteile: f}'j0.4%j Neuschnee I; )3.9%1 Filz 150 li.dmahr ll!t... e I 1 :i 100 : ~ II) r I I I 50 ~-E 19 Schneetemperatur in -c g.. \,~ tl-100 II) 1-50 Ht~IUl tnl Schneetemperatur i"'-c aoo oo eoo '" Rammwiderstand ln N! ~-:] 21% I Tiefenreif. 1 %1 Eis 1~3 16% 1 Schmelzformen l.a,rll llll I I I I I Rammwiderst and ln N

108 Vergleich der Rammwiderstände bel den 4 Standorten Im Winter 1990/91 Im Winter 1990/91 waren die Rammwiderstände bei allen vier Standorten um 100 bis 200 N höher als im vorangegangenen Winter (Fig. 42 ). Dies liegt einerseits am frühen Wintereinbruch (27. Oktober) und anderseits an der starken Durchnässung im März mit der darauf folgenden Kälteperiode. Wiederum konnten im Vergleich zum vorangehenden Winter ähnliche Beobachtungen im Hinblick auf permafrosttypische Rammwiderstände gemacht werden. So nahmen bei beiden Permafroststandorten die Rammwiderstände in Bodennähe während dem ganzen Winter zu und erreichten in den Monaten April und Mai sehr grosse Werte über 500 N. Lagen die Rammwiderstände in Bodennähe bei den permafrostfreien Standorten 2 und 3 im Winter 1989/90 durchwegs unter 50 N, wurden im Winter 1990/91 ausserhalb des Permafrostgebietes deutlich höhere Werte gemessen. Die Maxima ( ca. 300 N) traten jedoch bereits im März auf. In den folgenden beiden Monaten sanken die Rammwiderstände im Gegensatz zu denjenigen der Standorte mit Permafrost. Auch im Winter 1990/91 konnten keine signifikanten Unterschiede in der Entwicklung der oberflächennahen Rammwiderstände der vier Standorte festgestellt werden. Bei allen Standorten wurden im März unverfestigte Schichten zugedeckt. Im Gegensatz zu den permalrostfreien Gebieten bestanden diese Schichten in den Permafrostgebieten aus oberflächennahen Becher kristallen. Dadurch wurde im Frühling eine schwache Zwischenschicht unter einem infolge der einsetzenden Schmelz/Gefrierprozesse verfestigten Deckel beobachtet. Wie im vorangegangenen Winter sanken bei den permalrostfreien Standorten 2 und 3 die Rammwiderstände infolge der früheren Durchnässung der Schneedecke früher als bei denjenigen im Permafrostgebiet.

109 110 Standort 1 (mit Permafrost) Standort3 (ohne Permafrost) Standort 4 (mit Permafrost) 0 < SON f N!IJ N ~ N II N I N I > 300N Fig. 42 Rammwiderstände bei den 4 Standonen im Winter 1990!91

110 Schnee und Permafrost DieSchneeuntersuchungen und Temperaturmessungen während den beiden Wintern 1989/90 und 1990/91 bilden die Grundlage, um die Schneeverhältnisse über Permafrost und den Einfluss der Schneedecke auf den darunterliegenden Permafrost generell zu beschreiben. Glücklicherweise unterscheiden sich die beiden Winter wesentlich, so dass allgemeine Schlüsse besser möglich sind. Der Winter 1989/90 kann als ein durchschnittlicher, jedoch kurzer und warmer Winter charakterisiert werden (vgl , Seite 74). Ganz im Gegensatz dazu muss der Winter 1990/91 als überdurchschnittlich schneereich und lang bezeichnet werden (vgl , Seite 93). Bereits im Herbst traten massive Unterschiede in der Schneedeckenentwicklung auf. Während sich im ersten Winter im November nur eine dünne, etwa cm dicke Schneedecke aufbauen konnte, wurden im folgenden Jahr zur gleichen Zeit nach zwei intensiven Niederschlagsperioden Schneehöhen über 100 cm gemessen. In beiden Wintern folgte im Dezember nach Schneefällen, die im Winter 1990/91 zu Schneehöhen über dem 18-jährigen Maximum führten, eine Periode mit warmen Temperaturen über Weihnachten. Im ersten Winter wurden die kältesten Temperaturen um den Jahreswechsel gemessen. Im folgenden Wmter 1990/91 fand die Kälteperiode erst in der zweiten Januarhälfte bis anfangs Februar statt und war damit auch 2 Wochen länger und 10 c kälter. Bereits Mitte Februar 1991 wurden auf der Alp Margun wiederum Temperaturen um - 2o c gemessen wurden. Die beiden Monate März und April verliefen in den beiden Wintern im wesentlichen ähnlich. Schneefälle, erste Schmelzprozesse und Kälteschübe wechselten sich ab. Auf dem regulären Messfeld auf der Alp Margun wurden jeweils Schneehöhen im Bereich des 18jährigen Mittels gemessen. Die Schneeschmelze vollzog sich im Wmter 1989/90 in den ersten beiden Maiwochen. Dagegen verschwand die Schneedecke im folgenden Jahr erst in den ersten Juniwochen nach vorangehenden Schneefällen und kalten Temperaturen im Mai. Der schneereiche Winter 1990/91 dauerte somit nach dem frühen Einschneien am 27. Oktober und verzögerter Schneeschmelze 71/z Monate. Damit war der vorangehende Winter 1989/90 rund 11/z Monate kürzer, wärmer und schneeärmer Charakteristische Unterschiede in den Wechselbeziehungen zwischen Schneedecke und Untergrund mit und ohne Permafrost Die Verhältnisse in der Schneedecke und im Untergrund unterschieden sich innerhalb und ausserhalb der Pennafrostgebiete aufgrund unterschiedlich verlaufender Prozesse wesentlich [vgl. Keller und Gubler, 1993]. Die Tabelle 2 gibt einen Überblick über diese Prozesse, welche in den Abschnitten 6.2. bis 6.7. erörtert werden.

111 112 Tab. 2 Gegenüberstellung von ausgewählten Charakteristiken der Schneedecke, vom Übergang Boden/Schnee und vom Untergrund (ohne Fels) in Zusammenhang mit Permafrost. PermaCrostfreier Untergrund Untergrund mit aktivem Pennafrost ohne Feinmaterial 1 mit Feinmaterial Schneedeckenaufbau Herbstschnee: schmilzt meistens kühlt Bodenoberfläche stark ab & aus- (SH < 15cm) geprägte aufbauende Metamorphose Winterschnee: (SH > 60cm) Metamorphose: oberflächennah: abbauend eher abbauend im Dez/Jan llufbauend bodennah: aufbauend abbauend Wärmediffusion Obis4 W/m 2-3 bis +3 W/m 2-1 bis +3 W/m 2 im Hochwinter: Wärmeaustausch über Schlote Durchnässung: (März)/April Mai/Juni (April)/Mai/Juni Übergang Boden-Schnee Basistemperaturen BTS > -2 c BTS << - 3 c BTS < -3 c imfeb/märz? (BTS < -2 q (BTS) Oberflächencha- meistens Vegeta- sehr raube nicht rauhe,jedoch meirakteristik tion abgrenzbare stens definierbare Oberfläche Oberfläche mit vereinzelten Pflanzen Schneegleiten möglich wegen kalten Basistemperaturen nicht möglich Untergrundcharakteristik im Bereich der saisonalen Fröste Aufbau Alpine Rohböden Poröser Block- Vorstadium eines schutt Rohbodens Wasserspeiche mm umo mm beschränkt rungsvermögen Gefriervorgang langsam (grosser sehr schnell: rasch: Anteil latenter - keine latente - wenig latente Wärme wegen Bo- Wärme Wärme denfeuchtigkeit) - Schlote - Herbstschnee- - Herbstschnee- effekt effekt

