Exkurs:
Böhmerwald -
Geomorphologie



 

EXKURS: GEOLOGIE & GEOMORPHOLOGIE

E.1. Vom alten Faltengebirge zum heutigen Rumpfschollengebirge

Der Böhmerwald und die ihn umgebenden Gebiete sind Teil der Böhmischen Masse. Diese wiederum ist Teil der südlichen Zone eines einstmals gewaltigen Gebirges – den Varisziden.

 

Abbildung: Geologische Übersicht


aus Kohl, 1988

Obige Abbildung soll die zeitliche Einordnung der folgenden Ausführungen erleichtern.


E.1.1. Paläozoikum

Der Theorie der Plattentektonik folgend kollidierte im Karbon der Südkontinent Gondwana mit dem Nordkontinent Laurasia und vereinigte sich zum Superkontinent Pangäa. Dabei wurden in mehreren Phasen die Varisziden aufgefaltet und emporgehoben (variszische Orogenese).

Nach H. Stille spricht man in diesem Zusammenhang auch von Meso-Europa, das in der Zeit der variszischen Gebirgsbildungsphase an das alte "Ur-Europa" angeschweißt wird.

Der (Hoch)Gebirgsgürtel der Varisziden erstreckt sich zu dieser Zeit über weite Teile des heutigen West- und Mitteleuropas, wobei in Westeuropa vom Amorikanischen Gebirge gesprochen wird.

In Mitteleuropa spricht man vom eigentlichen Variszischen Gebirge, das zwischen 500 und 1000 km breit ist und in drei Zonen eingeteilt wird. Die entstehungsgeschichtlich älteste Südzone wird nach Donau und Moldau als Moldanubikum oder auch Moldanubische Zone bezeichnet. Sie erstreckt sich von den Vogesen bis zur Böhmischen Masse. (vgl. Schönenberg u. Neugebauer, 1997)

 

Abbildung: mitteleuropäische Varisziden


nach W. Franke, 1989

 

Die variszische Gebirgbildung stellt für die Böhmische Masse die letzte entscheidende tektonische Durchbewegung mit Faltungen, Überschiebungen, Intrusionen und Metamorphosen dar. (vgl. Fischer, 1967)

Zur Frage der maximalen Höhe über NN des Variszischen Gebirges stellt Höck, 1999 vor allem Überlegungen zur Isostasie an.

Er leitet daraus ab, daß zumindest lokal das Variszische Gebirge den Charakter eines Hochgebirges mit höchsten Erhebungen ähnlich dem Himalaya erwarten läßt.

Petrakakis & Richter, 1999 in Höck, 1999 sprechen ebenfalls von einem einstmals mächtigen Gebirge. Ebenso verwenden andere Quellen in diesem Zusammenhang den Terminus Hochgebirge.

Nach der variszischen Orogenese begann die Abtragung des Gebirges. Schon bis zum Ende des Paläozoikums, im Perm dürfte eine vollkommene Einrumpfung stattgefunden haben. Aus dem Mesozoikum fehlen Hinweise auf Ablagerungen. (vgl. Fischer, 1967)

Die durch die Abtragung gekappte Faltenstruktur des Gebirges blieb in der Anordnung der Gesteinsschichten unter der Landoberfläche erhalten. (vgl. Ahnert, 1996)

Die Wurzeln des Variszischen Gebirges wurden in den letzten Jahren bei den Kontinentalen Tierfbohrungen (KTB), Windischeschenbach, Bayern nachgewiesen. Die beiden Bohrungen mit 4 bzw. 9,1 km Tiefe, erbohrten Reste dieses Gebirges, die einer gigantischen Knautschzone im Untergrund gleichen. Sie geben heute Auskunft über den damaligen Zusammenstoß des afrikanischen und europäischen Kontinents. Die KTB-Bohrungen lieferten den Nachweis einer Störungszone in 7 km Tiefe, die erstmals vor 320 Mio. Jahren aktiv war. (vgl. Kück, 1999)

 

E.1.2. Mesozoikum

Die mesozoischen Meeres-Transgressionen dürften die südliche und südwestliche Böhmische Masse nicht bzw. nur an ihren Rändern erfaßt haben. In der Kreide ragt das Untersuchungsgebiet als Insel aus dem Meer.

