Die alpine Landschaft wird stark durch wiederholte Frost-Tau-Wechsel (täglich oder jahreszeitlich) beeinflusst. Viele geomorphologische Formen sind daher charakteristisch für die Auswirkungen von intermittierendem Oberflächenfrost. Der Gefrierprozess umfasst sowohl einen thermischen als auch einen physikalischen Aspekt (siehe Factsheet Permafrost 2.2), der für Erosionsphänomene wichtig ist.
Frost tritt auf, wenn die Temperatur unter den Gefrierpunkt von Wasser sinkt, der normalerweise bei 0 °C liegt. In Ausnahmefällen (Wasser unter hohem Druck oder hoher Salzgehalt) weicht der Gefrierpunkt von Wasser jedoch von 0°C ab. Aufgrund des Eisüberlagerungsdrucks kann Wasser unter einem Gletscher bei -1°C flüssig bleiben. Meerwasser mit einem Salzgehalt von 35 g/l gefriert etwa bei -1,9 °C. Weil Salz den Gefrierpunkt des Wassers senken kann, wird es im Winter auf die Strassen gestreut, um das Schmelzen von Eis und Eisglätte zu beschleunigen.
Beim Phasenwechsel von flüssigem Wasser zu Eis (und umgekehrt) findet ein grosser Energietransfer in Form von latenter Wärme statt. So werden beim Gefrieren enorme Energiemengen freigesetzt und beim Auftauen wieder absorbiert. Diese Prozesse der Übertragung latenter Wärme sind uns allen wohlbekannt. Nach diesem Prinzip lässt sich ein Getränk schnell abkühlen (Abb. 1).
Beim Gefrieren oder Schmelzen des Untergrunds verharrt die Bodentemperatur für eine gewisse Zeit am Gefrierpunkt (0°C): Dies wird auch als zero curtain Effekt bezeichnet (Abb. 2). In den Bergen kann diese Phase im Frühjahr beim Schmelzen der Schneedecke, und manchmal auch im Herbst, wenn der Boden zu gefrieren beginnt, beobachtet werden. Die Temperatur des Untergrunds kann erst dann unter (über) den Gefrierpunkt sinken (steigen), wenn das gesamte Wasser zu Eis geworden ist (und umgekehrt, insbesondere bei der Schneeschmelze). Wenn keine Feuchtigkeit im Boden vorhanden ist, gibt es keinen zero curtain Effekt (resp. Kein Verharren der Bodentemperatur bei 0°C). Dies ist z. B. bei porösem Gesteinsmaterial der Fall, in dessen Innerem das Wasser nicht stagnieren kann.
Der Frost breitet sich von der Oberfläche in die Tiefe aus. Die Gefrierfront ist die fliessende Grenze zwischen dem gefrorenen und dem nicht gefrorenen Untergrund. Die Eindringtiefe des Frosts in den Untergrund hängt von verschiedenen Parametern und Variablen ab:
- Schneebedeckung (Schnee ist ein Wärmeisolator, siehe Factsheet Permafrost 3.1.4): Eine Schneedecke führt dazu, dass der Wärmeverlust durch Infrarotstrahlung aus dem Boden gestoppt wird (Stabilisierung der Temperatur im Untergrund) (Abb. 3).
- Dauer und Intensität der Kälteperiode.
- Temperatur des Untergrunds.
- Wassergehalt des Bodens (je trockener der Boden, desto leichter dringt der Frost in die Tiefe ein).
- Wärmeleitfähigkeit des Bodens.
Abschliessend ist zu erwähnen, dass der oberflächennahe Boden aufgrund des Wärmeverlusts durch Infrarotstrahlung auch dann gefrieren kann, wenn die Lufttemperatur positiv bleibt. Dieser Fall tritt häufig nachts im Herbst bei klarem Wetter oder tagsüber in schattigen Gebieten auf.
Abb. 1: Prinzip der Wärmeübertragung
Abb. 1: Prinzip der Wärmeübertragung beim Schmelzen von Eis. Die Abbildung zeigt, wie man ein Experiment durchführen kann, um den Energieaustausch beim Phasenwechsel von Wasser zu verstehen. Eine Flasche bei Raumtemperatur wird in einen Behälter mit Eiswürfeln gestellt. Mithilfe von Salz wird das Schmelzen des Eises beschleunigt. Um zu schmelzen, benötigen die Eiswürfel Energie, die sie der Umgebung, d. h. der Flasche, entziehen. Innerhalb von 2 Minuten wird die Flasche (und deren Inhalt) auf ca. 5 °C gekühlt.
Abb. 2: Phasenwechsel
Abb. 2: Zero curtain Effekt für zwei Bodentypen auf der Alp de Mille (Val de Bagnes, VS). Im erdigen, feuchten Boden (Mi-36-Sensor) dauert es etwa 2 Monate, bis das gesamte Wasser zu Eis geworden ist. Im trockenen, sehr porösen Boden (Mi-35-Sensor) hingegen gibt es kein Verharren der Bodentemperatur bei 0 °C (ausser zum Zeitpunkt der Schneeschmelze im Frühjahr). Erkennbar sind 4-5 Frost-Tau-Wechsel pro Jahr.
Abb. 3: Veränderungen der Bodenoberflächentemperaturen
Abb. 3: Veränderungen der Bodenoberflächentemperaturen zwischen September 1999 und Juli 2001 am Ritord (VS). Die Sensoren sind auf beiden Seiten eines kleinen Passes angebracht, dessen Schneebedeckung stark von den vorherrschenden Windverhältnissen abhängt. Wenn eine Schneedecke vorhanden ist, bleiben die Bodentemperaturen relativ stabil.