eiszeitalter

rahel.wenger

eiszeitalter

Kalt-/Warmzeit-Zyklen und Eistransport

im alpinen und voralpinen Raum

René Hantke


In dankbarer Erinnerung

meiner lieben Tochter Christine gewidmet


Inhaltsverzeichnis 5

Inhaltsverzeichnis

Vorwort

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1 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

1.1 Zur Erforschung des Eiszeitgeschehens

1.2 Zum Wechsel von Kalt- und Warmzeiten und zu ihren Ursachen

1.3 Elemente zur Festlegung der Randlagen einzelner Gletscherstände

1.4 Das Quartär : Eiszeitalter ( Pleistozän ) und Jetztzeit ( Holozän )

1.5 Auf Albrecht Penck zurückgehende Thesen auf dem Prüfstand

1.5.1 Mittelmoränen

1.5.2 Drumlins, meist Pseudo-Drumlins : oft Mittelmoränen

1.5.3 Der Schutttransport auf dem Gletscherboden und die glaziale Übertiefung

1.5.4 Kame-Schotter, frontale Schotterfluren und randliche Schmelzwasserrinnen

1.5.5 Zur Genese der Schweizer Deckenschotter

1.6 Das tektonische Geschehen zwischen Alpen und Jura im Eiszeitalter

1.7 Letzteiszeitliche Eisoberfläche zwischen Unterengadin und Goms

1.8 Gletscherschwankungen vom letzten Glazial ins Holozän

1.9 Rückschlüsse auf Temperatur und Niederschlag aus rekonstruierten Gletschern

1.10 Fossile Blockgletscher

1.11 Zur pleistozänen Vegetationsgeschichte Mitteleuropas

1.12 Zur Faunenentwicklung im Pleistozän

1.13 Mittel- und jungpleistozäne Säuger in den insubrischen Voralpen

1.14 Frühe Jäger im Eiszeitalter Mitteleuropas

1.15 Das schweizerische Alpine Paläolithikum

1.16 Die holozäne Einwanderung der verbreitetsten Baumarten

1.17 Die Klimaentwicklung im Holozän

Literatur

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2 PrÄquartäre Kaltzeiten

2.1 Älteste Kaltzeiten, Anzeichen einer Vergletscherung an der Oligozän/Miozän-Grenze

2.2 Begrabene alpine und voralpine Täler im Tessin

2.3 Das tektonische Geschehen und die Abfolgen am Südalpen-Rand

2.4 Das Klima des Südtessins im Pliozän

2.5 Tal- und Flussgeschichte auf der Alpen-Nordseite

2.6 Kaltzeiten an der Miozän/Pliozän-Grenze :

Jura-Nagelfluh und Wanderblockbildungen

2.7 Kaltzeiten an der Pliozän/Pleistozän-Grenze : Die Sundgau-Schotter

2.8 « Präglaziale Landoberfläche »

2.9 Das plio-pleistozäne Geschehen zwischen Oberem Zürichsee und Zugersee

2.10 Jungtertiäre Relikte von Alpenpflanzen

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Eiszeitalter

2.11 Die bedeutendsten Mittel- und Kollisionsmoränen beidseits der Alpen

2.11.1 Mittelmoränen des Dora-Baltea-Gletschers

2.11.2 Mittelmoränen im Alpstein, in der Zentralschweiz und den Romanischen Voralpen

2.12 Kollisionsmoränen N und S der Alpen

2.12.1 Kollisionsmoränen im Berner Oberland

2.12.2 Unterseeische Moränen im Vierwaldstättersee : Kollisions- und Mittelmoränen

2.12.3 Die Kollisionsmoräne am N-Ende des Sihlsees SZ

2.12.4 Die grossen südalpinen Seen

2.12.5 Die Kollisionsmoränen im Luganersee

2.12.6 Moränen und Felsstrukturen um die Borromäischen Inseln im Lago Maggiore

Literatur und Karten ( K )

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3 Früh- bis Frühmittelpleistozäne Kaltzeiten

3.1 Die Abfolge von Ecoteaux VD

3.1.1 Der Polleninhalt der Abfolge des Ecoteaux-Sees

3.1.2 Chronologie der Ecoteaux-Abfolge

3.2 Die Deckenschotter der N- und NE-Schweiz

3.3 Höhere, « Mittlere » und Tiefere Deckenschotter im Hochrhein-Gebiet

3.4 Die Höheren Deckenschotter des Irchel ZH

3.5 Deckenschotter im Limmattal und im untersten Aaretal

3.6 Höhere Deckenschotter auf dem Albis und der Zürichberg-Altberg-Kette

3.7 Ältere Schotter zwischen Zugersee und Zürcher Oberland

3.8 Die Stauschotter von Grub SG

3.9 Die Deckenschotter im deutschen Alpenvorland, verglichen mit denen der Schweiz

3.10 Höhenschotter zwischen Aare und Emme, Zelg-Schotter zwischen Aare und Sense

3.11 « Jüngere Deckenschotter » um Schaffhausen

3.12 Tiefenverwitterung in hoch gelegenen alten Schottern

3.13 Zu absoluten Altersdatierungen

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4 Die grössten pleistozänen Kaltzeiten

4.1 Die äussersten Moränen im Genfer Arm des Rhone-Gletschers

4.2 Das Jura-Gebirge in den grössten Kaltzeiten und in der Jungriss-Eiszeit

4.3 Das Mittelpleistozän in der N-Schweiz

4.4 Das Hochrheintal Koblenz–Möhlin in den « risszeitlichen » Höchstständen

4.5 Die Endlagen von Möhlin des Wehra-Gletschers und des Helvetischen Gletschers

4.6 Das untere Wehratal, ein eisbedecktes Dinkelberg-Plateau ?

4.7 Die jungrisszeitliche Randlage im untersten Aaretal und am S-Rand des Ruckfelds

4.8 Franches-Montagnes und Ajoie in den grössten Kaltzeiten und im Jungriss

4.9 Vegetation und Klima in den grössten Kaltzeiten

4.10 Die grössten Vergletscherungen am Südalpen-Rand und höchste Eisrandlagen

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Inhaltsverzeichnis 7

Das spätmittel- und jungpleistozäne

sowie das holozäne Geschehen in den Gletschersystemen

Das spätmittel- und jungpleistozäne sowie das holozäne Geschehen in den Gletschersystemen