 

E.1.3. Känozoikum

E.1.3.1. Tertiär

Im Tertiär begann im Kristallinmassiv der Böhmischen Masse eine tektonisch sehr bewegte Periode. Hatte die variszische Gebirgsbildung im wesentlichen die Grundzüge des inneren Baues geschaffen, so entstand im Lauf des Tertiärs durch vorwiegende Vertikalbewegungen – Aufwölbungen, Bruchverstellungen, Einsenkungen etc. – erst das heutige Landschaftsbild. (vgl. Fischer, 1967)

Entlang von Bruchlinien/Verwerfungen wurden im Tertiär manche Teilstücke des alten variszischen Faltengebirges als Blockschollen gehoben, teils auch als Kippschollen schräggestellt. Ihre Hebung erfolgte etwa gleichzeitig mit der Faltung und Hebung der Alpen, als Fernwirkung des dabei entstandenen plattentektonischen Drucks. Auf den gehobenen Schollen beseitigte – falls vorhanden - die Abtragung ganz oder teilweise die mesozoische Sedimentbedeckung. Diese gehobenen Blöcke bilden heute das Gros der Mittelgebirge in diesem Raum. Beispielsweise: Schwarzwald, Vogesen, Harz, Thüringer Wald, Erzgebirge, Sudeten und eben auch den Böhmerwald.

In den Senken zwischen den gehobenen Gebirgsstöcken dagegen, nehmen vor allem mesozoische Sedimente die Landoberfläche ein. (vgl. Ahnert, 1996)

Als Makroform der Landschaft erkennt Fischer, 1967 u. 1979 im österreichischen Teil der Böhmischen Masse mehr oder minder stark zerstörte Reste von einst weit ausgedehnten Ebenheiten. Diese sind durch Geländestufen von einander getrennt und etagenartig übereinander angeordnet.

Fischer interpretiert ihre Entstehung Richtung Piedmonttreppen. Diese Flächentreppen seien durch ein Zusammenspiel verwitterungs- und abtragunsbedingter Einebnungen und wiederholter, langsamer, großräumiger Aufwölbung der südlichen Böhmischen Masse zustande gekommen. Die immer höher werdende Aufwölbung habe nach außen immer weitere Gebiete erfaßt. Nach jeder Hebung habe eine neue Flächenbildung eingesetzt und auf Kosten der nunmehr gehobenen, darüberliegenden älteren Fläche das Gelände aufgezehrt, eingeebnet oder zu Restbergen aufgelöst. Dies geschah so lange, bis dies eine nächste Aufwölbungsphase unterbrochen habe. (vgl. Fischer 1967 u. 1979; Huber, 1999)

 

Abbildung: Entstehung der Rumpfflächentreppe nach Fischer


aus Huber, 1999

Fischer gab dieser Großform den Namen "Weinsberger Rumpfflächentreppe" nach den sie krönenden, ältesten, granitischen Gipfelniveau des Weinsberger Waldes. (Huber, 1999)

Womit auch der Schwerpunkt seiner Untersuchungen in und um diesen Raum zu suchen ist.

Das älteste Niveau stuft Fischer eozän vielleicht oberkreidezeitlich ein und ordnet die zunehmend tiefer gelegenen Flächensysteme ein zunehmend jüngeres tertiäres Alter zu.

Ab dem Miozän des Tertiärs sei die Entwicklung allmählich unterbrochen worden. Die starken Absinkungstendenzen des Massivrandes führten nun von Flexuren an den Außenrändern bis zu intensiver Bruchtektonik im inneren des Massivs. Großteils waren es alte Bruchlinien, an denen diese Bewegung wieder auflebte. (vgl. Fischer, 1967 u. 1979; Huber, 1999)

Unzählige dieser größeren und kleineren Störungssysteme durchziehen das heutige Massiv, die nunmehr meist von Gewässern nachgezeichnet werden. Die bedeutendste geologische Störung im Untersuchungsgebiet ist der Bayerische Pfahl.

Désiré-Marchand & Klein, 1987 liefern einen Beitrag zum Problem der Piedmonttreppen im Böhmerwald und Bayerischen Wald, also weiter westlich in der Böhmischen Masse.

Dabei finden sie sowohl im Bayerischen als auch im Böhmerwald zwei Flächenbildungsniveaus vor. Für den Vorderen Bayerischen Wald stellen sie eine tektonische Gebirgsstufung fest. Dies deshalb weil dieselbe geomorphologische Einheit sowohl die Rückseite der gekippten Bruchscholle bildet als auch die Donau-Piedmontfläche. Die Krustenbewegungen, die die Asymmetrie der Gebirgsscholle verursacht haben, schreiben sie (wenigstens zum Teil) dem Helvet im Miozän des Tertiärs zu.

Für den Hohen Böhmerwald stellen sie eine sowohl erosionszyklische als auch tektonische Stufung fest. Sie konstatieren Bruchstufen im Hohen Böhmerwald die zeitgleich mit Flexurstufen im Bayerischen Wald sind. Diese tektonische Bewegung stellen sie ins Miozän und schreiben ihr eine wesentliche Bedeutung für die Anlage des Entwässerungssystems zu.

Überhaupt stellen sie eine großräumige Asymmetrie der Entwässerung fest. Während die SW- und S-Abdachung vom Scheitel des Gebirges her lediglich 30 bis 50 km vom Vorfluter Donau entfernt ist, ist dies auf der N- und NE-Abdachung mit ca. 150 km und der Elbe als Vorfluter ganz anders. Diese Asymmetrie der Drainage wiederspiegelt die Asymmetrie des Reliefs bzw. umgekehrt. (Désiré-Marchand & Klein, 1987)

Sie illustrieren ihre Ausführungen mit einer detailierten geomorphologischen Karte von zentralen Teilen des Böhmerwaldes und Bayerischen Waldes.