112 113 Alle durchgeführten Untersuchungen fanden in Gebieten mit aktivem oder solchen ohne Permairost statt. Die in der Tab. 2 einander gegenüberstellten Charakteristiken beziehen sich deshalb auf aktiven Permafrost. Bei inaktivem Permairost mit grösseren Auftau- alswinterliche Frosteindringtiefen dürften die genannten Charakteristiken mit zunehmender Auftautiefe weniger ausgeprägt auftreten. Die beiden Untersuchungstandorte im Permafrost mit Feinmaterial (Standort 4) und ohne Feinmaterial (Standort 1) wiesen wahrscheinlich aufgrundunterschiedlicher Luftzirkulationsmöglichkeiten nicht dieselben zur Diskussion gestellten Charakteristiken auf, sodass zwischen Permairost mit und ohne Feinmaterial unterschieden wurde. Bereits im Herbst zeichnen sich erste Unterschiede im Schneedeckenaufbau in- und ausserhalb des Permafrostes ab. Bleibt im Herbst eine dünne Schneedecke liegen, führt dies neben der permafrostgünstigen starken Abkühlung der Bodenoberfläche (vgl. 6.2., Seite 113) zu einer intensiven, aufbauenden Metamorphose des Herbstschnees. Der Gefriervorgang der obersten Meter des Untergrundes unterscheidet sich innerhalb und ausserhalb der Permafrostzone wesentlich. Alpine Rohböden mit einem beschränkten Wasserspeicherungsvermögen, d.h. mit einem gewissen Anteil latenter Wärme, kühlen im Vergleich zu den praktisch trockenen Oberflächen im Permairost langsam ab. Die kälter als - 3 c betragenden Basis-Temperaturen der Schneedecke (BTS) und unterschiedliche Oberflächencharakteristiken (Porosität) beeinflussen die winterliche Schneedeckenentwicklung in Bodennähe (vgl. 6.7., Seite 125). Dazu gehören die Schneemetamorphose, der Rammwiderstand, das Schneegleiten und der Zeitpunkt der vollständigen Durchnässung. In Oberflächennähe sind permafrosttypische Strahlungsbilanzen die Ursache für unterschiedlich verlaufende Umwandlungsprozesse (vgl. 6.2., Seite 113) Der Herbstsehneeffekt Bei beiden Permafroststandorten wurden im Dezember sehr tiefe Bodentemperaturen gemessen. Dabei stellt sich die Frage, ob und wie stark die Schneedeckenentwicklung im Herbst für diese tiefen, jedoch unterschiedlichen Temperaturen verantwortlich sein könnte. Der im folgenden Kapitel postulierte Herbstschneeeffekt könnte das aktueije Permafrostverbreitungsmuster in den Alpen wesentlich beeinflussen. Ab Oktober ist in den Alpen oberhalb der Waldgrenze mit Schneefällen zu rechnen. Durch die resultierende, oft dünne Schneedecke werden die einzelnen Komponenten der Energiebilanzvor allem bei klarem Himmel drastisch verändert. Folgende Faktoren beeinflussen dabei die Wärmebilanz: -Die hohe Emissivitätvon Schnee (um 0.99) verändert die langwellige Strahlungsbilanz. -Die kurzwellig eingestrahlte Energie nimmt wegen der erhöhten Albedo ab. -Die Isolationsfähigkeit der Schneedecke, die im wesentlichen von der Schneehöhe und der -dichte abhängt, beeinflusst den Wärmefluss aus dem Untergrund.

113 114 -Kalte Lufttemperaturen über der Schneeoberfläche wirken sich auf die Energieaustauschvorgänge der Atmosphäre mit der Oberfläche aus. Für Gebiete mit Herbstschnee ergibt sich folgende Situation, die als Herbstsehneeffekt definiert werden kann: -Die Oberflächentemperatur nimmt denjenigen Wert an, der die Summe der Energieflüsse Null werden lässt (vgl , Seite 24 ). Bei hoher langwelliger Ausstrahlung (klarer Himmel) können sich Schneeoberflächentemperaturen unter -20 oc einstellen. -Bei kleinen Schneehöhen sind im Vergleich zu grossen Schneehöhen und zum aperen Zustand die grössten Wärmeflüsse aus dem Boden zu erwarten. In ausgesprochenen Schattenlagen ergibt sich bei klarer Witterung folgende Situation: Der Wärmeverlust durch langwellige Ausstrahlung überwiegt bei kleinen Schneehöhen die Isolationswirkung der Schneedecke. -In denjenigen Zonen, die sich im Herbst durch kleine Schneehöhen auszeichnen, könnten die obersten Meter des Untergrundes starke Abkühlungen erfahren. -Dieser Herbstschnee!fef..:t könnte bei wiederbaltem Auftreten Permairost induzier~n. Die folgenden Überlegungen könnten sogar zum Schluss führen, dass der Herbstsehneeffekt möglicherweise das Permafrostverbreitungsmuster im Bereich des diskontinuierlichen Permairostes entscheidend beeinflusst: Nach einem kleinen Herbstschneefall ist die zur Verfügung stehende Energie entscheidend, ob die betroffenen Flächen ausapern können oder nicht. Deshalb dürfte in Schattengebieten der Herbstschnee eher liegen bleiben, was zu den in der Lawinenkunde bestens bekannten Fundamenten aus umgewandeltem Herbstschnee führt (vgl. Abb. 5 ). Umgekehrt apern besonnte Flächen meistens nach wenigen Tagen wieder aus. Bei klarem Herbstwetter mit guten Ausstrahlungsbedingungen kühlen die schwach schneebedeckten Zonen im Vergleich zu den aperen stark ab. Eine andere Situation mit umgekehrter Wirkung ist jedoch auch denkbar: Fallen im Herbst grössere Schneemengen, isoliert eine nicht mehr schmelzende Schneedecke in den Schattengebieten den Boden vor kalten Lufttemperaturen, während in den besonnten Lagen ein Teil wieder schmelzen kann und somit grössere Wärmeflüsse infolge der niedrigeren Schneehöben den Boden abkühlen. Zum postulierten Herbstsehneeffekt fehlen entsprechende Messdaten oder Modelle. Die meisten Energie- und Massenbilanzmodelle parametrisieren die einzelnen Energieflüsse an der Schneeoberfläche, ohne die Bodentemperaturen zu berücksichtigen. Goodrich (1982) untersuchte anband von Modellberechnungen den Einfluss der Schneedecke auf das Temperaturregime des Bodens unter Vernachlässigung der Energieaustauschvorgänge an der Schneeoberfläche. Dabei ging er von einem sinusförmigen Verlauf der Oberflächentemperatur aus. Auf diese Weise konnte er den Einfluss der isolierenden Schneedecke auf die Bodentemperaturen abschätzen und auf die Bedeutung der Schneedeckenentwicklung im Herbst hinweisen. In Bezug auf den Herbstsehneeffekt sind dabei keine Aussagen möglich, da in seinen Berechnungen die sinusförmig verlaufende Oberflächentemperatur nichtvon der Energiebilanz an der Oberfläche abhängt.

