Hydrogeologie im Gebiet des Limosees, Dolomiten

Hydrogeologie im Gebiet des Limosees,
 Dolomiten
 Masterarbeit

 Eingereicht an der
 Leopold-Franzens-Universität Innsbruck
 Fakultät für Geo- und Atmosphärenwissenschaften

 Zur Erlangung des akademischen Grades
 Master of Science

 Tim Philipp

 Betreuer:
 Univ.-Prof. Mag. Dr. Christoph Spötl
 Institut für Geologie
 Innsbruck, 5. Januar 2021

Danksagung
An dieser Stelle möchte ich mich bei all denjenigen bedanken, die mich während der
Anfertigung dieser Masterarbeit unterstützt und motiviert haben. Zuerst möchte ich mich bei
meinem Betreuer Herrn Univ.-Prof. Mag. Dr. Christoph Spötl für die Idee zu dieser
Masterarbeit, die umfangreiche Betreuung und die Hilfsbereitschaft bedanken.
Ein besonderer Dank gebührt Gottfried Nagler und Matteo Rubatscher vom Naturpark Fanes-
Sennes-Prags für den Transport zu den Seen, die Begleitung während der Geländebegehungen,
das Weiterleiten von Fotos und Informationen und die Zusendung der Logger.
Ebenso möchte ich mich bei Herrn Mutschlechner von der Rifugio Fanes für den Transport mit
der Schneekatze in den Wintermonaten und die Verpflegung nach der Geländearbeit bedanken.
Außerdem möchte ich mich auch bei Luca Maraldo vom Amt für Meteorologie und
Lawinenwarnung der Autonomen Provinz Südtirol für die Bereitstellung der Wetterdaten
bedanken.
Ein großer Dank geht auch an Ulrich Burger für die hilfreichen Anregungen und Diskussion
der Ergebnisse.
Nicht zuletzt möchte ich mich bei meiner Familie und Freunden für die Unterstützung während
des Studiums bedanken.

 i

Zusammenfassung
Der Limosee und der Paromsee im Naturpark Fanes-Sennes-Prags in den Dolomiten zeigen
historisch dokumentierte wiederkehrende Seespiegelschwankungen. Als Teil des UNESCO
Weltnaturerbes stellt der Limosee ein touristisch beliebtes Ausflugsziel dar. Im Jahr 2015 führte
der besonders niedrige Seespiegelstand zu Diskussionen über die Ursachen der
wiederkehrenden Schwankungen. Ziel dieser Masterarbeit war es, die hydrogeologischen
Verhältnisse im Bereich dieser Seen zu untersuchen, um so die auftretenden
Seespiegelschwankungen zu erklären. Das Fanesgebiet wird im Wesentlichen von
obertriassischen und unterjurassischen stark verkarsteten Kalkformationen aufgebaut. Die Seen
liegen in Karstdepressionen, welche durch Grundmoränenmaterial abgedichtet wurden. Beide
Seen sind charakterisiert durch einen ausschließlich unterirdischen Abfluss und nur kleinen
intermittierenden Quellen sowie oberflächlichen Zuflüssen.
Die Seespiegeländerungen wurden mittels Datenloggern zwischen den Jahren 2016 und 2017
aufgezeichnet und für die Jahre 2015 bis 2020 anhand von Satellitenbildern extrapoliert. Diese
Daten wurden mit meteorologischen Messungen verglichen, um Zusammenhänge zwischen
Schneehöhe, Niederschlag und Seespiegeln zu erklären. Die Seespiegelschwankungen wurden
außerdem zwischen 2018 und 2020 durch Wildkameras aufgezeichnet. Zusätzlich wurde die
elektrische Leitfähigkeit und die Temperatur der Lavarella-Quelle, der Hauptquelle im
Fanesgebiet, zwischen 2016 und 2020 aufgezeichnet, um Erkenntnisse über die Beschaffenheit
des Karstaquifers der Faneshochebene zu erlangen.
Die Ergebnisse zeigen eine Korrelation zwischen schneearmen Wintern und niedrigen
Seespiegelständen des Limosees. Es ist jedoch möglich, dass die meteorologisch gesteuerten
Seespiegelschwankungen nicht die einzige Ursache für die Seespiegelschwankungen im
Limosee sind. Eine weitere Möglichkeit ist, dass durch Sedimentation im Bereich der
Karstschwinden, welche als Hauptabfluss des Limosees fungieren, meteorologische Einflüsse
überlagert werden. Im Untersuchungszeitraum konnten jedoch keine Änderungen in der
Abflussmenge nachgewiesen werden. Dies ist allerdings in den undokumentierten Jahren nicht
auszuschließen. Die Messungen am Paromsee hingegen haben gezeigt, dass dessen Seespiegel
hauptsächlich von der Geschwindigkeit der Schneeschmelze und von langanhaltenden
Niederschlagsereignissen im Sommerhalbjahr abhängig ist. Nach dem Auftreten einer
schnellen Schneeschmelze oder starken Niederschlägen konnten die höchsten
Seespiegelzunahmen dokumentiert werden. Somit wäre es möglich, dass der Paromsee nicht
mit dem Grundwasserspiegel in Kontakt steht. Anhand des Verhaltens der elektrischen
Leitfähigkeit und der Temperatur in der Lavarella-Quelle auf Niederschläge konnten erste
 ii

Erkenntnisse über die Beschaffenheit des Karstaquifers gewonnen werden. Diese deuten darauf
hin, dass der Aquifer großteils aus kleinen Spalten und Klüften besteht. Es ist möglich, dass nur
nach Niederschlagsereignissen Porenwasser durch einen erhöhten hydraulischen Druck gelöst
wird. Nach extremen Niederschlägen konnte ein schneller Abfluss über die ungesättigte Zone
nachgewiesen werden.

 iii

Abstract
Lake Limo and Lake Parom in the Fanes-Sennes-Prags Nature Park in the Dolomites show
historically documented recurrent lake level fluctuations. As part of the UNESCO World
Natural Heritage, Lake Limo is a popular tourist destination. In 2015, the particularly low lake
level led to discussions about the causes of the recurrent fluctuations. The aim of this Master
thesis was to investigate the hydrogeological conditions in the catchment of these lakes in order
to explain these lake level fluctuations. The Fanes area is mainly built up by upper Triassic and
lower Jurassic strongly karstified limestone formations. The lakes are located in karst
depressions, which were sealed by glacial till. Both lakes are characterized by exclusive
subsurface drainage, only small intermittent inflows from springs, and surface inflows. Lake
levels were recorded using data loggers between 2016 and 2017 and extrapolated for 2015 to
2020 using satellite imagery. These data were compared with meteorological measurements to
explore the relationship between snow depth, precipitation and lake levels. Lake level
fluctuations were also recorded by wildlife cameras between 2018 and 2020. In addition, the
electrical conductivity and temperature of the Lavarella spring, the largest spring in the Fanes
area, were recorded between 2016 and 2020 to gain insights into the nature of the karst aquifer
of the Fanes plateau.
The results show a correlation between winters with little snow and low lake levels at Lake
Limo. However, it is possible that meteorological factors are not the only cause of lake level
fluctuations at Lake Limo. Another possibility is that meteorological influences are
superimposed by sedimentation in the area of the ponor, which function as the main outflow of
Lake Limo. Nevertheless, no changes in runoff volume could be detected during the study
period. However, such changes cannot be ruled out for the undocumented years. Measurements
at Lake Parom, on the other hand, have shown that its lake level is mainly dependent on the
speed of snowmelt and on prolonged precipitation events during the warm season. The largest
lake level increases occur after rapid snowmelt or heavy precipitation. Thus, it is conceivable
that Lake Parom is not in contact with the ground water table. Based on the response of
electrical conductivity and temperature of the Lavarella spring to precipitation, initial insights
into the nature of the karst aquifer could be obtained. These indicate that the aquifer consists
largely of small fractures and fissures. It is possible that only after precipitation events, pore
water is activated by increased hydraulic pressure. After extreme precipitation, quick runoff
over the unsaturated zone could be detected.

