Geologie von Adelegg und südlichem Kürnachwald - Landschaftsgeschichte

(Dieser Abschnitt Landschaftsgeschichte ist Bestandteil der Diplomarbeit von Max Fezer)

Für die Landschaftsentwicklung des Adeleggberglands waren vor allem zwei Faktoren bestimmend:

Zum einen die paläogeographische Lage des Gebiets während des jüngeren Tertiärs im Schüttungszentrum des nördlichsten und jüngsten Teil des Hochgratschwemmfächers (S. SCHIEMENZ 1960) mit besonders starker grobklastischer Sedimentation in großer Mächtigkeit.

Zum anderen die nach Aufrichtung im Pliozän und anhaltender Hebung des südlichsten Teils der Vorlandmolasse einsetzende fluviale, glaziale und periglaziale Abtragung im Zwickel zwischen Rhein- und Illergletscher.

Die glaziale Abtragung erfaßte bevorzugt die feinkörnigere Umrahmung des konglomeratischen Schüttungszentrums und hinterließ als Härtling das heutige Adeleggbergland, dessen Kern wohl nie von Ferneis überfahren wurde; dafür übernahmen dort periglaziale Prozesse wie starke Frostverwitterung und Solifluktion die Ausgestaltung der Landschaft. In höheren Lagen waren, infolge herabgesetzter Schneegrenze, die Bedingungen zur Bildung von Hängegletschern und karähnlichen Firneismulden gegeben (R.A. HANTKE 1978).

Während der wärmeren Zeiten des Pleistozäns war wohl wie später im Holozän die rückschreitend und in die Tiefe arbeitende Erosion der vorherrschende morphogenetische Prozeß, der wesentlich zur heutigen starken Zertalung und typischen Tobelzerschluchtung des Adeleggberglands beitrug.

Der tertiäre Hochgratfluß, die "Ur-Iller", transportierte seit dem Oligozän (Lattorf nach S. SCHIEMENZ 1960) Abtragungsschutt aus den sich im Süden hebenden Alpen in die nordalpine Molassevortiefe. Beim Austritt aus den Alpen verlor der Fluß infolge verringerten Gefälles und verbreiterten Querschnittes rasch an Transportkraft und lagerte die grobe Schotterfracht alpenrandnah und meist unter Wasserbedeckung als deltaähnlichen Schwemmfächer in der Vortiefe ab. Dieser Schwemmfächer war wohl nur sehr flach, jedenfalls findet man in den Konglomeraten keine Deltaschichtung, welche eine größere Wassertiefe belegen könnte. Die große Mächtigkeit ist vor allem durch die stetige Subsidenz bedingt. Der Nordwärtsverlagerung des Molassetrogs folgend, baute sich der Hochgratschwemmfächer entsprechend nach Norden vor (Abb. 2) und erreichte zur Zeit des jüngeren Miozäns, während der Ablagerung der Oberen Süßwassermolasse mit besonders grobklastischen Schüttungen den Bereich des heutigen Adeleggberglands, wo er eine mächtige Wechselfolge von zu Konglomeraten verfestigten Kiesen mit Sanden und Mergeln hinterließ.

Auch schon in der Zeit der Unteren Süßwassermolasse, während des Chatt, hatte der damals weiter nach S reichende Molassetrog durch den Hochgratfluß kräftige grobe Geröllzufuhr erhalten, deren Rest heute als mächtiges Nagelfluhpaket z.B. den Hochgrat aufbaut.

Frühestens im höheren Mittelmiozän (post-Baden), vermutlich jedoch erst im Laufe des Obermiozäns, erfolgte nach K. SCHWERD (1983) die Bildung der im Allgäu über eine Antiklinalstruktur mit der flachlagernden Vorlandmolasse verbundenen Faltenmolasse, ausgelöst durch den Nordschub des ostalpin-penninischhelvetischen Deckenstapels. Die Tonmergelschichten des Rupels dienten dabei als Abscherungshorizont, auf dem die Subalpine Molasse nach Norden in große Mulden zusammengeschoben wurde. Der typische Muldenbau der Faltenmolasse konnte sich besonders dort voll entwickeln, wo von den tertiären Flüssen wie dem Hochgratfluß viel grobklastisches Material in die Füllung des Molassetrogs eingelagert worden war. Der größte Teil des Hochgratschwemmfächers konnte sogar zu vier großen Mulden zusammengeschoben werden: Steineberg-Mulde, Horn-Mulde, Salmaser-Mulde und Hauchenberg-Mulde (von S nach N).

Das Gebiet des Adeleggberglands weiter im Norden wurde dagegen nur an seinem Südrand stärker aufgerichtet, da der Hochgratschwemmfächer dort bald sein Ende findet und die Tonmergelschichten im Untergrund ausdünnen. Die Sedimentation endete hier wie im übrigen Molassebecken wohl im Pont (R. DEHM 1955). Gleichzeitig begann sich im Alpenvorland ein nach N zur pliozänen Donau gerichtetes Gewässernetz zu entwickeln.

