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Eiszeiten im Allgäu
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Eiszeit im Allgäu

Eiszeiten im Westallgäu

Nach dem subtropischen Klima der Tertiärzeit und den Ablagerungen der vorgenannten Molassegesteine setzte mit Beginn des Quartärs vor etwa 2 Mill. Jahre eine deutliche Klimaverschlechterung ein.

In den Alpen herrschten im Pleistozän mehrere Eiszeiten mit großen Gletschern, die sich aus der Alpenregion nach Norden über das Allgäu in das Alpenvorland vorschoben.

Die Geländeoberfläche der Westallgäuer Landschaft wurde im Wesentlichen durch die geologischen Einwirkungen während der Eiszeiten geprägt. Das Allgäu wurde im Zuge der Eiszeiten nacheinander von mehreren mächtigen Gletschern bedeckt, wodurch die heutige Morphologie durch unterschiedliche eiszeitliche Gesteinsablagerungen und Erosionsvorgänge intensiv geformt und gestaltet wurde.

In Süddeutschland können für die letzten 800.000 Jahre fünf große Eiszeiten unterschieden werden, die nach Flüssen des Alpenvorlandes benannt sind:.

     

             Eiszeiten                                   Jahre vor heute
     ---------------------------------------------------------------------------------

     Würm - Eiszeit                               11.000   bis 120.000

     Riß - Eiszeit                                     140.000  bis  230.000

     Mindel - Eiszeit                              240.000  bis  400.000

     Haslach - Eiszeit                             520.000   bis 620.000

    Günz - Eiszeit                               640.000   bis 800.000

     

In jeder Eiszeit waren die Alpen mit einer geschlossenen Eiskappe überzogen, die sich mehr oder weniger weit über das Alpenvorland schob. Zwischen den Eiszeiten (Glaziale) herrschten unterschiedlich lange Warmzeiten (Interglaziale), in denen die Gletscher abschmolzen und sich im Alpenvorland gewaltige Flussläufe bildeten.

Mit jeder neuen Eiszeit wurden die vorherigen eiszeitlichen Gesteinsablagerungen und Geländeoberflächen wieder mit mächtigem Gletschereis überfahren und überprägt. Von den älteren Eiszeiten sind deshalb heute nur noch regionale Ablagerungsreste vorhanden.

Die heutige Geländemorphologie des Westallgäus ist deshalb überwiegend das Ergebnis der geologischen Bildungen in der jüngsten Eiszeit, der Würm-Eiszeit, die vor etwa 120.000 Jahren begann und bis vor etwa 11.000 Jahre vor heute andauerte.

     

Würm-Eiszeit

Zur Zeit des Gletscherhöchststandes der Würm-Eiszeit vor etwa 20.000 Jahren war das Westallgäu von dem östlichen Ausläufer des gewaltigen Rhein-Gletschers bedeckt. Das Gletschereis  stammte aus der Region des Vorarlberges und des Bregenzer Waldes. Einzelne große Eisströme wurden in Richtung Nordosten in die sog. Weißach-Rinne und Rotach-Rinne sowie in die Laibach-Senke und Gießbach-Senke gelenkt.

In der Würm-Eiszeit reichte der Rheingletscher mit seinen östlichen Ausläufern bis in die Gegend von Maierhöfen, Isny, Gebratshofen, Bad Waldsee und Schussenried heran.

Das angrenzende Adelegg-Bergland stellte zu dieser Zeit eine natürliche Barriere am Ostrand des Rheingletschers dar und wurde nicht von dem Gletschereis überfahren.

Die Oberfläche des Gletschers lag in der Gegend von Maierhöfen auf etwa 900 m über NN, so dass die über 1000 m hohen Gipfel der Adelegg (höchste Erhebung: Schwarzer Grat, 1118m) und auch die Gipfel des südlich von Maierhöfen gelegenen Bergrückens zwischen dem Iberg (950 m), der Riedholzer Kugel (1069 m) und der Iberger Kugel (1048 m) nicht mit Eis bedeckt waren.

Im Bereich von Maierhöfen-Straß war der Eispanzer etwa 100 m mächtig.

 

 

 

ARGENTAL

Untere Argen

Zur Zeit des Eishöchststandes der Würm-Eiszeit vor ca. 20.000 Jahren, bildete das Schmelzwasser am östlichen Rand des Rhein-Gletschers einen mächtigen Flusslauf. Diese eiszeitliche Untere Argen floss am Fuß des Adelegg-Bergland in Richtung Nordosten der im Osten gelegenen Ur-Iller zu. Das Flusstal verlief zu dieser Zeit über die heutigen Ortschaften Rengers, Rimpach, Friesenhofen, Leutkirch, Aichstetten und Aitrach.

