Ein orographisch rechtes Seitental westlich des Lhonak Khola und nördlich von

Neben dem Kangchenjunga Gletscher, dem Lhonak Gletschersystem, dem Ramdaneinzugsgebiet und der Eigenvergletscherung des Merra Peaks ist ein namenloses Einzugsgebiet der orographisch rechten Haupttalflanke im talauswärtigen Anschluß an das Lhonak Gletscher Einzugsgebiet für die Morphologie der Alm Ramdan von Bedeutung. Der Talausgang dieses Einzugsgebietes liegt rechts oberhalb von Ramdan (Photo 89). Ca. 3km taleinwärts enden die rezenten Gletscher in ca. 5300m Höhe (Photo 112, der Standort des Betrachters liegt in ca. 5050m auf einem steil talauswärts einfallenden Lockermaterialpodest bzw. einer Lockermaterialrampe). Die mittlere Einzugsgebietshöhe der rezenten Gletscher berechnet sich zu 5900m; der höchste Gipfel im Talschluß ist 6097m hoch. Rechts in Photo 112 ist die Blankeiszunge eines orographisch linken Gletscherteilstromes zu erkennen, die ca. 100 Höhenmeter oberhalb des Wandfußes einer Steilstufe im Anstehenden endet. Der im Bild linke Talabschnitt ist deutlich flacher geneigt. Der Eiskörper endet bei gleicher mittlerer Einzugsgebietshöhe der Gletscher taleinwärtiger. Getrennt werden die beiden Gletscherteilströme durch einen Lockermaterialwall, der in ca. 5000m Höhe endet und fließend in ein Moränenpodest übergeht, d.h. flach ausläuft und zu den Talseiten hin leicht umbiegt. Durch die Kombination dieser Mittelmoräne mit gleichsinnig einfallenden Wällen an der rechten und linken Talflanke, dem ungegliedert reliefierten, einer Satzendmoräne entsprechenden Gelände zwischen den Wällen und dem Lockermaterialpodest, wird der Standort des Betrachters als vorzeitliche (historische) Eisrandlage verständlich. Wobei es wahrscheinlich ist, daß sich beide Gletscherteilströme - getrennt durch eine Mittelmoräne - gleichsinnig und annähernd gleich weit talauswärts vorgeschoben haben. Dies steht in keinem Widerspruch zu der aktuellen Lagebeziehung der Gletscherenden. Die Gletscherenden erreichten zu diesem Zeitpunkt ein Niveau in ca. 5050m Höhe (Höhe der Firstkante, die Gletscherbasis hat einige Dekameter tiefer gelegen).

Der obere Teil des orographisch linken Zungenbeckens wirkt deutlich weniger konso-lidiert als der untere, d.h. dem Standort des Betrachters in Photo 112 nähere Teil. Der Mittelmoränenwall ist hier etwas höher, und das Material der Innenhänge der Ufermoränen ist farblich von den talauswärtigen Abschnitten zu unterscheiden, das heißt, die Gesteinsoberfläche ist nicht so stark verwittert. Die wechselnden Neigungswinkel des

Innenhanges der orographisch rechten Ufermoränen belegen, daß das frischere Aussehen der Innenhänge nicht durch die Unterschneidung und die damit verbundene Denudation der Ufermoräneninnenhänge zu erklären ist (siehe Photo 112 am rechten Bildrand:

deutlich wird, daß es sich um eine Ufermoräne handeln muß, da die Form flankenseitig durch ein Tal zum Schuttkegel hin begrenzt wird. Der Schuttkegel schüttet leeseitig in das Ufermoränental. Die Ufermoräne setzt wenige Dekameter unterhalb des rezenten Endes der Gletscherzunge an. Hierin ist ein Hinweis auf die Lage der bezüglichen Schneegrenze zu sehen.). Des weiteren ist auf die sehr kleinen Schuttakkumulationen unterhalb der Steilstufe zu verweisen. Die Größe solcher Akkumulationsformen unterhalb von dergestalt herabhängenden Gletscherzungen ist nicht in ein quantitatives System umzusetzen, kann jedoch einen Hinweis auf die Aktivität der Gletscherzunge liefern. Die Schuttanlieferung eines aktiven, in seiner derzeitigen Position langfristig stabilen Gletschers dürfte in dieser Lage zur Bildung einer podestartigen Rampe unterhalb der Steilstufe führen, die an ihrer Basis durch die sedimentologischen Eigenschaften eines Schuttkegels bzw. einer Schuttschürze gekennzeichnet ist (vgl.

Photo 30). In Kombination mit den oben genannten Eigenschaften des bezüglichen Zungenbeckens ist hier anzunehmen, daß das frischere, etwas tieferliegende Zungenbecken eine zweite Eisrandlage markiert, wobei der Gletscher die Steilstufe um wenige 100m überwand und aufgrund der Übersteilung im letzten Zungenabschnitt übertiefend erodierte. Die Höhenlagen der zwei diagnostizierten Eisrandlagen unterscheiden sich höchstens im Dekameterbereich und liegen beide im Bereich historischer Gletscherschwankungen.