Abb. 2	Nordwärtswandern des Molassetroges im Bereich der Allgäuer Faltenmolasse mit dem Adeleggbergland und Zuschüttung durch den Hochgratschwemmfächer (leicht verändert n. Fr. MÜLLER & U. SCHOLZ 1965).
Oben:	Zur Zeit der Unteren Meeresmolasse (oligozän). Ablagerung von Mergeln und Sanden.
Mitte:	Zur Zeit der Oberen Meeresmolasse (Mittl. Miozän). Gröbere Schüttung von Sanden und Cerällen, die später den Kern der HauchenbergMulde und den Hauchenberg bilden. Die mächtige Füllung des Molassetrogs rührt von der starken Gerällschüttung zur Zeit der Unteren Süßwassermolasse her, die später die Kerne von Steineberg-Mulde (Hochgrat), Horn-Mulde und Salmaser-Mulde aufbauen.
Unten:	Heutiges Relief der Allgäuer Faltenmolasse mit Vorland. A - A Küste der OMM; B - B Südgrenze der OSM; I = Iller; Ar = Argen; E = Eschach. Zweiter Höhenzug von Süden nach Norden: Kern der Steineberg-Mulde mit Hochgrat.

Die Klimaverhältnisse wechselten im Oligozän und Miozän von tropisch-subtropisch über subtropisch zu einem mehr gemäßigten Klima (M. SCHWARZBACH 1974). Auch im Pliozän dürfte das Klima in unseren Breiten noch etwas wärmer und vor allem feuchter gewesen sein als heute (H. JERZ 1974).

Die mit der Aufrichtung des nördlichsten Teils des Hochgratschwemmfächers im Pliozän beginnende Zeit der Abtragung setzte sich bei fortdauernder Hebung und zunehmender Klimaverschlechterung in das Quartär fort: Im Laufe des Pleistozäns unterlag der Hochgratschwemmfächer kräftiger seitlicher glazialer Abtragung durch Rhein- und Illergletscher, wobei sein nördlichster, jüngster und zentraler Teil zum heutigen Adeleggbergland zurechtgestutzt wurde.

Nach P. SINN (1974) erfolgte die Abtragung des Hochgratschwemmfächers bis einschließlich des Mittelpleistozäns in folgender Weise: Während des Ältestpleistozäns müssen das Adeleggbergland und sein subalpines Hinterland noch weitgehend von der Glazialerosion verschont gewesen sein. Dies bezeugen Reste eines komplexen Flußsystems mit Ursprung im Molassebergland, das selbstständig zwischen Rhein- und Illergletscher zur Donau entwässerte. Auch die Eschach war Teil dieses Flußsystems. Für das Altpleistozän belegt dagegen umgelagertes Molassematerial in eisrandnahen, fluvioglazialen Ablagerungen des Rhein-und Illergletschers am Schloß Zeil und an der Kronburg entsprechende Erosion im Hinterland. Nach A. SCHREINER & R. EBEL (1981) gehören die Zeiler Schotter der Günzzeit an.

In den jüngeren altpleistozänen Fluvioglazialschottern der damals äußersten Abflußrinnen des Rhein- und Illergletschers, im Laupheim-Haslacher und Grönenbacher Feld, tritt verstärkt umgelagertes Molassematerial auf. Nach A. SCHREINER & R. EBEL (1981) gehören die Haslacher Schotter einer eigenständigen Vereisung zwischen Günz- und Mindelzeit, der Haslachzeit an. Für das Mittelpielstozän ist schließlich der unmittelbare Kontakt zwischen Rhein- und Illergletscher und damit eine direkte glazigene Beeinflussung des Adeleggberglands in den breiten Subsequenzen des Wengener und Weitenauer Argentals unmittelbar südlich des Adeleggberglands belegt, was schon A. PENCK (1901:198) u. B. EBERL (1930:16) beschrieben haben.

P. SINN (1974) führt die heutige bessere Erhaltung des Hochgratschwemmfächers im Vergleich zu ehemals größeren, benachbarten Schwemmfächern wie dem Nesselburgfächer im Osten auf die zunächst divergierenden Vorstoßrichtungen von Rhein- und Illergletscher zurück, wobei der Rheingletscher mehr nach NW, der Illergletscher mehr nach NE ausgerichtet war.