In dieser sog. Argen-Eschachrinne wurden durch den starken Schmelzwasserabfluss  mächtige Schottermaterialien abgelagert, die heute an einigen Stellen in großen Sand- und Kiesgruben abgebaut werden.

Etwa 4.000 Jahre später, 16.000 Jahre vor heute, war das Abflusstal über Friesenhofen durch die mächtigen Flussablagerungen “verstopft”, so dass die Untere Argen ab dieser Zeit westwärts um den Menzelhofener Berg herum einen neuen Lauf einnehmen musste. Die Untere Argen floss nun durch das Tal bei Rengers, Unterried, Gottrazhofen, Beuren, in Richtung Leutkirch. Immer noch entwässerte der Fluss über Aitrach der Iller zu.

Nachdem sich der Rhein-Gletscher aus dem Gebiet von Isny – Maierhöfen  weiter nach Südwesten zurückgezogen hatte wurden in das alte Abflusstal der Unteren Argen weiterhin gewaltige Gesteinsschuttmassen verfrachtet, so dass vor etwa 15.000 Jahre vor heute der Schmelzwasserabfluss in Richtung Nordosten zur Iller bzw. zur Donau hin endgültig versperrt war.

Von nun an erfolgte erstmals der Abstrom der Unteren Argen durch eiszeitliche  Rinnentäler in Richtung Südwesten über Wangen und weiter zum heutigen Bodensee.

 

Obere Argen

In der Würm-Eiszeit vor etwa 20.000 Jahre bildete ein weiterer Schmelzwasserabfluss am Südostrand des Rhein-Gletschers das heutige Argental.

Die Obere Argen durchfloss bereits zu dieser Zeit die Talenge über Weißenbachmühle, Oberthalhofen und Unterthalhofen in das breite Tal von Ebratshofen. Im Bereich von Schüttentobel stauten sich die gewaltigen Schmelzwassermassen in dem abflusslosen Talkessel zu einen großen Gletschersee auf. Da die natürlichen Abflüsse des Sees sowohl im Osten bei Bischlecht  als auch im Westen bei Harbatshofen durch Geländerücken zu hoch lagen, und der Wasserdruck des ansteigenden Gletschersees zu groß wurde, durchbrach das aufgestaute Schmelzwasser die natürliche Barriere am Schüttentobel in Richtung Norden zwischen dem Iberg und dem Laubenberg und bildete die Schlucht des heutigen Naturschutzgebietes Eistobel.

Unterhalb dieses Tobels floss die Obere Argen zu dieser Zeit noch in östliche Richtung durch das Tal bei Riedholz, dann südlich von Maierhöfen bis in das eiszeitliche Tal beim Hengeles Weiher. Auch der Hengeles Weiher war einst ein gewaltiger Schmelzwassersee, der ursprünglich bis nach Maierhöfen zurück reichte. Heute stellt der Hengeles Weiher nur noch einen flachen humusreichen Restsee dar, der sehr stark durch Sumpf- und Moorpflanzen verlandet. In geologisch absehbarer Zeit wird der See völlig verlandet sein und der Talboden wird nur noch aus einem Niedermoor (Ried) bestehen.

Während der Würm-Eiszeit mündete die Obere Argen in die Untere Argen bei Großholzleute.

Wenige Tausend Jahre später vor etwa 15.000 Jahren war das Abflusstal der Oberen Argen bei Riedholz-Maierhöfen ebenfalls durch mächtige Gesteinsschotterablagerungen “verstopft”. Die Obere Argen suchte sich nun entlang der Stirnseite des ehemaligen Gletschers einen neuen Weg durch eine Abflussrinne in Richtung Nordosten durch das heutige Rutzenbach-Tal über die Ortschaften Brugg, Rutzen, Dorenwald und Gründels. Das tiefe Kerbtal von Gestratz existierte zu dieser Zeit noch nicht. Die Obere Argen mündete seinerzeit nordwestlich von Isny in die Untere Argen.

Beim weiteren Rückzug des Gletschers nach Südosten nahm der Schmelzwasserstrom entlang des Gletscherrandes einen neuen Weg. Die gewaltigen Wassermassen rissen eine tiefe Abflussrinne in den Untergrund und schufen das heutige Tal der Oberen Argen bei Gestratz, Zwirkenberg und Mallaichen bis Eglostal. Das hochgelegene Rutzenbachtal blieb somit nur noch als ein “Trockental” ohne Flusslauf zurück.