Die besondere Situation am Gletscherende dieser beiden Eisrandlagen macht die Deutung der Eisrandlage problematisch. Im jüngeren Fall wirkt der Gletscher aufgrund seiner Gesamtlänge eher übertiefend als akkumulierend. Für den älteren Fall gilt dies nicht. Der Gletscher bildete hier sein eigenes Podest, dies führt zu einer längeren Gletscherzunge bei gleicher Einzuggebietshöhe, da der Gletscher weniger schnell in wärmere, d.h. tiefere Lagen vordringt. Der Umstand der größeren Fläche ist in diesem Zusammenhang zu berücksichtigen. Der schnell vordringende übertiefende Gletschertyp ist in diesem Fall kürzer und taleinwärtiger gelegen als der ältere Gletscher, der jedoch akkumulierend wirkt. Die Einsenkung der Schneegrenze kann dabei annähernd gleich sein, da die Eisrandlage in gleicher Höhe liegt. Dieser Problemzusammenhang verschärft sich mit der Dimension der zu berücksichtigenden Gletscher und ist nicht zwingend aufzulösen.

Talauswärts stützen glazial überschliffene, konvex gewölbte Partien im Anstehenden (Photo 117) der orographisch linken Talflanke die Annahme vorzeitlich deutlich weiter talauswärts reichender Gletscher. Einzelen Reliefausschnitte, die, wie in Photo 118

ge-zeigt, erst vor kurzer Zeit vom Lockermaterial befreit worden sind, sind durch glazigene Schrammen gekennzeichnet, die eine talauswärts gerichtete Eisbewegung belegen.

Große Teile beider Talflanken sind mit Lockermaterial verkleidet, dessen Korngrößen-verteilung alle Fraktionen zwischen Ton und Block umgreift. Das Lockermaterial wird an weniger exponierten Stellen durch die Vegetation fixiert. Vereinzelt bilden sich Runsen und Steinschlagrinnen, an die sich kleine Schuttfächer anschließen, die zum Teil aus umgelagerter Moräne aufgebaut sind (Photo 89). Die durchgezogene Linie in Photo 89 markiert einen Wechsel im Profil der Flanke. Oberhalb dieses Wechsels ist der Grad der Verkleidung der Flanke mit glazigenem Lockermaterial eher gering. Der Grat, der das Lhonak Gletscher Einzugsgebiet von diesem Nebental trennt, verläuft oberhalb von ca. 5000m steil und schroff und verflacht sich talauswärts unterhalb von 5000m deutlich (Photo 89). Der oberflächennahe Materialwechsel von Anstehendem zu Lockermaterial ist in diesem Fall verknüpft mit einer markanten Veränderung der Morphologie der Flanke, wobei die Veränderung der Morphologie nicht auf das Lockermaterial zurückzuführen ist, da es sich nur um eine geringmächtige Decke handelt, die stellenweise durch das Anstehende unterbrochen wird. Der untere Abschnitt des Seitentalausganges ist hingegen sehr steil und annähernd schuttfrei.

Diese Formen lassen sich mit der beschriebenen Morphologie der orographisch rechten Haupttalflanke oberhalb dieser Lokalität zwanglos in Beziehung bringen. Sowohl das Niveau der Zurundung der Flanke als auch die nach oben aussetzende Verkleidung der Flanke mit Lockermaterial fügen sich zu einem Bild zusammen, das eine Gletscherbedeckung dieses Talabschnittes durch den Haupttalgletscher bis in ein Höhen-niveau um 5000m wahrscheinlich macht. Die ausgewiesene Steilheit des unteren Flankenabschnittes kann dabei genetisch nicht in direkten Zusammenhang mit der Gletscherbewegung des vorzeitlichen Kangchenjunga Gletschers gebracht werden. Diese Form wird als Unterschneidungsform des Seitentalgletschers verstanden, wobei sich bis an die obere Kante des steilen Abschnittes des Talquerprofils polierte und gekritzte Flankenpartien ausmachen lassen. Anhand der Sedimente und Morphologie am Talausgang des Seitentales ist auf der Basis der geomorphologischen Analyse nicht eindeutig festzustellen, ob diese Unterschneidung durch einen Teilgletscher eines Eis-stromnetzes erfolgte, oder ob beide Gletscher zum Zeitpunkt der Unterschneidung keine nennenswerte Verbindung hatten. Es ist jedoch möglich, deduktiv eine Wahrscheinlich-keit abzuleiten. Aufgrund der Einzugsbereichshöhe erscheint ein bis auf den Talboden des Ghunsa Khola reichender Nebentalgletscher unwahrscheinlich, wenn nicht gleichzeitig der Kangchenjunga Gletscher deutlich talauswärtiger endet. Das heißt, die Konfluenz beider Gletscherteilströme zu einem Eisstromnetz ist wahrscheinlich, wobei die Gletscheroberfläche in diesem Fall dem Akkumulationsgebiet des Gletschers zuzuordnen wäre.

Die Befunde aus diesem namenlosen Nebental ergänzen die hohen Pegelbefunde aus dem Haupttal und stützen die Annahme eines hochglazialen Eisstromnetzes mit einer Eisoberfläche oberhalb von 5400m in diesem Talabschnitt. Die differenzierte Betrachtung der historischen Gletscherstände in diesem kleinen Tal verdeutlicht die Komplexität der Eisausbreitung in Abhängigkeit vom dem Gletscher zugrunde liegenden Relief und verdeutlicht zusätzlich den vertikal überprägenden Einfluß der lokalen Vergletscherung auf die Haupttalflanke, der hier die Indikatoren für das Ausmaß der stärkeren Vergletscherung des Haupttales zerstört.

2.2.2.1.5 Der Abschnitt zwischen Ramdan Moränenkomplex und Kanbachen