Die Verminderung der präglazialen Ausdehnung des Hochgratschwemmfächers im Bereich des Adeleggberglands - im Westen reichte er wohl bis Isny (O.F GEYER & M.P. GWINNER 1968) und im Osten bis an die Iller bei Kempten (S. SCHIEMENZ 1960) - erfolgte durch den Rheingletscher wesentlich wirkungsvoller und radikaler als durch den Illergletscher: Zum einen war der Rheingletscher größer als der Illergletscher. Zum anderen war durch die Umlenkung des Alpenrheins zum Hochrhein im Altpleistozän die Erosionsbasis im Westen bedeutend tiefer gelegt worden, wodurch dort eine intensive fluviatile und glaziale Erosion einsetzte, die besonders im Bereich des späteren Bodensees das Becken des Rheingletschers kräftig ausräumen konnte (A. SCHREINER 1975). Bei seinen Vorstößen ins weitere Vorland mußte sich der Rheingletscher verstärkt gegen ansteigendes Gelände bergauf schieben und konnte im Westen den Hochgratschwemmfächer von tieferer Basis her angreifen als der Illergletscher im Osten.

Zu der unmittelbaren Wirkung des Eises kam stellenweise die Seitenerosion der schotterbeladenen Schmelzwässer des Rheingletschers, welche an seinem Außenrand als Eisrandstrom abflossen und in seinem Vorfeld als Eisrandstrom-Rinne das ansteigende Gelände unterschnitt. Dieser Vorgang ist für die Würmzeit am steilen Westrand der Adelegg deutlich belegt: Während des Würmhochglazials mußten sich die Schmelzwässer des östlichen Rheingletschers zeitweise ihren Weg zwischen dem Gletschereis im Westen und dem nahezu unüberwindlichen Hindernis des Adeleggberglands im Osten suchen und bahnen. Die zur Zeit des Hochglazials am Ostrand des Rheingletschers entlang nach Norden zur Aitrach gerichtete äußerste Schmelzwasserrinne der Argenteilzunge unterschnitt als "peripheres Eisrandtal" (J. WERNER et al. 1974) den Westrand des Adeleggberglands. Zu den Schmelzwässern des Rheingletschers kamen während der Hochstände des Illergletschers noch dessen von Osten über die Talfurche der Wengener Argen und die Längstäler bei Bühl, Waltrams und Diepolz, südlich des Adeleggberglands, zufließenden Schmelzwässer (H. JERZ 1974) unterstützend hinzu.

Da es nach H. JERZ (1974) als gesichert gelten darf, daß der östliche Rheingletscher in der Rißzeit und wahrscheinlich auch schon während der Mindelvereisung in das Tal der Wengener Argen eingedrungen ist und sich hier die Eiszungen des Iller-und des Rheingletschers stark genähert haben dürften, ist anzunehmen, daß die Seitenerosion der schotterbeladenen Schmelzwässer und möglicherweise auch das Eis selbst den westlichen Teil des nördlichen Hochgratschwemmfächers schon seit der Mindelvereisung auf breiter Front zurückverlegen konnten.

Die glazigene und glaziäre Ausräumung erfaßte vor allem die feinkörnige "Flinz-Fazies" (0. GANSS & SCHMIDT-THOMÉ 1955), führte in den Nagelfluhen der Adelegg zu übersteilten Hängen und gab dem Adeleggbergland seinen markant Nord-Süd verlaufenden Westrand. Der Rangenberg und der Aigeltshofer Berg blieben als Restberge des Adeleggberglands in der Ausräumungslandschaft der Schmelzwässer stehen (K. LEMCKE & H. GRAUL 1955). Nach Ende des Würmhochglazials wurde bei verringertem Schmelzwasseraufkommen die äußerste periphere Schmelzwasserrinne, das periphere Eisrandtal, unterstützt durch den sich entwickelnden Schwemmfächer der Eschach aufgestaut und nach und nach mit Beckentonen aufgefüllt. Als die Entwässerung wieder peripher bis zentripetal weiter im Westen verlief, also spätestens mit dem Durchbruch der Unteren Argen nach Westen zum Bodensee, fiel die Niederterrasse trocken (F. MESSOW 1981). Heute sind die Beckentone bevorzugte Standorte von Mooren und Anmooren wie bei Rimpach und östlich des Rangenbergs im Kartiergebiet.

Im Westen der eigentlichen Adelegg wird die Füllung des peripheren Eisrandtals z.T. von mächtigen Hangschuttmassen der Adelegg und des Rangenbergs bedeckt, z.B. östlich des Rangenbergs; zum Teil wird sie von den Schutt- bzw. Schwemmfächern des Friesen- und des Schleifertobels sowie des Rohrdorfer Tobels überdeckt, deren Bäche heute die meiste Zeit des Jahres in ihren Schotterbetten versitzen.

R.A. HANTKE (1978) macht das Abschmelzen von Eis in den Tobelschlüssen der genannten Tobel während des späteren Würmglazials für die Aufschüttung der großen Schwemmfächer verantwortlich. In den Tobeln sind bisher jedoch keine eindeutigen glazialen Spuren nachzuweisen; außerdem ist zu berücksichtigen, daß westlich der Adelegg, bei Rohrdorf, die Wasserscheide Rhein/Donau als flache Talwasserscheide ausgebildet ist, in deren Bereich Akkumulation und Erhaltung von Aufschüttungsformen begünstigt sind.

