Constraining the timing of deglaciation of the High Alps and rates of

DISS. ETH NO. 22978
Constraining the timing of
deglaciation of the High Alps
and rates of subglacial erosion
with cosmogenic nuclides
A thesis submitted to attain the degree of
DOCTOR OF SCIENCES OF
ETH ZURICH
(Dr. sc. ETH Zurich)
presented by
CHRISTIAN WIRSIG
Dipl. - Phys. Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg
born on 02.11.1983
citizen of the Federal Republic of Germany
accepted on the recommendation of
PD Dr. Susan Ivy-Ochs, examiner
Prof. Dr. Hans-Arno Synal, co-examiner
Prof. em. Dr. Christian Schlüchter, co-examiner
Prof. Dr. Sean Willett, co-examiner
PD Dr. Naki Akçar, co-examiner
Dr. Urs H. Fischer, co-examiner
2015
Abstract
Many of the characteristic landforms of the Alps have been shaped by glaciers. The
evolution of U-shaped troughs, cirques and overdeepenings is driven by the action of the
moving ice that once occupied the landforms or still does. In this thesis we address two
central aspects that characterize the impact of glaciers on the Alps. One is the aspect of
available time - how long did big glacier systems occupy the Alps in the past? The other
is the aspect of pace - when glaciers are present, how fast do they erode their beds?
The Last Glacial Maximum (LGM) was the ultimate of several periods of glaciations
in the Quaternary during which the Alps and adjacent forelands where occupied by ice.
After more than two centuries of ice age research in Europe, the general chronological
outline of the LGM is well known. Current studies focus on resolving the details of the
deglaciation process after the LGM. In this context, particularly few data are available
from the High Alps. In this thesis we report chronological constraints on the onset of
deglaciation in three different study areas distributed across the mountain range.
The identification of sampling sites as well as the interpretation of results critically
depend on a thorough understanding of the landscape. In each study area we mapped
glacial erosional marks and trimlines for a local reconstruction of the LGM ice surface
and flow patterns. We select exposed ridges below truncated spurs as preferred targets
for dating the onset of ice surface lowering. Furthermore, we constrain the ice surface and
terminal positions of Lateglacial extents by an analysis of mapping results and numerical
glacier models. As an example, the oldest glacial erosional marks at the mouth of Gelmer
valley (Central Alps, CH) show ice movement parallel to the main valley which implies a
high ice surface therein. In contrast, the youngest striations indicate dispersive flow out
of the tributary valley; we thereupon infer that the ice surface in the main valley was
below the bedrock step at the time these striations formed.
We observe the first sign of ice surface lowering of the Aare glacier in the Oberhasli
region (Central Alps, CH) at (23.0 ± 0.8) ka. Chronologies in the Alpine forelands suggest
a simultaneous end of the first LGM advance phase of the piedmont lobes. An only slightly
lower ice surface of the Aare glacier was presumably attained until (17.7 ± 0.8) ka. We
further determine identical ages for the onset of ice surface lowering of (18.5 ± 1.1) ka
in the Ferret valley at the Southern side of the Mont Blanc massif (Western Alps, IT)
and of (18.4 ± 1.4) ka in Zillertal in the Eastern Alps (AT). The obtained ages suggest a
synchronous decay of the LGM glaciers in the accumulation zones of Western, Central and
Eastern Alps. The High Alpine ice surface presumably responded slightly delayed to global
warming after the LGM in comparison to the downwasting of the glacier tongues in the
forelands that was set no later than 19 - 18 ka. However, numerous rock surfaces on high
elevation ridges were exposed for 2 - 3 ka less than the time since the ice surface lowering
began. We assume that this reflects widespread persistance of remnant ice patches in the
Lateglacial accumulation zones approximately until the Bølling-Allerød interstadial.
I
The quantification of the fundamental process of glacial erosion addresses the aspect
of pace of landscape evolution. Most available erosion rate data are from sediment load
studies that necessarily integrate over time and space. Using cosmogenic nuclides, however, erosion rates can be calculated in-situ at specific bedrock sites. We present an
approach of erosion rate and burial time determination based on the comparison of apparent exposure ages derived from same-sample analysis of 10 Be, 14 C and 36 Cl. Due to
the more complex production systematics, the production rate profile beneath the rock
surface of 36 Cl has a different shape than the ones of 10 Be and 14 C. Erosion therefore results in systematically too old apparent 36 Cl ages compared to 10 Be and 14 C. In addition,
because of the short 14 C half-life, decay during burial causes too young apparent 14 C ages
compared to 10 Be and 36 Cl.
We apply this approach to constrain the glacier extent and depths of erosion caused
during the Holocene by Grueben glacier in the Oberhasli region. We analyse samples from
a bedrock ridge close to the LIA Grueben glacier ice margin. The absence of systematic
deviations between apparent ages of 10 Be, 14 C and 36 Cl indicates a simple exposure history.
