Die folgenden Ausführungen sind allerdings mit Vorsicht zu genießen, da sie - zu nicht unwesentlichen Teilen - einem Buch entstammen, dessen Inhalte nach gut unterrichteten Quellen von der "Augsburger Schule" als "zum Teil falsch" bezeichnet werden...

Glaziale Täler
 

Glazigene Kerbtäler entstehen, wenn durch steiles Gefälle der Zug im Gletscherkörper dem Druck überwiegt und dadurch die Flankenreibung gegen die Grundreibung in ihrer erosiven Bedeutung zurücktritt. Flaches Talgefälle -> Trogprofil, steiles Talgefälle -> Kerbprofil.
Durch glaziäre und fluvioglaziäre Erosion entsteht zweigeteiltes Talquerprofil: obere Talflanken laufen gestreckt zu einem V, in Talgrundnähe zu einem U zusammengeschlossen. Trogprofil ist auf flächiger (als Wasser) erodierendes Eis zurückzuführen -> dieser Talquerschnitt nur oberhalb der ELA (Equilibrium Line Altitude), wo keine subglazialen Schmelzwässer auftreten.
Fliessgeschwindigkeit, Eismächtigkeit und damit Erosionstätigkeit sind am höchsten in der Höhe der ELA
=> zweigeteiltes Talquerprofil: oben konkave Hänge der glaziären Abtragung (Kerb- und Trogtal), unten fluviales Kerbprofil.
Synergie zw. glaziärer und fluvioglaziärer Erosion: fluviale Einschneidung bereitet forcierte Exaration und Detersion vor
Durch Gletscherrückgang im Spät- und Postglazial reichen diese subglazial angelegten Kerbtäler viel höher hinauf als die hochglaziale Schneegrenze, da mit der Klimamelioration die ELA ebenfalls anstieg.
Darüber hinaus werden glaziäre Schliffformen traditional durch jüngere oberirdische Flüsse weitergebildet.
 

 
Die Höhe der Gletscheroberfläche wird durch die Schliffgrenze bestimmt. Oberhalb der ELA ist Frostverwitterung so aktiv, dass keine Gletscherschliffe überdauern -> beste Überlieferung von Gletscherschliffen an langen Zungen, die bis weit unter die ELA reichen (Himalaya etc.); in den Alpen schlechte Nachweismöglichkeiten, da bis ins Vorland periglaziale Bedingungen im Pleistozän. Auch die Überlieferung der Trog- und Kerbtalform nimmt mit zunehmender Höhe über der ELA ab.
Oberhalb der ELA gibt die Schliffgrenze lediglich den Oberrand des fließenden Eises an, nicht jedoch die Firnobergrenze, die sich konkav an die Talflanke anschmiegt und dieser an einem Bergschrund anliegt. Diese Firngrenze kennzeichnet jedoch eine weitere Form der glaziären Erosion, da der in Richtung Firnmulden abfließende Firn (und Eis) den Fels ebenfalls denudativ bearbeitet. -> oberhalb der ELA ist damit nicht die Schliffgrenze die Obergrenze des Gletscherschliffes, sondern die Bergschrundlinie. Unterhalb der ELA entfällt der Firnflankenschliff.
Gletscherflankenschliff erfolgt generell in einem Intervall von einigen hundert m oberhalb und einigen m unterhalb der ELA: oberhalb Firnschliff, unterhalb isolieren Ufermoränen die Talflanken; außerdem ist die Fließgeschwindigkeit im Bereich der ELA am höchsten. Verstärkung der Schliff- und Schürfwirkungen bei allen Querprofileinengungen. Grundsätzlich Abnahme der Schliffwirkung bei abnehmendem Talgefälle und zunehmender Talgefäßbreite. Deutlichste Schliffe an Gleithängen von Talbiegungen (wieso???)
Oberhalb der ELA konkave Gletscheroberfläche (= Firnmuldenoberfläche), unterhalb konvexe Oberfläche -> in der Mitte des Talgletschers bis zu 70 m höherer Eispegel als Schliffgrenze. Asymmetrische Ablation der Gletscherränder: S- und W-exponierte Gletscherränder schmelzen schneller und bilden Ablationsschluchten und -täler, die den Gletscherrand von der eigentlichen Talflanke versetzen können.
Die besterhaltendsten Schliffe finden sich in den Trogtälern der norwegischen Fjorde -> ozeanisch-mildes Klima verhindert Frostsprengung und damit Überformung, Einzugsbereiche liegen relativ niedrig (s.o.).
Oberhalb des Eispegels werden die Hänge zerrunst und Wandschluchten gebildet. Diese Wandschluchten sind auf die Gletscheroberfläche eingestellt und werden mit deren Niedertauen abwärts verlängert -> Verwischung und Auflösung der Flankenschliffe. Vorzeitliche Gletscherpegel sind an Einschnürungen im Verlauf der Wandschluchten zu erkennen oder an in die Luft ausstreichenden Runsen und aus diesen hervorgehenden Schuttkegeln. Oberhalb des Eispegels erfolgt Rückverlegung der Wände, Gletscher selbst kann im Extremfall das Relief seiner bedeckten Flanken konservieren, indem er diese von der Wandrückverlegung dispensiert.