Karte: Geomorphologische Karte von Teilen des Böhmerwaldes


aus Désiré-Marchand & Klein, 1987

Die Stufung der Piedmontflächen (Rumpftreppen) sehen auch sie in einer Aufwölbung des Grundgebirges. Die Zuordnung der Diskontinuität der Formenentwicklung sehen sie in einer radikalen Änderung der tektonischen Gegebenheiten für die Geomorphogenese des Gebirges. Sie definieren das als Übergang von einer anorogenetischen zu einer orogenetischen Periode. Während sich von der Trias bis zum Untereozän das geomorphologische Gleichgewicht azyklisch anpassen konnte, werden vom Mitteleozän ab die Abtragungsvorgänge in diesem Raum dem Rhythmus der alpidischen Faltungsphasen angepaßt. (Désiré-Marchand & Klein, 1987)

 

Abbildung: Schnitt durch den Böhmerwald und Bayerischen Wald


aus Désiré-Marchand & Klein, 1987

1 – Granit von Patersdorf; 2 – Granit von Oedwies bzw. Granodiorit bzw. Diatexit; 3- Palit; 4 – Nebulit; 5 – Gneis von Rabenstein; 6 – Arbergneis; 7 – Perlgneis, 8 – Paragneis (Anatexit); 9 – Glimmerschiefer; 10 – Mylonite; 11 Miozäne Molasse;

 

Die KTB-Bohrungen in Bayern liefern hierzu folgende Daten:

Vor 70 bis 80 Mio. Jahren wurde die weiter oben erwähnte Störungszone in 7 km Tiefe reaktiviert (Zeit der alpidischen Gebirgsbildung!). Damit verbunden war eine Hebung um drei Kilometer innerhalb eines geologisch sehr kurzen Zeitraums von etwa einer Million Jahren. Dies stellt einen dramatischen Vorgang in der Erdkruste dar. (vgl. Kück, 1999)

Auch Pfaffl, 1989 beschreibt das Tertiär im Böhmerwald und Bayerischen Wald:

Etwa zeitgleich mit der alpidisch orogenen Phase kam es auf der Mitteleuropäischen Schwelle zu tektonischen Bewegungen und zur Heraushebung der Horstschollen der Mittelgebirge. So kam es auch zu einer horstartigen Hebung des Moldanubikums. Zeitabschnitte mit stärkerer Hebung und Bruchtektonik wechselten mit tektonisch ruhigen Abschnitten, in denen es zu ausgedehnten Verebnungen kam. In den Verebnungsphasen fand eine tiefgründige Verwitterung statt (Steinzersatz).

Die Zersatzmöglichkeiten des Kristallins enstanden durch die chemische Wirkung des Bodenwassers unter dem tropischen Klima des Tertiärs. (vgl. Pfaffl, 1989)

Im subtropischen (warmgemäßigten) Klima mit ausreichenden Niederschlagsmengen – wie es für das Mesozoikum und für lange Abschnitte des Tertiärs im Untersuchungsgebiet anzunehmen ist – unterliegt das Gestein (Kristallin) dem Kornzerfall, Granit vergrust in situ. (vgl. Huber, 1999)

 

E.1.3.2. Quartär

Das Quartär mit dem Pleistozän (Eiszeitalter) bringt für den Böhmerwald die letzte markantere landschaftliche Überprägung mit sich.

 

E.1.3.2.1. Glazialmorphologie

Die Erforschungsgeschichte der Glazialmorphologie des Böhmerwaldes beginnt im Jahre 1882 durch Joseph Partsch von der Universität Leipzig.

Zirka 100 Jahre hindurch stehen sich zwei unterschiedliche wissenschaftliche Ansätze gegenüber.

Zum einen die Vorstellung von weitreichenden Vergletscherungen der großen Plateaus im Hohen Böhmerwald und dem Vordringen mächtiger würmzeitlicher Talgletscher/Gletscherströme bis in Höhenlagen von 600 Metern. (vgl. Bayberger 1886, Ergenzinger 1964/67, Hauner 1980 in Pfaffl 1989)

Bayberger, 1896 beispielsweise errechnet Firnlager (Nährgebiete) einzelner Gletscher von bis zu 300 km2 und Eislängen von bis zu über 30 km.