 iv

Inhaltsverzeichnis
Danksagung i
Zusammenfassung ii
Abstract iv
Inhaltsverzeichnis v
1. Einleitung 1
 1.1 Zielsetzung 1
 1.2 Geographischer Überblick 2
2. Geologischer Überblick 3
 2.1 Stratigraphie der Dolomiten 5
 2.1.1 Altpaläozoikum 5
 2.1.2 Perm 5
 2.1.3 Trias 5
 2.1.4 Jura 7
 2.1.5 Kreide 7
 2.1.6 Paläogen 8
 2.2 Quartär 10
3. Karst 11
4. Hydrogeologie 13
5. Methoden 17
 5.1 Drucksensoren 17
 5.2 Wildkameras 18
 5.3 Wasserisotopen 18
 5.4 Meteorologische Daten 20
 5.5 Wasserbilanz 21
 5.6 Volumenberechnung 22
6. Ergebnisse 23
 6.1 Schneehöhe 23
 6.2 Quellmessungen 27
 6.3 Isotopen 33
 6.4 Volumen 36
 6.5 Seespiegel und Volumen 38
 6.6 Abfluss und Zufluss 41
7. Diskussion 44
 7.1 Lavarella-Quelle 44
 v

7.2 Seespiegelschwankungen 47
 7.3 Auswirkungen des Klimawandels 52
8. Schlussfolgerung 53
9. Ausblick 54
10. Literaturverzeichnis 55

 vi

1. Einleitung
Am touristisch beliebten Limosee führten die wiederkehrenden sehr niedrigen
Seespiegelstände, wie zum Beispiel im Sommer 2012, 2015 und 2017, zu einer Diskussion
unter Anrainern und Touristen über die Ursachen dieser Seespiegelschwankungen. Der
Limosee liegt im Naturpark Fanes-Sennes-Prags, welcher Teil des UNESCO Weltnaturerbes
ist. In Südtirol ist der Tourismus einer der wichtigsten Wirtschaftszweige. 2018 wurden 33,3
Millionen Übernachtungen verzeichnet, davon etwa 10,1 Millionen Übernachtungen im Bezirk
Pustertal, in dem der Naturpark liegt (Anonym, 2019). Es besteht somit nicht nur ein
wissenschaftliches, sondern auch ein touristisches und damit wirtschaftliches Interesse an den
Seen und den damit zusammenhängenden Seespiegelschwankungen. Die Frage nach den
Ursachen dieser Seespiegelschwankungen am Limosee legte den Grundstein für diese Arbeit.

1.1 Zielsetzung
Ziel der Arbeit ist die Erforschung der hydrogeologischen Situation im Karstgebiet von Fanes,
um so die Seespiegelschwankungen des Limosees sowie des Paromsees zu erklären. Der
Paromsee, ein weiterer See im Fanesgebiet, wurde miteinbezogen, da dieser scheinbar
asynchron zum Limosee reagiert. Zu Beginn der Untersuchung wurde die These aufgestellt,
dass es einen direkten Zusammenhang von schneearmen Wintern und einem niedrigen
Seespiegel gibt. Daraus ergibt sich auch die Frage nach der zukünftigen Dynamik der Seen in
Hinblick auf den fortschreitenden Klimawandel in den Alpen und den daraus entstehenden
Folgen für den Naturpark. Darüber hinaus wäre es Interessant zu klären, wohin der Limosee
entwässert. Da nur unterirdische Abflüsse bekannt sind und diese nahe der Wasserscheide
liegen, ist nicht eindeutig geklärt, ob das Wasser nach Norden oder nach Süden fließt. In der
Untersuchung wurde die Lavarella-Quelle mit einbezogen, da es die Hauptquelle im
Fanesgebiet ist und ab hier Wasser teilweise oberflächlich abfließt. Bisher sind keine
hydrogeologischen Studien in den Hochflächen von Fanes durchgeführt wurden. Lediglich der
Aquifer im Rautal wurde von Van de Griend et al. (1986) ausführlich untersucht. Die Aufnahme
der Daten begann 2016 mit dem Einbau von Drucksensoren im Limosee, Paromsee und der
Lavarella-Quelle. Neben dem Aufzeichnen der Daten mit den Loggern, wurden Wildkameras
verwendet, um einen visuellen Überblick über das Verhalten der Seen im Jahresverlauf zu
gewinnen. Die meteorologischen Daten wurden vom Open Data Portal der Provinz Südtirol zu
Verfügung gestellt.

 1

1.2 Geographischer Überblick
Das Forschungsgebiet dieser Arbeit befindet sich im Südosten der Provinz Südtirol in
Norditalien. Die zwei Seen, Limosee und Paromsee, bilden den Schwerpunkt der
hydrogeologischen Untersuchung und liegen als Teil des Naturparks Fanes-Sennes-Prags in der
Hochebene von Großfanes beziehungsweise Kleinfanes. Nordöstlich der Fanes-Hochebene
liegt die Sennes-Fosses Hochebene. Beide Plateaus werden durch das tief eingeschnittene
Rautal und der Lavinores Bergkette getrennt. Im Sommer 2009 wurde der Naturpark in die
Liste des Welterbes der UNESCO aufgenommen und bildet das größte der neun Systeme der
UNESCO-Dolomiten (Teilgebiet: Nördliche Dolomiten - Dolomiten UNESCO, 2020). Mit
einer Größe von 25.453 ha erstreckt sich der Naturpark über die Gemeinden Abtei, Prags,
Toblach, Wengen, Enneberg und Olang (Südtiroler Informatik AG, 2020). Der Limosee sowie
der Paromsee liegen in der Gemeinde von Enneberg, die den größten Anteil am Naturpark
besitzt (Südtiroler Informatik AG, 2020). Im Norden wird der Naturpark vom Pustertal, im
Westen vom Gadertal, im Osten vom Höhlensteintal und im Süden von der Landesgrenze mit
Venetien begrenzt. Die Hohe Gaisl mit 3.146 m ist der höchste Gipfel im Naturpark. Das
Forschungsgebiet in Fanes wird kesselartig von markanten Gipfeln wie der Lavarellaspitze
(3.055 m), dem Zehner (3.026 m) und dem Neuner (2.968 m) umschlossen. Der Paromsee liegt
an der Nordflanke der Paromspitze auf 2.311 m, der Limosee südlich des Limojochs und
westlich der Pareispitze auf 2.159 m.

 2

Abbildung 1. Geographischer Überblick des Arbeitsgebietes in Südtirol.

2. Geologischer Überblick
Geologisch gesehen befindet sich der Naturpark Fanes-Sennes-Prags im Südalpin und wird
größtenteils durch permo-jurassischen Sedimentabfolgen aufgebaut (Brandner, 1980).
Untergeordnet treten an der Pareispitze jüngere kretazische und paläogene Sedimentabfolgen
auf (Brandner, 1980). Schmid et al. (2004) klassifizieren die Gesteinseinheiten im
Forschungsgebiet als postvariszische vulkanische und sedimentäre Überdeckung der Südalpen
(Abbildung 2). Das Südalpin wird durch das Periadriatische Lineament, welches aus der
Canavese, Insubrische, Judikarien, Pustertal und Gailtal Linie besteht, von den Westalpen und
den Ostalpen getrennt (Schmid et al., 2004). Das Südalpin ist durch eine sehr schwache
alpidische Metamorphose sowie durch einen südvergenten Falten- und Überschiebungsgürtel
charakterisiert (Schmid et al., 2004).

 3

Abbildung 2. Tektonische Karte der Alpen (Schmid et al., 2004).

 4

2.1 Stratigraphie der Dolomiten
Der Inhalt des folgenden Abschnitts beruht im Wesentlichen auf Bosellini (1998) und Gianolla
et al. (2018a).

2.1.1 Altpaläozoikum
Das metamorphe Grundgebirge der Südalpen besteht hauptsächlich aus Phylliten,
Glimmerschiefern und Paragneisen. Die Metamorphite wurden als Sedimente und Vulkanite
vor 550 bis 350 Mio. Jahren abgelagert und durch die variszische Orogenese im Karbon (350-
300 Ma) metamorph überprägt. Die variszische Orogenese erreicht im Südalpin einen niedrig-
bis mittelgradigen Metamorphosegrad (Grünschieferfazies bis granatführende Subfazies) und
ist nur nördlich des Forschungsgebietes aufgeschlossen. In das Grundgebirge sind mehrere
Plutone nach der varizischen Metamorphose intrudiert, welche jedoch in den Dolomiten nicht
aufgeschlossen sind.