Auch nach den Verbandsverhältnissen sind die Schwemmfächer am Westrand der Adelegg jüngere Bildungen: Die Schwemmfächer schneiden den Hangschutt ab, sind also in ihren oberen Partien jünger als dieser. Der Hangschutt überlagert die Beckentone des peripheren Eisrandtals. Demnach wurden also zuerst Beckentone, dann Hangschutt und schließlich die Schwemmfächer abgelagert.

Die Bildung der großen Hangschuttmassen reicht mindestens von der letzten Eiszeit bis heute: Das eiszeitliche Klima bewirkte besonders an dem nach Westen exponierten Abhang der Adelegg, mit häufigem Frostwechsel, eine intensive Frostverwitterung, die zu einem vermehrten Abwittern der Konglomerate führte. Der Frostschutt erhielt durch die zwischen die Konglomerate eingelagerten Mergel auch tonige Beimengungen, was eine Weiterverfrachtung durch Solifluktion begünstigte und zu dem "rampenähnlichen" Hangschuttfuß der Adelegg beitrug. Ein Teil des Hangschutts mag wohl auch schon während der Rißzeit als Frostschutt entstanden sein und wurde später solifluidal weiterbewegt.

Spätglaziale bis holozäne Abspülung in einer vegetationsarmen Zeit sowie stärker einsetzende rückschreitende Erosion in Form von Runsen und vielen kleinen Tobeln häufte vermutlich erneut Schutt- und Abschwemmmassen unterhalb des Steilhangs an. Das abspülende und erodierende Wasser versitzt dabei am Übergang vom Steilhang der Adelegg zum Hangschuttmantel und lagert dort neues Material ab.

Das heutige Bild des Adelegg-Westrandes wird ganz von der seit dem Spätglazial wirkenden rückschreitenden Erosion und den zahlreichen Rutschungen an den steilen Tobelflanken bestimmt. Die spontanen gravitativen Massenbewegungen kamen erst nach dem Auftauen des Dauerfrostbodens durch das wieder teilweise unterirdisch abfließende Wasser richtig in Gang.

Die starke Abtragung am Westabhang der Adelegg hat wahrscheinlich alle eventuell vorhandenen Relikte rißzeitlicher oder älterer Ablagerungen an den Spornen und Hängen entfernt. Vor dem Würmhochglazial entstanden jedoch möglicherweise die hochgelegenen und unterschnittenen Schwemmfächerreste am Ausgang des Rohrdorfer Tobels, der schon durch seine Größe eine ältere Anlage nahelegt. Auch aus dem Friesentobel wurde auf den Friesenhofener Schotter, vermutlich kurz nach dessen Ablagerung, ein Schwemmkegel geschüttet. Nach A. SCHREINER (mündl. Mitt. 1983) ist das Alter des Friesenhofener Schotters noch nicht eindeutig festzulegen; K. LEMCKE & H. GRAUL (1955) deuten ihn als rißzeitlichen Schwemmkegel der Eschach; P. SINN (1974) ordnet ihn dem frühen Mittelpleistozän zu.

Die hier am Westrand sehr eindrucksvoll ausgebildete Wasserscheide Rhein/Donau hat ihre Ursache in den besonderen Abflußverhältnissen während des Quartärs: Bei den jeweiligen Maximalständen des Rheingletschers floß sein äußerster östlichster Schmelzwasserstrom entlang des westlichen Teils des Hochgratschwemmfächers nach Norden zur Donau, wobei die Seitenerosion im Vorfeld des Gletschers zur Unterschneidung und Versteilung des Geländes führte.

Die rückschreitende Erosion des Rheinsystems konnte vor allem zur Zeit der Interglaziale in den durch die Seitenerosion mehr oder weniger übersteilten und begradigten Westrand einschneiden und ihn zergliedern.

Beide Vorgänge, vorherrschende fluvioglaziale Seitenerosion bei kaltzeitlichem Klima und rückschreitende Erosion in den wärmeren Abschnitten des Quartärs, legten zusamnmen im Wechsel den nördlichen Teil des Hochgratschwemmfächers im Westen sicher besonders effektiv zurück.

Eine beginnende Auflösung des relativ geschlossenen Westrandes der Adelegg scheint sich in der Annäherung des Rohrdorfer Tobels und des Schleifertobels anzubahnen. Ihre Tobelschlüsse sind nur noch ca. 15 m voneinander entfernt. Möglicherweise entsteht dort künftig ein neuer Auslieger, ähnlich dem Rangenberg.