114 115 Abb. 5 Schneedeckenentwicklung im Herbst 1990 am Schafberg bei Pontresina. Die vier Aufnahmen vom 28. Sept., 2. Okt., 22. Okt und 26. Okt. zeigen die verschiedenenausaperungsmuster nach einem Schneefall im September. Nach 28 Tagen sind nur noch die mit BTS-Messungenlokalisierten Permafrostgebiete schneebedeckt. Sie wurden im November nicht mehr schneefrei. (Aufnahme: Automatische &mera, Piz Mezdi)

115 116 Mit einer einfachen, stationären Betrachtung wurde versucht, die Grössenordnung des postulierten Herbstsehneeffektes abzuschätzen. Das hierzu geschriebene Programm Snowswf berechnet die Oberflächentemperaturen des Bodens, resp. der Schneeoberfläche über die Abschätzng von Energieflüssen, wie sie im Kapitel (Seite 24) beschrieben wurde. Dabei werden folgende Grössen berücksichtigt: Auftautiefe des Permafrostes, Lufttemperatur, Emissivität der Oberfläche, Schneehöhe, Schneedichte und kurzwelligen Einstrahlung. Der aus der Differenz zwischen Oberflächentemperatur und konstant gehaltener Bodentemperatur berechnete Wärmefluss vom Boden gegen die Oberfläche wurde in Abhängigkeit der Schneehöhe graphisch dargestellt (siehe Fig. 43, 44und 45 ). Tab. 3 Im Programm Snowsurf standardmässig venvendete Parameter zur Berechnung der Oberflächentemperatur [aus: Hoelzle (1989,1992), Kondratyev (1973), Vonder Mühll (1988)]. Lufttemperatur TLuft -s oc Temperaturen beim Permafrostspiegel Taoden ooc mittl. tägl. kurzw. Einstrahlung (Schattenlage) WKurz 40WJmZ Schneealbedo (2-STage alter Neuschnee) as 0.80 Albedo des Bodens Uß 0.30 Emissivität von Schnee (IR) Es 0.99 Emissivität des Bodens Es Emissivität der Luft EL 0.7 Stefan Boltzmann Konstante a ll W/ K 4mZ mittlere Schneedichte Qs 250 kg!m 3 Auftautiefe D 3m Wärmeleitfähigkeit des Bodens Ksoden 2.5W/mK Aufgrund folgender Überlegungen wurde die Bodentemperatur in einer bestimmten Tiefe konstant gehalten: Im Sommer kann nur wenig Wärme in einen eishaltigen Permafrostk.örper, d.h. tiefer als bis zur Auftautiefe eindringen. Wärme, die den Permafrostspiegel erreicht, wird hauptsächlich in Schmelzenergie umgewandelt und lliesst mit dem Schmelzwasser ab. Dabei nimmt die Auftautiefe leicht zu, die Temperatur beim Permafrostspiegel bleibt jedoch konstant 0 o C. Im Programm Snowsurf wurde deshalb die oo Isotherme als Randbedingung auf den Permafrostspiegel, d.h. auf die Untergrenze der Auftauschicht D, festgelegt. Für stationäre Betrachtungen im Herbst ist dies aus den obgenannten Gründen sinnvoll. Sobald jedoch die Auftauschicht durchgefroren ist, kann sich der Permafrostkörper abkühlen. Die gewählte Randbedingung wird dann problematisch, d.h. Simulationen mit dem Programm Snowsurfsind für den Winter nicht mehr zulässig. Die Tab. 3 zeigt die standardmässig verwendeten Parameter zur Berechnung der Energiebilanz. Um den Einfluss der Auftau tiefe, der Lufttemperatur und der Emissivität des Bodens gewichten zu können, wurden diese Grössen innerhalb ihrer natürlichen Schwankungen varüert. Sie werden in den folgenden Abschnitten diskutiert.

116 117 Der Einnuss der Auftautiefe In der Fig. 43 sind die Wärmeflüsse am Übergang Boden/Schnee für verschiedene Auftautiefen dargestellt. Dabei wurden alle Berechnungen mit der von Kondratyev (1973) angegebenen Emissivität für Granit von durchgeführt. Die Auftautiefe kann als Mass für die Wärmekapazität der Bodenschichten über dem Permafrostspiegel betrachtet werden. Je grösser die Auftau tiefe, desto giössere Wärmemengen können im Sommer gespeichert werden. Unter stationären Bedingungen und bei homogenem Bodenaufbau verläuft das Temperaturprofil im Boden linear. Wie die Fig. 43 zeigt, treten unter diesen Bedingungen bei kleineren Auftautiefen grössere Wärmeflüsse aus dem Boden aus. Diese Wärmeflüsse liegen in derselben Grössenordnung wie diejenigen aus den Feldmessungen. (vgl. Fig. 18, Seite 76 und Fi~. 31, Seite 95). Aus dem Vergleich dieser Wärmeflüsse im Bereich um 5 bis 20 W/m mit dem in 20 m Tiefe von W/m 2 [Vonder Mühll und Haebeerl~ 1990] ist ersichtlich, dass die Abkühlung des Bodens bei guten Ausstrahlungsbedingungen sehr effizient ist. Im Hinblick auf den Herbstsehneeffekt sind die unterschiedlichen Verhältnisse bei aperem Zustand und bei geringer Schneebedeckung von Bedeutung. Bei den SimuJationen mit Auftautiefen ;;:::: 1m ist der Wärmefluss bei 5 cm Schnee ungefähr doppelt so hoch wie ohne Schnee. Der thermische Widerstand der Schneedecke reduziert den Wärmefluss aus dem Boden erst bei 25 cm Schneehöhe im Fall von 1 m Auftau tiefe, O'L---~--L-~--~--L---~--~L---~--~1--~--~ Schneehöhe [m) Fig. 43 Simulation der Wänneflussverhältltisse am Übergang Boden-Schnee mit verschiedenen Auftautiefen Die Auftautiefe 0 m entspricht der pennafrostfreien Situation. Lufttemperatur: -5 o C

117 118 resp. 70 cm bei 4 m Auftautiefe den Wärmefluss unter denjenigen ohne Schneebedeckung (Fig. 43). Somit wird ersichtlich, dass sich unter den hier angenommenen Voraussetzungen der Boden bei geringer Schneebedeckung stärker abl..iihlt als im aperen Zustand. Ein Spezialfall stellt die Auftautiefe 0 m dar: Gernäss der Vorgabe des Programmes Snowsuifwürde sich in einer solchen Situation der Permafrostspiegel an der Oberfläclie befinden, was in Wirklichkeit kaum der Fall sein wird. Da das Programm Snowsuif die Temperaturen unterhalb der 0 e-isotherme nicht berücksichtigt, ist diese Situation jedoch identisch mit derjenigen eines permafrostfreien Standortes kurz bevor der Wmterfrost eindringt. Somit können mit der" Auftautiefe 0 m" Wärmeflüsse aus dem permalrostfreien Boden abgeschätzt werden. Die hierzu berechneten Wärmeflüsse bei kleinen Schneehöhen von über 20 W/m 2 sind hoch (Fig. 43). Da unter stationären Bedingungen solche Wärmeflüsse aus dem Boden nicht möglich sind, ist dieser Zustand sehr instationär, d.h. die Gefrierfront wird nach einem kleinen Schneefall in einen 0 c warmen Boden rasch eindringen. Der Einfluss der Lufttemperaturen Im Programm Snowsuif wird die Lufttemperatur zur Berechnung der langwelligen Gegenstrahlung benutzt. Weiter wird die Lufttemperatur für die Abschätzung der Wärmeaustauschvorgänge zwischen der Atmosphäre und der Oberfläche über die ;;;-- ~ 30- ~ 4 '~ 20- ~ r, I '- I,'--...::. w',... -lj.: I : -s _'._zo"""ö --- o :._-: :-:-: : :-..::-:::--:_-= ~ = v. 0 I I I I ---:.-~-.: :...:..:::=:.-:.-= Schneehöhe [m] Fig. 44 Simulation der Wärmeflussverhältnisse am Übergang Boden-Schnee bei verschiedenen Lufttemperaturen, Auftautiefe: 3m

