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Die Geomorphologie des Deutschen Alpenvorlandes: Morphologische Vorgänge im Tertiär und Quartär
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Seminararbeit
Geowissenschaften

Universität, Schule

Julius-Maximilians-Universität Würzburg

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Andrea F. ©
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Hausarbeit über die

Geomorphologie des deutschen Alpenvorlandes


Inhaltsverzeichnis


1. Charakteristika des deutschen Alpenvorlandes S. 2


2. Morphologische Vorgänge des Tertiärs S. 3


2.1 Aufbau und Schichtfolge der Molassegesteine S. 4

2.1.1 Untergrund des Molassebeckens S. 5

2.1.2 Untere Meeresmolasse (UMM) S. 6

2.1.3 Untere Süßwassermolasse (USM) S. 7

2.1.4 Obere Meeresmolasse (OMM) S. 8

2.1.5 Obere Süßwassermolasse (OSM) S. 8

2.2 Entwässerungsnetz des Molassebeckens im Pliozän S. 11


3. Morphologische Vorgänge des Quartärs S. 11

3.1 Bildungen der Biber-Eiszeitengruppe (Ältestpleistozän) S. 13

3.2 Bildungen der Donau-Eiszeitengruppe (Ältestpleistozän) S. 14

3.3 Bildungen der Günzeiszeit (Altpleistozän) S. 14

3.4 Bildungen der Mindeleiszeit (Altpleistozän) S. 15

3.5 Bildungen der Rißeiszeit (Mittelpleistozän) S. 16

3.6 Bildungen der Würmeiszeit (Jungpleistozän) S. 17

3.7 Holozäne Bildungen S. 20


4. Literaturverzeichnis S. 22


  1. Charakteristika des deutschen Alpenvorlandes


Als Alpenvorland bezeichnet man eine etwa 800km lange Hochebene, die den Verlauf der Alpen von Genf bis nordwestlich von Wien begleitet.

Im Süden wird sie durch das Hochgebirge begrenzt, im Norden durch den Südrand von Schweizer Jura, Schwäbisch-Fränkischer Alb, Bayerischem Wald und Böhmischer Masse – einer Trennungslinie, die ungefähr dem heutigen Verlauf der Donau entspricht.

Ihre größte Nord-Süd-Erstreckung erreicht das deutsche Alpenvorland mit circa 140km auf dem Meridian von Regensburg.

Seine Genese, als Vortiefe der sich langsam heraushebenden Alpen, beginnt im Alttertiär. Die alpinen Decken überfuhren auf ihrem Weg nach Nordwesten den Schelf des europäischen Kontinents und begannen, die dort aufliegenden Sedimente zu falten. Gleichzeitig zu diesem Aufschiebungsprozess begann in der nordwestlichen Außenzone des alpidischen Orogens der Kontinent einzusinken und den Abtragungsschutt des werdenden Hochgebirges aufzunehmen: im Tertiär die Sedimente der Molasse, im Quartär die kaltzeitlich bedingten Moränen und Schotter.

Neben diesen Sedimenten ist für die heutige morphologische Erscheinung des Alpenvorlandes jedoch auch noch die tektonische Hebungsbewegung, die seit dem späten Miozän einsetzte, von Bedeutung, da ab diesem Zeitpunkt das Alpenvorland nicht mehr nur Ablagerungsgebiet, sondern zugleich auch Abtragungsgebiet wurde und somit auch die Erosion sein Relief prägen konnte. Deutlich erkennbar ist die Hebung des Gebietes an der Lage seiner Extrempunkte in Deutschland: Die tiefsten Stellen finden sich bei 290m in Passau und 360m in Schaffhausen, die höchstgelegenen an den Endmoränen des Illergletscher (letztes Hochglazial) bei über 900m.[1] Die daraus resultierende heutige morphologische Gestalt bietet ein vielfältiges Spektrum der Landschaftsformen, das vom Moränengebiet im Süden über die gen Norden anschließenden glaziofluvialen Schotterfelder sowie das fluviale Tertiärhügelland reicht und auf dessen Entstehung nun näher eingegangen werden soll.