Demgegenüber steht die Ansicht, daß im Böhmerwald lediglich geringmächtige Kargletscher anzunehmen sind. Dies an E, NE, S und N exponierten Talschlüssen an den höchsten Bergmassiven in Verbindung gebracht mit den vorhanden Karseen. (vgl. Partsch 1882, Wagner 1897, Rothsburg 1928-37, Priehäusser 1929-71, Engelmann 1952, Pfaffl 1988 in Pfaffl 1989; Bucher, 1999)

Priehäusser vermutete für den Bereich der Berggipfel außer einiger Kargletscher immer auch eine sehr großflächige Bedeckung mit einer Firneisdecke bis zu einer Höhenlage von 480 m NN. (vgl. Pfaffl, 1989)

In den Mittelpunkt der Auseinandersetzung von "Maximalisten" und "Minimalisten" rückte damit anfangs die Abgrenzung von Glazial- bzw. Periglazialraum. (vgl. Bucher, 1999)

Heute geht die Forschung von einzelnen kleinen Zungengletschern an den höchsten Erhebungen und ausgedehnten periglazialen Formen in den übrigen Bereichen des Böhmerwaldes aus.

An der Schwelle vom Tertiär zum Quartär vollzog sich ein bedeutender Klimawandel. Das warm-gemäßigte Klima des Pliozän begann sich mit Schwankungen zu verschlechtern, das Eiszeitalter hatte begonnen.

Für den Böhmerwald ist während der Vereisungsphasen (Glaziale) mit mächtigen Schneehöhen zu rechnen. Vor allem an den N und E exponierten Teilen des Mittelgebirges konnte sich auch während der Eiszeitsommer Schnee und Firnschnee halten.

Dieser Schnee bildete Firnkappen auf den über 1000 m hohen Berggipfeln und –rücken. Einzelne Täler hatten eine Eisauffüllung mit kleineren Gletschern. Wobei Wagner, 1960 Gletschervorstöße bis 830 m über NN erwähnt – Ergenzinger, 1967 gibt für den Kleinen Arbersee eine nicht näher erläuterte Talmoräne bei 714 m über NN an. Diese kleinen Gletscher hinterließen schöne Karseen. Die pliozäne Anlage von sehr gipfelnahen Talschlüssen in N-, NE- oder E-Exposition, war Voraussetzung zur Karbildung im Pleistozän. Ebenso über 20° geneigte Hänge, die die glaziologische Umwandlung von Firn- zu Gletschereis mittels Bewegungsdruck erst ermöglichten. Auch günstige Geländeformen in den Gipfelbereichen waren nötig, um eine außergewöhnlich hohe Schneeanhäufung (in den Gletscher-Nährgebieten) zu erreichen. Nicht zuletzt spielten die petrographischen Verhältnisse eine große Rolle bei der Kar-Anlage. Lehnstuhlartige Hohlformen mit steiler Rückwand, ebenem Boden und Moränenbildungen werden als Kare bezeichnet. Diese typische Form erreichen nur 4 der 8 Karseen im Böhmerwald. Die anderen Kare weisen mehrere Karstufen mit kleineren Karbecken auf. Oft zeigen die Karböden eine Zweiteilung in ein Karwandbecken im anstehenden Felsuntergrund und ein vorderes Zungenbecken, das durch Moränenwälle abgedämmt ist. Alle Karseen des Böhmerwaldes wurden – erstmals schon im vorigen Jahrhundert – durch Beseitigung der flachen Mehrfachausflußrinnen und durch Höherstauen ökonomisch für die Holztrift genutzt. (vgl. Pfaffl, 1989)

Im folgenden eine Übersicht über die von Pfaffl bearbeiteten Karbildungen im Böhmerwald. Sie umfaßt alle bestehenden Karseen des Böhmerwaldes, sowie bereits verlandete Karseen in deren Umfeld. Ob und inwieweit weitere Kare (mit verlandeten Karseen) im Böhmerwald außer den unten genannten vorkommen ist nicht bekannt.

 

Abbildung: Der Plöckensteiner See/Plešné jezero – einer von 8 Glazialseen im Böhmerwald

 

Tabelle: Übersicht über die von Pfaffl bearbeiteten Karbildungen des Böhmerwaldes


(nach Pfaffl, 1989 – verändert)

Als eine Nebenform des Kars wird in Pfaffl, 1989 die Form des Karoids genannt. Hierbei dürfte es sich um eine glazialgeomorphologische Übergangsform vom Kar zur Nivationsnische handeln.

Nach Ergenzinger, 1967 kommen an vielen Stellen im Böhmerwald kleine Karoide vor. Diese sind oft nur 50 bis 100 m breit und nur wenige 100 m lang. Sie haben aber eine sehr scharfe Kante gegenüber dem Rest der Mulde (bzw. muldenförmigen Talschluß) in dem sie liegen. Außerdem sind sie bis zu 50 m gegenüber den umliegenden Hängen eingetieft. Höher gelegene Karoide weisen mehr Schwemmschuttfächer auf als tiefer gelegene. Hauner, 1980 bezeichnet großflächige Erosionsformen, gebildet von Eis/Firnmassen geringmächtiger Ansammlung als Karoide. Eine Rückwand zw. 30 und 100 m, eine relative Wandneigung zwischen 5 und 10 ° und eine Bodenneigung von 3 bis 10 ° sind bei ihm für diese morphologische Form charakteristisch. Den Karoidboden bedeckt oftmals ein Hangmoor (vgl. in Pfaffl, 1989)

In Pfaffl, 1989 finden sich ausgedehnte glazialmorphologische Beschreibungen aus dem Böhmerwald. Er erläutert auch die Moränenlandschaft des Kleinen-Arbersee-Gebietes. Bucher, 1999 liefert schließlich einen Beitrag ausschließlich zum glazialen Formenschatz um den Kleinen Arbersee.