Kare
 

Unterschied zum Glazialtal: reduzierte Längserstreckung; Übergangstyp Kurztrog. Trogförmiges Querprofil, Übertiefung des Felsbodens, talwärts Übergang in Karschwelle mit Gegengefälle -> Verwandtschaft zum Trogtal. Zerschneidungen der Karschwelle - klammförmige Überlaufdurchbrüche mit sehr schneller Linearerosion, häufig schon subglazial angelegt - führen zur Verlandung der Karseen. Karschwelle wird durch Grundschliff des Gletschers regelhaft rundgeschliffen. Synergetische, subglazial beginnende Zerschneidung der Karschwelle deutet auf Lage des Karbodens unterhalb der ELA also unterhalb der Schneegrenze (!!!).
Karform bedarf der Vorform in Gestalt einer Talursprungsmulde (o.ä. mit bodenähnlicher Verflachung) -> strukturabhängige Verebnungen auf flachlagernden Schichten oder Bänken oder Altflächenreste (!). Verebnung bewirkt, dass der Verlauf der Fließbewegung des an der Karrückwand noch steil abfließenden Eises umgelenkt wird zur horizontalen Bewegung auf dem Karboden. Die dabei entstehenden Drücke führen zu kleinräumig hohen Schürfintensitäten und damit zur Übertiefung und Auskolkung des Kares (Klimaxform). Dieses Ausschürfen muss sich jedoch weit oberhalb der ELA abspielen, weil dort das Eis kalt ist und sich reibungsstarke Blockschollendynamik (im Gegensatz zu temperiertem Eis starr und unelastisch) entwickeln kann.
 

 
Vergletscherungsbereiche am Kargletscher: Wandvereisung an der Karrückwand (Flankeneis am Fels festgefroren) und Gletschereisfüllung des Karbodens (fließfähig aufgrund der größeren Mächtigkeit) -> Kargletscher entspr. in dieser Hinsicht Wand(fuß)gletscher.
Alpine Kare haben selten die typische "Lehnsesselform", vielmehr sind die Einfassungswände zu steilen Graten geformt. Typisch für mit Hochflächen ausgestattete Fjellgebiete (Skandinavien): "Botner", drittel- oder viertelkreisförmige Wandeinfassungen -> Sesselform.
Zusammenwachsende Kare - durch Karwandrückverlegung an der Schwarz-Weiß-Grenze durch Unternagung - entstehen kleinere Transfluenzpässe, Trenngratrelikte werden zu Torsäulen und schließlich zu Rundhöckern umgeformt. Klimaxstadium: Karterrasse.
 