118 119 Differenz zwischen Luft- und Oberflächentemperatur berücksichtigt. In der Fig. 44 ist der Einfluss der Lufttemperatur auf dieabkühlung des Bodens ersichtlich. Die Variation der Wärmeflüsse bei verschiedenen Lufttemperaturen ist im Vergleich zum Einfluss verschiedener Auftautiefen (Fig. 43) gering. Der maximale Wärmefluss aus dem Boden beträgt bei -15 c Lufttemperatur um 16 W/m 2. Dieseverstärkte Bodenabkühlung bei kalten Lufttemperaturen zeigt, dass die isolierende Wirkung der Schneedecke im kalten Hochwinter sich entscheidend auf die Temperaturen im Untergrund auswirken kann. Dies bestätigen die Bohrloch-Temperaturmessungen beim Blockgletscher Murtel [Vonder Müht~ 1993). In Bezug auf den Herbstsehneeffekt nimmt der Unterschied zwischen aperem Zustand und 5 cm dicken Schneebedeckung bei abnehmender Lufttemperatur ab. Bei - 15 c beträgt der Unterschied etwas mehr als 5 W/m 2. Bereits bei - 5 c isoliert erst eine 55 cm mächtige Schneedecke den Boden so stark, dass der Boden weniger stark als im aperen Zustand abgekühlt wird. Bei 0 c Lufttemperatur fliesstunterden gewählten Bedingungen (siehe Tab. 3) generell mehr Wärme aus dem Boden als bei einer weniger als 1 m mächtigen Schneedecke. Der Einfluss der Emlsslvltät des Bodens Der Unterschied zwischen den Wärmeflüssen aus dem Boden mit und ohne Schneebedeckung hängt sehr stark von Emissivität des Bodens ab (Fig. 45). Dieser Parameter schwankt in Abhängigkeit der Zusammensetzung, Bedeckung (Wasserfilm, Schnee) und Rauhigkeit der Oberfläche zeitlich und örtlich sehr stark. Die in der Literatur angegebenen Werte widersprechen sich teilweise [Sellers (1965), Oke (1967), Kondratyev (1973)]. Die von der WMO (World Meteorological Organization) [Kondratyev, 1973) publizierten und in der Tab. 4 teilweise abgedruckten Werte unterscheiden ein grosses Spektrum verschiedener Oberflächen und geben einen guten Überblick über die Bandbreite der zu erwartenden Oberflächenemissivitäten. Tab. 4 Gemessene Emissivitäten im Wellenbereich 8-12 p.m [nach Gayevski (1951) und Büttner er al. (1965, 1969) in Kondratyev (1972)) Oberfläche E Oberfläche E Quarz Neuschnee Grober Quarzsand Trockener Schnee (-2.5 C) Granit Nassschnee (0 q Rauher Granit Schmutziger Schnee Obsidian Eis Rauher Obsidian Sauberes Wasser Basalt Trockener Torf Rauher Basalt Nasser Torf Dolomit Fettes Gras Rauher Dolomit Mageres Gras Dolomit Kies (~ = 0.5 cm) Nadelholz Bei Emissivitäten, wie sie bei Vegetationsbedeckung oder im Dolomit zu erwarten sind, nimmt bei sonst gleichbleibenden Umweltbedingungen der Wärmefluss aus dem Boden bei 5 cm Schneebedeckung um 2-4 W/m 2 zu. Bei granitischer Zusam-

119 , 0.95 /r- (z. B. Dolomit oder Vegetation).. //f _/ //1: 9 9./1 :'1 (z.b. Basalt) / I ' / I ' / 0.85 ' (z.b. Obsidian) I :I -'o.s/ (z.b. Granit) : I ' I,' I : 0.75 (z.b. Quarz) 4 I QL---~----~--~----~----~--~----~--~ Schneehöhe [m] Fig. 45 Simulation der Wänneflussverhälmisse am Übergang Boden-Schnee mit ver.5chiedenen Emissivitäten E des Bodens, Lufttemperatur -5 c, Auftauschicht 3m) mensetzung, z.b. im permafrosttypischen Blockschutt, kann die Emissivität bis unter 0.8 absinken, so dass der betrachtete Wärmefluss bei 5 cm Schnee im Vergleich zur schneefreien Situation mehr als das Fünffache betragen kann. So fliessen bei einer E missivität von 0.75 ohne Schneebedeckung um 2 W/m 2 aus dem Boden, hingegen mit 5 cm Schnee um 11 W/m Isolationswirkung der Schneedecke Der Einfluss der Schneeoberflächentemperaturen auf den Bodenwärmehaushalt hängt wesentlich vom thermischen Widerstand der Schneedecke ab. Anband der aus den Schneeprofilen berechneten thermischen Widerstände der Schneedecke kann nun dessen Isolationswirkung und mögliche Unterschiede inner- und ausserhalb von Permafrostgebieten diskutiert werden. Mit dem Aufbau einer winterlichen Schneedecke(> 50 cm), d.h. sobald grössere Neuschneefälle auftreten, wächst der thermische Widerstand rasch. Neuschneeschichten weisen infolge kleiner Dichten eine sehr kleine Wärmeleitfähigkeit aufund sind des-

120 121 halb dafür verantwortlich, dass in der kältesten Zeit im Frühwinter die Schneedecke ihre erste maximale Isolationswirkung bei einem thermischen Widerstand von 4 bis 6 Cm2fW erhält (in den Fig. 43 bis 45 entspricht 1m Schneehöhe einem thermischen Widerstand von 4.7 ocm2fw bei einer mittleren Dichte von 250 kg/m3). Lokalitäten mit grösseren Windablagerungen weisen oft fast doppelt so hohe Werte (zwischen 6 und 8 Cm2!W) auf. Bei jedem Schneefall steigt der thermische Widerstand kurzfristig an, bis sich diese Schichten wieder gesetzt haben, d.h. die Schneedichte dieser neuen Schichten wieder zugenommen hat. Gegen Ende Februar konnte eine allgemeine Abnahme der Isolationswirkung auf Werte um 3 ocm 2!W beobachtet werden. Diese Periode war in beiden Wintern niederschlagsarm. Infolge Setzungen nahm die Schneehöhe ab, während gleichzeitig die Dichten zunahmen. Die einzige Ausnahme bildete im Winter 1989/90 der Standort 2, welcher infolge von Windumverteilungen stets zunehmende Schneehöhen aufwies und dadurch während dem ganzen Winter durch einen thermischen Widerstand über 6 ocm2fw charakterisiert wurde. Die maximalen Schneehöhen wurden im Frühling gemessen, wie dies während den vergangeneo 50 Jahren im ganzen schweizerischen Alpenraum allgemein festgestellt werden konnte [Föhn, 1990). Diese maximalen Schneehöhen führen jedoch lediglich zu einem zweiten Maximum in denselben Grössenordnungen um 4-6 ocm 2!W wie im Frühwinter, da die Wärmeleitfähigkeit des Frühlingschnees fast dreimal grösser ist als diejenige von Neuschnee. In den Permafrostzonen wächst dabei der thermische Widerstand etwas schneller, da in diesen Gebieten Frühlingsneuschnee weniger schnell in wärmeleitende Schichten aus Schmelzformen umgewandelt wird. Zusammenfassend kann festgehalten werden, dass sich der thermische Widerstand der Schneedecke zwischen 3 und 8 ocm2fw bewegt und dass zwei Maxima im Januar und im April auftreten. In Permafrostzonen könnten bereits im Herbst geringrnächtiger, lang liegenbleibender Schnee mit sehr kleinen thermischen Widerständen auftreten (Abb. 5 ). Im Frühling scheinen die thermischen Widerstände in Permafrostzonen etwas höher zu liegen Bodennaher Wärmefluss in der Schneedecke Bei einer durchschnittlichen, frühwinterlichen Schneedeckenentwicklung mit Schneehöhen zwischen 80 und 100 cm bewegen sich im Januar die berechneten Wärmeflüsse zwischen 1.5 und 3 W/m 2 und nehmen gegen den Frühling kontinuierlich ab. Sobald der thermische Widerstand der Schneedecke über 4 Cm 2!W ( d.h. Schneehöhe > ca. 80 cm) liegt, schwankt der Wärmefluss auch bei grösseren Temperaturänderungen nur noch um etwa 0.4 W/m2. In einem solchen Fall liegen somit nahezu stationäre Bedingungen vor. Bei einem thermischen Widerstand um 3 Cm2fW (Schneehöhe zwischen 60 und 70 cm) kann der aus den gemessenen Schneetemperaturen berechnete bodennnahe Wärmefluss ohne weiteres 5 W/m 2 übersteigen. Generell ist aufgrund unterschiedlicher Temperaturgradienten in der Schneedecke (vgl , Seite 76 und , Seite 95) bei ähnlichen Schneehöhen der bodennahe Wärmefluss über Permafrost gegenüber demjenigen über permafrostfreien Böden um 0.5 bis 1.5 W/m2 kleiner.