 

Glazialmorphologisches Fallbeispiel

Das Kleine-Arbersee-Gebiet

Partsch, 1882 hat als erster die glaziale Natur der großen Moränenwälle und die Rundhöcker in der Seeumgebung erkannt und mit der Höhenzahl von 830 Metern das Ende der äußersten Stirnmoräne bestimmt. Der kleine Arbersee-Gletscher war der zweitlängste aller Böhmerwaldgletscher. 2,75 km sind es von der Endmoräne bis zum Gletschernährgebiet, 3 km bis zum Großen-Arber-Gipfel selbst. (vgl. Pfaffl, 1989)

 

Akkumulationsgebiet

Die ältesten glazialen Ablagerungen finden sich in 700 bis 745 m Höhe. Bucher, 1999 deutet sie als Rißmoräne.

Das älteste Zeugnis der Würmvereisung ist eine ca. 130 m lange Blockmoräne (M1) die bei 810 m NN endet. Es folgen 8 weitere festgestellte Würm-Moränen – d.h. es lassen sich mindestens 9 Moränenstände für das Würmglazial ausgliedern. Karte 4 zeigt ihre Lage.

Tabelle: Die Moränenstände des Kleinen Arberseegletschers (vgl. Manske 1989 in Bucher, 1999)

Moränenstände

Höhenlage in m über NN

zeitliche Einordnung

R1 / R2

700 / 745

Riß ??

M1

810

Würm I

M2a / M2b / M3

860 / 875 / 880

Würm II – Hochglazial

M4 – M9

885 – 925

Würm II – Spätglazial

vgl. Bucher, 1999

 

Karte: Das Akkumulationsgebiet des Kleinen Arberseegletschers


aus Bucher, 1999

 

Erosionsgebiet

Zwichen nördlichen See-Ende und Bankel, dem Verbindungskamm zwischen Kleinen und Großen Arber, hat sich ein weit nach Süden vorstoßendes, trogartiges Tal herausgebildet. In den umliegenden Seewänden lassen sich insgesamt 4 Erosionsschwerpunkte ausmachen. Sicher gehen diese Übertiefungen nicht auf die postglaziale Bacherosion zurück, sondern müssen 4 Einzelgletschern zugeschrieben werden, die sich im Spätglazial über mehrere Steilstufen und dazwischenliegenden Verflachungen talabwärts bewegen. Ihre Nährgebiete sind trotz der dichten Bewaldung auf Abbildung 7 gut erkennbar, weil sie von der Schneedecke nachgezeichnet werden. Am rechten Bildrand tritt der Erosionsschwerpunkt des Westlichen Teilgletschers, östlich davon jener des Westlichen Seebachgletschers und in der Bildmitte der des Östlichen Seebachgletschers deutlich hervor.

 

Abbildung: Karriegel südlich des Kleinen Arbersees, mit Kleinen Arbersee und glazialen Erosionsgebiet des Kleinen Arberseegletschers; links im Bild der Große Arber


aus Bucher, 1999

 

Im Erosionsgebiet des Kleinen Arberseegletschers gibt es zwei Kare, 6 Karoide und zahlreiche Nivationsnischen. Das Seeloch bei 950 m über NN stellt die ausgedehnteste Verflachung im Längsprofil des Tales dar. Die spätglazialen Teilgletscher waren mehrfach gestuft (siehe Abb. 8). Eine dreifache Kartreppe besitzen der Östliche und Westliche Seebachgletscher, in deren Umgebung noch weitere Karoide und Nivationsnischen liegen. Die einzige Hohlform des Westlichen Teilgletschers ist das Karoid bei 1070 m über NN. Die tiefsgelegene Hohlform (1020 m über NN) verkörpert das verlandete Karoid des Schöen-Platzl-Gletschers, dessen Lage in einer älteren Seitenmoräne als ein Beweis herangezogen werden kann, daß sich im Spätglazial lediglich Teilgletscher gebildet haben. (vgl. Bucher, 1999)

 

Abbildung: Bachprofile der spätglazialen Teilgletscher des Kleinen Arberseegletschers


aus Bucher, 1999

 

Karte: Das Erosionsgebiet des Kleinen Arberseegletschers (Legende siehe Karte 5)


aus Bucher, 1999

 