2.1.2 Perm
Mit dem Ende der variszischen Metamorphose, zu Beginn des Perms, kam es zur Bildung von
zahlreichen Gräben in Kombination mit ausgeprägter magmatischer Aktivität (Pfiffner, 2015).
Am Beginn des Perms kam es zur Ablagerung von fluviatilen Kiesen, die heute in Form des
Waidbrucker Konglomerats vorliegen. Das Konglomerat wird vom Südtiroler
Vulkanitkomplex überlagert. Der Komplex besteht hauptsächlich aus Quarzporphyr und
erreicht eine Mächtigkeit von bis zu 2000 m. In den Dolomiten tritt der Porphyr ausschließlich
im Westen auf. Am Ende des Perms kam es zur leicht diskordanten Ablagerung von Klastika,
dem Grödner Sandstein, auf den Südtiroler Vulkanitkomplex bzw. dem metamorphen
Grundgebirge (Pfiffner, 2015). Eine Transgression von Südosten am Ende des Perms resultierte
in der Ablagerung von seichtmarinen Evaporiten und Kalken der Bellerophon-Formation.

2.1.3 Trias
Am Beginn der Trias mit fortschreitender Transgression der Tethys entstand ein flacher Ozean
im Bereich der Südalpen. Es bildet sich die Werfen-Formation, welche in den Dolomiten in
neun Member unterteilt wird und aus gut geschichteten Kalken, Dolomiten und Sandsteinen
besteht. Im oberen Anis kommt es zur Hebung einiger Zonen in den Südalpen. Infolgedessen
herrschten in den westlichen Dolomiten terrestrische Bedingungen, wohingegen die östlichen
Dolomiten weiterhin unter marinem Einfluss standen. Durch die Hebung kam es in den
westlichen Dolomiten zur Erosion, weshalb die Werfen-Formation dort nicht vollständig
erhalten ist. Das erodierte Material bildet das Richthofen-Konglomerat, welches ausschließlich
 5

im Westen der Dolomiten auftritt. Im Beckenbereich lagern sich die Kalke, Mergel und
schwarzen Tone der Prags-Gruppe ab. Gegen Ende des Anis überstieg die Subsidenz die
Hebung und es bildeten sich offene tropische Karbonatplattformen (Contrin-Formation). In den
Beckenbereichen wurde weiterhin die Prags-Gruppe abgelagert. Mit dem Beginn des Ladins
nahm die Subsidenz beträchtlich zu und erreicht eine Absenkung von bis zu 1.000 m. Zusätzlich
zur Subsidenz begann eine ausgeprägte marine Transgression, die zu isolierten
Karbonatplattformen und tiefen Wasserstraßen führte. In den tiefen Gräben entstand die
Buchenstein-Formation, wohingegen die isolierten Karbonatplattformen den Schlern-Dolomit
bildeten. In den östlichen und südlichen Dolomiten herrschte immer noch tiefmarines Milieu,
in dem es zur Ablagerung von Turbiditen mit vorwiegendem Transport von Süd-Südost kam.
Neben den Plattformen und Becken in den Dolomiten trat im Ladin außerdem intensive
vulkanische Aktivität auf. Es bildeten sich Kissenlaven und Hyaloklastite, die sich
hauptsächlich in den Becken und teilweise an den Plattformhängen ablagerten. Am Ende des
Ladins beruhigte sich die aktive Phase des Vulkanismus und es bildete sich das Marmolata-
Konglomerat am Top der vulkanischen Gesteine. Das Konglomerat besteht aus dem Abtrag der
zuvor gebildeten vulkanischen Inseln. Während sich proximal Konglomerate bildeten, kamen
im distalen Bereich Sandsteine zur Ablagerung. Nach Gianolla et al. (2018a) werden die
Konglomerate und die Sandsteine der Wengen-Formation zugeordnet. Am Ende des Ladins
und dem Beginn des Karns endete die starke Subsidenz und es bildete sich ein tropisches Meer.
Damit einhergehend kam es zur Entwicklung postvulkanischer Riffe und Karbonatplattformen.
Diese bestehen aus Kassianer Dolomit, während in den Becken die St. Kassian-Formation
abgelagert wurde. Durch die geringen Subsidenz-Raten kam es zu mehreren
Progradationsschüben der Karbonatplattformen, die im Kassianer-Dolomit aufgeschlossen
sind. Gegen Ende des Karns kam es durch eine leichte Regression zur topographischen
Nivellierung. Die noch vorhandenen Becken wurden durch die Heiligkreuz-Formation
(Gianolla et al., 2018a) beziehungsweise den Dürrenstein-Dolomit (Bosellini, 1998) aufgefüllt.
Die Heiligkreuz-Formation überlagert die St. Kassianer-Formation und die Abhänge der
Karbonatplattformen. Am Ende des Karns entwickelte sich die Topografie in der
Dolomitenregion wieder zu einem flachen Küstenbereich. Es bildete sich die Travenanzes-
Formation (Raibl-Formation) im randmarinen Milieu mit feinkörnigem, terrigenem
Sedimenteintrag (Breda & Preto, 2011). Diese liegt meist diskordant oder erosiv auf der
Heiligkreuz-Formation und bildet die Basis des Hauptdolomits. Im Forschungsgebiet, im
Bereich nördlich und südlich des Rautales, ist diese Formation die älteste aufgeschlossene
Einheit. Die Travenanzes-Formation hat eine geringe Mächtigkeit und ist durch weiße,

 6

grünliche und rote Farben gekennzeichnet. Es handelt sich hauptsächlich um Dolomit.
Untergeordnet treten auch Gipslagen auf. Stratigraphisch folgt auf die Travenanzes-Formation
der Hauptdolomit, welcher im Forschungsgebiet weitläufig und in großer Mächtigkeit (bis zu
800 m) auftritt. Der Hauptdolomit bildete sich am Beginn des Nors in einem Ablagerungsraum,
der durch eine Karbonatplattform gekennzeichnet war. Durch periodische
Transgressionsschübe entstand eine zyklische Abfolge von hellgrauen bis weißlichen
stromatolithischen Dolomiten. Die Bedingungen der Karbonatplattform variierten von
subtidalen Lagunen über Gezeitenebenen bis hin zu supratidalen Milieus mit subaerischer
Exposition.

2.1.4 Jura
Gegen Ende der Trias wechselten die klimatischen Bedingungen von einem heißen, ariden
Klima zu einem heißen, feuchten Klima. Außerdem entwickelte sich aus den Gezeitenflächen
ein tropisches Flachwasser, in dem sich die Graukalk-Gruppe ablagerte. Die Graukalke mit
einer Mächtigkeit zwischen 450 und 600 m, welche die Hochflächen von Fanes, Sennes und
Fosses bilden, stellen eine weitere Karbonatplattform-Einheit des Südalpins dar. Die Abfolge
ist in sich recht homogen, es treten nur leichte Variationen der Lithofazies auf. Bei den Kalken
handelt es sich meist um Wackestones, Mudstones und Packstones. Überlagert werden die
Graukalke von den Encriniten der Klein-Fanesalm, welche nordöstlich der Faneshütte und am
Limosee aufgeschlossen sind. Dabei handelt es sich um Kalkarenite mit Brachiopoden,
Crinoidenbruchstücken und seltenen Ammoniten. Die Encrinite zeigen den Beginn des
Versinkens der Trento-Plattform an. Im Malm sank die Trento-Plattform weiter ab und die
Kalke wurden von Tiefseesedimenten, dem Ammonitico Rosso, überlagert (Winterer &
Bosellini, 1981). Dieser ist durch eine knollige Schichtung im Zentimeter- bis
Dezimeterbereich charakterisiert und wurde durch pelagische Sedimentation in einem weiter
absinkenden Becken abgelagert. Auf der Hochebene von Fanes ist der Ammonitico Rosso im
Bereich des Limosees sowie im Nordwesten und Nordosten der Faneshütte aufgeschlossen. Er
beendet die Abfolge der jurassischen Gesteine in den Dolomiten.