Die östliche, im Bereich des Adeleggberglands gelegene Begrenzung des Hochgratschwemmfächers unterlag während des Pleistozäns ebenfalls der glazialen Erosion: Die Eisströme des Illergletschers benützten hauptsächlich das Tal der Iller (H. JERZ 1974), welche als kleinere Nachfolgerin der tertiären "Ur-Iller", also des Hochgratflusses, an der östlichen Grenze des Hochgratschwemmfächers ihren Lauf nahm. Die Iller und ihr Gletscher folgten dort tektonisch vorgegebenen Linien und zwar Querstörungen, die bei der Faltung der Subalpinen Molasse in der Schwächezone zwischen dem Hochgratfächer im Westen sowie dem Mittelberger und dem Nesselburger Fächer im Osten bevorzugt angelegt werden konnten (S. SCHIEMENZ 1960). Durch seine gegenüber dem Rheingletscher höher gelegene Basis vermochte der Illergletscher hauptsächlich obere Partien des nördlichen Hochgratschwemmfächers im Osten zu überprägen bzw. glazialerosiv zu entfernen.

Daher finden sich heute die pleistozänen Ablagerungen des Illergletschers an der Ostflanke des Adeleggberglands auch in höheren Lagen. Nur wenig außerhalb des Kartiergebiets, auf Blatt 8327 Buchenberg, sind folgende Vorkommen zu nennen:

Am Blender (1072 m NN) ist auf 1050 m eine löchrige quartäre Nagelfluh aus altpleistozänen Schottern erhalten, die dort den "Rauhen Stein" bildet (H. JERZ 1974). Es handelt sich wohl um das höchstgelegene quartäre Schottervorkommen im westlichen Alpenvorland (H. JERZ & K. SCHWERD 1983). Östlich unterhalb des "Rauhen Steins" befindet sich auf einer Höhe von 1020 - 1030 m der Rest einer verbackenen, jedoch stark verwitterten Moräne (Fr. MÜLLER 1952) Sie läßt sich am ehesten der Mindelvereisung zuordnen (H. JERZ 1974).

Riß- und würmzeitliche End- bzw. Seitenmoränen an der Ostflanke des Adeleggberglands belegen folgende Eishöhen:

Für die Rißzeit 1020 - 1030 m bei Eschach-Hahnenmoos und 930 - 925 m am Blender (H. JERZ 1974; H JERZ & K. SCHWERD 1983). Die würmzeitliche Vereisungsgrenze lag durchschnittlich 40 - 50 m unter der rißzeitlichen (H. JERZ 1974).

Trotz dieser hohen Lage konnte der westliche Illergletscher den Kern des Adeleggberglands nicht überfahren; jedoch nahm bei den Hochständen des Gletschereises ein Teil der Schmelzwässer einen zentrifugalen Weg durch das Bergland nach Westen und Nordwesten zum tiefergelegenen Rheingletscher: In der Rißzeit folgten Schmelzwässer des westlichen Illergletschers der Talfurche der Kürnach (H. JERZ 1974; P. SINN 1974) sowie dem Tal der Eschach (P. SINN 1974). Während der Würmzeit wurde nur noch das Tal der Kürnach als zentrifugale Entwässerungsbahn benutzt (P. SINN 1974; H. JERZ 1974). Für die Mindelzeit läßt sich ein Abfluß von Schmelzwässern über das Adeleggbergland vermuten (A. REISSINGER 1941).

Im Kartiergebiet zeugt der Terrassensporn bei Häfeliswald, am Zusammenfluß von Eschach und Kürnach, speziell der hangende fluvioglaziale Schotter (P. SINN 1974) sowie seine Fortsetzung der Hochterrassenschotter bei Exenried und der Schotterterassenrest oberhalb Eisenbach im Eschachtal vom Übertreten der Schmelzwässer des rißzeitlichen Illergletschers in das Adeleggbergland. Der Niederterrassenschotter im Kürnachtal bei Häfeliswald ist ein Relikt der würmzeitlichen zentrifugalen Schmelzwasserbahn des Illergletschers.

Der Kern des Adeleggberglands, der im wesentlichen vom Kartiergebiet erfaßt wird, war während der Kaltzeiten des Pleistozäns überwiegend Periglazialgebiet; in den Interglazialen und im Holozän gestaltete dort vor allem die rückschreitende Erosion die Landschaft:

Zu den Periglazialerscheinungen und -bildungen sind im Kartiergebiet Frost- und Solifluktionsschutt, Fließerden, mit großer Wahrscheinlichkeit auf Bodenfließen zurückzuführende asymmetrische Täler sowie Aufschüttungen und Aufschotterungen im Eschach- und Kürnachtal zu zählen.

Zu sehr starker Schuttanhäufung kam es am Westabhang und am Nordabhang der Adelegg, daneben in geringerem Maße an den Talflanken von Eschach und Kürnach sowie des Kreuzthals und des Ulmerthals. Auf der Geologischen Karte wurden Schuttbildungen als solche nur ausgeschieden, sofern sie die morphologische Kartierung der Konglomerate und Mergel in der Oberen Süßwassermolasse beeinträchtigten.

