Der Barpu-Gletscher

y Murkegel-Ufertal y hochlagernde, mehrphasige Kamekegel (Girgindil-Stadium) y lateroglaziale – englaziale Entwässerung y Überprägungen der Ufermoräne: Eislappenzunge und Ufermoränen-durchbrüchey reliktes Ufertal

Der 28 km lange, SO-NW abfließende Barpu-Gletscher wird in seinem oberen Einzugsbereich vom Spantik (7027 m), dem Malubiting (7453 m), dem Phuparash (6574 m) und dem Miar Peak (6824 m) eingerahmt (Photos 4.2.2.1). Der Gletscher teilt sich stimmgabelförmig in den westseitigen Miar-Gletscher und den ostseitigen Sumayar Bar-Miar-Gletscher auf. Während der Miar-Miar-Gletscher als Blank-eisgletscher in Erscheinung tritt, weist letztere Gletscherkomponente eine beachtliche Obermoränenverkleidung auf. Talabwärts der Konfluenz beider Gletscher in einer Höhe von 3600 m setzt sich der weiße Miar-Gletscher als der dominierende Gletscherstrom durch und stirnt heute in 2561 m (KALVODA 1992: 189), eine eigene Höhenmessung lag bei 2750 m. Er wird vom Hopar-Gletscher auf seiner linken Seite durch eine komplexe Mittelmoränenlandschaft getrennt (Photo 4.2.2.6). Der Barpu-Sumayar-Gletscher zählt zum Übergangstyp von Lawinenkessel- zum Firnkessel-Gletscher. Die Schneegrenze verläuft in N-Exposition bei rund 4900 m. Das Nähr- zu Zehrgebietsverhältnis ist zugunsten des Zehrgebietes verschoben, so dass günstige Ablagerungs-bedingungen im lateroglazialen Bereich vorherrschen.

L. Iturrizaga

Abb. 4.2.2.1: Übersichtskarte über die Verbreitung der lateroglazialen Sedimente am Barpu- und Hopar-Gletscher (Legende s. Abb. 4.1)

Photo 4.2.2.1: Blick aus SO aus 4500 m auf die obere Kammumrahmung des Barpu-Gletschers mit dem Spantik (7027 m) zur Linken und dem Malubiting (7453 m) zur Rechten. Lateroglaziale Sedimentkomplexe sind sowohl in W– als auch in O-Exposition ausgebildet. Insbesondere auf der rechten Talseite münden Murkegel in das Eisrandtal und dränieren entweder parallel zum Gletscher im Eisrandtal oder auch über Ufermoränendurchbrüche unmittelbar zum Gletscher (). Stellenweise setzt das Eisrandtal in der Prallhanglage des Gletschers aus (). In Girgindil (3750 m) ist der multiphasige Kamekegel (), der in Photo 4.2.2.8 abgelichtet ist, ersichtlich. Ein großer Nachbruch befindet sich auf der linken Talflanke (). Aufnahme:

L. Iturrizaga 17.08.2000.

Photo 4.2.2.2: Blick talaufwärts in das Eisrandtal des Barpu-Gletschers in 3250 m Höhe.

Weitläufige Eisrandtäler mit flachen Talböden begleiten den Barpu-Gletscher Die distalen Ufermoränenhänge (U) erreichen Höhen von bis zu 30 m und sind hier 25°-30° geneigt. Sie sind vereinzelt im Zuge jüngerer Gletscheraufhöhungen überschüttet worden. Ehemals war das Eisrandtal dicht mit Bäumen bestanden. Aufnahme: L. Iturrizaga 05.08.2000/7.