2.1.5 Kreide
Es folgen die Mergel der Kreide, welche die jüngsten Gesteine der Dolomiten (mit Ausnahme
des Monte-Parei-Konglomerates) darstellen. Die kretazischen Mergel werden in vier
Formationen unterteilt: Maiolica, Puezmergel, Scaglia Variegata Alpina und Scaglia Rossa. Im
Gebiet von Fanes ist die Maiolica-Formation, die jüngste kretazische Einheit, östlich des
Limosees und nördlich der Faneshütte aufgeschlossen. Dabei handelt es sich um eine Abfolge

 7

von Dezimeter dicken mikritischen Kalken gefolgt von Millimeter dünnen Lagen an Peliten.
Die Ablagerung hat in einem pelagischen Becken mit terrigenem und distalem Materialeintrag
stattgefunden. Nördlich der Faneshütte folgen auf die Maiolica-Formation die Puezmergel, die
durch einen markanten Farbwechsel charakterisiert sind. Sie wurden ebenfalls in einem
pelagischen Becken abgelagert. Stratigraphisch folgt auf die Puezmergel die Scaglia Variegata
Alpina Formation, die in einem tiefen Becken entstanden ist (Luciani & Cobianchi, 1999). In
dieser Formation finden sich vermehrt Turbidite, welche auch als Flysch von Ra Stua bekannt
sind. In der Oberkreide wurde darauffolgend am Beckenabhang die Scalia Rossa gebildet. Es
handelt sich um dunkle Tonsteine und turbiditische Ablagerungen.

2.1.6 Paläogen
Auf der Sedimentabfolge aus dem Jura und Kreide liegt diskordant das Parei-Konglomerat. Das
Konglomerat tritt am Südhang des Col Bechei di Sopra (Monte Parei) auf und steht in Kontakt
zu den Graukalken, dem Ammonitico Rosso sowie der Maiolica. Der Ablagerungsraum war
ein flaches Meeresbecken mit einem unterseeischen Abhang im Norden und einem
nahegelegenen Festland, von welchem die terrigenen Anteile über Flusssysteme in das Becken
verfrachtet wurden. Das Parei-Konglomerat wird zeitlich im Oligozän bis Miozän angesiedelt
(Keim & Stingl, 2000).

 8

Abbildung 3. Stratigraphische Abfolge der Dolomiten nach Bosellini (1998).
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2.2 Quartär
Im folgenden Abschnitt wird auf einige Quartärablagerungen in der Hochebene von Fanes
eingegangen. Nördlich des Limosees am Limojoch ist eine zementierte Ausschmelzmoräne
aufgeschlossen (Klebelsberg, 1956; Gianolla et al., 2018a). Die fluvioglazialen Tillite stammen
aus lokalen glazialen Bedingungen, welche vor dem letzten glazialen Maximum (LGM)
abgelagert wurden. Die Ablagerung mit einer Mächtigkeit von etwa 10 m zeigt eine talwärts
geneigte Schichtung, welche ausschließlich aus karbonatischen Geröllen aufgebaut ist. Im
Gebiet von Klein Fanes wie auch am Limo-Joch finden sich häufig Gletscherschliffe auf
Karstformen. Es sind teilweise noch die älteren tiefen Karren zu sehen, die glazial abgeschliffen
wurden. Die kesselartige Form der Hochebene wurde, wie auf Abbildung 4 zu sehen ist, durch
die Vergletscherung gebildet. Der Bergkamm, der in einem Halbkreis die Hochebene begrenzt,
wurde während des LGMs nicht von Gletschereis überlagert. Im Bereich des Nordufers des
Paromsees befinden sich mehrere Moränenwälle (Bini et al., 1998). Durch einen dieser
Moränenwälle wird der Paromsee nahezu in zwei kleinere Seen getrennt (Abbildung 5). Wie
bereits Holzner (2011) beschrieben hat, liegt der Paromsee auf einer Grundmoräne, die es
ermöglicht den See aufzustauen. Östlich des Paromsees befinden sich mehrere reliktische
Blockgletscher. Der größte Blockgletscher, der bis zu den Lavarella-Quellen reicht, hat eine
Gesamtlänge von 1.125 m und eine Breite von 470 m und war zwischen Daun und Egesen-
Stadial aktiv (Holzner, 2011). In der nachfolgenden Zeit wurde der Blockgletscher von zwei
weiteren Blockgletschern überfahren. Unmittelbar östlich des Paromsees (ca. 100 m) befinden
sich zwei weitere kleine reliktische Blockgletscher, die ebenfalls nach dem Daun-Stadial
abgelagert wurden (Holzner, 2011). Im weiteren Verlauf des Enneberger Bachs befindet sich
die Ablagerung eines Bergsturzes mit einem Volumen von etwa 18 Millionen Kubikmetern
(Gianolla et al., 2018a). Durch die Versperrung kam es zum Aufstauen des Piciodèl Sees. Der
See wurde jedoch nahezu vollständig durch die Sedimente des Enneberger Baches aufgefüllt.

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Abbildung 4. Maximalvergletscherung der Dolomiten im LGM mit Arbeitsgebiet in Rot (van Husen, 1987).

3. Karst
Karst wird von Ford & Williams (2007) definiert als eine Landschaft mit Höhlen und
verbreiteten unterirdischen Wassersystemen in löslichen Gesteinen, wie Kalkstein, Dolomit,
Marmor oder Gips. Durch die Reaktion von Wasser und Kohlendioxid entsteht Kohlensäure.
Diese ist für die Lösung von Karbonatgesteinen essentiell, da die Löslichkeit von Kalzit und
Dolomit in reinem, entionisiertem Wasser sehr gering ist (Ford & Williams, 2007). Das
Kohlendioxid wird hauptsächlich aus der Bodenluft aufgenommen und nur ein geringer Anteil
stammt aus der Atmosphäre. Die Lösung von Karbonat mit Wasser und Kohlendioxid läuft
nach folgender Reaktion ab:
Kalzit: 3 + 2 + 2 ⇔ 2+ + 2 3−

Dolomit: ( 3 )2 + 2 2 + 2 2 ⇔ 2+ + 2+ + 4 3−

Die stark verkarstete Hochebene von Fanes wurden bereits von Bini et al. (1998) in Bezug auf
Karstgeomorphologie kartiert. In der jurassischen Graukalk-Formation, die den Großteil von
Fanes bildet, finden sich zahlreiche Karstmerkmale wie Karren, Schichttreppenkarst,
Schichtrippenkarst, Rundhöckerkarst, Höhlen und Dolinen.

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In Teilen der Hochebenen wurde eine Dichte von mehr als 50 Dolinen/km² kartiert (Bini et al.,
1998). Im Gebiet der komplexen geomorphologischen Einheit Altopiani Ampezzani befinden
sich 242 kartierte Höhlen. Bei diesen Höhlen handelt es sich hauptsächlich um vertikale, seichte
Schächte (Bini et al., 1998). Im Folgenden wird auf einige Karstformen, welche im direkten
Bezug zur hydrogeologischen Untersuchung des Limo- und Paromsees stehen, eingegangen.
Der Limosee liegt in einer großen Doline mit nicht klar definiertem Rand, wie auf der Karte
von Bini et al. (1998) zu sehen ist. Am Westufer des Limosees befindet sich ein aktives Ponor,
durch welchen der Tiefstand des Sees kontrolliert wird (Abbildung 6). Im Uferbereich des
Limosees sind Blöcke mit vertikalen, runden Löchern mit Öffnungen im Zentimeter Bereich
aufgeschlossen (Abbildung 6). Die röhrenförmigen Löcher haben eine Tiefe von wenigen
Zentimetern mit einem abgerundeten Apex. Diese Karstform wurde von Simms (2002) als
Röhrenkarren („tube karren“) benannt. Röhrenkarren entstehen durch die Korrosion von
kondensiertem Wasser, das in Lufteinschlüssen gefangen ist (Simms, 2002). Die Luftblasen
werden durch einen schnell ansteigenden Seespiegel eingeschlossen. Das Auftreten von
Röhrenkarren im Uferbereich von Seen mit schwankendem Seespiegel wurde bislang nur selten
dokumentiert (Simms, 2002; Plan et al., 2018; Elorza & Higuera-Ruiz, 2016). Der Paromsee
liegt nach Holzner (2011) ebenfalls in einer Doline. Somit handelt es sich bei beiden Seen um
Dolinenseen, die durch unlösliche, in der Doline abgelagerte Verwitterungsrückstände
aufgestaut werden (Ahnert, 2015).