We quantify that Grueben glacier eroded less than 6 cm deep into the sampled surfaces
and covered them for less than 500 years. This conclusion is reinforced by the observation
that samples from inside and outside the LIA footprint of Grueben glacier yielded identical
results. In contrast, in a second study at Goldbergkees (Eastern Alps, AT) we show that
some of the analysed surfaces were eroded by > 300 cm (> 5 mm / a) during the Holocene.
The deeply eroded surfaces are from near the valley center more than 1 km upvalley of the
LIA glacier terminus. Thus, we show that severe erosion occurred underneath the main
glacier tongue at Goldbergkees, while bedrock at the glacial margins at Grueben glacier
remained almost unaffected by the comparably thin ice cover.
An analysis of the pattern of erosion along two valley profiles at Goldbergkees - one
transverse and one longitudinal - allows a number of conclusions to be drawn. Within a
rather patchy pattern that is presumably due to local controls we observe 1) a general
trend of increasing erosion rates towards the valley center, however 2) deepest erosion
part-way up the valley sides and 3) strong erosion where the ice runs up against the foot
of the bedrock riegel and at its lee side just beyond the crest. These erosion patterns
have previously been suggested by numerical models to lead to the formation of cirques
and overdeepenings and the widening of valley floors that creates U-shaped troughs. We
document that they might actually occur in real bedrock underneath a temperate glacier.
Altogether, this thesis shows that great progress in the study of the evolution of landforms in the Alps can be made by combining cosmogenic nuclides with detailed field work
and landscape analysis.
II
Zusammenfassung
Viele der charakteristischen Landformen der Alpen wurden von Gletschern geformt. Fliessendes Eis, das einst die Landschaft bedeckte, oder es immer noch tut, war und ist verantwortlich für die Bildung von U-förmigen Trogtälern, Karen und Übertiefungen. In
dieser Arbeit betrachten wir zwei zentrale Aspekte die den Einfluss von Gletschern auf
die Alpen charakterisieren. Ein Aspekt ist die verfügbare Zeit - wie lange haben grosse
Gletschersysteme die Alpen in der Vergangenheit bedeckt? Der andere Aspekt ist die
Geschwindigkeit - wenn Gletscher vorhanden sind, wie schnell erodieren sie ihr Bett?
Das Letzteiszeitliche Maximum (LGM) war die letzte von mehreren Eiszeiten während
des Quartärs in der die Alpen und Alpenvorländer von Eis bedeckt waren. Nach mehr
als zwei Jahrhunderten von Eiszeitforschung in Europa ist die allgemeine Chronologie des
LGM gut bekannt. Aktuelle Studien konzentrieren sich auf das Verständnis von Details
des Deglaziationsprozesses nach dem LGM. In diesem Kontext sind insbesondere wenig
Daten aus den Hochalpen verfügbar. In dieser Arbeit geben wir zeitliche Einschränkungen
für den Beginn der Deglaziation in drei verschiedenen Studiengebieten, die sich über die
gesamte Gebirgskette verteilen.
Die Auswahl von Beprobungsstellen sowie die Interpretation von Resultaten hängt
entscheidend von einem tiefgehenden Verständnis der Landschaft ab. In jedem der Studiengebiete haben wir von Gletschereis gebildete Erosionsmarker und die Lage der Schliffkehlen für eine lokale Rekonstruktion der letzteiszeitlichen Eisfläche und Fliessmuster
kartiert. Wir wählen ausgesetzte Grate unterhalb von abgeschnittenen Felsspornen (truncated spurs) als bevorzugte Ziele für die Datierung des Beginns der Senkung der Eisfläche.
Weiterhin schränken wir die Eisfläche und Endpositionen der Spätglazialen Gletscherausdehnungen aufgrund von Analysen der kartierten Erosionsmarker und Gletscherflussmodellen ein. Zum Beispiel zeigen die ältesten Erosionsmarker am Boden des Gelmertals
(Zentralalpen, CH) Eisbewegungen parallel zum Haupttal was dort eine hohe Eisfläche
impliziert. Die jüngeren Erosionsmarker indizieren hingegen dispersiven Fluss aus dem
Seitental. Wir folgern daraus, dass sich die Eisfläche im Haupttal unterhalb der Felsbettstufe befand, als die Striemungen gebildet wurden.