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5 Rhone-Gletscher

5.1 Genfer Arm

5.1.1 Der Felsuntergrund des Rhone-Gletschers um Genf

5.1.2 Der Ursprung des Genfersee-Beckens und das Jungpleistozän im Waadtland

5.1.3 Die Pollenabfolge von Montfleury W von Genf

5.1.4 Würmzeitliche Vorstösse und erstes Zurückschmelzen rhoneabwärts

5.1.5 Der Dranse-Gletscher und seine Mittelmoränen

5.1.6 Der Arve-Gletscher

5.1.7 Der Giffre-Gletscher, seine Zuflüsse und Mittelmoränen

5.1.8 Jung- und spätpleistozäne und holozäne Ablagerungen im Genfersee

5.2 Der ins Schweizer Mittelland übergeflossene Rhone-Eisarm

5.2.1 Schon im frühen Pleistozän floss Rhone-Eis ins Mittelland über

5.2.2 Pollenprofile von Meikirch und Thalgut

5.2.3 Westschweizer Seeland

5.2.4 Frontlappen des Mittelland-Arms des Rhone-Gletschers

5.2.5 Der zurückschmelzende Mittelland-Arm des Rhone-Gletschers und die Zeit danach

5.2.6 Mittelmoränen im Bereich des ins Mittelland übergeflossenen Rhone-Gletschers

5.2.7 Der würmzeitliche Höchststand und erste Wiedervorstösse am Jura-Rand

5.2.8 Spätglazial und Holozän im westlichen Mittelland

5.2.9 Das Spätglazial in Hauterive-Champréveyres, Monruz und das Holozän von Yverdon

5.2.10 Der Klimaablauf im Lac Loclat und Lobsigensee, subfossile Hölzer E von Solothurn

5.2.11 Terraininstabilitäten in den Freiburger Voralpen

5.2.12 Die Fauna des Bärenlochs in den Freiburger Voralpen

5.2.13 Die Greyerzer Seen im Spätglazial und im Mesolithikum

5.2.14 Paläoökologie des Lac de Seedorf W von Fribourg

5.2.15 Pollenprofile im Schwarzenburgerland und auf dem Frienisberg-Plateau

5.3 Die Zuflüsse des Rhone-Gletschers im Wallis und im Chablais

5.3.1 Eishöchststände im Gebiet des heutigen Rhone-Gletschers

5.3.2 Die Gommer Gletscher im mittleren und jüngeren Spätglazial und im Holozän

5.3.3 Die Gegend um Brig und Visp im ausgehenden Spätglazial

5.3.4 Das Saastal im Spätglazial und im Holozän

5.3.5 Die Entwicklung des Thermokarst-Sees am Gruben-Gletscher

5.3.6 Das Mattertal im Spätglazial und im Holozän

5.3.7 Der Bergsturz von Randa vom Längenflueberg ( 1991 )

5.3.8 Das Lötschental im Spätglazial und im Holozän

5.3.9 Rhone-, Ill- und Dala-Gletscher im Leuk-Stadium und bei jüngeren Vorstössen

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Eiszeitalter

5.3.10 Spätglaziale Stände rechtsseitiger Gletscher zwischen Leuk und Martigny

5.3.11 Navisence- und Borgne-Gletscher im Val d’Anniviers und im Val d’Hérens

5.3.12 Der Printse-Gletscher im Val de Nendaz und die Gletscher in der Vallée des Fares

5.3.13 Die Gletscher in den Vallées des Drances

5.3.14 Das spät- und nacheiszeitliche Geschehen im Mont-Blanc-Gebiet

5.3.15 Die Gletscher im Val d’Illiez und im oberen Val d’Abondance

5.3.16 Moränen in den Tälern von Avançon, Gryonne und Grande-Eau

5.3.17 Das Zurückschmelzen des Grande-Eau-Gletschers

5.3.18 Spät- und postglaziale Vegetationsgeschichte zwischen Martigny und Genfersee

5.3.19 Heutige Gletscher in den Berner, Waadtländer und nördlichen Walliser Alpen

5.3.20 Permafrost in den westlichen Hautes-Alpes calcaires

5.3.21 Die Besiedlung des Wallis und des Chablais vom Paläolithikum zur Römerzeit

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6 Aare-Gletscher

6.1 Paläoklimainterpretation der St.-Beatus-Höhlen und des Bärenschachts

6.2 Das ins Mittelland übergeflossene Rhone-Eis staute den Aare-Gletscher

6.3 Das Aaretal zwischen Thun und Bern : Thalgut-Interglazial mit Pterocarya

6.4 Pollenabfolgen in den Schieferkohlen im Glütschtal und in der Kanderschlucht

6.5 Die Schieferkohlenabfolge von Mutten-Signau im Emmental

6.6 Die altersdatierte Abfolge der Kiesgrube Mattstetten NE von Bern

6.7 Die Mündung des Aare-Gletschers in den Mittelland-Arm des Rhone-Gletschers

6.8 Murifeld bei Bern, Lörmoos NW von Bern und Wachseldorn-Untermoos

6.9 Spätglaziale Floren und Faunen im Faulenseemoos, Gerzen- und Amsoldingersee

6.10 Genese der Aareschluchten und der Talung von Brienzer- und Thunersee

6.11 Spätglaziale Gletscherstände und Mittelmoränen im Berner Oberland

6.12 Der Simmen-Gletscher im Spätglazial

6.13 Zur Vegetationsgeschichte im Simmental

6.14 Die Funde vom Schnidejoch ( 2756 m ) W des Rawilpasses

6.15 Der Saanen-Gletscher im Spätglazial

6.16 Jüngste erdgeschichtliche Ereignisse im Berner Oberland

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7 Zentrales Schweizer Mittelland

7.1 Das Napf-Gebiet zur Zeit der grössten Vergletscherungen

7.2 Das nördliche Napf-Vorland

7.2.1 Zeller Schotter

7.2.

2 Schieferkohlen zwischen Huttwil und Zell

7.2.3 Schieferkohlen von Schweinbrunnen SW von Huttwil

7.3 Das Napf-Bergland und der Emmen-Gletscher in der letzten Kaltzeit

7.4 Paläolithikum und Mesolithikum im Wauwilermoos

Literatur und Karten ( K )

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Inhaltsverzeichnis 9

8 Reuss-Gletscher

8.1 Präwürmzeitliche Ablagerungen im frontalen Reuss-Gletscherbereich

8.2 Höchste Lagen der Eisoberflächen im Gotthard- und Furka-Gebiet

8.3 Mittelmoränen im Urner Reusstal

8.4 Schächen-, Riemenstaldner und Muota-Gletscher mit ihren Mittelmoränen

8.5 Mittelmoränen zwischen Reuss- und Engelberger Eis, diesem und Brünig-Aare-Eis

8.6 Felsrelief und « übertiefte » Täler

8.7 Eisoberflächen am Schwyzer Alpenrand

8.8 Rümlig-Gletscher, Wolhuser Arm des Aare/Reuss-Eises, Kleiner Emmen-Gletscher

8.9 Vierwaldstättersee- und Zugersee-Gebiet in den Kaltzeiten

8.10 Mittelmoränen zwischen Ägeri- und Rothenthurmer Reuss-Eisarm

8.11 Mittelmoränen und Rückschmelzlagen im Aargauer Reusstal

8.12 Zur spät- und nacheiszeitlichen Vegetationsgeschichte im Vierwaldstättersee-Gebiet

8.13 Spät- und frühpostglaziale Grosssäugerreste aus dem Gebiet des Reuss-Gletschers

8.14 Die Bergstürze von Goldau : Zeitpunkte und Klima während ihres Niedergangs

8.15 Jüngste Rutschungen, Hangmuren und Felsstürze : Prognosen und Sicherungen

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9 Rhein-Gletscher

9.1 Der Linth/Rhein-Gletscher

9.1.1 Pollenprofil vom Sulperg E von Wettingen AG

9.1.2 Mammutfunde von Niederweningen

9.1.3 Der frontale Linth/Rhein-Gletscher

9.1.4 Die Abfolgen in der Glatttal-Felsrinne, Aathal-Schotter und jüngere Füllung

9.1.5 Schieferkohlen von Gossau ZH

9.1.6 Weitere Schieferkohle führende Abfolgen im Zürcher Oberland

9.1.7 Schieferkohlen am Walenberg und im Teufwinkel am Walensee

9.1.8 Vorstossschotter beidseits des Zürichsees

9.1.9 Töss- und Hörnli-Bergland in den grössten Kaltzeiten und in der Würm-Eiszeit

9.1.10 Schlieren-, Zürich- und Hurden-Stadium

9.1.11 Sedimente im Zürich- und im Greifensee

9.1.12 Die spätglazialen Wälder am Üetliberg W von Zürich

9.1.13 Vegetation an der Grenze Mesolithikum/Neolithikum im Langachermoos

9.1.14 Das Sihltal in der vorletzten und letzten Eiszeit, im Spät- und im Postglazial

9.1.15 Wägital-Gletscher und weitere Zuflüsse zum Linth/Rhein-Gletscher

in der Linthebene

9.1.16 Die spät- und frühpostglaziale Vegetation in der Linthebene

9.1.17 Walensee-Arm des Rhein-Gletschers, Walensee-Talung und Seeztal

9.1.18 Spätglaziale Gletscherstände, Mittelmoränen und Baumgrenze im Schilstal

9.2 Der Linth-Gletscher

9.2.1 Eiszuschüsse von Nieder- und Oberurnertal, Schwändi- und Ahornen/Oberseetal

9.2.2 Der Klön-Gletscher und seine Mittelmoränen

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Eiszeitalter

9.2.3 Bergstürze im mittleren und vorderen Glarnerland

9.2.4 Spätglaziale und holozäne Gletscherstände im Linthtal

9.2.5 Bergstürze, Sackungen und Mittelmoränen im Glarner Hinterland

9.2.6 Sernf-Gletscher und seine Mittelmoränen

9.2.7 Bärenhöhlen im Kanton Glarus

9.3 Der Bodensee-Rhein-Gletscher

9.3.1 Anlage des Bodensee-Beckens

9.3.2 Rinnenschotter um Schaffhausen

9.3.3 Pollenabfolgen in Wildhaus-Egg und in der Wildkirchli-Höhle S von Appenzell

9.3.4 Die jüngere Geschichte des Bodensee-Rhein-Gletschers

9.3.5 Letzteiszeitliche Höchststände und die Stadien von Stein am Rhein und Konstanz

9.3.6 Pollenprofile im westlichen Bodensee-Gebiet

9.3.7 Umlenkung der Radolfzeller Aach bei Rielasingen

9.3.8 Gebiet zwischen Thur, Seebach–Stammheimer Tal und Rhein

9.3.9 Die Gegend um Bischofszell

9.3.10 Landschaftsgeschichte zwischen Rhein- und Thur-Eis und im Töss-Bergland

9.3.11 Laacher-See-Bimstuffe in der NE-Schweiz und die Nussbaumer Seen

9.3.12 Archäologie im Thurgau

9.3.13 Mittelmoränen im Säntis-Gebirge und im oberen Toggenburg

9.3.14 Der Zerfall des letzteiszeitlichen Rhein-Gletschers

9.3.15 Randliche Schmelzwasserrinnen im Alpenrheintal

9.3.16 Mittelmoränen im Alpenrheintal und im Bregenzerwald

9.3.17 Vorstoss- und Rückschmelzlagen von Bodensee- und Linth/Rhein-Gletscher

9.3.18 Die Oberstaufer Nagelfluhberge im Spätglazial

9.3.19 Mittelmoränenansätze bei Samina- und Ill-Gletscher

9.3.20 Bergstürze im Alpenrheintal

9.3.21 Zur Ur- und Frühgeschichte des Alpenrheintals

9.3.22 Seespiegelschwankungen und Rhein-Mündungen in den Bodensee

9.3.23 Sedimentabfolge der beiden Schwendiseen ( 1159 m ) SW von Wildhaus

9.3.24 Die jüngste Veränderung der Schneegrenze im nördlichen Alpstein

9.4 Der Bündner Rhein-Gletscher und seine Zuflüsse

9.4.1 Eishöhen im Firngebiet des Vorderrhein-Gletschers

9.4.2 Späteiszeitliche Moränen im Tavetsch und in der Val Medel

9.4.3 Holozäne Vegetationsgeschichte im Quellgebiet des Vorderrheins

9.4.4 Sumvitg-, Gronda-, Glenner und Valser Rhein-Gletscher

9.4.5 Rabiusa-Gletscher

9.4.6 Punteglias-, Frisal-, Flem-, Ladral-, Schmuer- und Siat-Gletscher

9.4.7 Flimser und Taminser Bergsturz

Sturzereignis

Bergsturzseen

Ausbruch des Ilanzer Sees

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Inhaltsverzeichnis 11

9.4.8 Mittelmoränen im Calfeisen- und Taminatal

9.4.9 Hinterrhein-Gletscher

Die Stadien von Thusis und Andeer

Der ehemalige Schamser See

Das Stadium von Sufers und jüngere Gletscherstände

Das Pollenprofil am Lai da Vons ( 1991 m )

9.4.10 Eistransfluenz über die Lenzerheide, Plessur-Gletscher, Chur im Spätglazial

9.4.11 Albula-Gletscher

9.4.12 Totalp-Bergsturz und Davoser See

9.4.13 Landquart-Gletscher

9.4.14 Vegetationsentwicklung im Rhein-Gebiet seit dem Spätglazial

Literatur und Karten ( K )

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10 Der Jura im jüngeren Pleistozän und im Holozän

10.1 Klusen und verwandte Formen im Schweizer Jura

10.2 Vallées sèches im Tafeljura der Ajoie/Elsgau

10.3 Tektonische Vorzeichnung, Auskolkung und pleistozäne Sedimente um Grandson

10.4 Höchste würmzeitliche Erratiker und Moränen im Jura

10.5 Der Hochjura in der letzten Kaltzeit

10.6 Letzteiszeitliche Vergletscherung der zentralen und nordwestlichen Jura-Höhen

10.7 Fossile Floren in Jura-Mooren

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11 Nördliche und nordöstliche Nachbargebiete der Schweiz