121 122 Ausserhalb der Pennafrostgebiete erreicht der Wärmefluss im Frühling Werte um 0 W/m 2. Über Permairost konnte in beiden Wintern an beiden Standorten eine Umkehr des Wärmeflusses beobachtet werden. Ab März floss Wärme vom Schnee in den Boden, wobei beim grobblockigen Standort 1 mit 1 bis 2 W/m 2 deutlich mehr floss als beim feinmaterialhaltigen Standort 4. Aufgrund der jeweils im Dezember gemessenen kalten Bodentemperaturen kann davon ausgegangen werden, dass die Auftauschicht im Herbst durch den Herbstschneeeffekt (vgl. 6.2., Seite 113) und im Frühwinter über die beobachteten Schlote so stark abkühlt, dass der Erdwärmefluss nicht ausreicht, um im Verlauf des Wmters das dabei entstandene Wärmedefizit auszugleichen. Die Auftauschicht karm bereits vor der Schneeschmelze im Frühling von oben her erwärmt werden. Aus den berechneten Wärmeflüssen wurden die durch einen Quadratmeter geflossenen Wärmemengen während den beiden Messperioden berechnet (Tab. 5). Da beim grobblockigen Standort 1 zahlreiche Indizien auf effiziente Wärmetransporte durch Luftzirkulation irmerhalb des grassräumigen Porensystems vorhanden sind, werden die dort berechneten Wärmetransporte durch die Schneedecke später interpretiert. Die Grössenordnungen der bei den restlichen Standorten transportierten Wärmemengen bewegen sich zwischen 7 und 25 MI. Diese Energien können überschlagsmässig mit der Schmelzenergie des im Boden gespeicherten Wassers verglichen werden. Standortskundliehe Untersuchungen an fünf Lokalitäten im Schweizerischen Nationalpark ergaben ein Wasserspeichervermögen von leicht verfügbarem Wasser ( Saugspannung zwischen 0.1 und 1 atm) von 10 bis 45 mm [Flury, 1988}. Beim Gefrieren dieser 10 bis 45 Vm 2 Wasser werden demnach 3 bis 15 MI frei. Dieser Vergleich zeigt, dass der Wärmetransport durch die Schneedecke nicht wesentlich mehr als das Bodenwasser gefrieren mag. Ist also ein durschnittlieb feuchter Boden vor dem Einschneien noch nicht gefroren, reichen die berechneten Wärmeflüsse nicht aus, um den Boden neben dem Gefrieren wesentlich unter 0 cabzukühlen. Pennafrostoberflächen dürften wegen dem oft reduzierten Feinmaterialanteil ein kleines Wasserspeicherungsvermägen aufweisen. So können im groben Blockschutt beim Standort 1 wohl kaum wesentliche Wassennengen gespeichert werden. Auch beim Standort 4 mit Feinmaterial jedoch ohne Humusschicht dürfte eher ein beschränktes Wasserspeicherungsvermägen vorliegen. Da unter diesen Voraussetzungen beim Gefriervorgang wenig latente Wärme abgeführt werden muss, könnte dieser Effekt wie der Herbstsehneeffekt zu tiefen, frühwinterlichen Bodentemperaturen in Permafrostgebieten führen. Tab. 5 In einem Winter durch einen Quadratmeter vertikal geflossene Wänne auf 15 bis 30 cm Schneehöhe I ahr\standort 1 (Permafrost) 2 (ohne PF) 3 (ohne PF) 4 (Permafrost) 1989/ MI*) 9.2MI 17.6 MI 7.4MI 1990/91-2.2MI ) 11.9 MI 25.5 MI 10.4 MI ) Beim Standort 1 erfolgten wesentliche Wärmetransporte durch Luftzirkulation in der grobblokk:igen Auftauschicht

122 123 Eine interessante Feststellung in Zusammenhang mit der BTS-Methode ergibt der Vergleich des Permafroststandortes 4 mit dem Standort 2 ausserhalb der Permafrostzone. Obwohl beim Standort 2 der thermische Widerstand der Schneedecke in beiden Wintern grösser war als beim Standort 4, floss wegen den dortvorherrschenden kalten Bodentemperaturen weniger Wärme durch die Schneedecke als beim Standort 2. Der Standort 3 mit eher zum Standort 4 ähnlichen thermischen Widerständen wies beinahe doppeltsogrosse Wärmeflussummen auf. Kalte BTS-Werte im Februar müssen demnach auf den Temperaturverlauf im Herbst zurückzuführen sein. In diesem Zusammenhang ergibt der Vergleich der beiden verschiedenartigen Winter einen weiteren Hinweis: Erstaunlicherweise floss im schneereichen, langen Winter 1990/91 generell mehr Wärme durch die untersten Schneeschichten als im kurzen Winter 1989/90 mit etwas kleineren Schneehöhen. Offenbar war die Länge (Einschneien im Herbst und Schneeschmelze) des Winters 1990/91 entscheidender, als der im Vergleich zum Vorjahr grössere thermische Widerstand der Schneedecke. Auf die gleiche Art und Weise können auch die effektiven Wärmeflüsse beim grobblockigen Standort 1 interpretiert werden. In beiden Wintern wurde durch Luftzirkulation innerhalb der Blockschicht und durch die Schlote die Auftauschicht so stark abgekühlt, dass im Frühling der Wärmefluss vom Schnee in den Boden erfolgte. Dieser Vorgang verminderte in beiden Wintern die Wärmeflusssummen. Da diese Umkehr im Winter 1990/91 bereits anfangs März begann und bis anfangs Juni andauerte, flossen schlussendlich 2.2 MJ mehr in Richtung Auftauschicht als nach oben Temperaturen am Übergang Boden - Schnee Im Verlauf des Sommers werden jeweils die obersten Meter des Bodens erwärmt. Bei der Existenz eines eishaltigen Permafrostspiegels wird diese Erwärmung über Austausch von latenter Wärme reduziert. Im Herbst beginnen sich die obersten Bodenschicpten mehr oder weniger schnell abzukühlen (vgl. 6.2., Seite 113). Im Winter 1989/90, bei den ersten grösseren Schneefällen Mitte Dezember in den Permafrostgebieten konnten am Übergang Boden/Schnee Temperaturen unter -2 c gemessen werden. Beim grobblockigen Standort 1 betrugen diese Temperaturen sogar -4 c und sanken bis Mitte Januar auf -9 c. Im folgenden Winter 1990/91 fielen, wie bereits erwähnt, die ersten grösseren Schneemengen bereits um den Novemberanfang. Wiederum wurden Mitte Dezember-beim Standort 1 Temperaturen um -4 c registriert, da die grossen Blöcke und die damit zusammenhängende Luftzirkulationssysteme mit Schloten den Boden trotzder Schneedecke abkühlten. Hingegen lagen beim anderen Permafroststandort ( 4) die Temperaturen in Bodennähe nur wenig unter o c und sanken im Verlauf des Winters lediglich auf -1.7 c, also keine 'kalte' BTS. Offenbar kann im Herbst über Permafrost praktisch die ganze Sommerwärme aus der Auftauschicht entweich.en, ausser wenn frühes Einschneien den Boden vor der Atmosphäre isolieren kann. Im Verlauf der beiden Winter wurden bei beiden Permairoststandorten abnehmende Bodentemperaturen beobachtet, bis sie ab Februar ungefähr konstant blieben. Über Permairost schwankten danach die Temperatur innerhalb eines Profils in den unteren Schneeschichten bei Temperaturen um -4 c nur noch um ±0.5 c. Dies ist nur möglich, wenn die Auftauschicht ganz oder zum