Abbildung 5. Geologische und geomorphologische Karte im Gebiet des Paromsees modifiziert nach Holzner
(2011).

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Abbildung 6. Links: Röhrenkarren an einer Probe vom Uferbereich des Limosees (Foto: C. Spötl). Rechts: Ponor
am Seerand am 08.10.2015 (Foto: V. Larcher).

4. Hydrogeologie
Die hydrogeologische Situation in dem Gebiet von Kleinfanes mit dem Limo- und Paromsee
ist bisher nur wenig erforscht. In den 1970er-Jahren wurden hydrogeologische Übungen der
Universität Amsterdam im Rautal durchgeführt (Foppen & Engelen, 2013). Darauf aufbauend
wurde 1986 die einzige vorhandene wissenschaftliche hydrogeologische Arbeit im Gebiet von
Kleinfanes publiziert (Van de Griend et al., 1986). Diese Autoren untersuchten hauptsächlich
die Hydrogeologie des Rautals und befassten sich nur wenig mit der hydrogeologischen
Situation von Kleinfanes und der in dieser Arbeit untersuchten Seen.
Der Paromsee und der Limosee haben unterschiedliche Einzugsgebiete, wie in Abbildung 7 zu
sehen ist. Der Paromsee liegt im Einzugsgebiet des St. Vigilbachs, welcher später über die Etsch
in die Adria fließt. Der Limosee liegt im Einzugsgebiet des Ru de Fanes und entwässert über
den Piave ebenfalls in die Adria. Beide Seen sind charakterisiert durch ausschließlich
unterirdische Abflüsse. Während am Limosee das Wasser hauptsächlich durch das Ponor
abfließt, versickert das Wasser im Paromsee durch die Grundmoräne. Außerdem haben beide
Seen keine oberflächlichen Zuflüsse, die ganzjährig aktiv sind. Nach Starkregenereignissen
oder nach der Schneeschmelze treten kleine episodische Gerinne am Paromsee auf, die gut
anhand des frischen Sediments erkannt werden können (Abbildung 8). Am Limosee gibt es am
Nord- und Ostufer einige kleine Quellen (Schüttung bis zu 1,5 l/s), die im Frühsommer aktiv
sind. Da der Limosee nahe der Wasserscheide der zwei Einzugsgebiete in stark verkarsteten
Kalkstein liegt, ist nicht auszuschließen, dass der Limosee auch Richtung Norden entwässert.
Das Einzugsgebiet des Limosees hat eine Größe von etwa 0,85 km² und eine durchschnittliche
Höhe von 2.260 m. Im Vergleich dazu hat der wesentlich kleinere und flachere Paromsee ein

 13

Einzugsgebiet von 8,04 km² und eine durchschnittliche Höhe von 2.558 m. Die Berechnungen
wurden anhand von digitalen Geländemodellen (DTM) mit der Software Quantum GIS
durchgeführt.

Abbildung 7. Einzugsgebiete des St. Vigilbachs und des Ru de Fanes.

 14

Abbildung 8. Paromsee Blick Richtung Nordosten am 26. Juni 2018 mit frischem Sedimenteintrag am Südufer
(Foto: C. Spötl).

In der Studie von Van de Griend et al. (1986) wird das Abflussverhalten von Kleinfanes
beginnend mit dem Paromsee als den höchstgelegenen saisonalen See beschrieben. Von hier
aus fließt das Wasser unterirdisch zu den Lavarella-Quellen, von denen es über den Grünsee
bis zum Piciodelsee oberflächlich abfließt, ehe es erneut im Untergrund versickert. Südlich von
Pederü tritt das Wasser in der Pederü-Quelle wieder an die Oberfläche. Die Quelle hat durch
rückschreitende Erosion einen ca. 50 m hohen Quelltrichter gebildet. Nach der Pederü-Quelle
versickert das Wasser im Verlauf der nächsten 4 km in der fluviatil-glazialen Talfüllung. Diese
Sedimente mit einer Mächtigkeit von bis zu 350 m bilden den Hauptaquifer des Rautals.
Im Folgenden werden die Limosee-Quellen, die Lavarella-Quelle und die Pederü-Quelle kurz
beschrieben. Bei den Limosee-Quellen handelt es sich um mehrere kleine Quellen mit
Schüttungen im Bereich von 0,5 l/s bis 1,5 l/s. Es befinden sich zwei Quellen am Nordufer des
Limosees sowie eine östlich des Sees unterhalb der kleinen Felswand. Die Quellen zeigen
saisonale Schwankungen und sind nur bis etwa Anfang August aktiv. Im östlichen Seeboden
des Limosees befindet sich eine weitere Quelle, welche nur bei sehr niedrigen Wasserständen
sichtbar ist. Da in den untersuchten Jahren kein so niedriger Wasserstand existierte, konnten
keine Messungen durchgeführt werden. Die Aktivität eines Wasserzutritts am Seeboden und

 15

zwei weiteren vom Seeufer, kann während des Aufschmelzens des Sees nachgewiesen werden.
Das wärmere Quellwasser bewirkt ein teilweises Aufschmelzen der Eisdecke in den Bereichen
der Wasserzutritte, wie in Abbildung 9 zu sehen ist.
Die Lavarella-Quelle hat mehrere Austrittsbereiche und zeigt ebenfalls eine im Jahresverlauf
schwankende Schüttung. Nach Beginn der Schneeschmelze zeigt die Lavarella-Quelle hohe
Schüttungen, die aufgrund der vielen Austrittsbereiche nur schwer geschätzt werden können.
Im Vergleich zu den Sommermonaten liegt der Hauptquellaustritt im Winter um etwa 40 m
tiefer.
Bei der Pederü-Quelle handelt es sich ebenfalls um eine Quelle mit starken jahreszeitlichen
Schwankungen. Die Quelle führt bis in den späten Winter (Februar) Wasser und fällt gegen
Ende des Winters (April) trocken. Mit Beginn der Schneeschmelze im Frühling führt die
Pederü-Quelle wieder Wasser. Die Schüttung liegt bei ca. 10 bis 30 L/s.

Abbildung 9. Limosee am 31. Mai 2019 Blick Richtung Westen. Bereits aufgeschmolzene dunkle Bereiche zeigen
die unterirdischen Zuflüsse des Limosees.

 16

5. Methoden
In den folgenden Absätzen werden die angewandten Methoden detailliert erläutert. Die
Auswertung und die Darstellung der Ergebnisse wurden mit Python umgesetzt. Der Code ist
im GitHub Verzeichnis öffentlich unter diesem Link einsehbar:
https://github.com/timluis/Master_thesis_Fanes