Verbreitung der Eisrandtäler

Der Barpu-Gletscher wird fast kontinuierlich von einem Eisrandtal über eine Länge von 15 km auf der SW-exponierten rechten Seite in einer Höhe zwischen 2750 m und 3700 m begleitet (Photo 4.2.2.2), obwohl der Gletscher vorwiegend ein Blankeisgletscher ist. Das Eisrandtal setzt lediglich oberhalb von Chukurtans und Girgindil kurzzeitig aus (Abb. 4.2.2.1). HEWITT (1993) beschreibt die Fortsetzung

4.2.2 Barpu-Gletscher 142

des Eisrandtals am Barpu-Gletscher noch in einer Höhenlage von 5000 m – 5300 m. Es setzt sich primär aus hintereinander geschalteten Murlawinenkegeln zusammen zwischen denen zumeist ephemere Seen aufgestaut wurden (Photo 4.2.2.3). Die Kammumrahmung des Gletschers erreicht im mittleren Abschnitt nur Höhen von 5100 m und wird von steilen Stichtaleinschnitten von weniger als 2 - 3 km Länge an, so dass eine Unterbrechung des Ufermoränensaumes durch tributäre Gletscher ausbleibt. Weiter talaufwärts steigen die Einzugsbereiche bis auf 6300 m an und sind mit kleinen Hängegletschern (Chukurtans- (Munramu-), Girgindil- und Bologna-Gletscher versehen. Auch hier ergießen sich aus den Nebentälern aktive Mur(lawinen-)kegel. Die Muren erreichen allerdings die distale Ufermoränenflanke zumeist nicht, wie dies ansonsten insbesondere beim Hispar- und Chogolungma-Gletscher zu beobachten ist. Die Nebentalbäche entwässern nur zu einem geringen Teil im Ufertal, so dass der Uferbach sehr bescheidene Ausmaße einnimmt. Die tributären Abflüsse werden zumeist durch den nächst talabwärts folgenden Murlawinenkegel gedämmt und schneiden sich dann in die Ufermoräne ein (Photo 4.2.2.1). Der Bach entwässert dann unmittelbar in den Gletscherkörper.

Photo 4.2.2.3: Das Eisrandtal im mittleren Barpu-Gletscherbereich setzt sich vornehmlich aus hin-tereinander folgenden Murlawi-nenkegeln (U) zusammen, zwi-schen denen es temporär zur Aufstauung von Seen kommt.

Aufnahme: L. Iturrizaga 06.08.2000/21.

Photo 4.2.2.4: Blick aus 4500 m auf die Barpu-Gletscherzunge (2800 m). Im Hintergrund ist der Hopar-Gletscher sichtbar. Das Eisrandtal begleitet den Barpu-Gletscher fast durchgehend (Ø).

Sowohl Moränenüberschüttun-gen als auch –anlagerunMoränenüberschüttun-gen kommen vor. Der Gebirgssporn im Vordergrund wurde eiszeit-lich vom Barpu-Hispar-Glet-scherstrom (/ ) überfahren. Die Ufermoränenaußenhänge sind bei supraglazialer Aufschüttung oftmals gradiert. Die Außen-hänge sind mit 20-30° geneigt, während die Innenhänge mit bis zu 70° wesentlich steiler sind.

Aufnahme: L. Iturrizaga 17.08.2000.

Photo 4.2.2.5: Das Eisrandtal gestaltet sich V-förmig. Bei Barpu Giram (2960 m) weitet sich das Eisrandtal auf eine Breite von meh-reren hundert Metern (), obwohl dieser Ausraum in einer Prall-hanglage des Gletschers liegt. Dieser Eisrandtalabschnitt liegt in SW-Exposition, sodass Einstrahlungseffekte als begünstigender Faktor herangezogen werden können. Zugleich kann aber auch die Abschnürung der lateroglazialen Drainage durch das Vorstoßen des Gletschers gegen die rechte Talflanke eine Rolle bei der forcierten Sedimentation gespielt haben. Heute befinden sich in dem Ausraum lakustrine Sedimente. Supraglaziale Seen () am Innenhang der Ufermoräne haben partiell zum Durchbruch des Moränenwalles geführt. Aufnahme: L. Iturrizaga 17.08.2000.

