F. Quartär
Die bis zum Ende des Tertiärs ausgebildete Gebirgsmorphologie wurde im Quartär, vor allem während der Eiszeit, weiter umgebildet. Die glazigene Umgestaltung äußerte sich in Abtragung und Aufschüttung. Das Ahrntal und seine Nebentäler wurden glazial vertieft, die Talflanken durch die Gletschertätigkeit versteilt. Erst als sich die Gletscher zurückgezogen hatten, konnte sich endgültig die heutige Landschaft entwickeln.
I. Vereisungsgeschichte
In Tirol selbst gibt es nach (KLEBELSBERG 1935) sichere Anzeichen der drei Hauptvergletscherungen Mindel, Riß und Würm.
Während des Höchststandes der Eiszeitgletscher war ganz Tirol von einem Eisstromnetz bedeckt. Der Ahrntal-Gletscher floß durch Ahrn- und Tauferertal und war der Hauptzufluß des Rienz-Gletschers im westlichen Pustertal, der sich südöstlich von Mauls mit dem Eisack-Gletscher vereinigte. Bei Bozen mündete dieser in den Etsch-Gletscher.
Die würmzeitlichen maximalen Eishöhen erreichten
nach HANTKE (1983) in der Birnlücke (Forcella del Pico) über 2800 m, im hintersten Ahrntal über 2500 m und im Pustertal noch 2000 m;
nach (KLEBELSBERG 1935) im hintersten Ahrntal 2800 m, bei Luttach 2500 m, bei Bruneck 2300 m und bei Brixen bis 2200 m.
Über die Jöcher Krimmler Tauern (2633 m), Heilig-Geist-Jöchl (2662 m), Hundskehljoch (2559 m) und Hörndljoch (2553 m) verbanden Firnstraßen das Eisstromnetz südlich des Hauptkammes mit dem Nördlichen. Aus dem Arvental floß über das Klamml-Joch (2298 m) Eis aus Defereggen zu (KLEBELSBERG 1935).
Die höchsten Erhebungen der Zillertaler Alpen und der Durreck-Gruppe ragten als Nunataks aus dem Eis heraus.
Unterbrochen von einigen Vorstößen, schmolzen im Spätglazial die Gletscher langsam ab.
Am Ende des Gschnitz-Stadiums erfolgte nach PENCK (1909) ein Rückzug der Gletscher in die oberen Talverzweigungen. Ahrn- und Raintal waren jedoch noch gänzlich mit Eis gefüllt. Die Zunge des Ahrntal-Gletschers reichte bis ins Pustertal.
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IV. Massenbewegungen
Bereits von BLAAS (1892b), DAL PIAZ (1930), KLEBELSBERG (1935, 1956) und einigen anderen, späteren Autoren wurde der Kirchbühel von St. Jakob als "Bergsturz von St. Jakob" erwähnt. HANTKE (1983) schreibt von einer spätwürmzeitlichen Überprägung des Bergsturzes zu einem Moränenstadium, ohne konkrete Belege anzuführen.
Die ausführlichste Beschreibung stammt von HANNSS (1967), nach dem das Bergsturzmaterial in der Hauptsache aus groben Kalkphyllitblöcken bestehen soll, welche die Herkunft aus der südlichen Talflanke belegen würden. Der Bergsturz selbst wird von ihm als zweiphasig beschrieben: Zuerst lösten sich aus der südlichen Talflanke große Felstrümmer, dann folgte aus der gleichen Richtung ein mächtiger Murschub, welcher das Bergsturzmaterial umhüllte. Da nach HANNSS keinerlei Anzeichen für eine Eisüberfahrung vorliegen, datiert er den Bergsturz als postwürmzeitlich.
Abb. 80: Profil durch den Bergsturz von St. Jakob nach HANNSS (1967).