Nach der HÖFERschen Methode der Schneegrenzberechnung ergibt sich auf Grund der Befunde der glazialmorphologischen Analyse im Gebiet des Kleinen Arberseegletschers für die Würmeiszeit eine lokale Schneegrenze von 1090 m über NN (die mittlere Höhe der Umrahmung beträgt 1370 m über NN, gesicherter tiefster Gletscherpunkt ist die Blockmoräne bei 810 m über NN). Das Resultat stimmt mit den Maximalangaben früherer Autoren recht gut überein. Mangels zweifelsfrei datierbarer Ablagerungen läßt sich für die Rißeiszeit ein entsprechender Wert nicht ermitteln. Zieht man die Befunde aus dem nahen und ähnlich gelagerten Rachel-Lusen-Gebiet mit einer gegenüber der würmzeitlichen Schneegrenze 50 m tieferen Depression heran, so müßte die rißeiszeitliche Schneegrenze im Gebiet des Kleinen Arberseegletschers bei etwa 1040 gelegen haben. (vgl. Bucher, 1999)

Zusammenfassung

Das Gebiet um den Kleinen Arbersee war in der Würmeiszeit sicher, in der Rißeiszeit wahrscheinlich kar- und talvergletschert. Der Kleine Arberseegletscher hatte im letzten Hochglazial eine Länge von etwa 2,5 km und ein Mächtigkeit von mindestens 140 m – er bildete eine Einheit. Im Spätglazial hingegen existierten nur Teilgletscher.

 

Eine Vergletscherung in den höchsten Lagen des Böhmerwaldes, die großteils weiter westlich im Untersuchungsgebiet liegen, ist also zweifelsfrei zu erkennen. Welche Hinweise gibt es weiter östlich?

An Hand des östlichsten Böhmerwaldberges, dem 1122 Meter hohen Sternstein findet Nagl, 1982 Hinweise auf eine pleistozäne Vergletscherung.

Er berechnet eine würmzeitliche Schneegrenze von 950 Metern und findet Riss- und Würmmoränen am Nord- und Ostabfall des Berges. Ebenso findet er zungenbeckenartige Weitungen mit einzelnen groben Blöcken und eine noch vorhandene Vermoorung.

Aus Vergleichen mit glazialmorphologischen Forschungen im westlichen Böhmerwald einerseits und einem Vergleich von ähnlichen klimatischen und reliefmäßigen Verhältnissen an den Rändern der Kalkvoralpen in Niederösterreich andererseits, läßt sich für Nagl der Schluß ableiten, daß auch am Sternstein zumindest die Möglichkeit einer Vergletscherung gegeben ist. Seine Geländeuntersuchungen haben den möglichen Beweis erbracht, daß eine gegen SE und eine gegen N gerichtete Gletscherzunge – von einer Firnkappe ausgehend – sowohl in der Würmeiszeit als auch in einer älteren Eiszeit (wahrscheinlich Riß) vorhanden waren. Das zeigen zum Teil eindeutige Moränenwälle, welche sowohl nach ihrer morphologischen Form als auch nach ihrer Korngrößenzusammensetzung als Moränen definierbar sind.

Erst weiter gegen Osten fehlen dann Hinweise auf Vergletscherungen. Dies nicht nur wegen der allgemein abnehmenden Gebirgshöhe, sondern vor allem wegen der zunehmenden Trockenheit als Folge des pannonischen Einflusses. Den Böhmerwald haben wir an dieser Stelle aber schon verlassen. (vgl. Nagl, 1982)

Es läßt sich somit zusammenfassen, daß entlang des gesamten Böhmerwald-Hauptkammes – und mit ihm an seinen höchsten Erhebungen – Hinweise auf kleine pleistozäne Gletscher zu finden sind.

 

E.1.3.2.2. Periglazialmorphologie

Waren die glazialen Überprägungen des Reliefs auf verhältnismäßig kleine Gebiete beschränkt, so war demgegenüber das ganze restliche Untersuchungsgebiet im Pleistozän periglazialen Verhältnissen ausgesetzt.

Periglazial bedeutet soviel wie: "im Eisumland". Für das Pleistozän wird das Gebiet zwischen skandinavischer Inlandsvereisung im Norden und alpiner Vereisung im Süden als Periglazialgebiet ausgewiesen.

In der Geomorphologie wird ein sehr umfangreicher periglazialer Formenschatz unterschieden. Die wichtigsten Formen seien hier kurz angeführt und erläutert.

Dauer- oder Permafrostböden sind Böden, die in den kurzen Sommermonaten der Periglazialgebiete nur einige Dezimeter bis Meter tief auftauen und sie sind wegen der stauenden Wirkung des Bodeneises stark vernäßt. Das mit dem Auftauwasser gesättigte mineralische Material hat breiige Konsistenz und fließt bereits bei geringster Neigung hangabwärts, was als Solifluktion bezeichnet wird. War das Untersuchungsgebiet - und mit ihm ganz Mitteleuropa – im Pleistozän solchen Bedingungen ausgesetzt, so sind es heute die Gebiete von Tundra, innerasiatischer Taiga und Hochgebirgszonen über der Waldgrenze.