5.1 Drucksensoren
Mithilfe von Drucksensoren kann der Wasserspiegel kontinuierlich aufgezeichnet werden.
Dafür werden ein oder mehrere Drucksensoren in der Wassersäule in einer bekannten Höhe
über dem Seegrund platziert (Abbildung 10). Als Referenz wird gleichzeitig ein Drucksensor
außerhalb der Seen platziert, um Luftdruckänderungen aufzuzeichnen. Der Referenz-Logger
wurde bei der Faneshütte auf 2.060 m platziert. Da der Referenz-Luftdruck im Vergleich zum
Limosee etwa 99 m beziehungsweise 251 m zum Paromsee niedriger liegt, wurde die
Wassertiefe um 12 cm bzw. 31 cm korrigiert. Nach der Korrektur des Luftdrucks kann somit
die Wassersäule oberhalb des Sensors und somit ein kontinuierlicher Wasserspiegel berechnet
werden. Für den Einbau wurde ein Korb mit Steinen als Gewicht und einem daran befestigten
Seil in beiden Seen versenkt, an dem die Logger und jeweils zwei Bojen montiert waren
(Abbildung 10).
Der erste Einbau am Limosee und am Paromsee erfolgte am 10.06.2016 durch Christoph Spötl.
Am Limosee konnten die Logger bis zum 21.10.2017 drei Mal ausgelesen werden. Nach dem
21.10.2017 konnten die Logger nicht mehr lokalisiert werden. Ein Versuch die Logger mit
Tauchern der Brunecker Wasserrettung am 14. Juli 2019 aus dem See zu bergen blieb erfolglos.
Die Sensoren im Paromsee wurden am 06.07.2017 ausgelesen. In den Jahren 2018 und 2019
konnten die Logger nicht mehr gefunden werden. Im Sommer 2019 wurden die Logger des
Paromsees von einem Jäger abseits des Sees gefunden. Die Daten zeigen, dass die Logger
bereits im November 2017 aus dem See entfernt wurden. Auch an der Lavarella-Quelle wurden
zwischen Herbst 2017 und Sommer 2020 Logger zur Messung der Leitfähigkeit und
Temperatur installiert. Mit den Leitfähigkeitsdaten wurde eine Gaußsche-Mischverteilung
erstellt. Mit Hilfe dieser Verteilung können verschiedene Wasserkomponenten in der Quelle
charakterisiert werden (Wang et al., 2019; Massei et al., 2007).

 17

Abbildung 10. Messaufbau der Logger im Limosee und Paromsee bei hohem und niedrigem Seespiegel.

5.2 Wildkameras
Zur kontinuierlichen visuellen Kontrolle des Seespiegels wurde am Limosee im Herbst 2018
eine Wildkamera installiert. Die Kamera wurde in einem ersten Versuch mit einem
Auslöseintervall von 4 h eingestellt. Um bessere Lichtverhältnisse zu erreichen, wurde das
Zeitintervall auf 2 h verkürzt. Zwischen Herbst 2018 und Herbst 2019 konnte abgesehen von
wenigen Wochen mit Schneebedeckung durchgängig aufgezeichnet werden. Am Paromsee
wurde im Sommer 2019 ebenfalls eine Kamera installiert, hier konnten jedoch aufgrund von
fehlender Batteriekapazität, niedrigeren Temperaturen und großer Schneebedeckung nur
wenige Monate aufgezeichnet werden.

5.3 Wasserisotopen
In den Jahren 2018 bis 2020 wurden etwa alle drei Monate Wasserproben an den Quellen des
Limosees, der Lavarella-Quelle und der Pederü-Quelle genommen. Die Messungen der
Wasserisotopen wurden im Isotopenlabor an der Universität Innsbruck mit Cavity-Ringdown-
Spektroskopie (CRDS) mit einem Picarro L2140-i durchgeführt. Das Gerät misst die
Sauerstoff- und Wasserstoff-Isotopenverhältnisse von Wasserproben. Das Messprinzip basiert
auf dem Lambert-Beer‘schen Gesetz zur Absorption von optischer Strahlung. Allerdings wird

 18

bei CRDS Messungen nicht die Absorption, sondern die Zeit gemessen. Mit einem Laser wird
ein kurzes optisches Signal in die Messkammer mit drei zu 99,9 % reflektierenden Spiegeln
gegeben. Ein Photodetektor zeichnet die Intensität des Signals auf. Das Licht wird durch die
Spiegel reflektiert und verliert mit der Zeit an Intensität bis kein Signal mehr vorhanden ist, da
die Spiegel nicht zu 100 % reflektieren und die Wassermoleküle Licht absorbieren. Dieser
Verfall wird auch als „ring-down“ bezeichnet. Bei der Messung wird die Wasserprobe bei
110 °C verdampft und der Wasserdampf in die Messkammer geleitet. Über die
unterschiedlichen Verfallszeiten mit und ohne Probe kann das Isotopenverhältnis bestimmt
werden. Zur Messung und Auswertung der Proben wurde die Methode nach van Geldern &
Barth (2012) verwendet. Dabei wird die Messung auf einen Memory-Effekt und Drift korrigiert.
Danach wird das Ergebnis auf den VSMOW-Standard standardisiert. Die Messungen haben
eine Präzision von 0.1 ‰ für Sauerstoff und 0.8 ‰ für Wasserstoff. (Lehmann & Romanini,
1996)

Abbildung 11. Aufbau des CRDS und Verlauf der Intensität während der Messung (Balslev-Clausen, 2011).

 19

Mit Hilfe des Höheneffekts, der die Abreicherung an schweren Isotopen mit der Höhe
beschreibt, kann für eine Quelle die mittlere Höhe des Einzugsgebietes berechnet werden. Dafür
wird die durchschnittliche isotopische Zusammensetzung der Quelle, ein lokaler
Höhengradient, die durchschnittliche isotopische Zusammensetzung des Niederschlages und
die Höhe der Niederschlagsmessung benötigt. Etcheverry & Vennemann (2009) definieren die
mittlere Höhe des Einzugsgebietes mit folgender Formel:
 δ 18 − δ 18 
 = ( ) + 
 
EH steht für mittlere Höhe des Einzugsgebietes, δ-18ONS für den Mittelwert des Niederschlags,
δ-18OQ, für den Mittelwert der Quelle, HG für den Höhengradient und HNS für die Höhe der
Niederschlagsmessung.

5.4 Meteorologische Daten
Für die Erstellung einer Wasserbilanz in den beiden untersuchten Seen wurden Wetterdaten
von Stationen, welche nahe dem Arbeitsgebiet liegen, verwendet. Die Daten wurden vom Amt
für Meteorologie und Lawinenwarnung der Autonomen Provinz Südtirol zur Verfügung
gestellt. Es wurden Temperatur, Schneehöhen und Niederschlagswerte der Jahre 1998 bis 2020
für die Stationen Rossalm, Piz La Ila, Piz Pisciadu, Wolkenstein, St.Veit und St. Martin
verwendet. Die Daten wurden über das Open Data Portal des Landes Südtirol
(http://daten.buergernetz.bz.it/de/dataset/misure-meteo-e-idrografiche) heruntergeladen. Da es
sich um Rohdaten mit Messungen im 10-Minuten-Intervall handelt, wurden Werte höher als
35 °C und niedriger als -30 °C und Temperaturunterschiede von mehr als 5 °C innerhalb von
10 Minuten mit einem Python-Code identifiziert. Diese Ausreißer wurden für die weiteren
Berechnungen nicht berücksichtigt. Bei den Niederschlagsmessungen wurden alle negativen
Werte herausgefiltert. Die Messungen der Schneehöhe zeigen die größte Fehleranfälligkeit.
Hier wurden alle negativen Werte sowie Schneehöhen über 250 cm entfernt. Außerdem wurde
in den Sommermonaten Juli, August und September eine maximale Schneehöhe von 5 cm
angenommen und in den Monaten Juni und Oktober eine maximale Höhe von 20 cm. Zusätzlich
wurden Schneehöhenunterschiede von mehr als ±10 cm innerhalb von 10 Minuten
vernachlässigt. Außerdem wurden Schneehöhenanstiege bei einer Lufttemperatur von über
5 °C herausgefiltert.

 20

Abbildung 12. Übersichtskarte der Wetterstationen mit dem Arbeitsgebiet in Rot.

5.5 Wasserbilanz
Die Berechnung der Wasserbilanz der Seen wurde mit der vereinfachten Formel von Roningen
& Burbey (2012) durchgeführt:
 − = ∆ ℎ 
 + − − = ∆ 
R steht für Niederschlag, S für Schmelzwasser, GWout für unterirdischen Abfluss, EL für direkte
See-Evaporation und ∆SL für die Änderung des Seespeichers. Da keine meteorologischen Daten
bei den Seen selbst verfügbar sind, wurden die Berechnung für das Schmelzwasser und die
Evaporation mit den Werten der Messstationen Rossalm und St. Martin durchgeführt. Die
direkte Evaporation der Seen wurde mit der vereinfachten Penman Formel (Penman, 1948) von
Valiantzas (2006) berechnet:
 2 
 ≈ 0,047 √ + 9,5 − 2,4 ( ) + 0,09( + 20) (1 − )
 100
EPEN steht für Evaporation, Rs für Globalstrahlung, RA für extraterrestrische Strahlung, T für
Lufttemperatur und RH für die relative Feuchte. Schmelzwasser wurde über den
Schneewasseräquivalent berechnet. Der Schneewasseräquivalent gibt die Höhe der

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Wasserschicht in mm an, nachdem die gesamte Schneemenge geschmolzen ist. Für die
Berechnung wurde die Regression-Formel von Hill et al. (2019) verwendet:
 
 = ℎ 1 2 3 4 ; < ∗
 = ℎ 1 2 3 4 ; ≥ ∗
h steht für Schneehöhe, PPTWT für Winterniederschlag (Dezember, Januar und Feburar), TD
für Durchschnittstemperatur zwischen dem wärmsten und dem kältesten Monat und DOY für
den Tag des Wasserjahres.