Im Westen war, wie schon weiter oben erwähnt, die mechanische Verwitterung durch Frost der vorherrschende schuttliefernde Prozeß. Im Norden waren dazuhin noch die Bedingungen für flächenhafte Abtragung und Anhäufung durch Solifluktion gegeben: Nach J. BÜDEL (1944) waren nach Norden exponierte Hänge im Periglazialklima infolge ihrer Schattenlage vor der Austrocknung durch die Sonne relativ geschützt; außerdem taute die winterliche Schneedecke dort nicht so rasch ab und lieferte besonders in den Sommern, als die Auftautiefe am größten war, noch Wasser. Die daraus resultierende starke und anhaltende Durchfeuchtung begünstigte Frostverwitterung und Solifluktion. Im Norden wurde der Frostschutt auf diese Weise weiterverfrachtet. Heute überlagert er z.T. den Friesenhofener Schotter.

Andere nach Norden exponierte Hänge im Kartiergebiet sind ebenfalls, auch in höheren Lagen, stärker von Hangschutt bedeckt. Dazu zählen die nordwärtigen Talflanken des Ulmerthals, des Kreuzthals und der Eschach in ihrem Oberlauf. Dazuhin zeigen diese Täler einen asymmetrischen Querschnitt: Die nach Norden gerichtete Talseite ist flacher (12 - 19°) als die nach Süden gewandte Gegenseite (16 - 24°).

Die Asymmetrie der Täler ist wohl nur zu einem ganz geringen Teil auf die Schichtlagerung zurückzuführen. Zwar fallen die Schichten im Kartiergebiet generell nach NNW bis NW ein, jedoch treten nur minimale Fallbeträge auf: Vom Ulmerthal und dem Kreuzthal mit Werten von weniger als ¹/₂° erfolgt nach SSE bis zum augenscheinlich subsequenten Eschachoberlauf nur eine unbedeutende Zunahme auf etwas über 1°. Auch spricht der heutige Bach- und Flußverlauf in diesen Tälern gegen eine größere Beteiligung der Schichtlagerung, da die Gewässer vornehmlich den flacheren nordwärtigen Hang unterschneiden und versteilen.

Ebenso legt es die bereits erwähnte stärkere Hangschuttbedeckung der nach Norden exponierten Talflanken nahe, als Hauptursache der asymmetrischen Täler Frostverwitterung und Solifluktionsvorgänge ähnlich wie am Nordabhang der Adelegg anzunehmen. Das Auftauen der oberen Bodenschicht auf den nach Norden und Nordosten gelegenen Schattenhängen führte zum Abgleiten des durchfeuchteten Oberbodens auf dem noch gefrorenen Unterboden. Die entlang schwach geneigter Bahnen verlaufenden Fließvorgänge verflachten die Hänge. Die der Sonne mehr ausgesetzten Talseiten in Süd- und Südwestlage trockneten dagegen stärker aus und die geringere Durchfeuchtung verhinderte ausgeprägte Solifluktionserscheinungen, die zu einer Verflachung hätten führen können. Ganz im Gegenteil erfolgte dort eine Versteilung der Talflanken durch die intensive Frostverwitterung und vermutlich auch durch die Unterschneidung der Gewässer, die von größeren Mengen auf der anderen Talseite abgleitender Solifluktionsmassen an den nach Süden exponierten Hang gedrängt werden konnten. Das heutige, etwas widersprüchliche Verhalten der Gewsser, die den flacheren Hang unterschneiden, erklärt sich durch den überwiegend auf der steileren, südwärtigen Talseite aufkommenden Schutt - besonders seit dem Postglazial als Abtragungsschutt in Form kleiner Bachschwemmkegel und wahrscheinlich w:hrend des letzten Glazials als Frostschutt - wodurch die Gewässer abgedrängt werden.

Aufgrund des grobkörnigen Ausgangsmaterials - viel Konglomerate und weniger Mergel - bildeten sich nur untergeordnet breiartige Fließerden. Lediglich ein einziges größeres Vorkommen bedeckt die rißzeitliche Schotterterrasse von Exenried.