Bei einer Begehung des Kichbühel von St. Jakob im August 1988 konnte, entgegen dieser Beschreibung, kein einziger größerer Kalkphyllitblock gefunden werden. Alle größeren Blöcke erwiesen sich als Gneise und Glimmerschiefer, ähnlich denen im Kartiergebiet. Grünschiefer und Zentralgneise wurden auf dem "Hauptablagerungsgebiet" ebenfalls nicht gefunden. Kalkphyllite setzen erst in halber Höhe vom Kirchbühel zur Ahrn ein und erreichen eine maximale Größe von nur 5 cm im Durchmesser. Die großen Blöcke waren auch hier und selbst bis zur Hauptstraße an der Ahrn hinab ausschließlich Gneise und Glimmerschiefer.
Abb. 81: Kichbühel von St. Jakob, von Westen photographiert.
Der Befund der Begehung des "Bergsturzhügels" erhärtet die bereits bei der Kartierung der südlichen Talhänge aufgetauchten Zweifel am "Bergsturz von St. Jakob". Selbst bei einer Datierung ins Spätwürm bis frühe Postglazial und einem Maximalalter von damit etwa 10000 Jahren, sollten am Berghang im Herkunftsgebiet, bei dem aus der Größe des Kirchbühels abgeleiteten Ausmaß des Bergsturzes, eindeutige Spuren zu erkennen sein. Für einen größeren Bergsturz ergeben sich im Gelände jedoch keinerlei Anhaltspunkte. An der Nordwestflanke des Schönbergs befinden sich unterhalb des Gipfelkreuzes zwar heute noch aktive Abrißnischen in den Schwarzphylliten; als Ursprungsort einer größeren Bergsturzmasse sind sie jedoch nicht geeignet. Auffällig sind die sich in der topographischen Karte deutlich abzeichnenden Einbuchtungen im nordwestlichen Schönberghang (s. Abb. 82), die bei einer Überprüfung im Gelände jedoch ebenfalls keine deutlichen Hinweise auf einen größeren Bergsturz ergeben
Besteht die Hauptmasse des Bergsturzmaterials jedoch nicht, wie beschrieben, aus großen Kalkphyllitblöcken - bei der Begehung im August 1988 fand sich kein einziger - oder überhaupt aus Kalkphyllit, so sind deutliche Spuren eines Bergsturzes an den südlichen Talhängen auch nicht zu erwarten.
Ein Bergsturz oder Mur- und Schwemmkegel vom Nordhang scheidet wegen der fehlenden Zentralgneise ebenfalls aus.
Abb. 82: Ausschnitt der topographischen Karten (1:10000) Valle Aurina und Campo Tures.
Die auffälligen Einbuchtungen im nordwestlichen Schönberghang sind grün markiert.
A-B: Profil Abb. 83.
Die Geländebefunde stellen den seit 1892 beschriebenen "Bergsturz von St. Jakob" somit insgesamt in Frage. Die Erklärung des Kirchbühels mit einem Bergsturz im instabilen Bereich der durch den Flankenschurf des Hauttalgletschers übersteilten Hänge, nach dem Zurückschmelzen der Gletscher und der damit zusammenhängenden Hangfußentlastung, scheint nicht haltbar.
Läßt man die Theorie des Bergsturzes fallen, so gelangt man mit der Erklärung des Kirchbühels als spätwürmzeitliche Endmoräne des Ahrntal-Gletschers zur vielleicht plausibelsten Deutung. Die ebenfalls nur aus Gneisen und Glimmerschiefern zusammengesetzten Moränenablagerungen zwischen 1735 m und 1850 m nordöstlich der Großklausenalm am Hochfeld (s. S. 137), die von einem früheren, höheren Eisstand zeugen, könnten als Hinweis dafür gelten, daß der Haupttalgletscher tatsächlich überwiegend Gneise und Glimmerschiefer als Moränenmaterial ablagerte. Im Norden wurde der Endmoränenwall von feinem Murschutt aus dem Lahntalgraben, unterhalb der Kirche durch Muren mit feinem Kalkphyllitschutt vom Schönberg überprägt. Weitere Veränderungen, vor allem des rückwärtigen Wallbereichs, sind der Ahrn zuzuschreiben, die sich zeitweise hinter dem Moränenwall zu einem See gestaut haben kann, sich später jedoch an der Südseite des Tales in die Schuttbarre eintiefte und den Hügel damit rein morphologisch dem Nordhang des Ahrntales zuordnet.