Photo 4.2.2.6: Blick auf den Konfluenzbereich von Barpu- (L) und Hopar-Gletscher (…), die durch einen Mit-telmoränenkomplex (O) getrennt werden. Am linken Ufermoräneninnenhang des Barpu-Gletschers ist der Ab-zweig des Filialzungenbeckens ersichtlich, wo sich ehemals ein Gletscherlobus vom Hauptgletscher abgespalten hat (K) und in den lateroglazialen Bereich abgeflossen ist. Die Gletscheroberfläche lag zu dieser Zeit mindestens 50 m höher als heute. Aufnahme: L. Iturrizaga 15.08.2000/22.

4.2.2 Barpu-Gletscher 144

In Girgindil (3775 m) ist ein polygenetischer podestförmiger Terrassenkomplex ausgebildet (Abb.

4.2.2.2, Photos 4.2.2.7 & 8), der als mehrphasiger Kamekegel angesprochen werden kann. Die Einzugsbereiche reichen hier bis auf 6100 m hinauf. Die Oberkante der verschachtelten Podestform verläuft in einer Höhe von 3750 m – 3780 m. Es handelt sich um einen transversalen Stauschuttkörper, der gegen einen ehemals um etwa 150 m höher gelegenen Gletscherpegel geschüttet wurde. Nach dem Rückzug des Gletschers erfolgte die fluviale Einschneidung durch den unteren und oberen Girgindil-Gletscher. Zur Ausbildung der markanten Unterkante ist eine erneute stationäre Gletscherphase zwingend. Erst nach weiterem Absinken bzw. seitlichem Zurückweichen des Gletscherpegels konnte es zur Ausbildung der ebenen Uferbildung kommen, die heute mit mehreren verlandeten Seen ausgelegt ist. Die Aufschüttung der Ufermoräne ist bei einem erneuten untergeordneten Gletscherhochstand anzusetzen. Im Laufe der Zeit werden die Murschwemmaufschüttungen des oberen und unteren Girgindil-Gletschers immer mehr miteinander verzahnen und den Kamekegelkomplex in seinem Interferenzraum sukzessive weiter rückverlegen, so dass nur noch in Verlängerung des trennenden Gebirgsspornes eine Restakkumulation überliefert wird. Dieser Rückstaukörper ähnelt dem am Batura-Gletscher bei Kuk Hil sowie ansatzweise den terrassenförmigen Bildungen am Hispar-Gletscher bei Yutmaru. Sie fallen in eine einheitliche Bildungsperiode, vermutlich in das frühe Neoglazial bzw. späte Spätglazial (Girgindil, Post-Girgindil-Stadium). Als alternative Deutung dieses Schuttkörpers kommt eine Genese als Grundmoränen-fundament in Frage, das postsedimentär zerschnitten wurde.

Die ostseitige Barpu-Talflanke zeigt deutliche Spuren der vorzeitlichen Vergletscherung und damit der Beteiligung von glazigenem Material am Eisrandtalaufbau (Photo 4.2.2.9). Angesichts der geringen Obermoränenbedeckung des Barpu-Gletschers ist die Genese der Eisrandtäler auch nur über den hangseitigen Schutteintrag verständlich. Die Hänge sind mit Grundmoränenmaterial verkleidet, so dass sich eine Beteiligung von glazigenem Sediment am Eisrandtalaufbau erschließt. Zum Teil ist das Moränenmaterial in Schutthalden resedimentiert, zum Teil liegen sie als konsolidierte Hangmoränen vor, die stellenweise durch markante Absitzungen – also lineare Anrisszonen - kenntlich werden, ähnlich wie am Chogolungma-Gletscher. Stellenweise ragen einzelne Moränenpfeiler und –bastionen an den Talflanken als Relikte der ehemals geschlossenen Moränenverkleidung aus dem Hang auf. Am Rash Lake lagern in 4500 m Höhe Granit-Erratika (mündl. Mitteilung von Herrn Prof. Kuhle im Gelände, Aug. 2000), die eine hochglaziale Vergletscherungsmächtigkeit von mindestens 1500 m belegen. HASERODT (1989: 217) ordnet die Ufermoränen am Barpu-Gletscher als neuzeitlich, ältestenfalls als Neoglazial ein und sieht auch die Zwischentalscheide zwischen Barpu-Gletscher und Hispar-Tal als glazialerosiv überarbeitet an. Eine weitere glazialmorphologische Kartierung des Barpu- und Hopar-Gletschers liegt von KALVODA (1992) vor.