11.1 Der Süd-Schwarzwald im jüngeren Pleistozän und im Holozän

11.1.1 Letzteiszeitliche Gletschervorstösse im Süd-Schwarzwald

11.1.2 Vegetations- und Landschaftsgeschichte im Süd-Schwarzwald

11.1.3 Neuere 14 C-Daten zum Jungpaläolithikum im Süd-Schwarzwald

11.2 Schwäbisch-bayerisches Alpenvorland

11.2.1 Das süddeutsche Alpenvorland, die Wiege der voralpinen Quartärforschung

11.2.2 Älteste Schotterfluren zwischen Iller- und Lech-Gletscher

11.2.3 Donau-Kaltzeit

11.2.4 Warmzeit von Buch und Uhlenberg-Interglazial

11.2.5 Günz-Eiszeit

11.2.6 Schmelzwasserablagerungen und Periglazialschotter im Riss–Iller– Gebiet

11.2.7 Unterteilung der Mindel-Kaltzeit in Haslach- und Mindel/Hosskirch-Eiszeit

11.2.8 « Nibel »- und « Paar-Eiszeit »

11.2.9 Riss-Kaltzeiten

« Älteres Riss » ( = « Zungen-Riss »)

« Mittleres Riss » ( = « Doppelwall-Riss »)

« Jüngeres Riss » ( = Jungriss )

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Eiszeitalter

11.2.10 Chronologie der Mindel/Riss-Warmzeit und der Riss-Kaltzeit

11.2.11 Riss/Würm- ( = Eem- )Warmzeit

11.2.12 Würmzeitliche Interstadiale mit Schieferkohlebildung

11.2.13 Gliederung der Würm-Kaltzeit

11.2.14 Würm-Hochglazial

11.2.15 Der Iller-Gletscher im Hoch- und Spätwürm

11.2.16 Spätwürm und Holozän im Alpenvorland

11.2.17 Die Vegetationsentwicklung im Ammergebirge

11.2.18 Zur Flussgeschichte der Donau um Ingolstadt

11.2.19 Morpho- und Lithostratigrafie, absolute Datierungen

11.3 Mitteldeutsches Periglazialgebiet

11.3.1 Heidelberger Senke im Oberrheingraben : das vollständigste Quartärprofil

11.3.2 Periglazialbereiche in südlicheren deutschen Mittelgebirgen

11.3.3 Spätholozäne Vegetationsgeschichte des Pfälzerwaldes

11.3.4 Klimaereignisse in der Lössabfolge im Nusslocher Aufschluss

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12 Inn-Gletscher

12.1 Das Oberengadin im Spätglazial und im Holozän

12.2 Mittelmoränen und spätglaziale Wiedervorstösse im Unterengadin

12.3 Der Spöl-Gletscher

12.4 Zukunftsvisionen für die Bündner Gletscher

12.5 Pollenabfolgen im Unterengadin und SW von Nauders

12.6 Die Moore von Il Fuorn ( 1805 m ), Jufplaun ( 2225 m ) und Trepalle ( 2030 m )

12.7 Der Inn-Gletscher im Spätwürm und die selbstständig gewordenen Zulieferer

12.8 Pollenabfolgen in Mooren im Tirol : Inntal, Ötztal, Kitzbühel, Pinzgau

12.9 Transfluenzen von Inn-Eis zum Lech- und zum Isar/Loisach-Gletscher

12.10 Die Gebiete zwischen den ins Vorland ausgetretenen Gletschern

12.11 Der Bereich Unterinntal–Hopfgarten–Wilder Kaiser

12.12 Der Frontbereich des würmzeitlichen Salzach-Gletschers

12.13 Siegsdorf im ausgehenden letzten Hochglazial

12.14 Bruchverformung in den zentralen Ostalpen

12.15 Präwürmzeitliche Abfolgen im Bereich des Inn-Gletschers

12.16 Das Interglazial vom Mondsee und der Traun-Gletscher

12.17 Ostalpine Eismächtigkeiten in den Eiszeiten

12.18 Bergstürze im Tirol und in den Bayerischen Alpen

12.19 « Ötzi », der Eismann

Literatur und Karten ( K )

435

436

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461


Inhaltsverzeichnis 13

13 Etsch-Gletscher

13.1 Die Einzugsgebiete im obersten Vinschgau

13.2 Massenbewegungen in den Südalpen

13.3 Begrabene Täler im südlichen Trentino

13.4 Das Becken von Brixen/Bressanone in der letzten Eiszeit

13.5 Zur Vegetationsentwicklung im Spätglazial und im Holozän am Südalpen-Rand

Literatur und Karten ( K )

465

466

469

470

470

471

472

14 Oglio-, Serio- und Brembo-Gletscher

14.1 Endlagen des Oglio-Gletschers um den Lago d’Iseo

14.2 Das spätglaziale Paläomilieu des Oglio-Gletschers in der Val Camonica

14.3 Die ältere Pollenabfolge von Leffe in der Val Seriana

14.4 Höchststände und Rückschmelzlagen von Serio- und Brembo-Gletscher

Literatur

473

474

474

476

476

476

15 Adda-Gletscher

15.1 Der Maira-Gletscher, der letzte bedeutende Zuschuss des Adda-Gletschers

15.2 Spät- und postglaziale Vegetationsgeschichte zwischen Comersee und Splügenpass

15.3 Der vereinigte Maira/Adda-Gletscher

15.4 Letzteiszeitliche Zungenenden von Adda- und Adda/Tessin-Gletscher

15.5 Der spätglaziale Adda-Gletscher im unteren Veltlin

15.6 Màllero- und Venina-Gletscher im Spätglazial

15.7 Das Veltlin zwischen Chiuro und der Mündung des Poschiavino-Gletschers

15.8 Der Poschiavino-Gletscher

15.9 Der Adda-Gletscher oberhalb der Mündung des Poschiavino-Gletschers

15.10 Pollenabfolgen auf Paluccia d’Oga ( 1730 m ) und Dossaccio W von Bormio

Literatur und Karten ( K )

477

478

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483

483

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488

16 Tessin-Gletscher

16.1 Hauptarm des Tessin-Gletschers

16.1.1 Hochglaziale Eisstände im Gotthard-Gebiet

16.1.2 Leventina, Val Blenio, Riviera und Magadino-Ebene im Jungpleistozän

16.1.3 Verzasca- und Maggia-Gletscher und ihre Zuflüsse

16.1.4 Der Tessin-Gletscher im Becken des Lago Maggiore, im Tresa-Tal

und im Luganersee-Becken

16.1.5 Tessin/Adda- und Adda-Gletscher im Mendrisiotto, Comasco und Milanese

16.1.6 Spätglaziale und holozäne Sedimentationsgeschichte im Luganersee

16.1.7 Spät- und postglaziale Vegetationsentwicklung am Südalpen-Rand

489

490

490

490

493

495

498

499

500


14

Eiszeitalter

16.2 Toce/Tosa-Arm

16.2.1 Die Firngebiete des Toce-Gletschers

16.2.2 Bogna- und Ovesca-Gletscher aus der Valle di Bognanco und der Valle d’Antrona

16.2.3 Valle Vigezzo-Centovalli ( Domodossola–Locarno ), die interglaziale Flora von Re

16.2.4 Eisüberprägungen und Mittelmoränen in der Valle Anzasca

16.2.5 Der Mündungsbereich des Toce-Armes in den Lago Maggiore

Literatur und Karten ( K )

503

503

506

507

507

508

509

17 Sesia-Gletscher

17.1 Die Anlage der Val Sesia

17.2 Letzte Höchststände, Rückschmelzlagen und Mittelmoränen im Konfluenzbereich

17.3 Ausgehendes Spätglazial und Kleine Eiszeit in der obersten Val Sesia und ihren Quellästen

Literatur

511

512

512

514

514

18 Dora-Baltea-Gletscher

18.1 Das Moränen-Amphitheater von Ivrea und seine Mittelmoränen

18.2 Spät- und postglaziale Vegetationsentwicklung im Zungenbereich

18.3 Talanlagen und Mittelmoränen bei Zuflüssen des Dora-Baltea-Gletschers

18.4 Holozänes Gletschergeschehen in den Quelltälern der Dora Baltea

18.5 Italienische Alpengletscher in der Kleinen Eiszeit und danach

Literatur

515

516

516

518

519

520

520

19 Ergebnisse, Erkenntnisse und Ausblick

19.1 Schutttransport auf der Gletscheroberfläche, Mittel- und Obermoränen

19.2 Kollisionsmoränen

19.3 Glaziale Übertiefung (?), Kame-Schotter

19.4 Fossile Floren, Pollenabfolgen

19.5 Künftige Forschungsziele

19.5.1 Ergründung des prä- und altquartären Geschehens

19.5.2 Präzisierung der Altersdatierungen

19.5.3 Bereinigung der Kartenlegenden

Literatur

521

522

523

523

525

525

525

526

526

532

Register

Geografisches Register

Sachregister

533

534

552


Vorwort 15

VORWORT

Nach Abschluss des 3. Bandes von Eiszeitalter ( 19831 ) wurde neben dem Quartär die

Geomorphogenese angegangen, da mit dem Tod meines Kollegen Fritz Müller das

Thema Geomorphologie an der Eidg. Techn. Hochschule verwaist war. Dabei hat sich

gezeigt, dass manche der aus der 2. Hälfte des 19. Jhs. stammenden Thesen einer kritischen

Überprüfung nicht standhielten und sich mit Erkenntnissen von Geologie, Geophysik

und Paläontologie nicht in Einklang bringen liessen. In Vorlesungen an der ETH

und der Universität Zürich wurde versucht, zur Landschaftsgeschichte der Schweiz und

ihrer Nachbargebiete ( 1991 ) und zur Flussgeschichte Mitteleuropas ( 1993 ) neue Fakten

und Überlegungen darzulegen, wohl wissend, dass dies erste Versuche wären. Seither

hat sich das Wissen um die jüngste Erdgeschichte weiterentwickelt ; die Erkenntnisse

sind in den Alpenländern mächtig gewachsen. Dazu beigetragen haben neben den

Tagungen der Deutschen Quartärvereinigung DEUQUA in Zürich ( 1982 ) und Bern

( 2000 ) die mit Ch. Schlüchter in Bern und W. Wildi in Genf neu geschaffenen Professuren

für Quartär- und Umweltgeologie und die damit in Gang gekommenen Diplomund

Doktorarbeiten. An den Geografischen Instituten der Universitäten Zürich und

Lausanne sind mit G. Furrer und J. Winistörfer, ihren Schülern und Nachfolgern, die

Kenntnisse über das Jungquartär vertieft und durch pollenanalytische Forschungen

nach W. Lüdi von H. Zoller, M. Welten, S. Wegmüller, B. Ammann, C. A. Burga, M.-J. Gaillard,

A. F. Lotter und R. Drescher-Schneider vorangetrieben worden. Ferner brachten

die seit 1982 erschienenen Blätter des Geologischen Atlas der Schweiz 1 : 25 000 und

Erläuterungen Informationen zum Eiszeitalter, wenn auch Erkenntnisse über Mittelund

Obermoränen mit ihren Konsequenzen erst in Ansätzen Akzeptanz gefunden

haben.