123 124 grössten Teil vor Wintereinbruch durchfriert. Andernfalls müsste die Auftauschicht während dem Hochwinter über Wärmeleitung abgekühlt werden, was bei nahezu isothermen Bedingungen nicht möglich ist. Ausserhalb des Permafrostgebietes waren in beiden Wintern in Bodennähe alle Temperaturen wärmer als -1 C. Weiter konnte bei diesen Stellen in Bodennähe nie ein abwärtsgerichteter Temperaturgradient festgestellt werden Aspekte zur BTS-Methode Die jährliche Reproduzierbarkeit der BTS sowie die Übereinstimmung der Resultate mit seismischen und geoelektrischen Untersuchungen wurde bis heute mehrmals empirisch nachgewiesen [Haeberli & Patzelt, 1983]. Über den Zusammenhang zwischen dem Verlauf der BTS und der Schneedeckenentwicklung ist jedoch nach wievor wenig bekannt [Speck, 1990]. Die nun vorliegenden Erkenntnisse über die Interaktionen zwischen Schnee und Permafrost liefern einige Diskussionspunkte zum Verlauf der BTS und damit zum Einsatz der BTS-Methode. Bei den durchgeführten Untersuchungen konnten einige Effekte, die zu permafrosttypischen BTS-Werten führten, beobachtet und der daraus resultierende Verlauf der BTS verfolgt werden: 1. Herbstschneeeffekt (vgl 6.2., Seite 113): Die sehr effiziente Abkühlung des Bodens bei kleinen Schneehöhen vermag wahrscheinlich der Auftauschicht über Permafrost die ohnehin bereits reduzierte Sommerwärme zu entziehen, sodass die BTS im Februar kälter als -3 oc werden kann. 2. /solatiollswirkung der Schneedecke: Ab einem Wärmewiderstand von ca. 4 ocm2tw, was bei einer Schneedichte von 275 kgtm3 einer Schneehöhe von lm entspricht, werden die BTS-Werte von kurzfristigen (3 bis 4 Tage) Temperaturschwankungen an der Oberfläche nicht mehr beeinflusst. Bei einer entsprechenden Temperaturleitfähigkeit von 0.04 m 2 (fag, einer mittleren Oberflächentemperatur von -10 oc und einer Amplitude der Temperaturschwankung von 10 oc mit einer Periode von 4 Tagen schwankt die Schneetemperatur in 1 m Tiefe noch um 0.1 oc. 3. Allgemein kann festgestellt werden, dass die vorliegenden Ergebnisse mit den bisher publizierten Erfahrungen [Haeberli, 1973, Haeberli und Patzelt, 1982} im Zusammenbang mit der Kartierung von Permafrost übereinstimmen. In jeder Situation muss die im Sommer eingebrachte Wärme dem Boden wieder entzogen werden, bevor im Februar negative BTS gemessen werden können. Wie in den vorangehenden Abschnitten gezeigt wurde, spielt der Herbst dabei eine entscheidende Rolle. Infolge ungünstiger Kombination der oben beschriebenen Prozessen können auf drei verschiedene Arten BTS-Messungen falsch interpretiert werden:

124 Früher Aufbau einer mächtigen Schneedecke im Herbst: In Permafrostzonen ohne besonderen Abkühlungseffekte in der Auftauschicht (Schlote, Luftzirkulation im Grobschutt), kann die Sommerwärme bei frühem Wintereinbruch nicht entweichen. Der Wärmefluss durch die Schneedecke reicht lediglich, um dem Boden die Schmelzenergie zu entziehen. Obwohl sich die Auftauschiebt im Vergleich zu den permafrostfreien Böden wegen dem Permairost weniger stark erwärmt, kann dies zu BTS-Werten über Permafrostböden von über -2 c führen, die somit falsch interpretiert würden. In solchen Wintern muss von inaktivem Permairost gesprochen werden. Man kann aber mit grosser Sicherheit davon ausgehen, dass in solchen Situationen permafrostfreie Böden nicht gefroren sind und deshalb BTS-Werte von 0 c aufweisen. 2. Trockener Herbst mit sehr kleinen Schneehöhen oder ohne Schneefälle: Infolge sehr effizienter Abkühlungseffekte können auch perrnafrostfreie Böden bei einem extrem trockenen Herbst mit kleinen Schneehöhen bis in grössere Tiefen gefrieren. Wird dabei den Böden die Sommerwärme praktisch vollständig entzogen, kann der Boden im Winter nur noch über den Erdwärmefluss erwärmt werden. Der in dieser Situation zu erwartende, über das ganze Jahr gemittelte Wärmefluss von ungefähr 0.1 W/m 2 istjedoch um mindestens eine Grössenordnung kleiner als die berechneten Wärmeflüsse durch die winterliche Schneedekke um 1 W/m 2 So wäre es denkbar, dass auch perrnafrostfreie Zonen BTS-Werte unter -3 c aufwiesen. Dieser Fall konnte jedoch nicht beobachtet werden und dürfte auch eher selten auftreten, da in permafrostfreien Zonen wegen dem fehlenden Permafrostspiegel die Sommerwärme in grössere Tiefen ( > 5 m) eindringen kann und somit kurzfristig dem Boden nicht entzogen werden kann. 3. Grobblockige Obeifläche in pennafrostfreiem Gelände: Luftzirkulationen und Schlote durch die Schneedecke können sehr wahrscheinlich auch ausserhalb der Permafrostzonen entstehen. Da diese Effekte im Frühwinter zeitweise den Boden thermisch mit der Atmosphäre koppeln und so die BTS unter -3 C senken könnten, würden diese Gebiete fälschlicherweise als Permafrostzonen kartiert. Auf die Dauer dürfte jedoch bei solchen Standorten die Bildung von Permairost einsetzen. Die dargestellten ungünstigen Kombinationen von Prozessen, die zu Fehlinterpretationen von BTS-Messungen führen, zeigen, dass im Vergleich zu den Situationen, die permafrosttypische BTS-Werte verursachen, fehlerhafte Interpretationen eher selten auftreten dürften Schneedeckenaufbau Der Schneedeckenaufbau über Permattost ist in Bezug auf die Kornformenverteilung, Rammwiderstand und Durchnässung deutlich andersartig als über permafrostfreien Böden.