Beim Rückzug des Gletschereises bildeten sich im Vorland des Gletschers in flachen Geländesenken Gletscherrandseen, die später durch starken Bewuchs weitgehend verlandeten und zu Sumpfgebieten und Niedermooren führten. Im Raum Isny-Maierhöfen  gehören hierzu die großen Naturschutzgebiete westlich von Isny mit dem Rotmoos und dem Harprechtser Moos. Bei Staudach befindet sich der Staudacher Weiher. Südlich von Isny liegt das Feuchtgebiet von Gschwend mit dem Biesenweiher. Bei Großholzleute stellt der Hengelesweiher heute den Rest eines langgestreckten Gletschersees dar, der ursprünglich bis nach Nagelringen reichte und heute zunehmend verlandet. Durch den Hengelesweiher fließt der Maierhöfener Bach, dessen Quellgebiet sich bei Straß östlich des Müllerhof befindet. 

 

 

Erläuterungen:

Eiszeitliche Bildungen

  • Trogtal
  • Beim Vorrücken des mächtigen Gletschereises wurden die Gesteinsmaterialien am Untergrund durch die gewaltige Auflast abgeschürft und abgehobelt. Es bildeten sich typische U-förmige Trogtäler, die nach dem Abschmelzen des Gletschers zurück blieben. Ein besonders schönes Beispiel für ein großes eiszeitliches Trogtal ist das Tal zwischen Immenstadt und Oberstaufen mit den Alpsee als ehemaliger Gletschersee.

     

     

  • Findlinge
  • Das Gletschereis transportierte gewaltige Schuttmassen und große Gesteinsbrocken, die im Liefergebiet auf das Eis gefallen waren und dann über sehr weite Strecken in das Alpenvorland transportiert wurden.

    Die Findlinge, die in der Region Isny – Maierhöfen vorkommen, wurden von dem östlichen Ausläufer des großen Rheingletschern verfrachtet. Ein großer Teil der Findlinge stammt aus der Region des Vorarlbergs und des Bregenzer Waldes. Viele Findlinge, die meist bei Erdbauarbeiten gefunden wurden, zieren heute die Vorgärten der Häuser.

    Vor dem Müllerhof in Maierhöfen-Strass liegt ein großer dunkelgrauer Sandsteinblock, bei dem es sich offensichtlich um ein Flyschgestein handelt, das vermutlich aus der Flyschzone im Vorarlberg stammt.

    Ein besonders imposanter Findling stellt der “Erratische Block von Weiler” dar. Dieser Kalkstein-Block (Hauptdolomit) gehörte mit seinen ursprünglichen Ausmaßen von ca. 3000 bis 4000 m³ zu einer der größten Findlinge im nördlichen Alpenvorland. Der gewaltige Findling stammt aus dem Dreischwester-Massiv in Lichtenstein und wurde von einem abgezweigten Eisstrom (Rotachzunge) des großen Rhein-Gletschers vor etwa 12.000 bis 15.000 Jahren über eine Strecke von über 50 km bis an die heutige Stelle bei Weiler transportiert. Im 19. Jahrhundert wurde dieser “Riesenfindling” als Steinbruch für die Herstellung von Kalköfen abgebaut. Heute ist nur noch ein Rest dieses Kalksteinblocks erhalten.

     

  • Grundmoräne
  • Beim Abschmelzen des Eises lagerte der Gletscher seine Schuttfracht als Moränenmaterial in völlig unsortierter Mischung aus Sand, Kies, Steinen und kantigen Blöcken auf dem Untergrund ab.

    Die Gesteinematerialien, die innerhalb des Gletschers bis zum Grund abgesunken sind, bilden eine Grundmoräne. Durch die gewaltigen Masse des darüber schürfenden Gletschereises sind die Gesteine der Grundmoräne stark geschliffen, geschrammt und weitgehend zermahlen worden. Nach dem Rückzug des Gletschers bilden die Grundmoränen mit dem zermahlenem, lehmigen Gesteinsmaterial sehr häufig einen flachwelligen Untergrund.

     

  • Randmoränen und Endmoränen
  • Am Rand des Gletschereises bildeten sich Randmoränen, und vor dem Gletscher wurden die Gesteinsmassen zu einer Endmoräne zusammengeschoben.

     

  • Drumlines
  • Bereits vorhandene morphologische Erhebungen, die von dem Gletschereis überfahren wurden, sind zu schmalen länglichen Geländerücken heraus modelliert worden. Diese sog. Drumlines mit ihrem Walfisch-ähnlichen Buckel zeichnen die Vorstoßrichtung des Gletschers nach.