  1. Morphologische Vorgänge des Tertiärs


Im Gleichtakt mit der Hebungsbewegung der Alpen, entstand in deren nördlicher Außenzone eine Geosynklinale, die den Abtragungsschutt des Gebirges, die Molasse, aufnahm. Als Molasse werden allgemein alle tertiären Gesteinsbildungen bezeichnet aus denen sich das Alpenvorland aufbaut. Tiefbohrungen haben ergeben, dass die Mächtigkeit der Molassefüllung von Norden nach Süden hin zunehmend ist.

So bildet sie im Donaugebiet nur eine geringmächtige Auflage auf den Jurakalken, die aber in Richtung Süden ständig an Stärke gewinnt und am Alpenrand Mächtigkeiten bis zu 5000m erreichen kann.

Man differenziert dabei tektonisch zwei Arten der Molasse:

1.)  subalpine Molasse (Faltenmolasse)

Die Faltenmolasse findet sich nur im alpennahen Bereich und ist dadurch charakterisiert, dass sie im Jungtertiär durch den Druck der alpinen Decken gestaucht, abgeschert, gefaltet und steilgestellt wurde. Im Relief ist sie an weitgespannten Muldenzügen zu erkennen, die alpenparallel verlaufen.

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Während des beginnenden 20. Jahrhunderts vermutete man im porösen Untergrundgestein des Molassetroges größere Vorkommen an Erdöl und Erdgas, weshalb im gesamten Alpenvorland eine Vielzahl von Tiefbohrungen durchgeführt wurden, die Aufschluss über die dort anstehenden Gesteine geben. So wurden zum Beispiel in Opfenbach unter einer 3650m mächtigen Schicht aus Molasseablagerungen das Gestein des Quinterkalkes erbohrt, einer ca. 600m starken Kalkschicht der Jurazeit, die in ihrem Alter den Malmkalken, die im Gebiet der Schwäbischen Alb zum Vorschein kommen, entspricht.

Diese Weißjurakalke der Alb werden nach Süden hin allmählich von Molasse überdeckt und tauchen immer tiefer ab, bis sie, etwa südlich von Wangen, in die dunkleren Quinterkalke übergehen. Die vorgefundenen hellen Kalkschichten waren dabei fast bei allen Fundstellen stark verkarstet und die dadurch entstandenen Hohlräume mit Trinkwasser gefüllt. Unter den Jurakalken fand man in Opfenbach ca. 200m Gesteine des Braunen und Schwarzen Jura (Dogger und Lias) und darunter ca. 60m Konglomerate, Ton- und Sandsteine der Oberen Trias (Rhät und Keuper), die in größerer Tiefe von Muschelkalk unterlagert waren.

In einer anderen Bohrung bei Sulzberg wurde die Bohrung tiefer vorangetrieben und man fand dort das kristalline Gestein unter dem Muschelkalk in einer Tiefe von ca. 5650m. Allerdings bedeckt der Muschelkalk nicht im gesamten Alpenvorland das Kristallin, sondern man fand, zum Beispiel im westlichen Bodenseegebiet, auch Buntsandstein, der nun wiederum im gesamten östlichen Gebiet nicht vorgefunden werden konnte.[4]


2.1.2 Untere Meeresmolasse (UMM)

Die UMM ist die unterste und damit älteste Schichtfolge die den Molassetrog ausfüllt. Ihre Gesteine treten heute nur in zwei schmalen, einige Dekameter breiten Streifen der Faltenmolasse zu Tage, die dem Alpenrand von Westen nach Osten folgen. Nach Norden hin bleibt die Schichtfolge unter den jüngeren Ablagerungen verborgen und dünnt in ihrer Mächtigkeit immer mehr aus.

Ihre Genese geht auf eine Meeres-transgression im unteren Oligozän zurück, die durch das zu dieser Zeit beginnende Einsinken des Molassebeckens initiiert wurde. Das Meer erstreckte sich nach Westen bis über Lindau und nach Norden bis über Augsburg hinaus und lagerte zunächst ca. 1.500m tonige, dünnbankige Sedimente, wie zum Beispiel die Deutenhausener Schichten ab. Bei den darüber liegenden Bausteinschichten, in denen sich eine Vielzahl mariner Fossilien findet, handelt es sich bereits um Flachmeerbildungen, die darauf hinweisen, dass die Abtragungsmassen aus dem Alpenraum das Meeresbecken bis zum oberen Oligozän bereits erheblich aufgeschüttet hatten. [5]