 

Abbildung: Prinzip des Permafrostbodens am Beispiel Kanadas


aus Leser, 1995

 

Eng verbunden mit dem Auftreten von Permafrost sind Kryoturbationen. Kryoturbation ist eine Durchmischung von Bodenmaterial durch den Wechsel von Gefrieren und Wiederauftauen des Bodens. Durch die dabei auftretenden Volumenänderungen kommt es zu Hebungs- und Sackungsvorgängen und Verwürgungen des Bodens.

Fischer, 1967 beschreibt die periglazialen Verhältnisse im Untersuchungsgebiet wie folgt:

Den Großteil des Jahres war in den Kaltzeiten das Massiv mit Schnee bedeckt und der Boden war tief hinab dauernd gefroren. Nur in der wärmsten Jahres- und Tageszeiten taute der Schnee und eine oberste Bodenschicht auf. Die im Tertiär tief vergruste Verwitterungsdecke, die durch die Schmelzwässer in der Auftauschicht stark durchtränkt wurde, war überaus mobil. Schon bei geringsten Hangneigungen, etwa ab 2 Grad, begannen die Hänge breiartig zu verfließen. In den unteren Hangpartien geben vielfach mächtige Fließerde-Schuttdecken Zeugnis für dieses Geschehen. Andererseits ist von den Kuppenhöhen, Rücken und Steilhängen der lockere Grus der Verwitterungsdecke abgeflossen. Die im Untergrund anstehenden Felsgebilde sind herausgeschält worden. Die verflossenen Reliefformen und die Felsgebilde geben dem Kristallinmassiv heute ein typisches Gepräge. (vgl. Fischer, 1967)

 

Abbildung: Profil - beispielhafte Verwitterungsdecke
 

Die Verwitterungshorizonte im Kristallin der Böhmischen Masse sind das Ergebnis tertiärer bis rezenter Verwitterungsvorgänge. Das Grusprofil wuchs dadurch ständig in die Tiefe, während gleichzeitig an der Oberfläche Material durch Abtragung weggeschafft wurde.

Über dem anstehenden Gestein folgt eine Zone im Grus "schwimmender" kantengerundeter Blöcke, die nie mobil waren, da sie an Ort und Stelle entstanden. Es folgt eine geringmächtige Kontaktzone zum Horizont allochtonen Materials, das durch periglaziale Solifluktionsvorgänge bei schon geringster Hangneigung umgelagert wurde und heute vielfach die in-situ-Bereiche als Fließerdedecke überlagert. In diesen Decken stecken oft Streublöcke - auch Findlinge genannt. (vgl. Dunzendorfer, 1992)

aus Dunzendorfer, 1992

 

Blockburgen

Eng verbunden mit der denutativen Wirkung der periglazialen Bedingungen ist – wie bei Fischer erwähnt – die Entstehung der pittoresken Formationen von Blockburgen, Blockmeeren, Blockströmen, Blockstreu etc.

Da diese geomorphologischen Formen eine Besonderheit darstellen, wird im folgenden näher darauf eingegangen.

Entlang primär angelegter Kluftsysteme drang Niederschlagswasser in den Granit ein und nahm die physikalisch/chemische Verwitterung des Gesteins von allen Seiten her in Angriff.

 

Abbildung: Kluftsystem in einem Pluton


aus Huber, 1999

Abbildung 10 zeigt das primär angelegte Kluftsystem in einem granitischen Pluton, welcher als saure Gesteinsschmelze geschlossen aufgestiegen und langsam abgekühlt ist. Während dieser Phase wurden die Klüfte im wesentlichen durch Druck, Entlastung und Entweichung von beweglichen Stoffen aus dem Magma angelegt. (S...steile Längsklüfte, L...Lagerklüfte, flache Horizontalklüfte, Q...steile Querklüfte, Str.fl....Streckflächen, schräge Diagonalklüfte, Aq...Gänge)

Durch die Erosion der Jahrmillionen sind diese tiefen Teile des Gebirgsbaues freigelegt worden und bildeten im Tertiär wie heute vielfach oberflächennahe Bereiche.


Die chemische Verwitterung des Granits erfolgte – wie oben erwähnt - vor allem sehr intensiv im Tertiär unter tropischen Klimabedingungen subkutan. In der Folge kam es in den Auftauperioden des Pleistozäns bzw. Postglazials zum Ab- und Ausspülen des Feinmaterials (Grus), da große Wassermassen frei wurden, die denudativ wirkten.