Um den vorliegenden Band nicht nur zur Ergänzung zu den 3 seit Jahren vergriffenen

Bänden werden zu lassen, sondern ihm eine gewisse Eigenständigkeit zu verleihen,

wurde da und dort etwas ausgeholt. Bei der Lektüre ist neben den zu er gänzenden

Karten in Band 3 ( Hantke 1983 ) die Konsultation der Landeskarten un umgänglich.

Da zu Randgebieten seither Zusammenfassungen erschienen sind ( Kahlke 1982,

Schreiner 1992, Jerz 1993, Ehlers 1994, Kohl 1983, 1997, 1998, 1999, van Husen 1987, Bini

1987, 1997, Felber 1993, Felber & Bini 1995, Schaefer 1995, Benda 1995 ), wurden diese nur

gestreift. Schreiner und Habbe † et al. ( 2007 ) haben die Gliederung Pencks ( 1901 :

107–13 ) im klassischen süddeutschen Raum überarbeitet, Ch. Schlüchter, F. Preusser und

H. R. Graf suchen das Schweizer Mittel- und Jungpleistozän mit absoluten Daten neu

zu umreissen und für die Kaltzeiten neue Namen einzuführen.

Durchhaltende, konkordante Quartärabfolgen liegen nur im marinen Bereich vor.

Auf dem Festland sind sie wegen des Reliefs, selbst im flachen Alpenvorland, und des

1 Die Ausgabe 1991 ist ein unveränderter Neudruck der Bände 1 bis 3 in einem einzigen Band.


16

Eiszeitalter

laufend sich wandelnden Klimas von vielen Hiaten durchsetzt, oft eine « Stratigrafie

der Schichtlücken ». Es sind Abfolgen der Hochstände der Gletscher und Ausschnitte

aus ihrem Rückzug. So ist es sinnvoll, Kaltzeitabfolgen durch trennende Warmzeiten

und wärmere Phasen beim Vorstoss und Zurückschmelzen durch Änderungen in

Klima und Vegetation mit Paläofloren und Paläoböden zu ergründen und in den verschiedenen

Gletschersystemen nachzuzeichnen.

Neue Ergebnisse der Ur- und Frühgeschichte konnten aus Raumgründen nur

eingeschränkt berücksichtigt werden ; es sei auf das Jahrbuch Archäologie Schweiz,

archäologie schweiz, helvetia archaeologica und Spezialpublikationen verwiesen.

J. M. Le Tensorer und M. Primas ( in Burga, Perret et al. 1998 ) haben diese Erkenntnisse

zum ur- und frühgeschichtlichen Menschen resümiert.

Wie bei den Bänden 1–3 habe ich vielen Fachkollegen zu danken, sei es für überlassene,

noch nicht in extenso publizierte Texte, die Erlaubnis zur Reproduktion von

Graphica, die Durchsicht von Textstellen und anregende Kritik. Gerne erinnere ich mich

all der vielen nicht namentlich genannten Helfer, die zu diesem Band beigetragen

haben. Dank schulde ich den Herren Prof. Dr. H. Jerz, Grünwald, Dr. Dr. h. c. Gerhart

Wagner, Stettlen, Albert Wiesmann, Lengwil-Oberhofen, und Heinz Winterberg, Studen

SZ. Für technische Hilfe und Einarbeitung der Figuren bin ich Fred Stauffer, Huttwil, für

bibliografische den Damen der ETH-Bibliothek Erdwissenschaften, Zürich, M. Barengo,

H. Boedecker und besonders C. Niemz, für die textliche Durchsicht Dr. S. Wyder, Forch,

und K. Meier, Meilen, verbunden.

An die Druckkosten steuerten bei : die Eidg. Techn. Hochschule und das Geologische

Institut, dank Frau Rektorin Prof. Dr. H. Wunderli-Allenspach und Herrn Prof. Dr. G. Haug ;

sodann meine Wohngemeinde Stäfa, Herr Gemeindepräsident K. Rahm, die Bank

Clariden-Leu, Zürich, Herr Dir. J. Gadient, sowie die Herren A. Rissi, Geol. Büro, Zürich,

und S. Ryter, Bern, und ganz besonders mein Weggefährte und Fahrer, Herr Heinz

Winterberg, Studen SZ.

René Hantke

Stäfa, März 2011


Die alpinen Eiszeiten

und ihre Grundlagen

Fotografie oben :

Grindel Beesbrägli. Foto : Ronny Lechbruck

1


18 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

1.1

Zur Erforschung des Eiszeitgeschehens

Erste, noch dürftige Kenntnisse über Gletscher reichen bis ins frühe 16. Jh. Die Ansichten

aus der Frühzeit von Aegidius Tschudi bis Gottlieb Sigmund Gruner fasste Vögele

( 1987 ) zusammen. In weitgespanntem Rahmen hat jüngst Krüger ( 2008 ) die Geschichte

um die Entdeckung der Eiszeiten und ihre Konsequenzen für das Verständnis der

Klima geschichte geschildert. Dabei hat Krüger sowohl Befürworter als auch wichtige

Gegner der Eiszeittheorie in einen internationalen Zusammenhang damaliger Auffassungen

der Erdgeschichte gestellt.

Mit Johann Jacob Wagner ( 1680 ) und Horace Bénédict de Saussure ( 1779 – 96 ) begannen

Gletscherbeschreibungen wissenschaftlich zu werden. Bernhard Friedrich

Kuhn ( 1787, 1789 ) erkannte im Tal von Grindelwald, Karl Schimper 1837 im Schwarzwald,

am Titisees und bei Hinterzarten, Erratiker – Findlinge – als Spuren einer einstigen

Vergletscherung. Schimper verwendete hiefür wie später Louis Agassiz ( 1837, 1840 ) die

Bezeichnung Eiszeit ( Liehl 1980 ). Aufgrund über das Schweizer Mittelland verteilter

Findlinge fanden Jean de Charpentier ( 1841 ) und Ignaz Venetz ( 1833, 1861a, b ), dass die

Alpengletscher einst viel ausgedehnter gewesen sein müssen. Beide bestätigten, dass

schon J. K. W. Voigt ( 1780 ) und Johann Wolfgang von Goethe ( 1829 ) in « Wilhelm Meisters

Lehrjahre » erwähnt hätten, dass in einer Epoche grimmiger Kälte skandinavische Gletscher

Ge steine nach N-Deutschland, Granitblöcke nach Thüringen und Gletscher aus

den Alpen Gesteine an den Genfersee transportiert hätten ( Portmann 1975, v. Engelhardt

1999, Schaer 2000 ).

Fig. 1.1

Der 100 m über der Niederterrasse der Talsohle gelegene « Höhere Deckenschotter » am Falken E

von Grönenbach mit der Albrecht-Penck-Gedenktafel.


Zur Erforschung des Eiszeitgeschehens

19

Fig. 1.2

Glaziologische Grundbegriffe am Tschierva- und Roseg-Gletscher, aus M. Maisch et al. 1998, Abb. 5.

Adolphe Morlot ( 1855, 1861 ) und Oswald Heer ( 1858, 1865 ) fanden, die verursachende

Kaltzeit müsse durch eine eisfreie, um 5 °C kühlere Zeit als heute mit Schotterschüttung

und Moorbildung getrennt gewesen sein, da damals im Mittelland Birken,

Föhren und Fichten wuchsen. Burga ( 2009 ) hat Heers Schaffen zum Quartär in heutiger

Sicht dargestellt.

Mit der Kenntnis der Schotterfluren im Alpenvorland, die sich in Geröllinhalt, Lage

im Tal, Verwitterung der Deckschichten unterscheiden, mehrten sich die Kaltzeiten.

Bei Penck ( 1882 ) waren es 3, bei Penk 1899 und Penck & Brückner ( 1901 ) am Falken bei

Grönenbach ( Fig. 1.1 ), 4, bei Eberl ( 1930 ) 5, bei Schaefer ( 1956 ) 6. 1957 erweiterte er

seine 1. auf 8 ; Scheuenpflug ( 1991 ) reduzierte sie auf 3, Becker-Haumann auf 5. Schaefer

( 1975, 1995 ) führte zwischen Mindel- und Riss-Kaltzeit Nibel- und Paar-Eiszeit, Schreiner

( 1981 ) davor die Haslach-Eiszeit ein.

In den Ostalpen hat sich schon früh gezeigt, dass das Zurückschmelzen der Gletscher

von Vorstössen unterbrochen war ( Penck & Brückner 1901/09, Heuberger 1966,

Gross et al. 1978, Maisch 1981, M. et al. 2000 ). Holozäne Vorstösse sind Thema bei Röthlisberger

& Geyh ( 1986 ), Furrer ( 1991 ), Maisch ( 1995 ) und Maisch et al. ( 2000 ). Die Vorstösse

in der frühen Neuzeit dürften zur Entstehung von Blüemlisalp-Sagen, so der

Sardona-Sage ( Senti 2008 ), geführt haben.


20 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

Fig. 1.3a

Der Morteratsch-Gletscher 1896,

aus WWF-Schweiz, Magazin 4/2008.

Fig. 1.3b

Der Morteratsch-Gletscher 2004,

aus WWF-Schweiz, Magazin 4/2008.