2.1.3 Untere Süßwassermolasse (USM)

Schließlich, vor ca. 29 Millionen Jahren verschwand das Meer völlig aus dem westlichen Teil des Alpenvorlandes und die schuttransportierenden Alpenflüsse prägten das Gebiet durch ihre mächtigen Schwemmfächer aus Geröllen. Während die Gesteine der USM heute im nördlichen Teil des Alpenvorlandes unter den jüngeren Ablagerungen verborgen sind, kommen sie weiter im Süden – etwa südlich der Linie Bregenz, Kempten, Peiting - an die Oberfläche und bilden dort höhere Bergrücken, wie zum Beispiel die Nagelfluhkette der Allgäuer Alpen.

Hier sind die Konglomerate besonders mächtig und grobkörnig ausgebildet, da die Flüsse ein starkes Gefälle hatten und große Geröllfrachten transportieren konnten. Morphologisch treten die Gesteine als Steilstufen und Landschaftsrippen in Erscheinung. Je weiter man sich nach Norden entfernt, um so geringmächtiger werden die Konglomerate und um so mehr Sandsteinbänke tauchen auf, die im heutigen Landschaftsbild langgezogene Hügelketten bilden.

In den dazwischenliegenden Senken haben sich über wasserstauenden Mergelschichten viele Moore und Seen entwickelt.

Bis zur Mitte des 20. Jahrhunderts hatten die Schichten der USM auch wirtschaftliche Bedeutung, da aus den Niedermooren und Altwässern einige Pechkohleflöze hervorgegangen sind, die bergmännisch abgebaut und zur Heizung und Verstromung genutzt wurden. Die Bildung dieser Flöze erklärt man sich damit, dass die Meeresküste häufig ihre Lage veränderte.

So bauten, in regenreichen Perioden, die Flüsse ihre Deltas weiter nach Osten vor, wodurch holzreiche Sumpfwälder entstehen konnten, die beim Wiedereinbruch des Meeres vom Schlamm abgedeckt wurden - auf dem später wiederum Bäume wachsen konnten. Durch das langsame Absinken des Molassebeckens konnten sich so mehrere übereinanderliegende Kohleflöze entwickeln, von denen stellenweise bis zu 20 nachgewiesen sind. [6]

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Am Alpenrand (in der Faltenmolasse) hingegen, finden sich nur wenige Vorkommen, da dort entweder überhaupt keine Ablagerung stattfand bzw. die Erosion sie bereits wieder abgetragen hat. In ihrem südwestlichen Verbreitungs-gebiet finden sich meist mächtige, insbesondere in Form von Steilstufen hervortretende, Konglomerat-Mergel-Wechselfolgen, die nach Norden hin in Sandstein-Mergel-Folgen übergehen[8].

Die Reste organischer Substanzen finden sich in der OSM vor allem in Form von Braunkohle, die, während wirtschaftlich angespannter Zeiten, auch bergmännisch abgebaut wurde. Ebenfalls abgebaut wurden Eisenerzvorkommen, die sogenannten Brauneisenkonkretionen (durch Eisenhydroxid verfestigte Sandkörner), die sich vorwiegend unterhalb von tiefgründig verwitterten quartären Kiesen finden ließen und von der Hallstattzeit bis ins Mittelalter in Erzgruben gewonnen wurden.[9] Auch im Verlauf der OSM-Zeit bauten die großen Alpenflüsse ihr Schwemmschuttfächer in das Alpenvorland vor, aus deren Grobsedimentfolgen man auf eine starke Hebungsbewegung sowohl am Nord- wie auch am Südrand des Gebietes schließen kann.

Als Vorfluter für die Alpenflüsse, wie auch die Zuflüsse aus den sich ebenfalls nun stärker heraushebenden Mittelgebirgen, fungierte die sogenannte Graupensandrinne. Diese 10-20km breite und bis zu 80m tiefe Rinne wurde bereits zum Ende der OMM-Zeit herauserodiert und fungierte zunächst als „Überlaufrinne“ zwischen der Tethys im Westen und dem langsam verbrackenden Molassemeer im Osten.