An exponierten Geländestellen, wie Gipfelbereichen und steilen Talflanken, blieben die wollsackverwitterten/gerundeten Felsen als Blockburgen stehen, wenn sie ein Mindestmaß an Stabilität behalten konnten. Wo das nicht der Fall war, stürzten sie oft um und bilden heute mitunter gewaltige Blockmeere.


Abbildung: Entstehung von Blockburgen, Wollsackblöcken, etc.

Zweiphasige Genese:

a) zeigt das erste Stadium, welches einer Periode weitgehender unterirdischer Granitvergrusung (punktierte Bereiche) entspricht;

b) in einer späteren Phase der Grusabtragung werden die Blockkerne, Felsburgen als Restlingsformen exhumiert (vgl. Huber, 1999)

aus Huber, 1999

Die Entstehung und Ausprägung dieser Blockburgen ist abhängig von der Kluftdichte, wie Abbildung 13 zeigt.

 

Abbildung: Abhängigkeit der Felsburgbildung von der Kluftdichte

a) Schnitt durch ein unverwittertes Granitmassiv mit der Geländeoberkante A-A, welches von einem unterschiedlich engen Kluftnetz durchzogen wird;

b) nach längerer Wirkungsdauer eingesickerten Wassers unter tropischen Kli-mabedingungen erkennt man, daß jene Partien die intensivere Zerklüftung aufzeigten, intensiver vergrust (punktierte Flächen) sind als die weniger zerklüfteten Bereiche;

c) das Verwitterungsprodukt Grus ist bereits bis zur Verwitterungsbasislinie B-B abgetragen; dadurch sind Felsburgen, die in Bereichen mit geringerer Kluftdichte entstanden sind, freigelegt worden; (vgl. Huber, 1999)

aus Huber, 1999

Im Folgenden drei Abbildungen die diese heute zu Tage getretenen, besonders augenscheinlichen geomorphologischen Besonderheiten nochmals darstellen.


Abbildung: Blockburg im Böhmerwald


aus Dunzendorfer 1992

 

Abbildung: Blockmeer im Böhmerwald


aus Dunzendorfer 1992

 

Abbildung: Blockstreu im Böhmerwald


aus Dunzendorfer 1992

 

 

Moore

Der Böhmerwald ist besonders reich an Mooren, wobei die ausgedehntesten und schönsten im tschechischen Teil zu finden sind.

Die Wissenschaft unterteilt seit alters her zwischen Niedermoor und Hochmoor.

Niedermoore entstehen unter dem Einfluß mineralstoffreichen Grundwassers. Sie können sich daher unabhängig vom Großklima überall dort bilden, wo lokal Wasserüberschuß vorhanden ist, auch in Steppengebieten.

Hochmoore hingegen sind über den Grundwasserspiegel hinausgewachsen. Ein Hochmoor besitzt einen mooreigenen Wasserspiegel, der nur durch Niederschläge gespeist wird (ombrogen). Die Oberfläche des Hochmoores wölbt sich uhrglasförmig. Das bewirken vor allem die Torfmoose. Sie bilden einen dichten, wassergetränkten Rasen, wachsen an der Spitze immer weiter und sterben unten ab. Die abgestorbenen Teile sind durch das Wasser vor Sauerstoffzutritt geschützt. Dies und die saure Reaktion des Wassers verhindern die vollständige Zersetzung der toten Pflanzenteile, sie vertorfen. (vgl. Krisai, 1983 u. 88, Schreiner, 1967)

 

Abbildung: Hochmoor


aus Leser, 1995

 

Warum gibt es im Böhmerwald nun so viele Hochmoore?

Die Gründe dafür sind einerseits der nährstoff-, besonders kalkarme Untergrund (Granit, Gneis), andererseits die hohen Niederschläge bei relativ geringer Verdunstung (kühles Klima) und die durch Jahrmillionen lange Verwitterung eingeebneten Hochflächen (Mulden). (vgl. Krisai, 1983 u. 88)

Bildlich gesprochen liegt ein Hochmoor wie ein nasser Schwamm in der Landschaft.

Hochmoore sind wegen der oben erwähnten Bedingungen sehr nährstoffarm und entwickelten daher eine sehr spezifische Vegetation.

Für die Hydrologie des Böhmerwaldes haben die Moore eine nicht unwesentliche Bedeutung. Sie geben kontinuierlich und langsam Wasser ab und färben die Gewässer des Kristallinmassives mit ihren Huminstoffen gold-braun.

Im Postglazial schließlich wurde das Klima wieder wärmer und die Vegetation eroberte sich das Gebiet zurück. Große zusammenhängende Wälder bilden schließlich den Böhmerwald als solches.

Dies bleibt im wesentlichen bis ins Hochmittelalter so, bis der Mensch beginnt die Landschaft nachhaltig zu verändern.

 

Abbildung: Beispiel eines Böhmerwaldmoores



Diese Seite ist Teil dieser Arbeit. Thomas Engleder, 2001

 

Thomas Engleder

Habitatmodell, Luchs, Böhmerwald