Die äußerst wirksame periglaziale Denudation lieferte große Mengen Solifluktionsschutt, der sich in den Hohlformen der Tobel und Täler sammelte und dann den Vorflutern Eschach und Kürnach zufloß. Beim Austritt der Tobelbäche in die Täler von Eschach und Kürnach, deren Talböden damals teils primär, teils durch Aufschotterung in den Kaltzeiten höher lagen, wurden Schwemmkegel aufgeschüttet. Heute lassen sich nach ihrer Verschachtelung, ihrer Höhenlage sowie aufgrund ihres Verbands mit entsprechend alten Schottern und ihrer Parallelisierung im Profil drei Generationen von Schwemmkegeln im Eschachtal unterscheiden. Die höchstgelegenen sind am stärksten zerschnitten und gekappt; ihre erste Anlage fällt wohl in die Rißzeit. Die Schwemmkegel des mittleren Niveaus sind z.T. vollständig erhalten; sicher vertreten ihre unteren Teile noch das spätere Würmglazial. Die tiefstgelegenen verzahnen mit der Talaue, werden stellenweise aber auch von ihr abgeschnitten; sie sind demnach ins Holozän zu stellen. Im Kürnachtal ist der Schwemmkegel des Helletobels zweifach verschachtelt.

Das vermehrte Schutt- und Schotteraufkommen aus dem perigläzialen Adeleggbergland führte vor allem im Eschachtal, bei verminderten Niederschlägen und damit geringer Wasserführung während der Kaltzeiten des Pleistozäns, zu Aufschotterung und zu Seitenerosion. Der liegende Schotter im Terrassensporn bei Häfeliswald ist der Rest einer solchen, im Mittelpleistozän erfolgten Aufschotterung (P. SINN 1974).

Der Niederterrassenschotter im Eschachtal unterhalb Fallehen, Exenried und dem Terrassensporn bei Häfeliswald sowie gegenüber beim Rinnenbühl, außerdem Schotterterrassenreste bei Blockwiesen und oberhalb Eisenbach im Eschachtal belegen für die Würmzeit eine entsprechend starke Anlieferung von autochthon im Adeleggbergland gebildetem Abtragungsschutt, da der würmzeitliche Illergletscher nicht den erforderlichen Hochstand erreichte, um in das Tal der Eschach zu entwässern.

Auch der altersmäßig unsichere Friesenhofener Schotter, der im Norden noch ins Kartiergebiet hereinreicht, muß in diesem Zusammenhang erwähnt werden. Nach P. SINN (1974) besteht er aus reinem Adelegg-Material. Nach der von K. BAUR (1968) angegebenen Entkalkungstiefe von 130 cm sowie nach seiner Höhenlage beweist er mindestens für Prä-Würm eine sehr starke Schotteranlieferung.

Die von P. SINN (1974) beschriebene, vom Rheingletscher hervorgerufene Aufstauung der Eschach während des Mittelpleistozäns rief keine größere Aufschüttung im engeren Kartiergebiet hervor, da der Wasserspiegel, wie aus der Höhenlage des Stausediments bei Häfeliswald hervorgeht, nur ca. 782 m NN erreichte. Vielleicht hatten aber an der Westflanke der Adelegg Aufstauungen der rißzeitlichen Schmelzwässer des Rheingletschers eine stärkere Auswirkung.

Besonders viel Material zur Aufschotterung muß aus den Gebieten des Schwarzen Grats und der Roten Fluh sowie des Wenger Eggs im Süden des Kartiergebiets gekommen sein. Dort sind nach NW gewandte, an Kare erinnernde (R.A. HANTKE 1978; A. REISSINGER 1941) große Hohlformen ausgebildet, die heute außerdem den Charakter von Rutschungen zeigen: Über die Rote Fluh bis zum Aussichtsturm des Schwarzen Grates verläuft eine Steilwand, die stellenweise eine Höhe von 60 m erreicht. Teile dieser Steilwand sind wahrscheinlich nach der Würmzeit abgerutscht (R: 8515, H: 8470), da die Rutschschollen dort noch sehr gut erhalten sind. Für kräftige Massenbewegungen spricht außerdem der nördlich der Roten Fluh verlaufende Riederstobel, dessen Bach sich bis zu 5 m in Schuttmassen eingetieft hat.

Die große Hohlform am Wenger Egg verdankt ihre Entstehung vermutlich einer breitflächigen Rutschung. Von der Rutschmasse sind heute zwar nahezu keine Reste mehr vorhanden, was auf eine ältere Anlage hinweist und wahrscheinlich auf solifluidale Abtragung zurückzuführen ist; jedoch ist wohl ein etwas stärkeres Nordfallen der Schichten von ca. 3 - 4° und eine Unterschneidung durch den Rotenbach für die Entstehung der Hohlform durch spontane gravitative Massenbewegungen verantwortlich zu machen. Die noch aktive Rutschmasse nordöstlich des Wenger Egg (R: 8610, H: 8455) dürfte ähnlicher Entstehung sein.