 
Karentstehung: Schneefleck -> perennierender Schneefleck -> Frostkliff -> Nivationsnische -> Schnee, Firn, Eis -> Grundschliff, Übertiefung etc.
Günstig für Karentstehung scheint alternierende Deglaziation in Zwischeneiszeiten / Interstadialen, da in dieser Periode Frostverwitterung intensiver wirkt als Grundschliff einer ununterbrochenen Eislage; zwischenzeitliche Frostverwitterung bereitet Material für glaziären Abtrag auf -> mächtige initiale Endmoräne in Relation zum kleinen Kargletscher.
Kare bilden oft Talabschlüsse.

Rundhöcker
 

Strömungsformen mit flachem Stoß- und steilem Leehang, wenn
  1. ausreichende Dauer der abhobelnden Eiswirkung ,
  2. gleiche Fließrichtung des Eises und
  3. Eistemperatur nahe dem Druckschmelzpunkt gegeben sind.
Grundform: dem Eis zugekehrter delphinartiger Felsrücken, der jenseits seiner Kulmination mehr oder minder abrupt abbricht. Das Eis erleidet beim Überströmen eine Druckerwärmung und bildet einen Wasserfilm, der die Felsfläche glatt hobelt. Hinter der Kulmination findet Druckentlastung statt und das Wasser gefriert schlagartig (Regelation) -> Fels friert am Gletschereis fest -> Extraktion von großen Gesteinsbruchstücken -> leeseitige Treppung.
Der basale Druck am Grunde eines überfließenden Gletschers ist ein Produkt aus den Faktoren Gletschermächtigkeit und -geschwindigkeit. Die Fließgeschwindigkeit nimmt mit der Eismächtigkeit zu.
 

Erscheinung der Rundhöcker abhängig von Gesteinsart und -struktur, Eistemperatur und -fließrichtung, Vorform (dadurch von Topographie und klimamorphologischen Agenzien) und Zeit =>Konvergenzform mit klimagenetischem Indikatorwert.
Ähnliche Konvergenzformen: Yardangs - äolische Korrasionsformen. Bildung mittelbar verknüpfbar: während Rundhöcker aufgebaut werden, können Schmelzwässer zu Seebildungen führen, deren Sedimente postglazial durch Deflation und Korrasion zu Yardangs geformt werden.

Schmelzwasserarbeit und -formen
 

Subglaziale Schmelzwasser (nicht zu verwechseln mit dem Schmelzwasserfilm am Druckschmelzpunkt) setzen nicht oberhalb der ELA ein und gelangen durch permeable Eisoberfläche ins Gletscherinnere bzw. bis unter den Gletscher. Durchlässige Oberfläche durch differierende Fließgeschwindigkeiten (-> Reliefunebenheiten etc.) -> Gletscherspalten.
Supraglaziales Schmelzwasser bildet in ihnen Gletscherbrunnen/Gletschermühlen: Trichterformen durch Auskolkung bis auf den Gletscheruntergrund, eingeschaltete intraglaziäre Horizontalverläufe -> schichtenweise Verschiebung des Gletscherkörpers im Vertikalprofil, Scherhorizonte und -flächen.
Supraglaziale Schmelzwasserabfuhr erfolgt auf wenig permeablen Eisoberflächen -> Plateaugletscher, Inlandeise, da diese aufgrund geringen Fließens weniger Spalten entwickeln.
Nachdrückendes Wasser führt zu subglazialem Abfluss unter hydrostatischem Druck. In schnell fließenden und dadurch zerrissenen Gletschern schlägt supra- und englaziales Wasser bis auf den Felsuntergrund und erodieren durch Kavitationskorrasion, eine hammerschlagartige Felsbeanspruchung, die durch hohe Fließgeschwindigkeiten im gespannten Wasser auftritt: An scharfen Felsvorsprüngen treten Vakuolen/Kavernen im vorbeischießenden Wasser auf, in deren Lee kollabieren diese Vakuolen mit großen Energien und erodieren dadurch den Fels -> ohne Erosionswaffen!!!
Form: scharf eingelassene, leicht gewundene, geglättete Röhrensysteme -> subglaziale Klammformen; größere Blöcke bilden durch "Mühlsteinarbeit" im schießenden Wasser sog. Strudeltöpfe (v.a. vor härteren Schwellen im Untergrund)
 