5.6 Volumenberechnung
Um das Volumen des Limosees zu berechnen, wurde zuerst die Wassertiefe mit einem Echolot
an 29 Punkten gemessen. Mithilfe dieser Punkte wurde durch Interpolation (SAGA GIS
Interpolation (cubic spline)) eine bathymetrische Karte des Limosees erstellt. Das Volumen
wurde mit der Raster Volume Funktion von SAGA GIS für Seespiegel in 1-m-Intervallen
bestimmt. Das Verhältnis von Seespiegel zu Volumen kann mit einer polynominalen Funktion
beschreiben werden. Die Funktion wurde mittels der Methode der kleinsten Quadrate bestimmt.
Für beide Seen wurde das Volumen zusätzlich anhand von Satellitenbildern berechnet. Dafür
wurde der „Normalized Difference Water Index“ (NDWI) der Sentinel-2 Daten verwendet
(McFeeters, 1996). Der NDWI nutzt die Grünen- und Nah-Infrarot-Bänder um offene Gewässer
zu definieren. Damit kann an wolkenfreien Tagen das Seeufer kartiert werden und mit dem
entsprechenden Seespiegel eine bathymetrische Karte erstellt werden (Lu et al., 2013). Die
Karte wird mit Hilfe der kartierten Seeufer und einer kubischen TIN-Interpolation (QGIS) zu
einer Tiefenkarte interpoliert (Abbildung 13). Mit dieser Karte wurde in 1-m-Intervallen das
Volumen bestimmt und eine Seespiegel-Volumen-Kurve berechnet.
Basierend auf dem NDWI wurde außerdem eine Fläche-Seespiegel Kurve erstellt. Mit dieser
Interpolation konnte für jedes wolkenfreie Sattelitenbild seit 2015 das Volumen des Limo- und
Paromsees berechnet werden. Dafür wurden die NDWI Rasterdaten des Sentinel-2 Satelliten
heruntergeladen und vektorisiert. So entsteht für jedes Datum ein Vektor, welcher die Fläche
des Sees widerspiegelt. Für den Limosee konnte anhand der Seespiegeldaten der Logger der
Jahre 2016 und 2017 eine Polynomfunktion 3. Grades erstellt werden, welche das Verhältnis
zwischen Seespiegel und Fläche der Seen beschreibt. Der Paromsee kann mit einer linearen
Regression beschrieben werden.

 22

Abbildung 13. Darstellung des Ablaufs bei der Erstellung der bathymetrischen Karte des Limosees.

6. Ergebnisse
6.1 Schneehöhe
In Abbildung 14 sind die verfügbaren Schneehöhendaten von 1998 bis 2020 für die
Messstationen Piz La Ila und Rossalm dargestellt. Diese Schneehöhen wurden mit
Satellitenbildern, Orthofotos und Fotografien aus den Jahren 1998 bis 2020 verglichen. Nach
dem Winter 2016/2017, welcher die niedrigsten Schneehöhen seit 1998 zeigt, konnten niedrige
Seespiegel beobachtet werden (siehe Abbildung 15). Im Vergleich dazu wurden höhere
Seespiegelstände im Herbst 2012 dokumentiert, obwohl der Winter 2011/2012 ebenfalls einer
der schneeärmsten Winter seit 1998 war. Aus den Luftaufnahmen von 2004 wird deutlich, dass
der Paromsee und der Limosee asynchrone Seespiegelschwankungen zeigen.
Im September 2004 wurden im Paromsee sehr geringe Seespiegelstände dokumentiert, während
der Limosee nahezu vollständig gefüllt war. In Abbildung 16 sind die detaillierten täglichen
Schneehöhen-Daten jeweils für die Wintermonate seit 2014 dargestellt. Die Abbildung
verdeutlich die sehr niedrigen Schneehöhen über den gesamten Winter 2016/2017. Es wird auch
deutlich, dass Unterschiede in der Dauer der Winter bestehen. Abgesehen vom Winter
2018/2019 ist der Großteil des Schnees Anfang Juni bereits geschmolzen. Im Juni 2019 misst
die Wetterstation Rossalm dagegen noch eine Schneehöhe von 130 cm. Abbildung 16 zeigt
auch, dass im Winter 2019/2020 bereits Anfang November eine große Menge an Schnee

 23

gefallen ist. Dieser verhinderte die Seespiegelstände anhand der Wildkameras aufzuzeichnen,
da diese vom Schnee überdeckt wurden.

Abbildung 14. Monatliche Schneehöhen und Niederschlagsmessungen der Wetterstationen Piz La Ila (Blau),
Rossalm (Orange) und Wolkenstein (Grau); zwischen Anfang 2002 und Mitte 2004 sind keine
Schneehöhenmessungen vorhanden. In den Jahren 2001 und 2004 sind keine Niederschlagsmessungen vorhanden.

 24

Abbildung 15. Links: Limosee, Rechts: Paromsee. Fotos: Google Earth.

 25

Abbildung 16. Tägliche Schneehöhen von den Wetterstationen Rossalm und Piz La Ila der Wintermonate von
2014 bis 2020.

Tabelle 1. Gesamte Schneeschmelze summiert und summierter berechneter Schneewasseräquivalent (SWE)
zwischen 2014 und 2020.

 Winter Schneeschmelze summiert SWE summiert
 [cm] [mm]
 2014-2015 449 850
 2015-2016 388 947
 2016-2017 287 652
 2017-2018 408 924
 2018-2019 465 1134
 2019-2020 392 812

 26

6.2 Quellmessungen
In Abbildung 17 und Abbildung 18 sind die Quellmessungen des Loggers an der Lavarella-
Quelle dargestellt. Mit den Temperatur- und Leitfähigkeitsmessungen wurden die Perioden
identifiziert, in denen die Quelle kein Wasser führt und der Logger im Eis einfror. Während der
Messperiode über drei vollständige Winter zeigen sich unterschiedliche Zeiträume, in denen
die Quelle trockenfällt und kein Wasser aus den oberen Quellaustritten fließt. Im Winter
2017/2018 betrug diese Zeit 126 Tage (4. Dezember 2017 bis 9. April 2018). Im Winter
2018/2019 war die Lavarella-Quelle 86 Tage nicht aktiv (31. Dezember 2018 bis
27. März 2019). In dem letzten aufgezeichneten Winter betrug die nicht aktive Zeit 49 Tage
(25. Januar 2020 bis 14. März 2020). Die Leitfähigkeit der Lavarella-Quelle im Sommer 2018
zeigt Schwankungen zwischen 251 µS/cm und 121 µS/cm. Die Wassertemperatur schwankt
zwischen 2,7 °C und 4,1 °C. Zwischen Leitfähigkeit und Temperatur besteht eine positive
Korrelation, abgesehen von dem Unwetter am 27. Oktober 2018 und zwei Niederschlägen im
Sommer 2018. In den meisten Fällen kommt es jedoch zum Anstieg der Temperatur und
gleichzeitig zum Anstieg der Leitfähigkeit. Nach dem Unwetter im Oktober 2018 kommt es
zum Anstieg der Temperatur und gleichzeitig zu einem Abfall der Leitfähigkeit.
Im Sommer 2019 zeigt die Leitfähigkeit eine Schwankung zwischen etwa 139 µS/cm und
257 µS/cm und die Temperatur eine Schwankung zwischen 3 °C und 4 °C. Temperatur und
Leitfähigkeit zeigen über den gesamten Sommer 2019 eine positive Korrelation, wie in
Abbildung 19 zu sehen ist. Bei den meisten Niederschlagsereignissen beginnt die Temperatur
und die Leitfähigkeit etwa nach 14 h zu steigen (Abbildung 20).