Die schon weiter oben angedeutete Vermutung einer Lokalvergletscherung des Adeleggberglands im Bereich des Schwarzen Grats sowie am Westrand der Adelegg und die Firneisbildung in kesselförmigen Tobelschlüssen (R.A. HANTKE 1978; A. REISSINGER 1941) wird vor allem durch außerhalb des Kartiergebiets gelegene Kare und karähnliche Fimmulden unterstützt:

Auf Blatt 8327 Buchenberg ist das Becken des Eschacher Weihers vermutlich glazialer Entstehung (H. JERZ & K. SCHWERD 1983). Im Verlauf der Mindel- und der Rißzeit ist hier mit einem Absinken der Schneegrenze auf ca. 1050 m NN zu rechnen, wodurch eine lokale Vereisung und die Ausformung einer Firnmulde denkbar ist (H. JERZ & K. SCHWERD 1983).

Für die Würmzeit ist mit dem am Nordhang des Hauchenbergs oberhalb Waltrams auf einer Höhe von ca. 950 m gelegenen kleinen Kar der eindeutige Beweis einer Lokalvergletscherung, zumindest im südlicheren Teil des Molasse-Berglands gegeben (H. JERZ 1974). Das Vorkommen liegt 7 km SSE des Aussichtsturms des Schwarzen Grats. Die Höhe der Schneegrenze im letzten Hochglazial muß nach H. JERZ (1974) in diesem Gebiet an den nordseitigen Hängen zwischen 1050 m und 1100 m gelegen haben. Auf der Nordseite des Kugel-Höhenzuges, 6,5 km SW des Aussichtsturms des Schwarzen Grats, ist eine weitere Fimmulde erhalten (H. JERZ & J.H. ZIEGLER 1983). Auch D. ELLWANGER (1980) stellte an der NE-Flanke des Adeleggberglandes, unmittelbar NW des Blender, eine nach NE geöffnete Karnische fest.

In den Interglazialzeiten war das Klima ähnlich dem heutigen, zeitweise auch wärmer und feuchter (M. SCHWARZBACH 1974). Die Landschaft des Ädeleggberglands wurde durch die rückschreitende Tiefenerosion von Eschach und Kürnach sowie der Tobelbäche gestaltet. Die größeren Gewässer legten ihr Bett tiefer und führten zur Terrassenbildung in den während der Kaltzeiten gebildeten Schotterf luren; die Bäche schnitten sich in ältere Schwemmkegel ein und schütteten z.T. neue auf.

Auch eines der auffallenden landschaftsbildenden Elemente des Adeleggberglands, die typische Tobelzerschluchtung, erhielt seine wesentliche Ausgestaltung in den warmen und feuchten Interglazialzeiten: Einerseits erzwang die geringe Wasserdurchlässigkeit der Konglomerate und Mergel in der Oberen Süßwassermolasse einen kräftigen oberflächigen Wasserabfluß, der eine stark einkerbende fluviale Erosion zur Folge hatte. Andererseits hatte der zwar geringere unterirdische Abfluß besonders an den steilen Tobelflanken eine rutschungsfördernde Wirkung.

Das andere landschaftsgestaltende Element, die stufenartige Terrassierung des Berglands, die den inneren Aufbau aus Konglomeraten und Mergeln widerspiegelt, ist wohl eine Folge der Verwitterungs- und Abtragungsvorgänge während der Warm- und Kaltzeiten des Quartärs: Im wärmeren Klima wurden die feinkörnigen Mergel oberirdisch abgespült und erodiert; im Untergrund wirkten Ausspülung und Quellerosion die Rutschungen im Hangenden auslösten. Im kälteren Klima witterten bevorzugt die Konglomerate durch Frost zurück. Noch heute ist in der kalten Jahreszeit die Frostverwitterung aktiv, was man sich zunutze macht, indem der während des Winters in Materialgewinnungsstellen angefallene Kies im Frühjahr eingesammelt wird. Beide Vorgänge, aquatische Abtragung und Frostabwitterung, sind stufen- und terrassenbildend.

Jüngste, vom Spätglazial bis heute reichende Bildungen sind die Talauensedimente der größeren Gewässer, die auf das Niveau der Talaue auslaufenden Schwemmkegel der Tobelbäche, außerdem die zahlreichen Rutschungen und Hangschutt.

Besonders in der noch vegetationsarmen Zeit am Ende der letzten Kaltzeit wirkte kräftige Erosion, die aber durch die im Spätglazial und Holozän allmählich wieder schrittfassende Vegetation gebremst wurde. Jedoch führte der Eingriff des Menschen im 17. Jh. zu einer verstärkten Bodenerosion, als große Waldbestände im Adeleggbergland abgeholzt wurden, da die damalige Reichsstadt Ulm zu dieser Zeit einen großen Holzbedarf hatte. Dazu kam im ausgehenden 17. Jh. die Glashüttenindustrie, die bis 1893 im Adeleggbergland umging (R. BAUR 1968). Ein Relikt aus dieser Zeit mit vermehrter Bodenerosion durch Rillenspülung ist wahrscheinlich der Ripnenbühl 1 km SSW Schmidsfelden.

Seitenanfang

Mail an MFezer@gmx.de

Inhaltsübersicht