125 126 Wie erwähnt (vgl. 6.2., Seite 113), weisen Permafrostgebiete oft bereits im Herbst eine dünne Schneedecke auf. Bei ausgeprägter aufbauender Metamorphose infolge grossen Temperaturgradienten bei kleinen Schneehöhen entstehen Aufbauforrnen. In dieser Situation weist die Schneedecke bei den ersten grösseren Schneefällen ein schwaches Fundament aus Schwimmschnee auf. Eine geringmächtige Schneedecke im Herbst reduziert für den ganzen folgenden Winter vor allem in Perrnairostzonen die Temperaturen und die Temperaturgradienten am Übergang Boden/Schnee (vgl. 6.5., Seite 123). Im gleichen Sinne wirken die beim grobblockigen Standort 1 beobachteten Schlote (siehe Abb. 4, Seite 4 ), welche die Basis der Schneedecke direkt mit der kalten Atmosphäre thermisch koppeln. Bei diesen kalten Bedingungen mit kleinen Temperaturgradienten kann umgewandelter Herbstschnee aus Aufbauformen im Januar wieder abgebaut werden. Umgekehrt entstehen in diesem Zeitraum über Böden mit Temperaturen um 0 c infolge grosser Temperaturgradienten und hohem Wasserdampfdruck aufgebaute Schichten aus kantigen Formen und Becherkristallen. In beiden Wintern bestand im Februar bei beiden permafrostfreien Standorten mehr als 80% der Schneedecke aus Aufbauformen. Im Gegensatz dazu betrug bei den Permairoststandorten im Februar der Anteil Rundformen durchwegs mehr als 45%. Beim grobblockigen Standort 1 variierte der Schneedeckenaufbau bereits innerhalb von 5 m 2. Unterschiede im Untergrund (Block oder Luftkammer) beeinflussten Schneetemperaturen und damit Umwandlungsprozesse. In beiden Wintern konnte über Permairost eine aufbauende Umwandlung (Becherkristalle) an der Oberfläche beobachtet werden (Ausnahme: Standort 1 im Winter 1989/90), welche durch Wasserdampftransporte bei tiefen Oberflächentemperaturen verursacht wird. Starke Deckschichten aus den Schneefällen im März und April überdeckten jeweils im Frühling diese Schwachschichten. Wegen den generell kälteren Schneetemperaturen treten Schmelzformen bei den Standorten mit Permairost später auf. Tab. 6 Zeitpunkte der Durchnässung der Schneedecke bei den verschiedenen Standorten in den beiden Wintenz1989!90 und 1990/91 Jahr \ Standort 1 (Permairost) (Permafrost) 1989/ Mai 3.Mai 3. Mai 14. Mai 1990/ Juni 8. Mai?.Mai 12. Juni Die Durchnässung der Schneedecke erfolgte im Winter 1989/90 ausserhalb der Permairostzone 8 bis 11 Tage früher als in den Permafrostgebieten (vgl. Tab. 6). Im folgenden Winter war diese Verzögerung der Durchnässung mit 35 bis 41 Tagen wesentlich länger. Aufgrund einer genauen Untersuchung müsste ermittelt werden, ob der Permairost generell zu einer signifikanten Verzögerung der Durchnässung führt. Diese Erkenntnis könnte im Zusammenhang mit Nasschneelawinen, Abflussprognosen bei Stauseen oder bei der Berechnung Hochwasserwahrscheinlichkeiten eine wichtige Rolle spielen.

126 Faustregeln über den Zusammenhang Permafrost und Schneedecke In diesem Abschnitt wird versucht, allgemein gültige Faustregeln über den Zusammenhang zwischen Permairost und der Schneedecke abzuleiten. Schneedecke mit Aufbauformen über Permafrost Im Frühwinter In den Schattengebieten kann Herbstschnee oft nicht mehr schmelzen. In solchen Gebieten bildet sich oft ein schwaches Fundament aus Schwimmschnee. Bei kleinen Schneehöhen im Frühwinter ergibt dies einen ungünstigen Schneedeckeoaufbau. Gut verfestigte Schneedecke über Permafrost Im Hochwinter Der Permafrost reduziert den Temperaturgradienten in den untersten Schneeschichten. Die aufbauende Schneemetamorphose wechselt deshalb bei vergleichbaren Schneehöhen schneller zu abbaueoder Umwandlung über. Dadurch entstehen bei grossen Schneehöhen im Verlauf des Winters auch in Bodennähe sehr harte Schichten aus Rundkömem. Im Gegensatz dazu bleiben ausserhalb der Permafrostzonen oft Schwimmschneeschichten bestehen. Schichten mit Aufbauformen ln Oberflächennähe Im Spätwinter Perrnairostgebiete sind oft Schattengebiete mit grossen Strahlungsverlusten. Im Januar entstehen dadurch in Oberflächennähe aufgebaute Formen und Oberflächenreif. Diese Schichten werden im Verlauf des Winters zugedeckt, bleiben jedoch in Oberflächeonähe. Starke Verzögerung der vollständigen Durchnässung der Schneedecke Im Frühling Die Temperaturen am Übergang Boden/Schnee sind über Permairost um mindestens 3 c kälter. Die vollständige Durchnässung der Schneedecke erfolgt deshalb in den Permafrostgebieten bis zu 40Tagen später als ausserhalb der Permafrostzonen.

127 Aspekte zur Lawinenbildung und zum Lawinenverbau im Permafrost 7.1. Permafrost und Lawinen Wie erwähnt, tritt Pennairost häufig in Lawinenanrisszonen oberhalb 2500 m ü.m. auf (vgl. 2.2., Seite 24). Es stellt sich nun die Frage nach dem Zusammenhang zwischen der Permafrostverbreitung, resp. -charakteristik und der Lawinenbildung. In dieser Arbeit wurden erstmalig an vier verschiedenen Standorten während zwei Wintern die unterschiedliche Schneedeckenentwicklung im Permairost und ausserhalb untersucht. Die dabei gewonnenen Erkenntnisse ergeben erste Hinweise über den permafrostspeii.fischen Schneedeckenaufbau. Bei gefrorener Auftauschicht wurde infolge kalter Basistemperaturen der Schneedecke eine deutlich reduzierte aufbauende Metamorphose beobachtet. Die damit zusammenhängende Schneefestigkeit hängt jedoch von zahlreichen Parametern der Schneedecke ab. So lässt sich die Stabilität der Schneedecke nicht nur aus einer Standardschneeprofilaufnahme bestimmen, da die Kohäsion wie auch die innere Reibung stark von der intergranularen Struktur, der Temperatur und dem Wassergehalt abhängen. Die ständige Umwandlung des Schnees führt zu wesentlichen Veränderungen der mechanischen Eigenschaften der Schneedecke: Viskosität und Festigkeit können sich innerhalb von wenigen Stunden um 2 bis 3 Grössenordnungen verändern. Weiter spielen für die Schneebrettauslösung die Bedingungen für eine Scherbruchausbreitung, sowie die Belastbarkeit in Abhängigkeit der Deformationsgescbwindigkeit eine wichtige Rolle. Diese Grössen können mit dem vorliegenden Datenmaterial nicht beurteilt werden. Trotzdem können einige Aspekte über den Zusammenhang zwischen Lawinenbildung und Permairost diskutiert werden. Prinzipiell scheint der Pennafrost weder besonders lawinengünstige noch besonders lawinenungünstige Voraussetzungen zu schaffen. Hingegen existieren einige lawinenrelevante Effekte, die zwar nicht oder nur sehr schwach durch Permalrost beeinflusst werden, jedoch oft mit Permafrost vergesellschaftet sind. Herbstschnee bildet in pennalrosttypischen Schattengebieten im Frühwinter oft ein schwaches Fundament aus Tiefenreif. Umgekehrt entstehen im Hochwinter über Permairost wegen der oben erwähnten, reduzierten aufbauenden Metamorphose in Bodennähe gut verfestigte Schichten aus Rundkörnern. Ausser in schneearmen Wintern ist somit in den Pennalrostgebieten mit einem starken Fundament der Schneedecke zu rechnen, sofern sich nicht stark umgewandelter Herbstschnee in den untersten Schichten befindet. Weiter verhindern die tiefen Basistemperaturen der Schneedecke über Pennarrost das Schneegleiten. Dieser stabilisierende Effekt kann durch die pennafrosttypische, grobblockige Oberfläche verstärkt werden. Lawinengünstig sind hingegen die sie? in den Schattengebieten infolge stark negativer Strahlungsbilanz eher bildenden,