 27

Abbildung 17. Lavarella-Quelle: Tageswerte zwischen November 2017 bis Juli 2020 und tägliche
Niederschlagssummen der Wetterstation Wolkenstein.

Abbildung 18. Lavarella-Quelle: Tageswerte zwischen April 2018 und Januar 2019 und tägliche
Niederschlagssummen der Wetterstation Wolkenstein.

 28

Abbildung 19. Lavarella-Quelle: Tageswerte zwischen April 2019 und Februar 2020 und tägliche
Niederschlagssummen der Wetterstation Wolkenstein.

Abbildung 20. Lavarella-Quelle: Messungen nach Niederschlagsereignis im Oktober 2019. Stündliche Messung
mit Niederschlagsmessungen in Wolkenstein und einem 12 h gleitenden Mittelwert.

 29

Tabelle 2. Temperatur- und Leitfähigkeitsmessungen der untersuchten Quellen im Fanesgebiet.

 Pederü-Quelle Limosee-Quelle Lavarella-Quelle

 Leitfähigkeit Temperatur Leitfähigkeit Temperatur Leitfähigkeit Temperatur
 in µS/cm in °C µS/cm °C µS/cm °C
 25. Januar 2019 253 5,2 - - 199 2,0
 29. März 2019 - - 246 3,3 180 2,6
 31. Mai 2019 257 5,4 213 1,5 200 3
 14. Juli 2019 237 5,6 246 5,7 163 2,8
 26. August 2019 229 5,4 - - 199 3,8
 9. Januar 2020 - - - - 252 2,6
 1. Juli 2020 238 5,4 245 5,8 167 2,7

Für die Jahre im Messzeitraum mit vollständigen Messungen wurde jeweils eine Gaußsche
Mischverteilungen erstellt (Abbildung 21 und Abbildung 22). Im Jahr 2018 kann die Verteilung
anhand von zwei Normalverteilungen dargestellt werden. Der erste Höhepunkt liegt bei 191,6
µS/cm, der zweite bei 217,1 µS/cm. Im Jahr 2019 wird die Verteilung mit drei
Normalverteilungen dargestellt, mit den Höhepunkten bei 218,4 µS/cm, 204,9 µS/cm und
157,4 µS/cm.

Abbildung 21. Gaußsche Mischverteilung der Leitfähigkeit in der Lavarella-Quelle zwischen April 2018 und
Dezember 2019.

 30

Abbildung 22. Gaußsche Mischverteilung der Leitfähigkeit in der Lavarella-Quelle zwischen April 2019 und
Januar 2020.

Im Jahr 2018 kommt es etwa fünf Tage nach dem Beginn der Schneeschmelze zur Aktivierung
der Lavarella-Quelle (Abbildung 23). Die Leitfähigkeit und Temperatur steigen auf etwa
180 µS/cm und 3,2 °C an und in der Wassertemperatur lässt sich eine tägliche Schwankung
erkennen. In Folge der weiteren Schneeschmelze ist eine Abnahme der Temperatur von 3,2 °C
auf 2,8 °C zu beobachten. Die Leitfähigkeit bleibt über die folgenden Wochen konstant. 2019
wird die Schneeschmelze etwa zwei Wochen nach Beginn durch Sinken der Leitfähigkeit
sichtbar. Durch einen langandauernden Winter kommt es zu einer großen Schneeschmelze
Anfang Juni. In der Quelle sinken die Temperatur und die Leitfähigkeit über mehrere Wochen
von 3,5 °C auf 3,0 °C und von 190 µS/cm auf 130 µS/cm ab (Abbildung 24). Dies zeigt auch
der Vergleich der Häufigkeitsverteilung der Leitfähigkeit der Jahre 2018 und 2019 (Abbildung
21 und Abbildung 22). Abgesehen vom sinkenden Trend nach der Schneeschmelze kann kein
Trend im Verlauf der gemessenen Parameter gefunden werden. Es kommt immer wieder nach
stärkerem Niederschlag zum Anstieg der Temperatur und Leitfähigkeit, welche darauffolgend
wieder absinkt.

 31

Abbildung 23. Lavarella-Quelle während der Schneeschmelze 2018 mit stündlichen Messwerten. Niederschlag
gemessen in Wolkenstein, Schneehöhe bei der Station Rossalm; N = Niederschlag, HS = Schneehöhe, SLT =
spezifische Leitfähigkeit, WT = Wassertemperatur.

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Abbildung 24. Lavarella-Quelle während der Schneeschmelze 2019 mit stündlichen Messwerten. Niederschlag
gemessen in Wolkenstein, Schneehöhe bei der Station Rossalm; N = Niederschlag, HS = Schneehöhe, SLT =
spezifische Leitfähigkeit, WT = Wassertemperatur

6.3 Isotopen
In Abbildung 25 und Tabelle 3 sind die Isotopenmessungen der Lavarella-Quelle, der Pederü-
Quelle und der Limosee-Quelle im zeitlichen Verlauf dargestellt. Die Messungen zeigen Ende
Mai 2019 ein Minimum des δ18O-Werts für die Lavarella-Quelle und für die Limosee-Quelle.
Im Gegensatz dazu zeigt in diesem Zeitraum die Pederü-Quelle ein Maximum. Das Minimum
der Pederü-Quelle tritt erst Mitte Juli 2019 auf. Der Verlauf der Lavarella-Quelle und der
Limosee-Quelle zeigen eine Korrelation über den Messzeitraum. Die Isotopen zeigen die
größten Schwankungen nach dem Beginn der Schneeschmelze. Diese Beobachtung konnte nur
im Frühjahr 2019 gemacht werden, da aufgrund von COVID-19 bedingten
Reisesbeschränkungen keine Messungen im Frühjahr 2020 möglich waren.

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Abbildung 25. δ18O-Werte der drei untersuchten Quellen (Lavarella,Pederü und Limosee) im Messzeitraum.

Tabelle 3. Isotopen Messungen der untersuchten Quellen (Lavarella,Pederü und Limosee).

 Datum Quelle δ18O [‰] s.d. δ2H [‰] s.d.
 29.03.2019 Lavarella -12,14 0,07 -85,08 0.26
 31.05.2019 Lavarella -15.19 0,05 -107,59 0,28
 14.07.2019 Lavarella -13,31 0,02 -94,09 0,25
 26.08.2019 Lavarella -11,91 0,04 -83,25 0,09
 09.01.2020 Lavarella -11,72 0,06 -81,94 0,30
 01.07.2020 Lavarella -13,21 0,04 -92,53 0,11
 31.05.2019 Pederü -12,17 0,03 -84,53 0,15
 14.07.2019 Pederü -13,24 0,02 -93,95 0,31
 26.08.2019 Pederü -12,95 0,04 -91,76 0,13
 01.07.2020 Pederü -13,09 0,09 -91,84 0,49
 29.03.2019 Limosee -12,55 0,04 -88,71 0,31
 31.05.2019 Limosee -13,89 0,03 -99,23 0,28
 14.07.2019 Limosee -12,90 0,06 -91,31 0,32
 01.07.2020 Limosee -12,98 0,04 -90,67 0,48

Zur Berechnung der Höhe des Einzugsgebietes wurde eine Höhengradient von 0,16 ‰/100 m
basierend auf den Ergebnissen von Flaim et al. (2013) verwendet. Der nächstgelegene Ort, für
den Isotopen-Messungen des Niederschlags vorhanden sind, ist Lavazè auf einer Höhe von
1.809 m. Die durchschnittliche isotopische Zusammensetzung beträgt dort -12,52 ‰ (Flaim et
al., 2013). Die berechneten Höhen der Einzugsgebiete sind in Tabelle 4 dargestellt. Zusätzlich
wurden die durchschnittlichen Höhen über das digitale Geländemodell mit QGIS berechnet
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