In einer Höhe von 4000 m befindet sich auf der orographisch rechten Barpu-Talflanke im Bereich der Zwischentalscheide zum Hispar-Tal ein reliktes Eisrandtal (Abb. 4.2.2.1). Es verläuft rund 800 m über der heutigen Gletscheroberfläche und lässt sich damit mit den Ufertälern am Yazghil- und Biafo-Gletscher parallelisieren (Yazghil-Stadium).

Die Ufermoränenaußenhänge sind mit einem lückigen Artemsia-Bestand besetzt und weiter talaufwärts zum Teil mit Bäumen versehen. Nach Auskunft unseres Trägerführers war das Eisrandtal ehemals dicht mit Bäumen bestanden. MOTT (1946: 13), der den Barpu-Gletscher im Jahre 1939 aufsuchte, beschreibt das Barpu-Ufertal als dicht mit Vegetation bestanden: „Our one great delight was the ablation valleys that were a feature of many of the glaciers. That on the Barpu followed along its right bank almost to the head, and was filled with clumps of willow and a gay profusion of rose thickets and wild flowers.” Heute trifft man hier ab einer Höhe von 3100 m nur auf vereinzelte Baumgruppen, die aber im Verhältnis zu benachbarten Gletschern immer noch recht üppig ausfallen.

Die Ufermoränenaußenhänge sind fast durchgehend mit Viehgangeln durchsetzt.

L. Iturrizaga

Abb. 4.2.2.2: Genese des Kamekegelkomplexes am Barpu-Gletscher (Girgindil-Stadium und Post-Girgindil-Stadium)

4.2.2 Barpu-Gletscher 146

1

2

Photo 4.2.2.7: Auf der rechten Barpu-Gletscherseite befindet sich hinter einem Felssporn der in Photo 4.2.2.8 gezeigte Kamekegel (). Auf der linken Barpu-Gletscherseite begleiten lediglich Ufer-moränenleisten den Gletscher. Das Eis-randtal endet bereits weiter talabwärts.

Aufnahme: L. Iturrizaga 06.08.2000/34.

Photo 4.2.2.8: Mehrphasig aufgebauter Kamekegel auf der rechten Barpu-Glet-scherseite in Girgindil (3775 m). Das höhere Kamekegelniveau (1) korres-pondiert mit der ehemaligen Gletscher-oberfläche. Der jüngere Kegel (2) wird derzeit eingeschnitten und dräniert Barpu-Gletscher ist durch den polyphasigen Aufbau der Ufermoränen gekenn-zeichnet. Mehrfirstige Ufermoränen sowie Ufermoränenanlagerung sind häufig zu beobachten, wobei die Ufermoränenwälle zumeist innenwärts an der proximalen Seite angelagert sind. Die Hauptufermoräne ist stark asymmetrisch aufgebaut mit einem steilen, bis zu 50 m hohen Innenhang mit Neigungen von bis zu 70° und einem flacher abfallenden Außenhang mit Neigungen von rund 20°-30° (Photos 4.2.2.5, 11-13). Die Höhe der distalen Ufermoränenflanke rangiert zwischen 10 m und 40 m. Ihre maximale Höhe erreicht sie am Ende der ersten breiten Ufertalung oberhalb von Barpu Giram in 3200 m. Seinerzeit lag die Gletscheroberfläche mindestens um diesen Betrag höher als der Ufertalboden. Der Ufertalboden erfährt rezent eine Aufhöhung durch die Sedimentation aus den Nebentälern. Die unterschiedliche Höhe der Ufermoräne zeichnet die wellenförmige Oberfläche des einstigen Gletscherpegels ansatzweise nach. Zu unterscheiden von der großräumigen Höhendifferenz des Ufermoränenkammes sind die immer wieder zwischengeschalteten Einbuchtungen, die auf postsedimentäre Erosionsprozesse zurückzuführen sind.