Moränen
 

Allgemein: im deutschen Sprachgebrauch bezieht sich "Moräne" sowohl auf das Sediment als auch auf die Geländeform; Überbegriff für die verschiedenartig ausgebildeten Moränen.
Der englische Begriff "till" bezieht sich nur auf das Sediment und seine Entstehung -> Endmoräne kein till ! Moränenartige Sedimente unbestimmter Genese werden auch als "glacial diamicton" bezeichnet.
 

Grundmoräne

ungeschichtete Masse, große und kleine Geschiebe, Gemisch aus allen Korngrößen (diagonale Korngrößen-Summenkurve), wenn Schichtung vorhanden, dann Moränen unterschiedlichen Alters oder subglaziale fluviale/lakustrine Einlagerungen; Ausgangsgestein im Einzugsgebiet beeinflusst Zusammensetzung. Bei hohem Carbonatgehalt (z.B. Rheingletscher 60%) -> "Geschiebemergel"
Geschiebe = Gesteinspartikel > 1cm, in der Grundmoräne meist kantengerundet, Schliffflächen, gekritzt; oft in ihrer Längsachse in die Fließrichtung des Gletschers eingeregelt, Dachziegelschichtung, imbricating; feste, dichte Lagerung -> Auflast, Korngrößenverteilung (Zementation)
Verbreitung mehr in höheren Lagen, da weiter unten fluviale Abtragung
Ablagerung erfolgt unter dem bewegten Gletscher, wenn Erosion < Ablagerung (Mulden, Gletscherende). Abschmelzendes Eis (Druckschmelzen, Erdwärme, Reibungswärme) lässt Gesteinspartikel austauen (subglacial melt-out till), welche weitergeschoben und unter Druck bearbeitet werden. Wenn das Material eine gewisse Mächtigkeit erreicht, bleibt es infolge der Reibungszunahme liegen. Zu hohe Gleitgeschwindigkeit des Gletschers -> keine Grundmoräne!
 

Ablationsmoräne (ablation till):

Bildung durch das Abschmelzen des stagnierenden Gletschers aus ehemaliger Ober- und Innenmoräne (supra glacial till & melt-out till). Auch zur Entstehung der Grundmoräne herangezogen
Kantige Blöcke, da nicht vom Gletscher weiterbearbeitet (außer Frostsprengung)
Abfolge: Grundmoräne - Innenmoräne - Obermoräne
 

Obermoräne (supra glacial till):

Schutt, der aus den flankierenden Bergen auf die Gletscheroberfläche gestürzt ist
Kantige Geschiebe und Blöcke im Moränenaufschluss -> Obermoräne
 

Innenmoräne:

Obermoräne gelangt durch Schneeüberdeckung ins Innere des Gletschers und wird dort zur Innenmoräne
In der Gletscherzungen kann aufgrund von divergierenden Strömungen und an Scherflächen das Material wieder an die Gletscheroberfläche gelangen und dort wieder in die Obermoräne eingegliedert werden. High-level-Transport
Feinsedimentlagen in Hohlräumen zwischen der abgelagerten Moräne und dem basalen Eis
basale Innenmoräne (basal melt-out till): untere, schuttreiche Lagen des Gletschereises, aus der durch Abschmelzen Material in die Grundmoräne eingegliedert wird. Low-level-Transport
 

Basalmoräne (basal till):

basale Innenmoräne + Grundmoräne
 

Fließmoräne (flow till):

von der Gletscheroberfläche abfließende Schlamm- und Geschiebemasse; Bedeckung von Schotterfeldern, abgelagerter Grundmoräne und tiefere Teile des Gletschers. Ablagerung meist vor und neben dem Gletscher -> Vorkommen in Kames und Sandern
Wechsellagerung von grundmoränenähnlichen Sedimenten mit limnischen Sedimenten. Meist geringmächtig, Fließen in Suspension
Streng genommen keine Moräne, da Material nicht durch Eisbewegung verlagert wird, sondern durch Wasser und Gefälle (Schwerkraft)
 