Wurde das Gletschervolumen früher nur geschätzt, lässt es sich heute präziser

fassen. Die Gleichgewichtslinie, an der Zuwachs und Verlust sich über Jahre die Waage

halten – im Verhältnis 2 : 1 von Nähr- zu Zehrgebiet ( Fig. 1.2 ) –, hängt mit dem Volumen

zusammen. Dabei sind auch Exposition und Windverfrachtung zu berücksichtigen.

Zurückschmelzende Gletscher belegen die aktuelle Klimagunst ( Fig. 1.3a, b ). Neben

datierten Stichen und Gemälden von Zungenlagen ( Zumbühl 1980 ) zeugen Weinlesedaten

und Ernteerträge ( Pfister 1984, 1988, 1999 ) von Auswirkungen des Klimas auf den

Menschen.

Nach den Wärmephasen im Römischen Optimum und im Hochmittelalter ereigneten

sich in der Kleinen Eiszeit 1300–1860 ( Matthes 1939 ) Vorstösse in drei Schüben,

um 1300–1350, 1600–1700 und 1810–1860 ( Wanner et al. 2009 ). Ihre Entstehung steht

noch offen, allenfalls ein Zusammenspiel schwacher Insolation im Nachsommer mit

Ein brüchen in der Solaraktivität und einer Häufung klimawirksamer Vulkaneruptionen.

Behringer ( 2009 ) weist darauf hin, dass zum Verständnis der Klimageschichte eine

Kulturgeschichte des Klimas gehört. Nach Darlegung der Klimageschichte der Erde

mit ihren Massenaussterben in früheren Kaltzeiten zeigt Behringer auf, wie am Beispiel

der Kleinen Eiszeit sich Antworten auf die jetzige Klimakrise, die globale Erwärmung,

finden lassen. Schon geringe Klimaänderungen haben oft zu sozialen, politischen und

religiösen Erschütterungen geführt.


Zum Wechsel von Kalt- und Warmzeiten und zu ihren Ursachen

21

Im Eiszeitalter schwankte die Mitteltemperatur in mittleren Breiten zwischen + 11

und – 6 °C. In Kaltzeiten war auf den Kontinenten vermehrt Wasser als Eis gebunden :

Der Meeresspiegel sank ; polare und alpine Eisdecken dehnten sich aus. Die Alpengletscher

traten ins Vorland aus ; der im Mittelland auf ihnen sommersüber ver bliebene

Schnee liess sie weiter vorrücken. Das Klima wurde kontinentaler. Der Nordische Eisschild

bedeckte die N-deutsche Ebene und staute die mitteldeutschen Flüsse zu Seen,

die durch Urstromtäler nach NW entwässerten.

Das mehrfach ähnlich ablaufende Klimageschehen schlug sich auch im Alpenvorland

in Ablagerungen, vergleichbaren Floren, Faunen und Paläoböden nieder. Da

Organismen nur in engen Umweltbereichen gedeihen und ihre Ansprüche sich selbst

langfristig kaum ändern, liefern Hölzer, Blätter, Pollen, Samen, Schalen, Skelette, Zähne,

Fährten, zusammen mit der Temperatur des Oberflächenwassers der Ozeane, den

Meeresspiegelschwankungen und den Ergebnissen von Eisbohrkernen Grundlagen

zur Rekonstruktion des Paläoklimas.

1.2

Zum Wechsel von Kalt- und Warmzeiten

und zu ihren Ursachen

Die Milanković-Theorie erklärt zunächst die Ursachen des globalen Klimawandels und

damit der Eiszeiten durch Variationen der Erdbahnelemente : elliptische Umlaufbahn,

Ekliptikschiefe, Wanderung des Frühlingspunkts. Diese bewirken Temperaturdifferenzen

bis 8 °C. Im Eiszeitalter waren sie Motor für den Kaltzeit/Warmzeit-Wechsel. Sauerstoffisotopwerte

und Pollenabfolgen zeigten, dass die Milanković-Theorie den Klimawandel

nur unvollständig wiederzugeben vermag ( Turner 1996 ). Dazu kommen :

vermehrt Kontinente in polarer Lage ; bei der Orogenese in Hochlagen gelangte Bereiche,

welche Eisflächen aufbauen, die Rückstrahlung des auftreffenden Sonnen lichts

erhöhen und das Kältehoch der Hochgebirge stabilisieren, sowie Schwankungen in

dieser Strahlung, kosmischer Staub, Änderungen in der Erdatmosphäre, ihres CO2-

Anteils, Änderungen von Meeresströmungen und vorherrschenden Windrichtungen

durch Plattentektonik, Ausbrüche von Supervulkanen.

So dürfte die Landbrücke zwischen Nord- und Südamerika das Eiszeitalter eingeleitet

haben. Die Meeresströmungen mussten sich neue Wege suchen. Es entstand

der Golfstrom, der Europa Wärme zuführt. Im N-Atlantik sinkt abgekühltes Golfstrom-

Wasser in die Tiefe und nimmt aus der Atmosphäre gelöstes CO2 auf. Weniger CO2

in der Atmosphäre deutet auf kühleres Klima. Vor Namibias Küste zeichneten sich

Änderungen in umgekehrter Richtung ab. Dort wehten kräftigere Passatwinde als

zuvor. Aus Tiefen um 200 m wurde kühles, nährstoffreiches Wasser an die Oberfläche

gepumpt. In diesem blühten die Meeresalgen auf und entzogen der Atmosphäre

weiteres CO2, was die Abkühlung verstärkt ( Tillemans 2001 ).


22 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

Fig. 1.4

Änderungen der Exzentrizität der

Erdbahn, verursacht durch Gravitationswechselwirkung

mit andern

Planeten. Die Änderungen

verlaufen annähernd zyklisch

mit einer Periode um 100 ka. Bei

der Exzentrizität ergeben sich

Einstrahlungs unterschiede zwischen

Perihel und Aphel, der

kleinsten und grössten Entfernung

von der Sonne.

Fig. 1.5

Die Konstellation der Erdbahnelemente

führt zu einem Anwachsen

bzw. Abschmelzen des

Eises : Milde Winter und kühle

Sommer begünstigen das Wachsen

der Eisdecke ; Verhältnisse,

wie sie am Ende der letzten Eiszeit

geherrscht haben, fördern

das Abschmelzen von kontinentalem

Eis. Fig. 1.4 und 1.5 nach

Chorlton aus Oeschger 1987.

In letzter Zeit haben zyklische Variationen von 18O/16O in Bohrkernen, die kontinentale

Eisabfolgen wiedergeben, an Aktualität gewonnen ( Oeschger 1987 ). Der

CO2-Gehalt hat in den letzten 160 ka konform zum globalen Klima geschwankt. Aufgrund

von Modellen haben CO2-Schwankungen die Kopplung von Klimaereignissen

zwischen N- und S-Hemisphäre bewirkt. Zirkulationsmodelle lieferten bei kontinentaler

Eisbedeckung, Sonneneinstrahlung, Land-Albedo, reduziertem CO2-Gehalt den

Rahmen für Temperaturverteilungen der kältesten Phase der letzten Eiszeit, die mit aus

Sedimenten und Fossilinhalt rekonstruierten übereinstimmt. Kometen- und Asteroideneinschläge

wirkten nur kurzfristig. Von Bedeutung sind sodann die Änderungen der

Erdbahnelemente ( Fig. 1.4 und 1.5 ).

Gegenwärtig vollzieht sich ein Klimawandel mit erheblichen Auswirkungen ( Klostermann

1999 ). Die bodennahen Temperaturen sind in den letzten 120 a weltweit um

0,8 °C gestiegen, in den letzten 30 a sogar beschleunigt. In den Alpen hat die Tempe-


Zum Wechsel von Kalt- und Warmzeiten und zu ihren Ursachen

23

Fig. 1.6

Temperaturänderungen der

Erdoberfläche von 1000 – 2100,

Intergovernmental Panel

on Climate Change Public. :

Climate Change 2001 Synthesis

report, aus W. Seiler 2006.

ratur in den letzten 50 a bis 1,5 °C, von 1988 bis 1997 um gut 1 ° zugenommen ( Pfister

1999 ). Die Differenz zwischen heutiger und plio-pleistozänen Warmzeiten bewegt sich

um 2 bis 3 °C, jene der Warmphasen im mittleren Spätglazial um – 3 bis – 5 °C. Zugleich

haben sich die Niederschläge und ihre saisonale Verteilung verändert ( W. Seiler in Frey &

Neuhäuser 2006, Fig. 1.6 ). In den Alpen zeigen sich : Rückgang der Schneedecke, Auftreten

von « 300- und 400-jährigen » Hochwassern innert weniger Jahre, häufige Muren,

Abtauen des Permafrosts – noch liegen 5 % der Schweiz in dessen Bereich –, steigendes

Risiko für Rutschungen, Fels- und Bergstürze. Der Anstieg des Meeresspiegels kann

schon im 21. Jh. zu Problemen führen. Bei Prognosen von drastischen Temperaturänderungen

an der Erdoberfläche von heute bis 2100 ist aber Vorsicht angezeigt.

Seit der Industrialisierung ist die durch den Energieverbrauch bedingte CO2-

Emission exponentiell angestiegen. Ebenso hat der Ausstoss an Methan zugenommen,

obwohl 70 % durch Bakterien produziert wird ; für den Treibhauseffekt ist der Mensch

mitverantwortlich. Selbst wenn der Ausstoss massiv reduziert wird, ist ein Temperaturanstieg

wegen der Trägheit der Systeme kaum aufzuhalten ( Bachofen et al. 2006 ). Bis

2100 wird er auf 1,4 bis 5,8 °C geschätzt. Um dies zu verhindern, bedürfe es einer Reduktion

der Emission gegenüber 1990 global um 50, in Industrieländern um 80 % ; sonst

ständen katastrophale Folgen bevor. Nur 30 % haben sich in der jüngsten Zeit « naturbedingt

» ereignet und « selbst korrigiert ».

Rothenbühler ( 2000, 2006 Abb. 27 ) sucht Gletscherendlagen im Oberengadin

als Folge des aktuellen Klimawandels für die nächsten 100 a zu eruieren. Das GIS


24 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

( Geografisches Informationssystem ) kann durch Verknüpfung vegetationskundlicher,

geomorphologischer, glaziologischer und pedologischer Modellierungen temperaturabhängige

Szenarien liefern.