Bei einer Endmoräne eines bis ins Ahrntal reichenden Bärental-Talgletschers der Schlernzeit (s. S. 129) müßte das Moränenmaterial insgesamt polymikt aufgebaut sein, zumindest aber müßte sich Serpentinitschutt finden. Form und Lage des Kirchbühels sprechen ebenfalls gegen eine solche Lösung.
Abb. 83: Profil A-B (s. Abb. 82). Lahntalgraben über Kirchbühel von St. Jakob zum Schönberg.
[[Online-Anmerkung 2018: Die tatsächliche Natur des Kirchbühels wurde
zwischenzeitlich durch eine Bohrung geklärt. (-> Mehr) ]]
Westlich der Brücke (1120 m), an der von der Hauptstraße der Fahrweg ins Bärental abzweigt, verlegt an der südlichen Talflanke ein Schuttkegel den Flußlauf der Ahrn und zwingt diese, ihn in einem Bogen zu umfließen. Der Ablagerungskegel erstreckt sich von der Ahrn (1120 m) bis in eine Höhe von 1190 m und ist bewaldet. Oberhalb schließt eine komplexe Hanganbruchsform an, die wegen der im unteren Teil gewonnenen Ofensteine (s. S. 167) als "Steinschlag" bezeichnet wird. Die heute aktive Anbruchskante befindet sich auf circa 1450 m noch im Bereich der Grünschiefer der Schieferhülle, jedoch bereits in der Nähe der Grenze zu den höher liegende Schwarzphylliten. Ursprünglich lag sie tiefer und wurde erst durch ein heute noch andauerndes Nachbrechen und Nachrutschen höhergelegt.
Der Entstehung der Hanganbruchsform dürften mehrere unterschiedliche Mechanismen zugrunde liegen. Nachfolgende Deutung ist zwangsläufig spekulativ, da keine eingehenderen Untersuchungen durchgeführt wurden.
Für den unteren Teil des Steinschlags im anstehenden Grünschiefer könnten ein größerer oder mehrere kleine Felsstürze in Form keilförmiger Brüche an sich schneidenden Diskontinuitäten verantwortlich sein. Die Gleitflächen orientieren sich an den Kluftrichtungen (sk1 286/73, sk2 351/60, sk3 14/70). Deren
Verschneidungslinien markieren die Bewegungsrichtung (s. Abb. 84). Die Abrißkante dürfte auf etwa 1350 m im tektonisch beanspruchten Grenzbereich der Grünschiefer zu den eingeschuppten Schwarzphylliten gelegen sein.
Abb. 84: a. schemat. Darstellung eines keilförmigen Bruches an zwei sich schneidenden
Diskontinuitätsflächen (sk1 u. sk2).
b. Darstellung der Klüfte (sk1, sk2, sk3) und der Haupt-s-Flächen des unteren
"Steinschlags" mit dem Schmidtschen Netz. Die Verschneidungslinien (VL) der
Kluftflächen markieren die Bewegungsrichtung(en) des/der Felsstu(e)rze(s).
Für den über diesem Nischenanbruch liegenden Rinnenanbruch und den ab 1400 m anschließenden muschelförmigen Anbruch mit der heute noch aktiven Anbruchskante bei 1450 m, dürften Rotationsrutschungen des Anstehenden und des Lockergesteins sowie Muren verantwortlich sein.
Die "Steinschlag"-Rinne könnte eventuell auch als ehemaliges Bachbett der Schmelzwässer eines zwischen 1500 m und 1600 m endenden Gchnitz-Talgletschers des Bärentals fungiert haben (s.a. S. 138 ff.), dessen Wasser beim weiteren Zurückschmelzen gänzlich der Bärenbach übernahm.
Bei der vorgeschlagenen Deutung wäre der Schuttkegel unterhalb des Steinschlags somit als Mur- und Schwemmkegel zu bezeichnen, in dem sich auch Felssturzmassen finden würden.
Im Bärental ist auf der östlichen Talseite, nordwestlich der Almhütte auf 2015 m, aus dem Bereich der Grünschiefer ein Bergrutsch abgegangen, dessen Rutschmassen die östliche Seitenmoräne des Bärentals überschütteten und den Talgrund zwischen den beiden Seitenmoränen auf fast die Hälfte einengen.