Wir sehen die ersten Zeichen der Senkung der Eisfläche des Aaregletschers in der Oberhasli Region (Zentralalpen, CH) um (23.0 ± 0.8) ka. Chronologien aus dem Alpenvorland
legen ein gleichzeitiges Ende der ersten Vorstossphase des LGM nahe. Eine nur wenig
tiefere Eisfläche des Aaregletschers wurde vermutlich bis (17.7 ± 0.8) ka erhalten. Weiterhin bestimmen wir identische Alter für den Beginn der Senkung der Eisflächen von
(18.5 ± 1.1) ka im Val Ferret (Westalpen, IT) und (18.4 ± 1.4) ka im Zillertal in den Ostalpen (AT). Die ermittelten Alter weisen auf einen zeitgleichen Verfall der LGM Gletscher
in den Akkumulationsgebieten der West-, Zentral- und Ostalpen hin. Die Eisfläche in den
Hochalpen reagierte vermutlich leicht verzögert auf die globale Erwärmung nach dem LGM
im Vergleich zum Verfall der Gletscherzungen in den Alpenvorländern, der nicht später als
19 - 18 ka einsetzte. Viele Gesteinsoberflächen aus grossen Höhen waren hingegen 2 - 3 ka
weniger exponiert als die Zeit seit dem Beginn der Senkung der Eisfläche. Wir nehmen
an, dass dies auf den Fortbestand von lokalen Eisfeldern in den Akkumulationsgebieten
III
des Spätglazials bis zum Bølling-Allerød Interstadial zurückzuführen ist.
Die Quantifizierung des grundlegenden Prozesses der glazialen Erosion betrifft den
Aspekt der Geschwindigkeit der Landschaftsentwicklung. Die meisten vorhandenen Erosionsdaten stammen aus Studien, die über längere Zeit und grössere Flächen integrieren.
Mithilfe von kosmogenen Nukliden können Erosionsraten dagegen in-situ an konkreten
Felsbettstellen bestimmt werden. Wir präsentieren einen Ansatz um Erosionsraten und
Bedeckungszeiträume aufgrund von 10 Be-, 14 C- und 36 Cl-Analysen aus Aliquoten derselben Probe zu bestimmen. Wegen der komplexen Produktionssystematik von 36 Cl ist
das Produktionsratenprofil unterhalb der Gesteinsoberfläche verschiedenen verglichen mit
denen von 10 Be und 14 C. Erosion erzeugt deswegen systematisch zu alte scheinbare 36 Cl
-Alter im Vergleich zu 10 Be und 14 C. Wegen seiner kurzen Halbwertszeit zerfällt 14 C ausserdem schneller unter Bedeckung, was zu junge scheinbare 14 C Alter, verglichen mit 10 Be
und 36 Cl, erzeugt.
Wir wenden diesen Ansatz an, um die Gletscherausdehnung und die Tiefe der subglazialen Erosion des Grueben Gletschers in der Oberhasli Region während des Holozäns
einzuschränken. Wir analysieren Felsbettproben von einem Grat, der sich während der
kleinen Eiszeit am Eisrand des Grueben Gletschers befand. Weil keine systematischen
Abweichungen zwischen scheinbaren Altern von 10 Be, 14 C und 36 Cl auftreten, folgern wir,
dass der Grueben Gletscher die beprobten Oberflächen weniger als 6 cm tief erodiert und
weniger als 500 Jahre bedeckt hat. Dieser Schluss wird von der Beobachtung bekräftigt,
dass Proben innerhalb und ausserhalb der Gletscherausdehung während der kleinen Eiszeit
identische Ergebnisse erbringen. Im Gegensatz dazu zeigen wir, dass einige der untersuchten Oberflächen am Goldbergkees (Ostalpen, AT) um > 300 cm (> 5 mm / a) während
des Holozäns erodiert wurden. Die tief erodierten Oberflächen stammen aus der Nähe der
Talmitte, mehr als 1 km talaufwärts von der Endposition des Gletschers während der
kleinen Eiszeit. Wir zeigen damit, dass starke Erosion unterhalb der Gletscherzunge des
Goldbergkees stattfand, während das Felsbett am Eisrand des Grueben Gletschers von
der vergleichbar dünnen Eisbedeckung nahezu unangetastet blieb.
Die Analyse der Erosionsmuster entlang von zwei Talprofilen am Goldbergkees - einem
transversalen und einem longitudinalen - erlaubt einige Schlussfolgerungen. Innerhalb des
fleckigen Erosionsmusters, das vermutlich durch lokale Einflüsse bedingt ist, beobachten
wir 1) einen generellen Trend zunehmender Erosionsraten in Richtung der Talmitte, allerdings 2) die stärkste Erosion etwas oberhalb des tiefsten Punktes im Tal und 3) kräftige
Erosion wo das Eis gegen den Fuss des Felsbettriegels auflief, sowie auf der Leeseite hinter
dem Scheitel des Riegels. Diese Erosionsmuster wurden zuvor von numerischen Modellen
hervorgesagt, die die Entstehung von Karen und Übertiefungen, sowie das Ausweiten des
Talbodens von U-förmigen Trogtälern simulieren. Wir belegen in echtem Felsbett, dass
subglaziale Erosion unter einem temperierten Gletscher diesem Muster tatsächlich folgt.
Summa summarum zeigt diese Arbeit, dass durch die Kombination von kosmogenen
Nukliden mit detaillierten Feldstudien und Landschaftsanalysen grosser Fortschritt in der
Untersuchung der Entwicklung von alpinen Landformen erzielt werden kann.
IV

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