Wanner ( 2006, 2008 ) sieht das bedrohlichste Klimaszenario im Zusammenbruch

des Golfstromes. Hohe Niederschläge und Eisschmelze im N-Polarraum könnten Europas

Wärmepumpe lahmlegen ; Europa bekäme ein kühl-frostiges Klima wie Labrador,

was zur Austrocknung der bevölkerungsreichen Subtropen führen würde. Auf der

Alpen-N-Seite würden die Niederschläge im Winter zunehmen, inneralpin und auf der

S-Seite sich verringern. Aufgrund der N-Verschiebung aktiver werdender W-Winde

würden weniger Sturmereignisse auftreten ; doch sollte ein Sturm uns tangieren, wäre

er heftiger.

1.3

Elemente zur Festlegung der Randlagen

einzelner Gletscherstände

Um die Randlagen der einzelnen Gletscherstände festlegen zu können, helfen mehrere

Elemente. Keller & Krayss ( 2000 ) und Benz ( 2003 ) haben diese für Akkumulations- und

Ablationsgebiete aufgelistet : einerseits Schliffgrenzen, Rundhöcker, Transfluenzen,

Trogtalbildung ( ? ), anderseits Moränen – Ufer-, End-, Mittel-, Ober- und Kollisionsmoränen,

Drumlins, Grundmoräne –, Schotterfluren, Entwässerungsrinnen, Eisrandseen,

Erratiker, Auftrennung in Gletscherzungen, Bodenbildung. Andersen & Borns ( 1997 )

haben ein Glossary erarbeitet, Heim ( 1885 : 345 ff., 1919 ) und Baltzer ( 1896 ), Small et al.

( 1979 ), Burri ( 1963, 1974 ), Wagner und Hantke erneut auf die schon von Agassiz ( 1840 ;

Fig. 1.7 ) erkannte Bedeutung der Mittelmoränen hingewiesen. Bei heutigen Gletschern

ist ihre Existenz unbestritten. Ein aus n Armen gebildeter Gletscher enthält bis n-1

Mittel moränen. Ihre Ansätze sind auch bei fossilen Gletschern erhalten ; ihre Fazies

variiert mit dem Frostwechsel von Oberflächenschmelzwässern auf engem Raum von

blockiger Moräne zu Schotterlagen. Als Schuttförderbänder gleiten sie auf dem Gletscher,

werden oft seitwärts abgedrängt und zu sekundären Ufermoränen, oft halten

sie durch, werden flacher, breiter und vereinigen sich zungenwärts zu Obermoräne.

Beim Auf einandertreffen gegenströmiger Gletscher stellen sich Kollisionsmoränen ein

( vgl. Kap. 2.12 ), die, wie oft als Ufermoränen gedeutete Mittelmoränen, sich durch bedeutende

Mächtigkeiten auszeichnen.

Leider schleichen sich bei der Deutung als Mittelmoränen zuweilen Fehler ein

( Wagner 2002, Hantke & Wagner 2005 ) ; sie gilt es zu korrigieren. Umgekehrt sind

manche als Seitenmoränen betrachtete Wälle Mittelmoränen.

Wilhelm, King, Pult, Michler, Winistörfer in Bachmann ed. ( 1978, 1979 ) und Maisch

et al. ( 2000 ) haben Grundbegriffe zum alpinen Gletschergeschehen mit aktuellen und

historischen Bildern und alten Karten illustriert, Jost & Maisch ( 2006 ) mit Figuren erläutert.

Sie alle sind im Feld, durch Bohrungen – frei von als erwiesen betrachteten Ansich-


Das Quartär : Eiszeitalter ( Pleistozän ) und Jetztzeit ( Holozän )

25

Fig. 1.7

Tafel 14 in Agassiz’ « Etude sur les

glaciers » 1840 ( nach einer Lithografie

von J. Betannier ) zeigt

neben kleinen Mittelmoränen auf

den Teilgletschern die grosse Mittelmoräne

des Unteraar-Gletschers.

Die Steinhütte beim grossen

Granit block war von F. J. Hugi 1827

an der Vereinigung von Finster aarund

Lauteraar-Gletscher erstellt

worden. Bei Agassiz ’ Ankunft 1839

hatte sie auf der Moräne in

12 Jahren 1320 m zurückgelegt.

ten über Mechanismen – kritisch zu prüfen, auf Gesteins- und Schwermineralinhalt

zu untersuchen und wenn immer möglich zu datieren. Mit GIS ArcInfo ( Burrough &

McDonnell 1998, Longley et al. 1999 ) ausgewertet, führt dies zu realistischen Aussagen

über Eisoberfläche, Basis und Inhalt. Für den letzten Höchststand des Rhein-

Gletschers ist dies Benz ( 2003 ) geglückt ; für weitere Stände und Gletscher hat es noch

zu geschehen.

1.4

Das Quartär :

Eiszeitalter ( Pleistozän ) und Jetztzeit ( Holozän )

Das Eiszeitalter ist als chronostratigrafische Einheit durch Klimaextreme – Kalt- ( Glaziale )

und Warmzeiten ( Interglaziale ) – gekennzeichnet. Während sich sein Beginn im marinen

Bereich durch die Isotopenstadien auszeichnet, bietet der terrestrische Bereich

weit grössere Schwierigkeiten. In NW-Europa wird die Untergrenze des Pleisto zäns an

die erste Abkühlungsphase gelegt ; diese bewirkte am Ende des Neogens, im Reuverian,

eine markante Änderung der Flora ; sie führte im Laufe der jüngsten Erd geschichte

zu einem sukzessiven Auslöschen ( typischer ) Tertiärgehölze – Sequoia, Nyssa – Tupelobaum,

Liquidambar – Amberbaum, Sciadopitys – Schirmtanne ( Zagwijn 1974 ) und

spättertiärer Faunenelemente.

Am 27. Internationalen Geologenkongress wurde 1984 noch im Profil Vrica ( Italien )

die Obergrenze der Olduvai-Magnetozone, 1,8 Ma, als Pleistozänuntergrenze festgelegt

( Aguirre & Pasini 1985 ). Da damit nicht das erste kalte känozoische Klimaereignis erfasst

wird, ist dies wiederholt kritisiert worden ( Zagwijn 1992, Partridge 1997, Suc et al. 1997,

Mauz 1998 ). Nach der International Commission on Stratigraphy ( ICS ) und jüngst ratifiziert

durch die International Union of Geological Sciences ( IUGS ), beginnt der jüngste


26 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

Abschnitt der Erdgeschichte, das Quartär mit Pleistozän und Holozän, als eigenständiges

System nach dem jüngsten Tertiär, dem Pliozän, nach dem präzis bekannten

Datum des weltweit zeitgleich erfolgten Paläomagnetikereignisses zwischen dem

normal magnetisierten Gauss- und dem inversen Matuyama-Chron vor 2,588 Ma. Die

Grenze zwischen Früh- und Mittelpleistozän wurde am 12. INQUA-Kongress in Ottawa

zwischen Matuyama- und dem wieder normal magnetisierten Brunhes-Chron mit

0,781 Ma vorgeschlagen ( Richmond 1996, Gibbard & Cohen 2008 ). Die Grenze Mittel/

Jungpleistozän ist formell noch nicht definiert. Seit Woldstedt ( 1958 ) und Zeuner ( 1959 )

umfasst das Jungpleistozän in Europa das letzte Interglazial ( Eem ) und das letzte

Glazial ( Weichsel bzw. Würm ), die letzten 126 ka ( Litt 2007 ). Für das jüngste Quartär,

Spätglazial und Holozän, die jetzige Warmzeit, liegen dendrochronologisch kalibrierte

14C-Alter vor.

Kaltzeiten, Vorstoss- und Rückzugslagen von Gletschern werden nach Ständen im

gleichen Gletschersystem bezeichnet. Rhein- und Iller-Gletscher, dem Riss-Mindel-

Gebiet, kommt durch Penck, Eberl, Graul, Schaefer und Schreiner wissenschaftshistorisch

eine Vorzugsstellung zu ( vgl. Kap. 11.1 ). Die alpinen Kaltzeiten sind dort nach

Flüssen als Biber-, Donau-, Günz-, Haslach-, Mindel-, ( Paar- ), Riss- und Würm-Eiszeit benannt

worden.

Pollen und Grossreste in feinkörnigen Sedimenten und Schieferkohlen, einst Seeund

Moorsequenzen, erlauben, Warmzeiten zu belegen. Ihre Abfolgen werden von

Produktion, Höhenlage und Klima beeinflusst, Samenassoziationen durch Frass und

Verfrachtung verzerrt. Produktionsmaxima deuten auf das Ende einer Klimagunst.

Konkurrenz und Rückwandertempo kennzeichnen Floren und Faunen der einzelnen

Warmzeiten.

Wie für die Warmzeiten der Nordischen Vereisung – Eem, Holstein, Cromer – sind

auch im alpinen Raum für die als Donau/Günz-, Günz/Mindel-, Mindel/Riss- und Riss/

Würm- Interglazial bezeichneten Warmzeiten eigene Namen anzustreben. In ihren

Optima wurden oft die heutigen Klimawerte erreicht. Als « Interstadiale » werden etwas

kühlere Abschnitte bezeichnet, die entweder zu kurz oder zu kühl waren, um das Interglazialniveau

zu erreichen ; sie werden nach paläobotanischen Kriterien definiert

( Jessen & Milthers 1928 ).

Die Unterteilung warmzeitlicher Begriffe – Interglazial, Interstadial, Intervall, Subintervall

– und kaltzeitlicher – Glazial, Stadium, Phase, Staffel ( Lüttig 1965 ) – wird unterschiedlich

verwendet, da Grösse und Dauer oft wenig bekannt sind.

Kalt- und Warmzeiten variieren in Intensität und Dauer von relativem Alter ; erst

absolute Daten ( vgl. Kap. 3.12 ) erlauben ein Einstufen in die erdgeschichtliche Skala.