     

  • Schmelzwasserströme
  • Durch das starke Abschmelzen des Eises traten aus dem Gletscher unterschiedlich starke Schmelzwasserströme aus, die vor dem Eisrand gutsortierte Kies- und Sandschichten (Sanderfläche) abgelagerten.

     

     

  • Toteisblöcke
  • Vom Gletscher isolierte und liegengebliebene Eisbrocken, die vom Schutt des Gletschereises zugedeckt und somit über längere Zeit vom Abschmelzen bewahrt geblieben sind, stellen sog. Toteisblöcke dar. Nach dem endgültigen Abschmelzen blieb an dieser Stelle ein Hohlraum zurück, der im Untergrund eine abflusslose Senke und später häufig einen Gletschersee ausbildete.

     

 

 

 

Adelegg-Bergland

Ausgehend von der tektonisch aufsteigenden Nagelfluhkette transportierte die Ur-Iller nördlich des Hochgrats einen gewaltigen Schwemmfächer aus grobklastischen Schottermaterialien in die nordalpine Molassevortiefe.

Im Pliozän wurden diese mächtigen Molasseablagerungen von dem tektonischen Nordschub der Alpen erfasst und zusammengeschoben. Der Hochgrat-Schwemmfächer verlagerte sich allmählich nach Norden und baute eine mächtige Wechselfolge von zu Konglomerate verfestigten Kiesen mit Sanden und Mergeln auf.

Im Pleistozän wurden die randlichen Zonen des Schwemmfächers, in denen feinkörnigere Schuttsedimente vorkamen durch die Schmelzwässer des westlich gelegenen Rhein-Gletschers und des östlichen Iller-Gletschers erodiert und über die Argen und die Iller abtransportiert.

Der zentrale Bereich des Adelegg, in dem konglomeratische  Gesteine als Härtlinge verbreitet sind, ist vom Gletschereis nie überfahren worden. Hier herrschte vor allem starke Frostverwitterung und nach der Eiszeit tiefe Erosion durch abfließende Wässer, wodurch es zu der typischen Tobelzerschluchtung des Adeleggberglandes kam.

Im Westen des Adelegg reichte der Rhein-Gletscher bis an das Bergland heran. Im Osten des Adelegg lag das Vereisungsgebiet des Iller-Gletschers, der von Osten her bis Immenstadt und bis Altusried reichte. Eine Verbindung zwischen den beiden großen Gletschern bestand nur im Süden am Alpenrand über das Weißachtal. Das Weißachtal ist ein typisches U-förmiges Gletschertal mit einem großen Gletschersee (Alpsee) am unteren Ende.

 

 

 

Eistobel

Der Eistobel liegt im Übergangsbereich zwischen der ungefalteten Vorlandmolasse und der gefalteten Subalpinen Molasse (Faltenmolasse).

Im unteren, nördlichen Teil des Eistobels im Bereich der Argenbrücke beträgt die Neigung der Molasseschichten lediglich 4° bis 6° mit nördlichem Einfallen. Im oberen, südlichem Teil sind die Gesteinsschichten der Molasse schon bis zu 30° nach Norden verkippt.

Im Eistobel sind die Schichten der Oberen Meeresmolasse (OMM) und die Ablagerungen der Oberen Süßwassermolasse (OSM) aufgeschlossen. Vom Eistobeleinstieg an der Argenbrücke bis etwa zur Mitte des Tobels stehen die Schichten der Oberen Süßwassermolasse an. Im Oberen Teil des Eistobels sind die älteren, liegenden Schichten der Oberen Meeresmolasse von der Argen angeschnitten und freigelegt worden.

 

Die Entstehung des Eistobels steht in Verbindung mit der letzten Eiszeit (Würm-Eiszeit). Beim Abschmelzen der Gletscher bildeten sich in den Tälern vor dem Gletscher teils große Schmelzwasserseen. Auch in dem abflusslosen Talkessel bei Ebratshofen entstand ein großer Schmelzwassersee. Da die Abflüsse des Sees sowohl im Osten bei Bischlecht  als auch im Westen bei Harbatshofen durch Geländekuppen zu hoch lagen, durchbrach das aufgestaute Schmelzwasser die natürliche Barriere am Schüttentobel in Richtung Norden zwischen dem Iberg und dem Laubenberg. Begünstigt durch das Schichteinfallen der Molasseablagerungen in nördlich Richtung schuf das ablaufende Wasser des Eissees eine tiefe Erosionsrinne in den Molasseablagerungen. Die Geländeschlucht des Eistobels war somit geschaffen.