Die Ufermoränenaußenhänge sind oftmals gradiert, was auf supraglaziale Überschüttungsprozesse schließen lässt. Somit handelt es sich bei den Moränen zumeist um Sanderufermoränen. Ein Aufschluss bei Barpu Giram zeigt eine deutliche Schichtung der Ufermoräne parallel zum Einfallen des distalen Ufermoränenhanges zum Eisrandtal hin (Photo 4.2.2.13).

Erst bei Mopkun (3870 m) unterscheidet sich die Ufermoräne deutlich von dem weiter talabwärts gelegenen Ufermoränentyp. Die markante Ufertalfassung ist nicht mehr vorhanden, vielmehr besteht im Randbereich ein diffuses Wechselspiel von Ufer- und Seitenmoränen. Die hier in der periglazialen Höhenstufe zur Ablagerung kommende Ufermoräne steht in ihrer hügelförmigen Aufschüttung dem norwegischen Typ nahe. Die distale Flanke misst nur ca. 5 - 10 m. Die Moräneninnenhänge sind flacher ausgebildet (< 30°) und teilweise nahezu symmetrisch aufgebaut. Zuweilen zeigt sich ein sehr hoher Blockanteil (stuhl- bis tischgroß). Die distalen Flanken sind frisch überschüttet. Die Genese der Moränen ist durch langsames Abschmelzen eines Eiskerns im Saumbereich des schuttüberdeckten

Gletschers im Sinne einer Ablationsufermoräne zu deuten. Im oberen Gletscherabschnitt schließen sich auch die für diesen Bereich typischen unterschnittenen dualen Schuttkegel an, zusammengesetzt aus einem Grundmoränenfundament und darauf eingestelltem Hangschuttmaterial.

Die Höhe der Ufermoräneninnenhänge nimmt taleinwärts markant ab und beträgt in 3900 m nur noch wenige Meter. In manchen Teilen unterschneidet das Gletschereis unmittelbar den Talhang und es kommt stellenweise zur Ausbildung von Ablationsschluchten. Auffallend ist das Fehlen von großen Blöcken in den Ufermoränen, die an anderen Gletschern bis zu Hausgröße annehmen. Die Blöcke auf den Ufermoränenfirsten sind vorwiegend kantengerundet bis gerundet. Die Ufermoräne zeigt am Aussenhang diverse Überprägungen auf (z.B. Eislappenzunge bei Barpu Giram, Ufermoränenanlagerung am Außenhang bei Phahi Phari, zahlreiche Ufermoränendurchbrüche).

Sie weist einige Durchbrüche auf, an die sich in das Eisrandtal Schuttloben anschließen. Diese können zu Zeiten des Gletscherhochstandes durch supraglaziale Schmelzwasser entstanden sein (Photo 4.2.2.5). Sie können aber auch durch das Abschmelzen eines Eiskernes in der Ufermoräne erfolgen.

Der Gletscherpegel kann in diesem Fall schon erheblich unter dem Ufermoränenfirst liegen. Weiterhin können Niederschläge an entsprechend steilen distalen Ufermoränenflanken auch für murartige Massenabgänge sorgen. Oftmals sind im Firstbereich sehr große Blöcke eingelagert. Wenn diese aus ihrer Position herausgelöst werden, verbleibt ein kerbenförmiger Anschnitt, der als Ansatzstelle für eine weitere Erosion dient.