Weder Sediment- noch Pollenabfolgen belegen lückenlose Überlieferung. Ältere Fossilien

wurden mit jüngeren resedimentiert, was Altersaussagen erschwert ; selbst über

flachstem Relief stellen sich Hiaten ein.

Kaltzeiten begannen im N früher als im S. Die aus Sauerstoffisotopen-Spitzen an

marinen Mikroorganismen ( MIS, Marines Isotopenstadium ) resultierenden 25 Eis zeiten


Das Quartär : Eiszeitalter ( Pleistozän ) und Jetztzeit ( Holozän )

27

sind als eigenständige Kaltzeiten zu viel, das Festhalten an den 4 klassischen – Günz,

Mindel, Riss, Würm – ist überholt. Selbst wenn der Beginn des Pleistozäns paläontologisch

an die paläomagnetisch definierte Brunhes/Matuyama-Grenze gelegt wird, sind

es 6 – 7. Ihnen gingen nicht weniger wirksame, durch Sedimente belegte, durch Floren

und Faunen zu trennende ältere Kaltzeiten voraus. Mit dem Auftreten nordischer Arten

im Mittelmeer vor 1,7 bzw. 2,6 Ma hat sich ihre Zahl auf 8 – 15 erhöht, was marine Sedimente

bestätigen.

Stabile Isotopen mariner Mikroorganismen geben Hinweise auf Meerwassertemperaturen,

Pflanzen- und Faunenassoziationen auf festländische Warmzeiten. Da

Kalt-/Warmzeit-Zyklen mit Erosionsphasen beginnen und enden, zeigen Anfang und

Ende paläontologische Lücken. Die alpine Abfolge sollte sich auch in N-Europa und

N-Amerika bestätigen.

Ihre Anzahl und die Versuche einer Chronologie haben sich im Laufe der letzten

160 Jahre gemehrt. Schlüchter ( 1988, 1991, Sch. & Röthlisberger 1995, Sch. & Müller-Dick

2000 ) haben, gestützt auf sich mehrende palynologische Kenntnisse der Warmzeiten

( Welten 1982, † 1988, Wegmüller 1992, 1995, 2000, Ammann 1993, Drescher-Schneider

2000 ) und kaltzeitlichen Abfolgen ( Schlüchter 1987, Sch. & Wohlfarth 1993, Graf 1993 )

versucht, unter Vermeidung traditioneller Begriffe und Überwinden des Rückwärtszählens

der Kaltzeiten, eine neue Gliederung des Eiszeitalters aufzustellen ( Schlüchter

& Kelly 2000 ). Dabei wird ein mittelpleistozänes « morphologisch-tektonisches

Ereignis » postuliert, dem Ausräumung und Eintiefung im Schweizer Mittelland unter

das Deckenschotterniveau zugeschrieben werden. Dieses würde 6 jüngere Vergletscherungen

( < 800 ka ) mit Referenzprofilen von den 8 Schweizer Deckenschottervereisungen

trennen. Doch innerhalb des äussersten Eisrandes waren eisgefüllte Hohlformen

unter das Niveau des Höheren Deckenschotters im ausklingenden Tertiär

durch Subsidenz, sanftes Absinken der Alluvionen von Rhone, Donau und Po, alpintektonisch

gegeben. Zwischen der letzten und der an der Typlokalität der Riss-Eiszeit

( Risstal, Biberach-Warthausen ) belegten Kaltzeit wird eine vorletzte, zwei grosse und

eine « Grösste Vergletscherung » eingelegt. Noch älter sind die durch Warmzeiten mit

Caliche-Bildung getrennten Schweizer Deckenschotter-Kaltzeiten ; in der ältesten wird

die Wanderblockbildung erwähnt und vielleicht ins Pliozän gestellt ( vgl. Kap. 2.2 ).

Jüngst hat Graf ( in Bitterli-Dreher et al. 2007, G. 2009 ) die Eiszeitgliederung erneut

aufgegriffen und für die jüngeren Kaltzeiten neue Namen eingeführt, da die Abfolge

um Biberach als Riss-Eiszeit zusammengefasste Kaltzeit, eine Kaltzeiten-folge darzustellen

scheint. Die dem Eem des Nordens entsprechende Warmzeit ist zwischen letztem

prä- und maximal-würmzeitlichem Vorstoss einzustufen. Im Typusgebiet käme

sie zwischen Lindele- ( nicht Doppelmoränenwall von Biberach-Wart hausen, vgl. Kap.

11.2.9 ) und Endlage von Winterstettenstadt zu liegen. Am Rhein würde diese nicht den

Ständen von Möhlin, sondern dem Zungenende bei Mellikon entsprechen, im untersten

Aaretal, nach Konfluenz von Reuss- und Linth/Rhein-Gletscher, den von der Surb

begrenzten Ruckfeld-Schottern und äussersten Würm-Moränen. In der N-Schweiz


28 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

wurde schon früh versucht, die « Riss-Eiszeit » durch mehrere Vorstösse zu gliedern

( Hantke 1965 ).

Für den erdgeschichtlichen Ablauf sind bioklimastratigrafische und verlässliche

absolute Altersdaten wichtig, um die einzelnen Regionen miteinander vergleichen und

eine Landschaftsgeschichte zeichnen zu können. Mit einer Halbwertszeit von 5730 a

stossen 14C-Daten rasch an ihre Grenze. Thermolumineszenzdaten und solche kosmogener

Isotope von 10Be ( HwZ : 1,4 Ma ), 26Al ( HwZ : 0,7 Ma ) und 36Cl ( aus Ar ; HwZ 0,3 Ma,

v. Blanckenburg 2008 ) sind oft schwer korrekt zu deuten.

Während der von Warmphasen unterbrochene letzteiszeitliche Vorstoss bei einigen

Gletschersystemen geglückt ist, steht jener der vorletzten und die Korrelationen mit

der Nordischen Vereisung noch in Lösungsanfängen. Da die Eismassen dort weit mächtiger

waren, haben Rückschmelzphasen im Norden auf das Klimageschehen träger

reagiert als im Alpenvorland, sodass die alpine Gliederung sich als detaillierter erweist.

S-Lagen boten sich als Reliktstandorte an, und Wiedereinwanderungen konnten rascher

erfolgen.

Typusprofile sind für die von Schichtlücken geprägten Eiszeiten nur lokal sinnvoll ;

die vollständige Abfolge wird noch immer gesucht. Eine Chance hat die Heidelberger

Senke im Oberrhein-Graben ( vgl. Kap. 11.2.1 ). Da die jüngste Erdgeschichte Thema vieler

Wissens gebiete ist, lassen sich die Resultate gegenseitig abstützen. Im schwäbischbayerischen

Alpenvorland wurde versucht, Paläomagnetik und Sauerstoffisotope einzubauen.

Leider ist eine endgültige Gliederung des Eiszeitalters trotz vieler Versuche noch

immer Wunschdenken. Von einer solchen, welche die marine Gliederung für jede

Warmzeit durch « charakteristische Pollenabfolge » getrennte Kaltzeiten mit präalpinen

Eisrandlagen festlegt, sind wir noch weit entfernt. Nur für das Holozän und das Spätglazial

ist die Chronologie einigermassen gesichert. Doch je weiter die Ereignisse zurückliegen,

umso grösser werden die Unsicherheiten – schon bei den Eisvorstössen

der letzten Kaltzeit. Die « im Allgemeinen bewährte und erweiterte Gliederung von

Penck & Brückner » ( Schreiner 1992 ) genügt nicht. Nur eine auf Fakten aufbauende

Betrachtung vermag unter Einbezug des tektonischen Geschehens – Mulden, aufgebrochene

Gewölbe, Deckenränder, Blatt verschiebungen – weiterzuhelfen.

1.5

Auf Albrecht Penck zurückgehende Thesen

auf dem Prüfstand

1.5.1

Mittelmoränen

Bei Penck ( 1882 ) und Penck & Brückner ( 1901/09 ) fanden Mittelmoränen – mit Ausnahme

des Frontbereichs des Dora-Baltea-Gletschers – keine Existenzberechtigung, da Penck

den Schutttransport als am Grunde der Gletscher erfolgt sah. Nach ihm waren Mittel-


Auf Albrecht Penck zurückgehende Thesen auf dem Prüfstand

29

Fig. 1.8

Findlinge auf dem Pers-Gletscher mit Piz Palü, Aufnahme F. Freimoser.

moränen kein Thema ; sie treten in der alpinen Quartär-Literatur auch nur sporadisch

auf ( Jayet 1966, Burri 1974, Winistörfer 1977, Small et al. 1979, Hantke 1980, Small &

Comez 1985 ). Wagner ( 1986 ) hat erneut auf sie aufmerksam gemacht, da der Schutttransport

grösstenteils nicht unter dem Gletscher, sondern auf dem Eis erfolgt ( Fig. 1.8 ).

« C’est un fait connu de tous les habitans des Alpes, que le glacier ne souffre aucun

corps étranger dans son intérieur, et qu’il repousse à la surface toutes les pierres qui

tombent dans son intérieur » ( Agassiz 1840 : 104 ). Doch finden sich zuweilen noch

wenige im Eis. Als rezente Mittel- und Obermoränen sieht der Autor vor allem die

Schuttbildungen auf dem Griessfirn SW des Klausenpasses UR.

Wo zwei Gletscher zusammenfliessen, bilden die beiden inneren Ufermoränen

eine Mittelmoräne, meist mit dem Gesteinsinhalt der beiden. In den Tälern fliessen die

durch sie getrennten Bereiche oft bis ans Zungenende.