Während der OSM-Zeit wurde sie nach und nach verfüllt, was in der weiteren Entwicklung zu einer breitgefächerten fluviatilen Schotter-sedimentation der Alpenflüsse führte (Juranagelfluh).[10] Aber nicht nur an den Beckenrändern, sondern auch im Zentralbereich der Landschaft, kam es während der OSM-Zeit zu tektonischen Unruhen, wie man zum Beispiel am Vulkanismus im Hegau erkennen kann: Hier begünstigte ein Störungssystem, das auf die Verwerfungen des Bonndorfer Grabens zurückgeht, die Entstehung vulkanischer Bildungen zu Beginn des mittleren Miozäns, die vor allem silikatarme Deckentuffe förderten, die sich mit der Jüngeren Juranagelfluh verzahnten.

Ebenfalls bekannt sind die „Hegau-Basalte“ (Olivin-Nepheliniten), die vereinzelt die OSM durchschlagen haben sowie die silikatreichen Phonolite aus der jüngsten Förderzeit der Vulkane, die in den Schloten steckengeblieben sind. Gegenwärtig sind, erosionsbedingt, nur noch die Abtragungsruinen der „Hegau-Vulkane“ zu sehen. Einen zweiten Hinweis für rege Vulkan-tätigkeit, nicht nur im Hegau, sondern auch am Kaiserstuhl und bei Urach auf der Schwäbischen Alb, liefert neben den Laven, vulkanischen Gängen und Förderschloten auch ein mächtiger Tonhorizont, der vor allem im östlichen Allgäu in die OSM eingelagert ist.

Dessen Ton (Bentonit) ent-stand durch die Zersetzung .....

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Als schließlich die Faltung des Schweizer Juras im Pliozän einsetzte, wurde die einheitliche Entwässerung des schweizerisch-deutschen Alpenvorlandes gestört, da sowohl die Ur-Aare also auch die Ur-Reuß nun nach Westen ausgelenkt wurden. Mit der Einsenkung des Oberrheingrabens, an der Wende zum Pleistozän, kam es zu einer weiteren Störung, in deren Verlauf die Ur-Donau weitere Zuflüsse verlor.[12]



3. Morphologische Vorgänge des Quartärs


Im Verlauf des Quartärs wechseln sich in rascher Folge mehrere Warm- und Kaltzeiten ab, deren Gletscher das Molassebecken überprägen. Hinsichtlich der dadurch evozierten Landschaftsformen, unterscheidet man zwischen der Altmoränen- und der Jungmoränenlandschaft sowie den, sich daran nördlich anschließenden, Schotterebenen.

Die Altmoränenlandschaft entstand im Zuge der ältesten und auch großflächigsten Vereisungen, die Jungmoränenlandschaft hingegen wurde vor allem durch die Würm-Eiszeit geprägt, die gleichzeitig auch Teile der Altmoränenlandschaft mitumformte.

Der Geologe Dr. Albrecht Penck unterschied anhand von Schmelz-wasserschottern die vier Vereisungsperioden Würm-, Riß-, Mindel- und Günzeiszeit. Sein System wurde später noch um die älteren Donau- und Bibereiszeiten erweitert. Penck unterschied für die pleistozänen Kaltzeiten fünf eigenständige Gletscher (Salzach-Gletscher, Inn-Chiemsee-Gletscher, Isar-Loisach-Gletscher, Iller-Lech-Gletscher und Rhein-Gletscher), die das Molassematerial ausschürften und um ihre Zungenbecken gewaltige Endmoränenwälle akkumulierten.[13]

Während der Interglaziale durchbrachen die Schmelzwasserflüsse stellenweise die Endmoränenwälle und schnitten sich tief in die Schotterebenen ein. In den darauf folgenden Kaltzeiten füllten die Gletscher die entstandenen Täler wieder auf, wobei sie allerdings das jeweilige Niveau des älteren Schotters nicht erreichten und sich dadurch bedingt gestufte Schotterablagerungen herausbildete, die heute eine Rekonstruktion der pleist.....

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3.1 Bildungen der Biber-Eiszeitengruppe (Ältestpleistozän)


Von den Ablagerungen der frühsten Eiszeit sind vor allem noch die Hochschotter der Ur-Iller vorhanden, die sich am Gipfelplateau des Staufenberges westlich von Augsburg, in einer Höhe von mehr als 110m über den Niederterrassenfeldern des Lechtals, erhalten haben. Diese Schotterreste sind sehr stark verwittert und bilden tiefbraune, kalkarme Lehme, die vereinzelt noch widerstandsfähigere Gesteinsreste wie Quarz oder Flyschsandsteine enthalten.