Eine Asymmetrie der Ufertalverbreitung ist am Miar-Gletscher zu verzeichnen. Auf der rechten Seite in NW-Exposition setzen die Ufertäler in 3500 m aus, während sie sich auf der linken Seite noch einige Höhenmeter weiter empor ziehen. Das verfrühte Aussetzen auf der rechten Seite kann topographisch bedingt sein, da hier (Eis-)Lawinen die Talflanke freiputzen. Beim Sumayar-Gletscher verhält es sich umgekehrt: Hier erreichen die Ufertäler am Spantik-Nebengletscher in S/SW-Exposition ihre größte Höhe (HEWITT 1993), während sie auf der rechten O-exponierten Seite aufgrund der dominierenden Eislawinenzufuhr bereits in 3700 m Höhe aussetzen.

Photo 4.2.2.9: An der rechten Barpu-Talflanke ragen im Eisrandtal oberhalb von Barpu Giram isoliert Moränenbastionen am Hang auf. Sie wurden durch hangiale Prozesse resedimentiert und haben zum Aufbau der lateroglazialen Sedimentationskomplexe beigetragen. Aufnahme: L. Iturrizaga 05.08.2000/2/00.

Cumulative Frequency Grain Size Curve

Abb. 4.2.2.3: Das Diagramm zeigt die Korngrößen-verteilung der in Photo 4.2.2.9 gezeigten Moränen-bastionen. Im Gegensatz zu dem Korngrößenspektrum der Ufermoränen (vgl. Abb. 4.3.1.2-5) zeigen diese hochlagernden älteren Moränen, aus denen sich die Eisrandtalkomplexe zum Teil konstituieren, noch einen wesentlich höheren Feinmaterialgehalt.

4.2.2 Barpu-Gletscher 148

Photo 4.2.2.10: Zwischen den Murkegeln bei Chukurtans sind lakustrine Sedimente ({) zwischengeschaltet. Die Gletscheroberfläche erreicht in dieser Partie bereits den Ufermoränenfirst (). Aufnahme: L. Iturrizaga 05.08.2000/2/34.

Photo 4.2.2.11: Die Gletscheroberfläche weist oftmals einen stark wellenförmigen Verlauf auf, die sich auch in der Form der Ufermoränenablagerung bemerkbar macht. Hier weist die Ufermoräne einen entsprechend bogenförmigen Verlauf auf. Sie wurde partienweise frisch überschüttet (). Der Vegetationsbewuchs fehlt hier.

Gegen die Hauptufermoräne ist ein Kamekegel (U) geschüttet. S. Kuh im Vordergrund als Größenvergleich (). Aufnahme: L. Iturrizaga 05.08.2000/2/35.

Photo 4.2.2.12: Ablagerung von subrezenten, wenige Meter hohen Ufermoränenwällen (U) auf der proximalen Seite der Hauptufermoräne sowie Ausbildung einer lateroglazialen Talung (Ø) zwischen Chukurtans und Girgindil. Der Schutt rutscht zumeist am Eisrand hinab und wird schutthaldenförmig aufgeschüttet. Aufnahme: L.

Iturrizaga 05.08.2000/2/13.

Photo 4.2.2.13: Aufschluss einer Sanderufermoräne auf der rechten Barpu-Gletscherseite in 3200 m. Die Schichtung der Ufermoräne zeigt ein Einfallen von der Gletscherseite (rechts) zum Eisrandtal (links) (). Die Ufermoräne ist wenig matrix-gestützt, der Anteil an Sand und Kies ist vergleichsweise hoch. Der Durchmesser der in die Ufermoräne eingestreuten Blöcke erreicht mehrere Meter (s. Kuh im Vordergrund als Größenvergleich ). Aufnahme: L. Iturrizaga 05.08.2000/30.