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TUM Technische Universität München

Lehrstuhl für Ingenieurgeologie

Permafrost an der Zugspitze

Zu den wenigen aktuellen Permafrostvorkommen in Deutschland zählt die Zugspitze, mit 2962 m NN. Deutschlands höchster Berg. Direkt neben dem Gipfel hat sich vor 3700 Jahren ein 300-400 mio. m³ großer Bergsturz gelöst und sich als Sturzstrom im Becken von Garmisch-Partenkrichen auf 16 km² ausgebreitet. Mehrere Autoren gehen davon aus, dass die Erwärmung des Permafrostes während des Holozänen Klimaoptimums den Bergsturz vorbereitet hat (Gude and Barsch, 2005; Jerz and Poschinger, 1995). Auch beim Bau der Zahnradbahn 1928-1930, dem Bau der Seilbahn vom Eibsee 1960-1962 und der Erweiterung der Zahnradbahn 1985 wurde immer wieder Permafrost auf dem Gipfel und auf dem Zugspitzplatt angetroffen (Überblick in Krautblatter et al., 2010; Ulrich and King, 1993). Die Geschichte und Entwicklung des Permafrostes an der Zugspitze ist bedeutend für eine gewissenhafte Einschätzung der heutigen und zukünftigen Entwicklung des Untersuchungsgebietes in Bezug auf die Anpassungsprozesse aufgrund der Klimaänderungen (Verleysdonk et al. 2011).

Heute wird der Permafrost auf der Zugspitze intensiv überwacht. Das Bayerische Landesamt für Umwelt hat im August 2007 direkt unter der Seilbahnstation am Zugspitzgipfel ein 43.5 m langes Bohrloch quer durch den Gipfel bohren lassen, das mit mehr als 20 Temperatursensoren ständig den Permafrost überwacht. Daneben wurde versucht, das räumliche Vorkommen von Permafrost an der Zugspitze mit Hilfe von thermischen Untergrundmodellen zu simulieren (Noetzli et al., 2010). Die Überprüfung der Aussagen einer solchen Modellierung im steilen Felsgelände der Zugspitze erweist sich allerdings als schwierig, weil die lokale Topographie der Felshänge, die stark variable Schneebedeckung und Wasserflüsse entlang der Trennflächen und der Karstgefäße im Fels starken Einfluss auf die Verbreitung von Permafrost haben.

Geophysikalische Untersuchungen

Deshalb wurde das geophysikalische Verfahren der elektrischen Resistivitätstomographie (Abb. 2) weiterentwickelt, um räumliche Verbreitungsmuster und Veränderungen des Permafrostes detektieren zu können (Krautblatter and Hauck, 2007). An 140 Stahlelektroden werden entlang eines 300 m langen Ganges, der vor mehr als 80 Jahren nahe der Zugspitze-Nordwand angelegt wurde (Abb. 1b), mehr als tausend Widerstandskombinationen gemessen (Krautblatter et al., 2010). Aus den Widerstandswerten wird mit Hilfe von sogenannten Inversionsverfahren eine zweidimensionale Tomographie des gefrorenen Felsens erstellt, die bis an die 30 m vom Gang entfernte Außenwand reicht (Abb. 2). Die spezifischen Widerstandswerte einer solchen Tomographie können mit Laborwerten von gefrorenem Zugspitzdolomit verglichen werden. Dabei zeigt sich auf 2800 m Höhe NN eine reliktische Permafrostlinse mit Kerntemperaturen (Temperaturlogger siehe Abb. 1b) von –0.5 bis –1.5 °C, die sich mit dem steilen Felsbereich an der Nordwand deckt, der im Winter schneefrei bleibt und dadurch viel Wärme abgeben kann. In den im Winter schneebedeckten Nordwandbereichen ist der Permafrost weitgehend verschwunden – auch von den ehemals Hunderten von Metern ganzjährig vereisten Ganges sind nur mehr die in der Tomographie erkennbaren 50 m zurück geblieben.

Veränderungen der Permafrostlinse

Monatliche Wiederholung der tomographischen Messungen zeigen die Veränderungen der Permafrostlinse, die sensitiv auf warme Sommer reagiert. Nach dem warmen Winter 2006/2007, mit einer mehr als 2 Grad zu warmen November- bis Februarperiode im Vergleich zu 1991-2007, konnte sich im folgenden Sommer nur ein kleiner Restbestand Permafrost halten (Abb. 2). Während die Jahresmitteltemperaturen an der Zugspitze 1991-2007 (-3.9°C) lediglich um ca. 1°C gegenüber 1901-1930 (-5.0°C), 1931-1960 (-4.7°C) und 1961-1990 (-4.8°C) zugenommen haben, zeigen die Messungen im Kammstollen die hochsensitive Reaktion des Permafrostes, der an der Zugspitze heute gerade noch in den steilsten nordexponierten Bereichen überdauern kann.

Quellenangaben

 

Gude, M. and Barsch, D., 2005. Assessment of the geomorphic hazards in connection with permafrost occurrence in the Zugspitze area (Bavarian Alps, Germany). Geomorphology, 66(1-4): 85-93.

Jerz, H. and Poschinger, A.v., 1995. Neuere Ergebnisse zum Bergsturz Eibsee-Grainau. Geologica Bavarica, 99: 383-398.

Krautblatter, M. and Hauck, C., 2007. Electrical resistivity tomography monitoring of permafrost in solid rock walls. Journal of Geophysical Research - Earth Surface, 112(F2): F02S20.

Krautblatter, M., Verleysdonk, S., Flores-Orozco, A. and Kemna, A., 2010. Temperature-calibrated imaging of seasonal changes in permafrost rock walls by quantitative electrical resistivity tomography (Zugspitze, German/Austrian Alps). Journal of Geophysical Research-Earth Surface, 115: F02003.

Noetzli, J., Gruber, S. and vonPoschinger, A., 2010. Modellierung und Messung von Permafrosttemperaturen im Gipfelgrat der Zugspitze, Deutschland. Geographica Helvetica, 65(2): 113-123.

Ulrich, R. and King, L., 1993. Influence of mountain permafrost on construction in the Zugspitze mountains, Bavarian Alps, Germany, 6th Int. Conf. on Permafrost, Bejing: 625-630.

Verleysdonk, S., Krautblatter, M. and Dikau, R., 2011. Sensitivity and path dependence of mountain permafrost systems. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography, 93: 113–135.