Schon Heim erkannte die Bedeutung der Mittelmoränen und dass n Stammgletscher

n-1 Mittelmoränen bilden. Er verfolgte sie gletscheraufwärts, anerkannte die von

Agassiz am Unteraar-Gletscher gemessenen Dimensionen von 42 m Höhe und 200 m

Breite, glaubte aber noch, dass der Schutt bei Eisabbrüchen in Spalten verschwinde

und am Grund weiter verfrachtet werde. Bei heutigen Gletschern bewegen sich Mittelmoränen

als Fliessband auf der Oberfläche, flachen ab und verbreitern sich. Bei ungleichem

Nachschub aus benachbarten Einzugsgebieten bewegen sie sich gegen den

Gletscherrand, ufern aus, sodass sekundäre Ufermoränen entstehen, was ihr Gesteins-


30 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

Fig. 1.9

Die linke Ufermoräne des Finsteraar-Gletschers

ist schon vor der

Vereinigung mit dem Lauteraar-

Gletscher ( rechts ) zum Unteraar-

Gletscher zu einer sekundären

Ufermoräne geworden. Auf

der schuttbedeckten Stirn vor

dem Grimselsee hat sich eine

« hummocky-moraines »-Landschaft

gebildet, aus Hantke &

Wagner 2005.

inhalt aufzeigt. Primäre Ufermoränen bestehen aus Schutt der letzten Talflanken. Am

Zungenende stellen sich Mittelmoränen oft als Endaufschüttungen ein, vereinigen sich

zu Obermoräne und bilden « hummocky-moraines »-Landschaften. Ist die Schuttdecke

30 – 40 cm mächtig, wirkt sie ablationshindernd : Auf dem Gletscher bilden sich moränenbedeckte

Eisrücken ( Fig. 1.9 ).

Ausgeschmolzene Obermoräne wird von den Schmelzwässern weggeführt und

bildet ausgedehnte Schotterfluren, die bei weiterem Zurückschmelzen von an den

Gletschertoren austretenden Schmelzwässern zu Terrassen zerschnitten werden.

Das Zu-Ende-Denken der Bedeutung der Mittelmoränen durch Wagner ( Barben

2008 ), deren Formen Wagner ( 1997, 2001 ) in Skizzen dargelegt hat, ihr Zurückverfolgen

ins Einzugsgebiet, ihr Ausufern und Auffahren auf das Relief zeigen, dass das sukzessive

Eintiefen von Mittelland- und Jura-Tälern zu überprüfen ist. Die Täler waren

tektonisch vorgezeichnet, wurden kaum erosiv tiefer gesägt, aber längs Klüften durch

Frost erweitert.


Auf Albrecht Penck zurückgehende Thesen auf dem Prüfstand

31

Durch Eindringen von Eis in Seitentäler wurden zufliessende Gletscher gestaut,

und die Tiefenerosion beider wurde reduziert. Dabei haben sich oft Kollisionsmoränen

ge bildet ( vgl. Kap. 2.12 ).

1.5.2

Drumlins, meist Pseudo-Drumlins : oft Mittelmoränen

Die Überprüfung der Schweizer Drumlins ( Wagner 2001, Hantke & Wagner 2005 ) hat

gezeigt, dass im Schweizer Mittelland als Drumlin bezeichnete Schutthügel oft Pseudo-

Drumlins sind, verschwemmte, auf dem Eis abgerutschte Mittelmoränen. Echte Drumlins

sind hier eher selten, am S-Rand der Nordischen Vereisung, wo eine flächenhafte

Überfahrung von älterem Ausschmelzgut durch mächtiges Eis stattfand, jedoch verbreitet.

1.5.3

Der Schutttransport auf dem Gletscherboden und die glaziale Übertiefung

Der Oberflächenschutt der Gletscher wäre durch Spalten auf den Gletscherboden gelangt

und zu Grundmoräne « zerdrückt » worden, das gilt vor allem für von Schmelzwasser

bewegtes Feingut mit kleineren Geröllen, das in Spalten verschwindet und am

Gletschertor wieder austritt.

Beim Zurückschmelzen der Eiszungen liefert ausgeschmolzenes, von Schmelzwässern

verfrachtetes Obermoränengut das Material der frontalen Schotterfluren. Ihr

Feingut, und nach Umlagerung jenes von Feingutlagen in Schotterfluren, kann Fossilreste

– Pollen, Sporen und Kleinsäugerzähne – enthalten, die eine Relativdatierung

erlauben ; standfeste Blöcke können mit kosmogenen Nukliden absolute Alter liefern

( vgl. Kap. 3.1 ). Damit ist auch die auf Penck zurückgehende These, die Gletscher hätten

sich in den Kaltzeiten mit Grundmoräne als Agens sukzessive eingetieft, was zu einer

Übertiefung geführt hätte, zu überprüfen. Doch die Täler sind meist tiefgründig tektonisch

bedingt. Dass Gletscher an der Talbildung mitbeteiligt waren und, je nach

Erosions anfälligkeit, die Täler weiter ausgeräumt haben, ist unbestritten ; sie brachten

den letzten Schliff an. Weder sie noch die Flüsse räumten Täler aus dem Fels aus ; Eis

und Wasser folgten mit der Platznahme der Decken tektonischen Anlagen, haben

diese benutzt ; Schmelzwässer haben sie oft eingeschottert ( vgl. Kap. 5.2.1 ).

Penck und Brückners ( 1901 : 16 ff., Schaefer 1995 : 303 ) glaziale Serie, die Verknüpfung

von « Grundmoräne », Endmoräne und distalen Schotterfluren, Grundlage für einen

Kaltzeitzyklus, ist dahin umzudeuten, dass nicht « Grundmoräne », sondern ausgeschmolzene

Ober- und terminal ausufernde Mittelmoränen von wieder vorgestossenem

Eis überfahren wurden. Für eine Kalt-/Warmzeit-Folge sind trennende, fossilbelegte

Warmzeitabfolgen oder Paläoböden notwendig. Erosion zwischen glazialen Serien

reicht kaum aus ; in Subsidenzgebieten kann sie auch Vorstösse in einer durch Intervalle

( vgl. Kap. 1.5.3 ) getrennten Kaltzeit bekunden.


32 Die alpinen Eiszeiten und ihre Grundlagen

1.5.4

Kame-Schotter, frontale Schotterfluren und randliche Schmelzwasserrinnen

Neben Moränen und an der Gletscherfront einsetzenden Schotterfluren weisen Kame-

Schotter, Eisrandschotter, eisverfrachtetes Schuttgut auf. Wie Ufermoränen vermitteln

sie Hinweise zur Lage des jeweiligen Gletscherrandes. Die Zerschneidung der Schotterfluren

zeichnet das von Intervallen mit Wiedervorstössen unterbrochene Zurückschmelzen

nach.

Oft werden Schmelzwasserrinnen mit Rückschmelzlagen in Verbindung gebracht.

Auch sie sind tektonisch angelegt und haben schon beim Vorstoss und bei höheren

Eisständen subglaziär gewirkt. Da das Geschehen sich mehrfach wiederholt hat,

kommt ihnen oft ein weit höheres Alter zu als nur das des letzten Abschmelzens.

1.5.5

Zur Genese der Schweizer Deckenschotter

Für die Genese der nie befriedigend erklärten Schweizer Deckenschotter innerhalb des

Eisstromnetzes drängt sich eine neue Deutung auf ( vgl. Kap. 3.1 – 9 ). Bei Schweizer Vorkommen

ist oft auf ihre Eisrandnähe hingewiesen worden. Nach Lage, Geröll- und

Schwer mineralinhalt scheint es sich aufzudrängen, eine solche als verschwemmte

Mittel- und Obermoräne zu bezeichnen. Im Frontbereich der Gletscher wurden schon

in früheren Kaltzeiten Schotterfluren geschüttet, nicht vom Gletschergrund, sondern

von aus geschmolzener Obermoräne. Der alpenwärtige Anstieg der Deckenschotter

stimmt schlecht mit ins Vorland geschütteten Schotterfluren überein, doch gut mit dem

von Gletscheroberflächen. Fission-track-Messungen ( Jäger & Hantke 1983, 1984 ) belegen

Standard-Modell

Gletscher in hochgelegener Talung,

Deckenschotter weitflächig aus Grundmoräne

Mittelmoränen-Modell

Gletscher in vorgegebener tiefer Talung,

Deckenschotter randlich aus Obermoräne

keine Obermoräne

alteiszeitlicher Gletscher

Deckenschotter

Obermoränenstränge

Deckenschotter

Deckenschotter

Deckenschotter

alteiszeitlicher Gletscher

zuerst « glaziale Übertiefung »

nach « mitteleiszeitlicher Wende »

Auffüllung durch Grundmoräne

Auffüllung durch

Ober- und Grundmoräne

aller Kaltzeiten

voreiszeitlicher Felsuntergrund

heutiger Felsuntergrund

eiszeitlicher Abtrag

Fig. 1.10

Deckenschotterschüttung nach bisheriger Auffassung ( Standard-Modell ) und Mittelmoränen-Modell. Die

Deckenschotter belegen nicht die Gletscherbasis, sondern ihre Oberfläche, aus Hantke & Wagner 2005. Die von

Graf als Gegenargument betrachtete Auenfazies ( in Bolliger et al. 1996 ) kann sich nach dem Zurückschmelzen

des Eises auch auf Stauhorizonten auf Deckenschottern konform dem ehemaligen Eisrand entwickelt haben.


Das tektonische Geschehen zwischen Alpen und Jura im Eiszeitalter

33

eine bedeutende Hebung des Alpenkörpers im Mittel- ( Bergeller Massiv ) und durch

Überschiebungen im Jungtertiär ( Helvetische Kalkalpen ). Ein erst im Pleistozän erfolgter

Emporstau vom Mittel- zum Hochgebirge ( Penck & Brückner 1909 ) ist nicht

belegt. Deckenschotter liegen oft in seichten Rinnen. Dies sind nicht Füllungen alter

Flussläufe ( vgl. Kap. 9.1.8 ), sondern von randglaziären Schmelzwasserrinnen.

Pencks Auffassung trifft nur für die Nordische Vereisung zu. In ihr war das Eis liefernde

Skandinavien bis ins ausgehende Hochglazial von einem Firnschild bedeckt,

aus dem – wie in den Mittelgebirgen – kaum Moränen liefernde Spitzen und Grate

emporragten ( Fig. 1.10 ).

1.6

Das tektonische Geschehen zwischen

Alpen und Jura im Eiszeitalter

Im Eisstromnetz, innerhalb der äussersten Gletscherstände, ist die alpine Tektonik

für die Talbildung verantwortlich. Sie hat auch das mit mächtigen Molasseabfolgen

gefüllte Mittelland erfasst und zeichnet sich noch am äusseren Jura-Rand ab ( Diebold

et al. 1963K ; Fig. 1.11 ).

Fig. 1.11

Die Süd-Nord-Bruchstörungen

zwischen La Caquerelle und

Charmoille ( Jura ).

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