128 129 oberflächennahen Schwachschichten. Diese dürften vom Permafrost kaum beeinflusst werden, sind jedoch oft in denselben Gebieten anzutreffen. - Die in Zusammenhang mit der Lawinenbildung kritische vollständige Durchnässung der Schneedecke könnte in den Permafrostgebieten bis zu einem Monat später als ausserhalb erfolgen. Blockgletscher als spezielle Permafrostkriechformen verändern das Relief. Insbesondere im Stirnbereich wird die Hangneigung lokal erhöht. Weiter liegt etwa3-4m unterhalb der Stirnoberkante häufig statt Blockschutt Feinmaterial an der Oberfläche, was wahrscheinlich durch die Feinmaterialauswaschung auf dem ganzen Blockgletscher bedingt ist. Möglicherweise wird dadurch im Wmter die basale Scherfestigkeit der Schneedecke unterhalb der Blockgletscherstirn-Oberkante reduziert. Genau in diesem konvexen Teil befindet sich jedoch bei der Schneebrettbildung die Zugspannungszone, sodass bei Blockgletscherstirnen die Lawinengefahr jeweils lokal erhöht sein könnte. Als Hinweis auf diesen "Blockgletschereffekt" konnten im Feld verschiedene Schneebrettanrisse direkt unterhalb von Blockgletscherstirnoberkanten beobachtet werden. Lawinen gehören unbestritten zu den schlimmeren, heimtückischen Wintergefahren. Um sie zu erkennen, braucht es nach wie vor neben dem Wissen über die Lawinenbildung eine grosse Erfahrung, denn in der Natur sind die verschiedenen Einflüsse und Ursachen oft schwierig abzuschätzen. Die Winterberichte des Eidg. Institutes für Schnee- und Lawinenforschung Weissfluhjoch-Davos leisten hierzu einen wertvollen Beitrag. Neben den Aufzeichnungen über die gesamtschweizerische Entwicklung der Schneedecke und der Lawinengefahr enthalten sie Dokumentationen von Unfallawinen, wodurch ein sehr gut aufbereitetes Erfahrungswissen vorliegt. Im folgenden Abschnitt wird untersucht, ob Lawinenunglücke im Permafrost gewisse Gemeinsamkeiten aufweisen. Je mehr Effekte über die Entstehung von Lawinenunglücken bekannt sind, desto eher könnten sie verhindert werden. lieftend bemerkt hierzu der ehemalige Leiter des schweizerischen Lawinenwarndienstes M. Schild (1982): "Eine Gefahr, die man kennt und voraussieht, ist keine Gefahr mehr." In die gleiche Richtung wirkt auch das Bewusstsein einer möglichen Fehleinschätzung einer Gefahr, wie es vielleicht in Permafrostgebieten wegen dem dort charakteristischen Schneedekkenaufbau vorkommen kann Untersuchungen über Lawinenunglücke Im Permafrost Eine statistische Zusammenstellung der Lawinenniedergänge mit Todesopfern der letzten 50 Jahre in der Schweiz ergibt, dass bei insgesamt 765 Lawinenniedergängen 1299 Menschen ums Leben gekommen sind [Meister, 1987]. Im Durchschnitt starben jährlich 16 Personen im freien Gelände und 10 in Gebäuden oder auf Verkehrswegen. In den vergangeneo zwanzig Jahren nahm der Anteil der Lawinenniedergänge mit Todesopfern im freien Gelände in höheren Lagen als Folge des zunehmenden Skitourismus zu. In Zusammenhang mit der Permafrostverbreitung liefert die örtliche Differenzierung dieser Ereignisse eine interessante Aussage. In der erwähnten Statistik wurde die Anzahl Lawinenniedergänge mit Todesopfern nach Höhenlage und

129 130 Exposition geordnet. Demnach ereigneten sich 67.8 % aller Unfälle mit bekannten Anrisslokalitäten zwischen 2000 und 3000 m ü.m. Die Schattenlagen mit zusätzlichem Windeinfluss (Halbsektor NW-N-NE-E) überwiegen mit 70.7 %. Diese Expositionen und Höhenlagen liegen im mutmasslichen Permairost (vgl , Seite 27). Oberhalb 3000 m ü.m. lassen sich keine statistisch gesicherten Anhäufungen in bestimmten Expositionen ausmachen. Es wäre falsch, aufgrunddieser statistischen Aussagen die Entstehung dieser Unglücke auf den Permairost zurückzuführen. Es muss eher bemerkt werden, dass sich heutzutags die meisten Touren- und Variantenskifahrer jeweils in den Permairostgebieten aufhalten, weil in diesen Hängen oft die besten Schneeverhältnisse vorliegen. So lässt sich der grosse Anteil von Lawinenunglücken im Permairost begründen, ohne dass der Permairost dafür verantwortlich sein muss. Hingegen stellt sich die Frage, ob die Lawinenwarnung durch die vermehrte Berücksichtigung des Schneedeckenaufbaus in den Permafrostgebieten verbessert werden könnte. Bei einzelnen Ereignissen hatte der permairosttypische Schneedeckenaufbau möglicherweise einen Einfluss auf die Lawinenbildung. Dies heisst jedoch nicht, dass die Ursache dieser Ereignisse im Permairost liegt. Aus dem Studium der Winterberichte [EISLF, Winterberichte] konnten ingesamt vier verschiedene ungünstige permairosttypische Situationen gefunden werden: 1. Perennierende Schneeflecken (ewiger Schnee) sind eindeutige Permairost-Zeigerphänomene (vgl , Seite 38).lm Hinblick auf Lawinenunglücke können sie eine heimtückische, wahrscheinlich jedoch eher seltene Wirkung aufweisen: Einerseits füllen diese Schneeflecken Geländeunebenheiten, sodass die Winterschneedecke im Herbst auf eine weitgehend ausgeebnete Unterlage fällt. Anderseits können sich vor dem ersten Schneefall im Herbst bereits Oberflächenreifschichten ausbilden, sodass im ungünstigen Fall eine ebene Gleitschicht entsteht. Grössere perennierende Schneeflecken können nach einer solchen Entwicklung dazu führen, dass die Lawinengefahr regional klein und im betroffenen Hang sehr gross ist. 2. Permairosttypischer Herbstschnee hat in einigen wenigen Situationen unerwartete Lawinenunglücke verursacht. Während auf den sonnseitigen Hängen der Oktoberschnee jeweils bis über 3000 m ü.m. wieder schmelzen kann, wandelt sich in den Schattenhängen oberhalb 2000 m ü.m. bleibender Schnee oft zu grobkörnigen, kohäsionslosem Schwimmschnee um. Das daraus entstehende Fundament weist eine geringe Tragfähigkeit auf. Weiter können sich bei lang andauerndem Strahlungswetter Oberflächenreifschichten aufbauen. Das Heimtückische an einer solchen Situation ist nicht im Schneedeckenaufbau zu suchen, welcher mit einer Profilaufnahme leicht erkannt werden kann. Vielmehr wird unterschätzt, dass sich bei solchen Voraussetzungen Lawinen überhaupt bilden können, weil vermeintlich noch nicht genügend Schnee vorhanden ist. 3. Einige Unglücke von Grasslawinen aus Permafrostgebieten hatten gemeinsame Merkmale. Bei den jeweiligen Schneeprofilaufnahmen beobachtete man tiefe Basistemperaturen, kleine Temperaturgradienten in der Schneedecke und gut verfestigte vorwiegend aus Rundformen bestehende Schichten mit dazwischenliegenden Oberflächemeifschichten. Die gemessenen Rammwiderstände waren bei den meisten Profilen praktisch durchwegs grösser als 200 N. Daraus können