Etwa gleich alt sind die Arlesrieder Schotter sowie die Schotterablagerungen am Stoffersberg, die in ihrer Gesamtheit den Verlauf der Ur-Iller von Kempten nach Nordnordosten nachzeichnen.[16] Weiter nach Süden lassen sie die biberzeitlichen Ablagerungen nicht verfolgen, da ihre Spuren dort von den folgenden Eiszeiten, die offensichtlich größere Ausdehnung erreichten, vernichtet wurden.


3.2 Bildungen der Donau-Eiszeitengruppe (Ältestpleistozän)


Das jüngste Glied der ältestpleistozänen Schotter der Riss-Iller-Lech-Platte sind die Unteren Deckschotter (Älteste Deckenschotter) des Donau-Komplexes, die flächenmäßig den ausgedehntesten Schotter-körper der ganzen Serie bilden und ungefähr zwischen 50m und mehr als 100m über den Niederterrassen der letzten Eiszeit vorzufinden sind.

Insbesondere im Bereich der Zusam-Platte, zwischen Donautal und Dinkelscherbener Becken, im Eisenburger Feld bei Memmingen und im Böhener Feld bei Wolfertschwenden, aber auch an den Aindlinger Terrassen sind die donauzeitlichen Schotter in Form von Erosionsresten ehemals sehr breiter Schotterflächen zu finden. Ihre Genese muss durch die Schmelzwässer des Rhein-Bodensee-, des Iller- und des Lech-Wertach-Vorlandgletschers, die in Richtung Donau abflossen, zu mindestens zwei unterschiedlichen Kaltzeiten - die man heute zur Donau-Kaltzeitengruppe zusammenfasst – verursacht worden sein.

An einigen Stellen sind gegenwärtig noch die bis zu 10m mächtigen Verwitterungsdecken der Unteren Deckschotter nachweisbar. Sie liegen unter den Böden häufig als verbackene Konglomerate vor, in denen die Dolomitgerölle bereits zu Dolomitasche zersetzt sind. Die dadurch entstandenen Freiräume, die sich mit Lehm gefüllt haben, werden als geologis.....

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3.4 Bildungen der Mindeleiszeit (Altpleistozän)


Die jüngeren Schotter der Mindeleiszeit liegen zwischen 20m und 100m über dem würmzeitlichen Abtragungsniveau. Damit sind sie in einer deutlich tieferen Lage als die Älteren Deckenschotter zu finden und lassen sich in ihrem Verlauf oft längsseits heutiger Täler bis zum Vorfluter verfolgen. Erstmalig kann man nun komplette Glaziale Serien nach-weisen, deren Endmoränen sowohl südlich von Memmingen (Manneberg-Brandholz) als auch im östlichen Rheingletschergebiet und im Inn- und Salzachgletschervorland ausgebildet sind.

Die Erosionskanten, die die Jüngeren Deckenschotter begrenzen, sind ihrerseits wieder von Erosionsrinnen durchschnitten, die der Landschaft ein meist welliges Relief verleihen.

Die gut verdichteten mindeleiszeitlichen Schotter tragen häufig bis zu mehreren Metern dicke Lößbedeckungen. Die Verwitterungszone des Gesteins weist taschenartige Ausbuchtungen auf, die ein Hinweis auf den fortschreitenden Zerfall des Dolomitanteiles sind.

In Richtung Süden vergröbert sich die Körnung der Schotter immer mehr, bis die Deckenschotter schließlich in fast ungeschichtete Schotter-moränen übergehen, deren gekritze Geschiebe auf die Nähe zum damaligen Eisrand hindeuten. Anhand dieser Schottermoränen lässt sich der mindeleiszeitlich Verlauf der Vergletscherung rekonstruieren, der weit über den Bereich der Jungmoränen nach Norden ausgegriffen haben muss und gleichzeitig zu einer ersten großen Vertiefung der Zungen-becken durch glaziale Erosion führte.

Durch diesen Prozess konnten sich zentripetale Bachtäler herausbilden, die den Gletschern der nun folgenden Rißeiszeit neue Wege eröffneten und die Bildung von Zweigbecken einleitete.[19]



3.5 Bildungen der Riße.....

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