Abb. 85: Bärental talauswärts photographiert. Auf der rechten (östlichen) Talseite überschüttet
der Bergrutsch der Grünschiefer die Moränenrandterrasse.
Ein Hauptabriß der Rutschung dürfte mit 2350 m nur knapp unterhalb des Grates (2380 m) gelegen sein, ein weiterer ist auf 2180 m am anstehenden Grünschiefer und dem Versteilen des Hanges an dieser Stelle zu erkennen. Am oberen Beginn des Rutschungsfußes auf circa 2030 m zeigen die unruhigen Bodenformen - Aufwölbungen und kleine Senken mit Naßstellen - und frische Anrisse in der Grasnarbe, daß der Hang hier auch heute noch nicht gänzlich zur Ruhe gekommen ist.
Der größte Teil der Rutschmassen hat die Seitenmoräne überfahren und bildet den Schuttkegel, der den Talgrund des Bärentals nördlich der Alm auf 1874 m fast um die Hälfte einengt. Auf ihm findet sich ausschließlich Grünschieferschutt.
Neben den bereits beschriebenen Muren des Altkristallins (s. S. 141 u. 142), treten kleinere Muren und Rutschungen auch in der Oberen Schieferhülle und vor allem in der Matreier Zone auf. Meist sind auch sie in ihren Auswirkungen auf die Nebentäler des Ahrntals begrenzt. Untergeordnet ereignen sich Rutschungen auch an den übersteilten Hängen der Moränen.
Abb. 86: Rutschung am Hang der westlichen Moränenrandterrasse im Bärental (südlich der Alm auf
1874 m). Deutlich ist zu sehen, daß sich die Abrißkante an einer Trittspur orientiert.
Der regenreiche August 1987 begünstigte Muren und Rutschungen:
Abb. 87: Hochfeldgrat oberhalb der Mur-Rinne (Juli 1988).
Mit weiteren Murabgängen ist jederzeit bei stärkeren Regenfällen zu rechnen, da der Gratbereich weiter instabil ist (s. Abb. 87) und auch in der Rinne noch viel lockeres Material liegt. Der Murschuttkegel zeigt an, daß es sich um Vorgänge handelt, die sich seit langer Zeit immer wiederholen: Die Moräne ist hier überschüttet, der Terrassencharakter durch diese Vorgänge verstärkt.
V. Vernässungszonen
Vernässungszonen gibt es in allen 3 Tälern des Untersuchungsgebietes. Die unbedeutendsten befinden sich im Großklausental, den größten und schönsten stellt das "Moos" im Pürschtal zwischen Pürschtalalm (2124 m) und Wasserfall (2242 m) dar.
Das Pürschtalmoos verwandelt sich während der Schneeschmelze oder bei starken Regenfällen teilweise in einen See. Der Boden ist anmoorig bis moorig, in ihm finden sich vereinzelt Stubben - Reste einer früheren Bewaldung des Pürschtales -, die eine ehemals höhere Waldgrenze belegen. Bei diesen Baumstümpfen wäre u.U. sogar an eine Datierung in die postglaziale Wärmezeit (6750 - 900 v. Chr.) zu denken, in der die Klimahorizonte 200 m - 300 m höher als heute lagen. Genaue Daten können jedoch nur dendrologische Untersuchungen liefern.
Wie die kleine Vernässungszone oberhalb des Wasserfalls, ist auch das Moos Folge der glazialen Rücktiefung hinter Karstufen (s. S. 159). Im Bärental hingegen führt die Stauwirkung von Moränenwällen und anderen glazigenen Sedimenten zu Vernässungszonen. Deren Boden ist anmoorig. Die nassen Stellen nördlich der Alm auf 1791 m am Hangfuß des Schönbergs sind, ebenso wie die hangnahen Vernässungen im Großklausental, auf in geringer Höhe autretende Quellen oder ganze Quellhorizonte zurückzuführen.
Abb. 88: Pürschtalmoos (Blickrichtung nach NNE).
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