Endmoräne:

morphologischer und geologischer Begriff; wallförmige Erhebungen und reihenförmige oder unregelmäßig angeordnete Hügel aus Gesteinsschutt; Kennzeichen der Randlage des Gletschers zur Zeit ihrer Ablagerung.
Unregelmäßiger Aufbau, Sohlschicht, Zwischen- oder Deckschicht aus Grundmoräne; ungeschichteter Schotter
Unterscheidung zw. aktiver Endmoräne (vor vorrückendem Gletscher) und inaktiver E. (bei Gletscherrückzug)
Subtypen: Aufschüttungsmoräne und Stauchendmoräne
 

Aufschüttungsmoräne / Satzendmoräne (dump end moraine):

am Gletscher angehäufte Obermoräne (z.B. äußere Würm-Endmoräne des Rheingletschers), Bildung bei längerem Halt des Gletschers
Zusammensetzung aus glaziären Schottern, aber auch Lagen von Fließ-moräne (Schichtung!), Toteislöcher
 

Stauchendmoräne:

Verfaltung und Verschuppung von geschichteten Kiesen und Sanden, Bildung mehrerer Wälle innerhalb einer Stauchendmoräne
Faltung von Grund- und Ablationsmoräne, aber auch älteren Endmoränen und Paläoböden
Ergebnis eines raschen Gletschervorstoßes: Schräg auf die Stauchendmoräne aufgefahrener Gletscher lagert Grundmoräne ab und überfährt sie bei weiterem Vorstoß -> Abschürfung und z.T. Umwandlung in Grundmoränenlandschaft.
Beispiel: Doppelwallmoränen des mittleren Riß im Rheingletschervorland
Unterscheidung von synsedimentären Verfaltungen (convolute beddings) in sandig-schluffigen Sedimenten
 

Stirnmoräne:

topographisch noch nicht fixierte Endmoränen vor der Stirn eines vorstoßenden Gletschers -> aktive Endmoränen (?)
 

Ufermoräne / Lateralmoräne / Seitenmoräne:

gänzlich ausgetaute Moräne am seitlichen Gletscherrand
Entstehung nur, wenn Zugkräfte des Gletschers nicht überwiegen -> sonst Erosion der Ufermoräne
Bankungen und unsaubere Schichtungen -> Fluidaltextur der Sedimentation durch Entlangstreifen des spitzwinklig auf den Ufermoränenwall auftreffenden Gletschers
Rückkoppelungsverhältnis von Gletscher und Ufermoräne -> Eisspiegelschwankungen: Aufbau der Ufermoränenwälle durch vorstoßenden Talgletscher; diese legen durch ihre Widerständigkeit die Breite für zukünftige Gletscheroszillationen fest. Ausweg: nach oben und Überschüttung des Ufermoränenwalls -> Überschüttung von initialer Vegetation -> Rekonstruktion und absolute Datierung der Gletscher(hoch)stände durch 14C-Methode
Bei Überlastung der Ufermoräne durch den Gletscherdruck kann es zu Durchbrüchen kommen, der Gletscher ergießt sich als "Entlastungsnebenzunge" und die Ufermulde hinter der Ufermoräne und lagert dort jüngeres Material im Bereich des ältesten ab.
Normalfall: erneuter Gletschervorstoß lagert/"klebt" neue Lagen an die alten Ufermoränenwälle -> Bildung von Ufermoränenserien
Dadurch Verengung des Gletscherbettes -> immer schmalere und direktere Ausflüsse ins Vorland (Beispiel: Inn- und Salzachgletschervorland)

Literatur

Kuhle, M.: Glazialgeomorphologie, Darmstadt 1991